Формирование каверно-поровового пространства в карбонатных отложениях

Страхов П.Н. Формирование каверно-порового пространства в карбонатных отложениях 1 Страхов П.Н. Формирование каверно-...

Author: Страхов П.Н.

18 downloads 197 Views 1MB Size Report

This content was uploaded by our users and we assume good faith they have the permission to share this book. If you own the copyright to this book and it is wrongfully on our website, we offer a simple DMCA procedure to remove your content from our site. Start by pressing the button below!
Report copyright / DMCA form

DOWNLOAD PDF

Страхов П.Н. Формирование каверно-порового пространства в карбонатных отложениях

1


2


Светлой памяти моего учителя – проф. Черникова Олега Анатольевича посвящается.

Предисловие Карбонатные отложения занимают особое место в нефтяной геологии не случайно. Они формируют продуктивные горизонты, которые по своим свойствам существенно отличаются от аналогов, представленных терригенными породами. Во-первых, скважины, вскрывшие карбонатные отложения, преимущественно характеризуются более высокими дебитами. Вовторых, в карбонатных отложениях очень часто возможно существование устойчивой фильтрующей системы при пористости, не превышающей 5 – 6% (это в несколько раз меньше кондиционных значений пористости, принимаемых для терригенных отложений). В-третьих, увеличение глубины залегания карбонатных пород часто сопровождается меньшей потерей емкости, чем это имеет место в отложениях другого типа. В-четвертых, природные резервуары, представленные карбонатными образованиями, характеризуются более резкой изменчивостью фильтрационно-емкостных свойств. При этом очень часто минеральный состав остается постоянным, что существенно уменьшает разрешающую способность геофизических методов. Во многих случаях сложное строение продуктивных горизонтов, приуроченных к карбонатным отложениям, обусловлено присутствием в них сразу нескольких генетических разновидностей пустот, образование и развитие которых контролируется различными литологическими факторами. Формирование пустотного пространства – сложный многофакторный процесс. Он не заканчивается на стадии седиментогенеза, а продолжается на протяжении всей истории развития породы. В карбонатных отложениях практически постоянно происходит одновременное уменьшение емкости (вплоть до полной ликвидации) одних пустот и увеличение (или начало формирование) других. Это приводит к тому, что с определенного этапа развития пород утрачивается прямая зависимость между условиями осадкообразования и фильтрационно-емкостными свойствами карбонатных отложений. Поэтому изучение характера развития пустотного пространства в карбонатных отложениях и определение роли каждого литологического фактора в данном процессе имеет важное практическое и научное значения.

3


В работе рассматриваются основные закономерности образования и развития каверно-порового пространства в карбонатных отложениях. Выводы сделаны на основании анализа литературных данных и результатов изучений продуктивных отложений ряда месторождений Прикаспийской, ЗападноСибирской и Тимано-Печорской нефтегазоносных провинций. Глава I. Классификация пор и каверн по генетическому признаку При изучении пор и каверн была использована классификационная схема, предложенная Г.Е.Белозеровой и П.Н.Страховым [6, 44, 45] (таблица 1.1, рис. 1). В ходе ее разработки были учтены работы по данной проблеме А.Н. Дмитриевского [15], Л.П.Гмид и С.Ш.Леви [13], Ф.Дж.Петтиджона [32], Р.К.Селли [37], В.Н.Киркинской и Е.М.Смехова [23], Г.К.Теодоровича [56] и других исследователей. Таблица 1.1 Генетическая классификационная схема пор и каверн Подтип

Первич ный

Тип

Вторичный

Унаследованного развития

Нового образования

Класс Аккумуляционный Хемогенноаккумуляционный Унаследованного выщелачивания Остаточные после вторичного минералообразования Перекристаллизации Доломитизации Выщелачивания

Подкласс Постинкрустификационный Посткрустификационный Неполного выполнения микротом

Выщелачивания перекристаллизованных и доломитизированных участков Выщелачивания вдоль трещин

Основным отличием предлагаемой схемы следует считать более четкое разграничение пор и каверн на генетические классы в зависимости от процессов, их формирующих. Это создает определенные преимущества при практическом изучении карбонатных пород-коллекторов.

4


5


Поры и каверны, в зависимости от того на какой стадии литогенеза завершились процессы их формирования, делятся на два типа: первичные (седиментационные) и вторичные (постседиментационные). Строго говоря, к первичному типу могут быть отнесены пустоты, образовавшиеся только в процессе осадконакопления. В частности, необходимо отметить, что большинство первичных пор, очевидно, должно было подвергнуться воздействию процессов гравитационного уплотнения [42], диагностические признаки которого практически не поддаются однозначному описанию, поэтому отнесение большей их части (если не всех?) к данному типу имеет условный характер. Таким образом, учитывая, что на практике, как правило, сложно надежно отделить первичные пустоты от раннедиагенетических, они рассматриваются вместе. Среди вторичных пустот представляется целесообразным провести выделение двух подтипов: нового образования и унаследованного развития. Аналогичное разделение пор и каверн предлагал Ф.Дж.Петтиджон [32]. Критерием отнесения пор и каверн к тому или иному подтипу служит время их заложения. Пустоты, развитие которых началось на стадии седиментогенеза, следует относить к подтипу унаследованного развития. Пустоты, появившиеся в результате постседиментационных преобразований в тех участках породы, где они раньше отсутствовали – нового образования. Разделение рассматриваемых пустот на классы производится после определения процесса, завершившего их формирование (аккумуляционный, хемогенно-аккумуляционный, выщелачивания, остаточный после вторичного минералообразования, перекристаллизации и доломитизации). Поры и каверны каждого класса в свою очередь в зависимости от места расположения в породе подразделяются на виды: внутриформенный (в случае, когда пора находится внутри форменного компонента, например, – внутри ракушки) и межформенный. К первичному типу относятся поры и каверны, которые закончили свое развитие во время формирования осадка. Они разделяются на два класса: аккумуляционный и хемогенно-аккумуляционный. Пустоты аккумуляционного класса достаточно подробно описаны в работах Г.И.Теодоровича [56] и Р.К.Селли [37]. Они образовались или между форменными компонентами (межформенный вид), или внутри них (внутриформенный вид). И в том и в другом случае отсутствуют признаки развития процессов выщелачивания и вторичного минералообразования. Пустоты межформенного вида имеют, как правило, угловато-округлые очертания, и их размеры не превышают диаметры, ограничивающих форменных компонентов. 6


Пустоты внутриформенного вида приурочены к внутрираковинным полостям, ранее заполненным живыми тканями организмов. Их размеры и форма зависят от биологических особенностей индивидов, к скелетным остаткам которых они приурочены. К хемогенно-аккумуляционному классу относятся поры, ограниченные форменными компонентами и хемогенным карбонатным материалом, осаждение которого произошло на стадии формирования осадка. Размеры кристаллов хемогенного карбонатного материала не увеличиваются по мере приближения к поре, что свидетельствует о его первичности [10]. Стенки таких пустот также не имеют следов выщелачивания и катагенетического минералообразования. В зависимости от характера осаждения карбонатного материала пустоты подразделяются на три подкласса: постинкрустификационный, посткрустификационный и неполного выполнения микритом. Первичные пустоты редко сохраняются неизменными на протяжении всей истории развития породы. Некоторые из них под влиянием процессов выщелачивания увеличиваются в размерах, другие за счет вторичного минералообразования наоборот уменьшаются. И те, и другие пустоты выделяются в подтип унаследованного развития. В зависимости от процесса, завершившего формирование пор и каверн, в подтипе унаследованного развития выделяются два класса: унаследованного выщелачивания и остаточных после вторичного минералообразования (при описании известняков пустоты последнего класса в последующем именуются остаточными после кальцитизации). Тем не менее, отметим, что палеопустоты могут быть заполнены другими минералами. Например, в доломитах Юрубчанского месторождения достаточно часто встречаются пустоты между кристаллами вторичного кварца, которые частично заполняют палеопоры и палеокаверны. К классу остаточных после вторичного минералообразования относятся поры и каверны, занимающие пространство, которое осталось после неполного заполнения вторичными кристаллами палеопустот. В данном случае речь идет преимущественно о кальците и доломите. По Г.Челингару [64], Х.Вильямсу и др. [10] диагностическим признаком этих пустот следует считать увеличение диаметров кристаллов по мере приближения их к поре. Кроме этого кристаллы кальцита (доломита), образовавшиеся в результате развития рассматриваемых преобразований, имеют сравнительно ровные грани, их диаметры превосходят размеры кристаллов хемогенной части породы, и характеризуются более светлой окраской. Пустоты данного класса имеют относительно небольшие размеры и, что особенно важно, – плохую 7


сообщаемость друг с другом. Коллекторы, в пустотном пространстве которых доминируют подобные поры, как правило, характеризуются низкими значениями проницаемости (0.1-1.10-15м2) даже при достаточно высокой пористости (10-15%). Форма пустот – угловатая, обусловленная морфологией вторичных кристаллов. Поры класса унаследованного выщелачивания образовались в результате воздействия на породу одноименных процессов. В зависимости от геологических условий эти пустоты могли частично залечиваться, а затем вновь расширяться, но при этом они всегда оставались открытыми и при благоприятных условиях в первую очередь служили путями миграции флюидов. Диаметры этих пор и каверн могут превышать размеры ограничивающих их форменных компонентов и, как правило, достигают наибольших размеров для каждого типа пород. Форма пустот – неправильнолапчатая, заливообразная. Поры данного класса в основном имеют хорошую сообщаемость друг с другом посредством довольно широких каналов растворения. Как правило, они характерны для коллекторов наиболее высоких классов. К подтипу нового образования относятся поры и каверны, развитие которых началось после завершения процессов осадконакопления в тех местах, где пустоты до этого отсутствовали. В этом подтипе выделяются три класса: перекристаллизации, доломитизации и выщелачивания. К классу перекристаллизации относятся поры, образовавшиеся между кристаллами, формирование которых произошло в процессе перекристаллизации пород. Размеры таких пор меньше диаметров ограничивающих их кристаллов. Стенки пустот не имеют следов выщелачивания, форма пор – угловатая. Как правило, такие поры имеют пятнистое распределение в породе. Сообщаемость пор в пределах перекристаллизованного участка в большинстве случаев сравнительно хорошая. В основном она осуществляется по тонким межкристаллическим каналам. К классу доломитизации относятся поры, расположенные между кристаллами, формирование которых произошло в результате воздействия на породу одноименных процессов. Их диагностические признаки аналогичны тем, которые имеют пустоты класса перекристаллизации. Морфология пор двух последних классов достаточно близка, поэтому очень часто они описываются в литературе как единая разновидность и называются межкристаллическими [15, 32]. Очевидно, в определенных ситуациях это правомерно. Например, при вовлечении доломитовой породы в процессы перекристаллизации или, наоборот, при воздействии процессов 8


доломитизации в перекристаллизованных известняках. В этих случаях физические различия между характерами образования представителей обоих рассматриваемых классов будут практически ликвидированы. Однако осуществлять такое объединение надо очень осторожно. В классе выщелачивания данного подтипа различаются пустоты, образовавшиеся в результате воздействия на породу растворяющих флюидов, фильтрующихся по трещинам (подкласс выщелачивания вдоль трещин) и порам перекристаллизации и/или доломитизации (подкласс выщелачивания перекристаллизованных и доломитизированных участков). Главным диагностическим признаком пустот, относящихся к первому подклассу, служит трещина, контактирующая с порой или каверной выщелачивания. Пустоты второго подкласса развивались среди кристаллической массы, занимающей пространство, не являющееся пустотным после завершения стадии седиментогенеза. Размеры описываемых пор и каверн очень часто существенно превышают диаметры, ограничивающих их кристаллов. Стенки пустот имеют следы выщелачивания. Глава II. Формирование порового отложениях на стадии седиментогенеза.

пространства

в

карбонатных

При изучении карбонатных отложений представляется наиболее целесообразным использовать сразу две классификационные схемы, предложенные И.В.Хворовой [61] и Р.Фолком [66]. Первую наиболее удобно применять при определении типа осадков и описания обломочной составляющей. Вторую при определении доминирующего типа осадкообразования: хемогенного или кластогенного. С этой целью определялось отношение (в дальнейшем оно будет именоваться показатель "Е") содержаний в породе форменных компонентов (Ф) и хемогенного карбонатного материала, который в осадке был представлен микритом (М): Е = Ф/М

(2.1)

При накоплении отложений, величина показателя Е которых составляет меньше 3, доминировал "хемогенный" характер осадконакопления, больше 6 – "кластогенный". В тех случаях, когда значения показателя Е находятся в диапазоне от 3 до 6, в процессе аккумуляции осадков активную роль играли оба фактора.

9


Остановимся на особенностях накопления обломочной составляющей карбонатных отложений. Как известно, его характер в основном зависит от гидродинамической активности бассейна осадконакопления. Именно подвижность придонных вод определяет размеры и текстуру образующихся осадков [30, 36, 37]. Ослабление скорости течения влечет за собой последовательное уменьшение размеров зерен осаждающегося "кластогенного" материала. Кроме этого соответствующие изменения гидродинамической активности среды осадконакопления определяют тип формирующейся текстуры. Наблюдается следующая последовательность изменения характера образования текстуры по мере уменьшения скорости течения придонных водных потоков. Вначале формируются осадки с волнистоподобной (волнистой) текстурой, затем со слоеватой (слоистой) и в последнюю очередь с беспорядочной (массивной). [37]. При этом необходимо иметь в виду, что формирование соответствующей текстуры осадков, состоящих из более крупных обломков, должно осуществляться в более подвижной обстановке. Определение гидродинамической активности среды осадконакопления возможно только на основании комплексного анализа текстуры и гранулометрического состава форменных компонентов. Отдельно текстуру исследуемых отложений правомерно рассматривать только как относительный показатель подвижности придонных вод бассейна седиментации. Данные теоретические положения подтверждаются экспериментальными исследованиями Д.Симонс и др. [69], в ходе которых осуществлялись наблюдения над характером осаждения зерен песка одинакового размера в зависимости от скорости течения воды. Очевидно, при определении обстановки, в которой происходило накопления карбонатных осадков, кроме размеров форменных компонентов следует учитывать и их плотность, которая может существенно изменяться, например, в случае существования внутри них пор. В тоже время гидродинамическая активность среды осадконакопления в определенной мере влияет на относительную интенсивность скорости осаждения хемогенного карбонатного материала (микрита) [5]. Во-первых, в бассейне с более высокой гидродинамической активностью к месту захоронения доставляется, как правило, большее количество обломочного материала, что в итоге влечет за собой уменьшение процентного содержания микрита в осадке. Во-вторых, уменьшение подвижности водной среды очень часто сопровождается изменением окислительно-восстановительного потенциала (Eh) в сторону отрицательных значений (вплоть до создания восстановительной обстановки) [41]. Это, в свою очередь, влечет за собой рост

10


значений pH [7], определяя тем самым увеличение интенсивность осаждения карбонатного материала (микрита). Следует отметить, что отсутствует прямая зависимость между подвижностью водной среды и соотношением скоростей накопления форменных компонентов и микрита. В ряде случаев [43] наблюдаются отклонения от общей тенденции роста показателя Е по мере увеличения гидродинамической активности. Практически отсутствует связь между размерами обломков и величиной рассматриваемого параметра отложений. Кроме этого статистическая обработка результатов литологических исследований карбонатных пород Карачаганакского, Тенгизского и Оренбургского месторождений показала (таблица 2.1), что в наиболее благоприятных условиях для накопления микрита, как правило, аккумулировались осадки с беспорядочной текстурой, а в наименее благоприятных – с слоеватой. По всей видимости, последовательное замедление скорости течения придонных вод вначале способствовало уменьшению интенсивности накопления микрита, достигало определенного минимума (совпадало с зоной образования осадков с слоеватой текстурой), а затем определяло ее рост. Таблица 2.1 Медианные значения параметра Е Месторождение

Карачаганак Тенгиз Оренбургское

Беспорядочная

Текстура Слоеватая

Волнистоподобная

4.05 6.74 5.12

6.80 8.49 8.22

4.65 8.03 5.75

Остановимся на особенностях формирования первичных палеопор в карбонатных отложениях. Под термином палеопоры понимается совокупность современных первичных пустот и их палеоаналогов, прекративших свое существование в результате вторичного минералообразования [53]. В целом подтверждается негативное влияние процессов хемогенного осаждения микрита на формирование данных пор [43]. Увеличение содержания микрита в породе (уменьшение величины показателя Е) в основном сопровождается уменьшением первичной межформенной палеопористости. Как правило, рассматриваемые палеопустоты практически не встречаются в образцах, имеющих показатель Е меньше 1.5. Единичные первичные палеопоры отмечаются в породах, у которых рассматриваемый параметр

11


колеблется в интервале от 1.5 до 3. Их межформенная палеоемкость очень редко достигает величины 3%. Для пород, имеющих показатель Е в интервале от 3 до 6, данная палеоемкость изменяется преимущественно от 1.5 - 2% до 8 9%. Образцы, у которых рассматриваемый параметр превышает 6, межформенная палеопористость колеблется в диапазоне от 2 - 3% до 14 - 18% и более. Аналогичная зависимость была получена Г.Е.Белозеровой [5] для карбонатных отложений Оренбургского месторождения и ряда залежей Средней Азии. Кроме хемогенного фактора на характер формирования первичной межформенной пористости осадков большое влияние оказывают особенности накопления "кластогенного" материала (морфология форменных компонентов и характер их залегания). И если характер влияния плотности упаковки обломков на пустотное пространство в принципе понятен, то роль текстуры в данном случае требует дополнительных разъяснений. Для решения поставленной задачи был применен оригинальный методический прием [53]. Вначале для идеализированной породы (форменные компоненты представлены шариками одинакового размера, микрит и поры равномерно распространены в породе) была выведена формула зависимости первичной межформенной пористости (Кп,и, %) от параметров Е и Р (отношение среднего расстояния между форменными компонентами к их диаметру): Кп,и = (ЕР-1)/(ЕР + Е)

(2.2)

Впоследствии определяли линейную зависимость между первичной межформенной палеопористостью реальных образцов (Кп, %) и рассчитанной для идеализированных пород (Кп,и, %): Кп = А(ЕР-1)/(ЕР + Е) + В

(2.3)

где А, В коэффициенты пропорциональности, приведенные в таблице 2.2. Предложенный методический прием позволил оценить влияние текстуры и окатанности форменных компонентов на зависимость первичной межформенной палеопористости от параметров Е и P. В случае сопоставления однотипных карбонатных пород, имеющих одинаковые значения рассматриваемых показателей, наибольшая палеопустотность будет преимущественно отмечаться в образцах с беспорядочной текстурой, наименьшая – с волнистоподобной. Кроме этого, на первичную 12


межформенную палеопористость положительное влияние оказывает окатанность. Лучшая палеопустотность отмечается в породах с окатанным детритом. Отметим, что данное положение опровергает сравнительно широко распространенное мнение о негативном влиянии окатанности на емкостные свойства пород. Ссылки на работу Л.В. Пустовалова [35] являются некорректными, так как в ней приводится только предположение, при этом сам автор подчеркивает, что данный вопрос он не изучал. Вместе с тем отмечена эмпирическая связь между текстурой породы и значениями параметров Е и P [43]. Особенности изменения первого показателя были рассмотрены раньше (таблица 2.1). При изучении зависимости параметра P от текстуры наблюдается совершенно противоположная картина (таблица 2.3). Наибольшие значения данного показателя в целом отмечаются в породах с беспорядочной текстурой, наименьшие – со слоеватой. Был проведен расчет эмпирической зависимости первичной межформенной палеопористости образцов органогенно-обломочного литотипа [53] от параметров Е и P. Максимальные значения рассматриваемого параметра (таблица 2.4) соответствуют карбонатным породам с беспорядочной текстурой, минимальные – со слоеватой. Этот вывод хорошо согласуется с результатами анализа средних значений первичной межформенной палеопористости реальных образцов исследуемой коллекции (таблица 2.5). Для каждой группы изучаемых пород прослеживается тенденция уменьшения рассматриваемого параметра от образцов с беспорядочной текстурой к представителям со слоеватой текстурой. Аналогичное влияние текстуры на величину средних значений первичной межформенной палеопористости отмечается также при изучении карбонатных отложений оолитового литотипа [43].

13


Таблица 2.2 Коэффициенты пропорциональности зависимости между первичной межформенной палеопористостью и параметрами "Е" и "Р" карбонатных пород органогенно-обломочного литотипа. Месторождение Карачаганак

Отдел Нижнепермский

Нижнекаменноугольный

Тенгиз


Оренбургское

Нижнепермский

Текстура Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная

Окатанный детрит А В К 72.16 -0.06 0.90 65.13 0 0.94 27.30 -0.05 0.93 27.21 0.48 0.96 25.39 0.28 0.84 24.61 -0.29 0.91 35.52 1.56 0.83 31.07 0.08 0.72 24.65 -2.15 0.86 42.81 3.65 0.94 41.85 1.18 0.72 30.34 1.84 0.71

Неокатанный детрит А В К 28.23 -0.19 0.78 18.07 -0.65 0.92 16.22 0.05 0.86 20.34 0.12 0.85 14.42 0.30 0.79 12.05 -0.01 0.80 39.40 -3.65 0.79 22.11 -5.84 0.83 16.04 -5.12 0.81 27.95 3.63 0.81 8.99 1.96 0.92 7.91 1.75 0.78

Примечание: К - коэффициент корреляции.

14


Таблица 2.3 Медианные значения параметра Р Месторождение Карачаганак Тенгиз Оренбургское

Беспорядочная 0.43 0.68 0.28

Текстура Слоеватая 0.34 0.29 0.20

Волнистоподобная 0.40 0.53 0.25

Таблица 2.4 Расчетная первичная межформенная палеопористость условных образцов органогенно-обломочного литотипа, имеющих средние значения параметров "Е" и "Р". Месторождение

Карачаганак

Тенгиз


Отдел

Текстура

Пористость, % Окатанный Неокатанный детрит детрит Нижнепермский Беспорядочная 9.8 3.6 Слоеватая 3.5 0.9 Волнистоподобная 4.9 3.0 Нижнекаменноугольный Беспорядочная 4.2 2.9 Слоеватая 2.4 0.4 Волнистоподобная 4.1 2.2 Нижнекаменноугольный Беспорядочная 12.8 8.8 Слоеватая 3.8 2.6 Волнистоподобная 4.7 3.6 Нижнепермский Беспорядочная 6.3 5.3 Слоеватая 3.4 2.4

15


Таблица 2.5 Средние значения первичной межформенной палеопористости. Месторождение

Стратиграфическое подразделение

Карачаганак Артинский ярус

Ассельский ярус

Серпуховской ярус

Визейский ярус

Тенгиз

Тенгиз

Башкирский ярус



Оренбургское Нижнепермский отдел

Каменское

Казанский ярус

Литотип

Палеопористь, % Текстура Беспорядоч- Слоеватая Волнистоная подобная Органогенно-обломочный с 13.9 6.5 11.1 окатанным детритом Органогенно-обломочный с неокатанным детритом

9.2

4.1

6.4

Органогенно-обломочный с окатанным детритом

15.6

5.2

8.9

Органогенно-обломочный с неокатанным детритом

8.9

3.4

6.5


11.2

5.4

8.2


7.9

3.7

5.8


10.7

6.2

8.3


9.2

3.8

8.8


10.3

6.4

7.1


5.6

3.4

4.8

Оолитовый Органогенно-обломочный с окатанным детритом

10.4 11.6

3.6 4.2

7.8 9.8


10.7

2.8

7.1

Оолитовый Органогенно-обломочный с окатанным детритом

9.6 11.2

5.3 6.0

7.8 10.2


9.6

2.8

6.9


6.3

3.8

4.3


5.2

2.0

4.2

Органогенно-обломочный

13.7

1.5

3.4

16


В целом выявленные зависимости позволяют говорить о том, что локальное уменьшение скорости течения придонных водных потоков вначале способствует снижению межформенной пористости накапливающегося осадка, доводит ее до экстремального минимума (совпадает с зоной образования осадков со слоеватой текстурой), а в дальнейшем способствует ее росту. Очевидно, при рассмотрении особенностей формирования первичной пористости необходимо иметь в виду тот факт, что в определенных случаях данные зависимости могут быть скорректированы действием биологического фактора. Главным образом, это относится к биогермным образованиям, которые с самого начала, как правило, имеют сравнительно очень высокую пористость (9.2-22.1%) [43]. Гидродинамическая активность среды осадконакопления в данной ситуации уходит на второй план, так как рассматриваемые отложения могут выполнять функции волнореза практически сразу же после их образования. Кроме этого гидродинамическая активность среды осадконакопления оказывает определяющее влияние на характер формирования структуры первичных межформенных пор осадка. Известно, что в более подвижной обстановке преимущественно накапливаются более крупные обломки и следовательно формируются поры с большими размерами [36, 56]. Несмотря на то, что в целом это утверждение правильное, существуют случаи, когда отмечаются отклонения от общепринятой закономерности [37, 43]. Зависимость между размерами пустот и гранулометрическим составом форменных компонентов осадков имеет практически линейный характер только в случае формирования отложений с одинаковой текстуры. При изучении всей коллекции в целом зависимость существенно осложняется. Как уже отмечалось, изменение скорости течения придонных потоков влияет на характер формирования текстуры [37, 53] и, следовательно, во многом определяет структуру межформенного пространства. Рассмотрим особенности влияния текстуры карбонатных осадков на структуру первичных межформенных палеопор. С этой целью для пород органогенно-обломочного литотипа был проведен расчет эмпирических зависимостей между средними размерами исследуемых палеопустот и форменных компонентов типа: Dп = A Dфк + B

(2.4)

где А,В коэффициенты пропорциональности, приведенные в таблице 2.6;

17


Таблица 2.6 Коэффициенты пропорциональности зависимости между средними размерами первичных межформенных палеопор и форменных компонентов карбонатных пород органогенно-обломочного литотипа Месторождение Карачаганак

Отдел Нижнепермский


Тенгиз




Текстура Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная Беспорядочная Слоеватая Волнистоподобная

Окатанный детрит А В К 0.48 -0.01 0.81 0.258 0.04 0.82 0.336 -0.01 0.95 0.32 0.02 0.74 0.211 0.01 0.71 0.148 0.01 0.72 0.276 0.03 0.92 0.228 0.01 0.97 0.186 -0.01 0.9 0.351 -0.05 0.87 0.21 0.02 0.84 0.112 0.02 0.87

Неокатанный детрит А В К 0.848 -0.07 0.96 0.53 0.01 0.84 0.371 0.02 0.78 0.422 0.01 0.78 0.286 0.02 0.82 0.158 0.02 0.89 0.419 0.02 0.98 0.397 0.01 0.84 0.361 -0.03 0.92 0.724 -0.05 0.78 0.449 0 0.71 0.214 -0.01 0.9

Примечание: К – коэффициент корреляции

18


Dп – средний размер первичных межформенных пор образца, мм; Dфк - средний размер форменных компонентов образца, мм. Анализ эмпирических функций, рассчитанных для пород с различной текстурой, показал, что в случае сопоставления однотипных образцов с одинаковым гранулометрическим составом форменных компонентов наибольшие средние размеры первичных межформенных палеопор наблюдаются в основном в образцах с беспорядочной текстурой, наименьшие с волнистоподобной. Полученные закономерности хорошо подтверждает анализ средних размеров первичных межформенных палеопор исследуемых объектов (таблица 2.7). Проявляется аналогичная последовательность: максимальные средние размеры рассматриваемых палеопустот соответствуют отложениям с беспорядочной текстурой, минимальные с волнистоподобной. Кроме этого было замечено, что при прочих равных условиях наибольшие размеры первичных межформенных палеопустот наблюдаются в породах, детрит которых неокатан. Таблица 2.7 Средние размеры первичных межформенных палеопор карбонатных пород органогенно-обломочного литотипа мкм. Месторождение Тенгиз


Ярус

Детрит

Текстура Беспорядоч- Слоева- Волнистоная тая подобная Башкирский Окатанный 165 151 143 Неокатанный 182 148 120 Серпуховской Окатанный 186 178 172 Неокатанный 227 170 156 Визейский Неокатанный 252 163 126 Артинский Окатанный 175 145 90 Неокатанный 239 123 116 Ассельский Окатанный 183 140 110 Неокатанный 261 217 178 Серпуховской Окатанный 136 115 102 Неокатанный 214 121 109 Визейский Неокатанный 228 160 99

Если принять во внимание особенности формирования текстуры осадков, рассмотренные раньше, можно придти к выводу о возможности нарушения прямой зависимости между гидродинамической активностью среды осадконакопления и размерами первичных межформенных пор. В случае если уменьшение скорости течения придонных вод не повлекло за собой существенное изменение гранулометрического состава форменных 19


компонентов, то создается обстановка, благоприятная для образования более крупных пор осадка. Глава III. Развитие пустотного пространства в результате постседиментационных преобразований карбонатных отложений. После завершения процессов осадкообразования начинается следующий этап формирования пустотного пространства. Изменяющиеся физикохимические условия существования карбонатных отложений определяют характер их структурных и часто минеральных преобразований. Это в свою очередь вызывает общую перестройку пустотного пространства, которая, как правило, осуществляется сразу в двух направлениях. С одной стороны происходит развитие пор и каверн, формирование которых началось на стадии седиментогенеза (унаследованного развития), с другой отмечается образование пустот в тех участках отложений, которые первоначально были полностью заполнены карбонатным материалом (нового образования). В зависимости от конкретных физико-химических условий залегания карбонатных отложений одни генетические разновидности улучшают свои фильтрационно-емкостные свойства, другие, наоборот, ухудшают. 3.1 Влияние гравитационного уплотнения на пустотное пространство карбонатных отложений. Гравитационное уплотнение, очевидно, можно назвать самым распространенным постседиментационным процессом, воздействующим в той или иной степени практически на все отложения, определяя уменьшение емкости и размеров пустот. В тоже время в научной литературе не уделяется должного внимание таким преобразованиям, протекающим в карбонатных породах. Причиной этого является гипотеза, предполагающая быструю литификацию карбонатных осадков и, следовательно, крайне слабый эффект воздействия на них рассматриваемых процессов. На первый взгляд это допущение подтверждается способностью карбонатных пород сохранять общую пустотную емкость по мере их погружения. Это, по всей видимости, позволяет говорить, что глубина залегания не может рассматриваться как главный фактор, контролирующий объем пор и каверн исследуемых отложений. В принципе, высокопористые карбонатные породы-коллекторы встречаются на различных глубинах. Однако, причина сохранения пустотной 20


емкости, как представляется, заключается не в том, что процессы гравитационного уплотнения не воздействуют на карбонатные отложения (так как они по всем законам физики просто не могут не происходить). Изменение термобарической обстановки, вызванное увеличением глубины залегания пород, определяют развитие в них наряду с гравитационным уплотнением еще целого комплекса преобразований, которые в определенной степени компенсируют потерю объема пор и каверн. Происходит перераспределение общего пустотного объема внутри карбонатного тела. О причинах сохранения пустот на больших глубинах более подробно будет рассмотрено ниже. Сейчас остановимся на особенностях воздействие процессов гравитационного уплотнения на карбонатные отложения. Очевидно, не вызывает возражения, что соответствующие преобразования наиболее интенсивно происходят до начала химического уплотнения и литификации отложений [25, 42, 67], поэтому наиболее существенное их проявление следует ожидать в рыхлых карбонатных осадках. Количественно оценить масштабы проявления процессов гравитационного уплотнения в пластичных карбонатных отложениях с требуемой точностью достаточно сложно. Можно только предполагать, что они бывают очень значительными. На это, в частности, указывает факт наличия в Тихом океане 800-м толщи нелитифицированных карбонатных осадков [65], залегающих на затвердевших отложениях со стратиграфическим несогласием. В подошве описываемого объекта горное давление превосходит 18 МПа. Очевидно, следует согласиться, что нагрузка достаточная, чтобы способствовать уменьшению пористости несцементированных отложений. В настоящий момент невозможно надежно оценить особенности развития процессов уплотнений отдельно в пластичных и литифицированных карбонатных отложениях, поэтому в дальнейшем будет идти речь об общем эффекте воздействия данных преобразований на древние осадочные образования. В целом, по ряду косвенных признаков можно говорить, что процессы гравитационного уплотнения воздействовали на карбонатные отложения месторождения Карачаганак. На это в частности указывает анализ зависимостей между средними размерами первичных межформенных палеопор и форменных компонентов (формула 2.4, таблица 2.6). При прочих равных условиях (одинаковые размеры обломочных зерен, их окатанность, а также идентичности текстур отложений) более древние породы имеют менее крупные размеры рассматриваемых палеопустот. Во-вторых, прослеживается общая тенденция уменьшения объема первичных межформенных палеопор вниз по разрезу месторождений Карачаганак и Тенгиз (таблица 2.5). Было

21


замечено, что более древние карбонатные отложения при прочих равных условиях, как правило, имеют меньшую палеопористость. Кроме этого на возможность активного воздействия процессов гравитационного уплотнения на рассматриваемое пустотное пространство известняков, также в определенной степени указывают результаты сопоставлений размеров "первичных" пор и их кальцитизированных палеоаналогов (диагностические признаки процесса кальцитизации подробно описаны в литературе [6, 10, 33, 44,. 49]), измеренных в одном и том же образце (таблица 3.1). В данном случае делаем два допущения: первое палеопоры после их заполнения вторичным кальцитом были значительно более устойчивые к воздействию рассматриваемых преобразований, перед началом развития процессов кальцитизации средние размеры "свободных" и впоследствии "залеченных" "первичных" межформенных палеопор одного и того же образца были одинаковы. Следует отметить, что последнее утверждение имеет вероятностный характер. На его правомерность указывает тот факт, что сопоставляемые палеопустоты изначально формировались в одних и тех же условиях. На это, в частности, указывают одинаковые текстура, гранулометрический состав форменных компонентов и другие параметры, влияющие на структурно-емкостные свойства "первичных" межформенных палеопор [53]. Это предопределяет тем самым возможность образования рассматриваемых палеопустот, имеющих достаточно близкие размеры. Вместе с тем необходимо учитывать, что изучаемые палеопоры могли заполняться избирательно, и в ряде случаев это могло исказить приводимое допущение. Поэтому анализ отношений "залеченных" и "свободных" межформенных палеопор может рассматриваться только как косвенный показатель интенсивности развития процессов гравитационного уплотнения (в данном случае, очевидно, в литифицированных) отложениях. Как следует из данных, приведенных в таблице 3.1, пустые межформенные "первичные" поры, как правило, существенно уступают по размерам их кальцитизированным палеоаналогам. Если предположить, что сделанные допущения в основном верны, то можно говорить об активном развитии процессов уплотнения за период от начала кальцитизации до настоящего времени. Упрощенные расчеты показывают, что процессы механического уплотнения в этом случае сократили объем "первичных" межформенных палеопор в среднем на 40 – 70%. В целом наблюдается тенденция увеличения рассматриваемого отношения вниз по разрезу, совпадающая по направлению с ростом горного давления. Вместе с тем следует отметить большой разброс

22


Таблица 3.1 Отношения средних размеров кальцитизированных и не заполненных "первичных" межформенных пор. Месторождение


Тенгиз

Ярус (Горизонт)

Артинский Ассельский Серпуховской (Протвинский) (Тарусский и Стешевский)

Визейский Серпуховской Визейский

Отношение размеров кальцитизированных и "пустых" пор

Предполагаемое уменьшение объёма пор, %

Интервалы изменений 0.89 - 1.85 0.92 - 1.97

Средние значения 1.30 1.33

40.8 43.5

0.90 - 2.38

1.57

59.4

1.05 - 3.67

1.66

63.7

1.01 - 2.24 1.06 - 1.42 1.17 - 2.83

1.50 1.37 1.82

55.5 46.7 69.8

23


значений сопоставляемых параметров. По видимому, это можно объяснить двумя причинами. Во-первых, частичным нарушением вероятностного допущения о первоначальном равенстве средних размеров "пустых" "первичных" межформенных пор и их палеоаналогов, подвергшихся воздействию процессов кальцитизации. Во-вторых, неравномерным распределением геостатических нагрузок по всему объему карбонатного тела [29]. Нахождение породы в зоне, в которой существовало относительно небольшое горное давление (так называемый арочный эффект), определяет уменьшение интенсивности развития процессов гравитационного уплотнения. И наоборот, залегание отложений на участках с аномально повышенными геостатическими нагрузками для данной глубины вызывает более активное сокращение объема пустотного пространства. Приведенные косвенные литологические методы оценки характера развития процессов гравитационного уплотнения позволяют говорить об их активном воздействии на карбонатные отложения. Под влиянием этих процессов существенно сокращается объем "первичных" пор, ухудшается их сообщаемость между собой и уменьшается их вклад в образование путей миграции флюидов в карбонатных образованиях. Анализ особенностей изменений размеров современных пор показал [43], что тенденция их уменьшения вниз по разрезу отмечается только среди пустот "первичного" типа. Структура пор и каверн унаследованного развития контролируется другими факторами, которые будут рассмотрены позднее. 3.2 Участие процессов выщелачивания в формировании пустотного пространства карбонатных пород-коллекторов. Данные преобразования широко распространены в природе. На разных этапах своего развития их воздействию подверглась большая часть карбонатных отложений. Именно в результате воздействия на породы процессов выщелачивания образовались одноименные поры и каверны, которые очень часто имеют хорошие структурно-емкостные свойства и формируют устойчивую фильтрующую систему в пласте. Это позволяет считать, что рассматриваемые преобразования положительно влияют на характер формирования коллекторских свойств карбонатных отложений. Вместе с тем процессы выщелачивания в определенных случаях необходимо рассматривать как один из способов перераспределения карбонатного материала (и в какой-то степени пустотного объема) внутри тела. Как показывают результаты литологических анализов, большая часть

24


палеопустот впоследствии была "залечена" вторичными карбонатными минералами [44]. По всей видимости, в карбонатных отложениях регулярно происходит растворение породообразующих минералов в одних участках объекта и одновременное их осаждение в других. Данный комплекс преобразований является одним из способов восстановления равновесного состояния, нарушенного в результате внешнего воздействия на систему. Таким образом, улучшение емкостных свойств одной группы пустот может сопровождаться ухудшением другой. Кроме этого процессы выщелачивания очень часто сопровождают развитие других постседиментационных преобразований пород [44, 49, 52], таких как перекристаллизация, доломитизация, сульфатизация, окремнение и т.д., которые в определенных ситуациях способствуют существенному ухудшению емкостных свойств пустот унаследованного развития. Отметим, что причины развития процессов выщелачивания в настоящее время еще не достаточно ясны и требуют серьезных исследований. Существует слишком много серьезных вопросов, чтобы можно было считать проблему закрытой. В соответствии с одной из самых распространенных гипотез, для начала развития данного процесса в карбонатных породах необходимо создание в поровой среде избыточного количества ионов водорода. (В частности в результате насыщения вод углекислотой.) Происходит реакция следующего типа: СаСО3 + Н+ = Са2+ + НСО3При этом карбонатный материал переходит в растворенное состояние. Действительно, правомерность существования такого механизма не должна вызывать серьезные сомнения. В частности, соответствующие изменения могут происходить в приповерхностных условиях вследствие периодического насыщения поровых вод углекислотой, или проникновения в глубоко погруженные отложения гидротермальных вод кислого состава (например, воды, насыщенные растворенным кремнеземом, способствуют активному удалению из системы карбонатного материала). Вместе с тем данный способ развития рассматриваемого процесса не является универсальным. С его помощью очень сложно объяснить масштабное распространение соответствующих преобразований и их периодическое возобновление в карбонатных отложениях. Модели геологического развития, предполагающие многократный выход одного и того же пласта на дневную поверхность и его последующее погружение, как правило, не выдерживают серьезной критики. Возможность осуществления данных преобразований в результате латеральной миграции кислых вод кажется маловероятной. Нейтрализация

25


раствора и одновременное его насыщение карбонатом кальция должно произойти в течение двух – трех часов после его попадания в породу [7, 57], в то время когда скорость движения флюида в пласте редко достигает нескольких сантиметров в год. В геологическом масштабе времен нейтрализация агрессивных вод должна произойти практически мгновенно и дальнейшее выщелачивание становится просто невозможным. Изменение температуры и давления также не может самостоятельно определить существенное выщелачивание карбонатных пород. Расчеты показывают, что в случае, если смена термобарического режима повлечет за собой увеличение растворяющей способности вод на 5 г/л (практически величина максимально возможной растворимости кальцита [57]), то произойдет увеличение размеров пор в среднем только на 0.2%. Так поры с радиусом 0.1 мм увеличатся только на 0.2 мкм. Результаты данных изменений могут быть выявлены только с помощью электронного микроскопа. В тоже время в природных условиях данные преобразования, как известно, имеют большие масштабы. Очевидно, необходимо участие третьей силы, способствующей удалению карбонатного материала с места растворения. В определенной степени развитие процессов выщелачивания в глубоко погруженных карбонатных отложениях могло быть вызвано изменением солености поровых вод. Возрастание содержания хлористого натрия в водной среде влечет за собой увеличение растворимости кальцита [57]. В тоже время сама поваренная соль нейтральна по отношению к карбонату кальция, поэтому она не изменяет свои физико-химические свойства во время движения через породу. По мере перемещения хлористого натрия, должно происходить последовательное нарушение равновесия между "растворенной" и "твердой" формами существования кальцита. Поровые воды будут насыщаться в результате растворения стенок пустот. Кроме этого в данном случае возможно возникновение очень интересных ситуаций, когда в относительно более мелкие пустоты, граничившие с "главными" (дренажными) путями миграции в рассматриваемой системе, будет поступать вследствие диффузии карбонатный материал. Это должно привести к локальному перенасыщению поровых вод и последующему осаждению кальцита. В частности рассматриваемая гипотеза объясняет причины первоочередного заполнения кристаллами вторичного кальцита более мелких пустот, описанного Г.Е.Белозеровой [4, 5]. Кроме этого движение ионов Са2+ и НСО32- может быть вызвано в случае начала смены поровых флюидов, характеризующихся различными значениями окислительно-востановительного потенциала (Eh). Это определит создание разности потенциалов и соответствующее перемещение заряженных частиц.

26


Ионы кальция будут сгруппированы в зоне господства восстановительной обстановки, ионы карбонатной группы окислительной. В определенных участках пласта произойдет выщелачивание карбонатного материала, но при этом основная его часть останется внутри системы. Наряду с вышеизложенными положениями развития процессов выщелачивания заслуживает внимания следующая гипотеза. Предполагается, что основной причиной развития процессов выщелачивания является реакция карбонатных отложений на локальное перераспределение горного давления [51. 52]. Допустим, возрастает горное давление, воздействующее на карбонатные отложения, поры которых заполнены водой. Нормальной реакцией в этом случае будет уменьшение объема пустотного пространства. Учитывая плохую сжимаемость вод правомерно предположить, что это произойдет только после удаления ее избыточного количества из сжимаемых пустот. В определенных случаях, когда имеется хорошая гидродинамическая сообщаемость с дренирующей системой (то есть, если создается достаточно высокий градиент давления, превышающий некоторую критическую величину) это произойдет в результате фильтрации. Однако данный механизм не всегда будет работать. В ситуации, когда градиент давления не превышает пороговое значение (в природных условиях это отмечается очень часто [2, 3]), удаление воды из уплотняющихся пустот будет происходить, но данный процесс станет контролироваться законом, существенно отличающимся от закона Дарси. Основные закономерности гидродинамики медленных потоков хорошо описаны в работах [2, 3]. В этом случае скорость удаления воды из пустот будет на несколько порядков ниже, чем при фильтрации. Это означает, что внутри карбонатного массива будут находиться пустоты или системы пустот, в которых сравнительно долго существует относительно повышенное гидростатическое давление. Учитывая, что давление положительно влияет на растворимость карбонатных минералов [22, 57], правомерно сделать предположение о существовании в некоторой близости друг от друга растворов, имеющих различную концентрацию. Последнее благодаря диффузионным процессам определит перемещение карбонатного материала внутри массива. Карбонатный материал после попадания в область господства пониженных давлений будет способствовать пересыщению раствора, что повлечет за собой его кристаллизацию.

27


3.3 Развитие пустотного пространства известняков в результате воздействия на них процессов перекристаллизации и кальцитизации. Рост температуры и давления, вызванный погружением отложений, определяет начало перехода карбонатного материала в новое более устойчиво существующее в данной обстановке состояние, характеризующееся меньшим уровнем свободной энергии [27]. Одним из способов образования новой более стабильной формы вещества является перекристаллизация, приводящая к ликвидации более мелких кристаллов и росту на их месте более крупных [9, 34]. Вместе с тем, увеличение температуры и давления, при которых протекают рассматриваемые преобразования, создает благоприятную обстановку для преимущественного "выживания" кристаллов с более ровными гранями, так как приближение формы зерен к оптимальной, определенной их кристаллической решеткой, сопровождается, по мнению А.Х.Браунлоу [7] и А.Патниса и др. [31], снижением поверхностной и, следовательно, собственно свободной энергии. Аналогичная зависимость между размерами кристаллов и их формой была описана В.И.Силаевым [38] при изучении карбонатных пород ордовикской системы Центрального Пай-Хоя. Таким образом, если кристаллические решетки ориентированы в породе хаотично (микроскопические наблюдения показывают, что в большинстве случаев дело так и обстоит), то появляется возможность существования контактов между карбонатными кристаллами через вершины и ребра и образования пространства, заполнение которого твердой фазой энергетически не выгодно. Образуются межкристаллические поры перекристаллизации. Следовательно, увеличение температуры и давления, при которых протекают процессы перекристаллизации, определяет не только более широкое распространение кристаллов больших размеров, но и способствует улучшению емкостных свойств рассматриваемых пустот. Карбонатный материал, не использованный растущими кристаллами, частично осаждается в пустотах, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, а также частично выноситься за пределы данных отложений. Необходимо отметить, что в случае изменения термобарических условий, вызванных уменьшением глубины залегания карбонатных пород, будут сняты энергетические ограничения возможности образования мелких кристаллов и "усложнения" формы крупных кристаллов. Это, в свою очередь, создаст благоприятные условия для уменьшения объема межкристаллических пор вплоть до полной их ликвидации.

28


Рассмотрим характер развития пустотного пространства в известняках по мере воздействия на них процессов перекристаллизации. При изучении особенностей воздействия на породы рассматриваемых преобразований использовался не совсем традиционный подход [44, 50, 52]. Было замечено, что процессы перекристаллизации развиваются в карбонатных отложениях неравномерно. Вначале они воздействуют на хемогенный карбонатный материал (микрит), затем затрагивают водоросли, кораллы, мшанки, фораминиферы, моллюски, брахиоподы и в последнюю очередь иглокожие. Отметим, что аналогичный ряд был выявлен Н.М.Страховым [40] при описании метасоматического замещения кальцита доломитом. Это объяснялось направлением уменьшения свободной энергии и, следовательно, повышения устойчивости к внешним воздействиям от микрозернистого кальцита к иглокожим. Данные особенности развития процессов перекристаллизации и доломитизации в карбонатных отложениях были положены в основу схемы оценки рассматриваемых преобразований. Также при разработке классификационной схемы учитывались результаты работ [64, 66]. В зависимости от степени развития данных процессов породы были разделены на четыре группы: 1 группа. Порода практически не изменена. Процессами перекристаллизации и доломитизации не затронуты ни форменные компоненты, ни хемогенный карбонатный материал (микрит). 2 группа. Процессы перекристаллизации или доломитизации затронули только хемогенный карбонатный материал. Форменные компоненты в аналогичные изменения не вовлекались. 3 группа. Порода значительно изменена. Процессы перекристаллизации или доломитизации воздействовали как на хемогенный карбонатный материал, так и на форменные компоненты, природа которых еще достаточно хорошо различима. 4 группа. Порода подверглась интенсивному воздействию процессов перекристаллизации или доломитизации, вследствие чего произошла нивелировка структурных различий между форменными компонентами и хемогенным карбонатным материалом. Отметим, что предлагаемая схема очень удобна для проводимых исследований. Она позволяет эффективно использовать статистические методы при определении особенностей влияния рассматриваемых преобразований на характер развития пустотного пространства в карбонатных отложениях.

29


Месторождение Возраст

Литотип


Органогенно-обломочный с


Нижнепермский окатанным детритом отдел Органогенно-обломочный с Артинский ярус Ассельский ярус Серпуховской ярус

неокатанным детритом Органогенно-обломочный с неокатанным детритом Органогенно-обломочный с окатанным детритом Биогермно-водорослевый Органогенно-обломочный с неокатанным детритом Органогенно-обломочный с окатанным детритом Органогенно-обломочный с неокатанным детритом Органогенно-обломочный с окатанным детритом


Биогермно-водорослевый Органогенно-обломочный с неокатанным детритом Органогенно-обломочный с окатанным детритом Биогермно-водорослевый

Тенгиз

Башкирский ярус



Группа

Таблица 3.2 Иллюстрация влияния перекристаллизации на интенсивность зарастания кристаллами вторичного кальцита пор, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, в известняках. Средняя доля объёма пор, заполненного вторичным кальцитом. %

3

91.9

3

93.2

3

66

3

84.2

3 2 3 3

65 57.2 75.4 84.8

1

14.6

2

25.3

3 1

79.9 44.8

2

52.8

3 3 1

82.5 78.8 43.3

2

55

3 3

75.1 82.1

3

78.8

2

35.7

3 3

76.7 78.3

3 3 3 2

64.8 88.1 66 31.8

3 2

88.5 36

3 3 3 3 3

81.1 75.4 72.7 79.7 78.8


3

89

Биогермно-водорослевый

3

84.8

Органогенно-обломочный с окатанным детритом Органогенно-обломочный с неокатанным детритом Биоморфно-детритовый Оолитовый Биогермно-водорослевый Органогенно-обломочный с окатанным детритом Органогенно-обломочный с неокатанным детритом Биоморфно-детритовый Оолитовый Биогермно-водорослевый Органогенно-обломочный с окатанным детритом

30


Как показали исследования [44], существует достаточно тесная связь между процессами перекристаллизации и кальцитизации известняков (таблица 3.2). Интенсивность заполнения палеопустот кристаллами вторичного кальцита в основном мало зависит от типа породы и ее возраста. Определяющую роль в данном случае играет характер развития процессов перекристаллизации в карбонатных отложениях. Наименьшая интенсивность роста кристаллов вторичного кальцита в палеопорах, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, отмечается в породах первой группы. В них в результате развития рассматриваемых преобразований в среднем было ликвидировано 14.6 - 44.8% первоначального объема данных пустот. Сравнительно более активно прошла кальцитизация в отложениях второй группы. Объем "первичных" пустот и унаследованного развития в среднем был заполнен на 25.3 - 57.2%. Наибольшая интенсивность развития процессов кальцитизации была зафиксирована в известняках третьей группы. Было "залечено" 59.6 94.2% емкости исследуемых пустот. В принципе, данная зависимость имеет вероятностный, а не обязательный характер. Возможность существования кальцитизированных пород первой группы и не подвергшихся кальцитизации отложений третьей группы определяется подвижностью пластовых вод, которые могут перемещать избыточный материал внутри карбонатного тела. В данном случае необходимо отметить, что среди исследуемой коллекции не было встречено ни одного образца третьей группы, не подвергшегося воздействию процессов кальцитизации. В целом приведенные данные позволяют говорить о существовании последовательного ухудшения емкостных (и, вероятно, фильтрационных) свойств пустот, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, по мере воздействия на известняки процессов перекристаллизации. Кроме того, рассматриваемые преобразования оказали влияние на генезис пустотного пространства известняков (таблица 3.3). В данном случае наиболее представительной является коллекция образцов органогеннообломочного литотипа нижнекаменноугольного отдела месторождения Карачаганак, среди которой встречаются породы первой, второй и третьей групп. В не перекристаллизованных известняках доминируют первичные поры, иногда встречаются остаточные после вторичного минералообразования и практически отсутствуют пустоты унаследованного выщелачивания. В известняках второй группы первичные поры встречаются реже и имеют, как правило, более плохие емкостные свойства. Значительно чаще наблюдаются пустоты унаследованного развития и иногда представители подтипа нового образования.

31


Таблица 3.3 Генетическая характеристика межформенного каверно-порового пространства известняков органогенно-обломочного литотипа.

Артинский ярус

Ассельский ярус

Неокатанный

3

Окатанный

3


2 3


Окатанный

3


1


2 3 Окатанный

1 2 3



1 2 3

Окатанный

3

0.20 21 4.05 44 6.0 12 3.90 14 8.35 100 4.72 65 1.05 13 5.19 94 6.32 77 2.15 12 1.48 82 2.16 41 1.50 10

1.26 48 1.35 37

1.40 52 1.68 57

2.50 43 1.65 34

3.68 25 2.63 58

1.0 4 1.55 46 1.49 67

0.48 24 0.15 21 1.48 25 0.65 17 3.11 14

0.95 9 2.20 23 4.20 6 2.50 11 0.35 21 0.80 9 1.33 22 0.41 52

Выщелачивания перекристаллизованных участков

Перекристаллизации

Остаточные после кальцитизации

Унаследованного выщелачивания

Первичные

Группа

Детрит

Возраст

Месторождение

Поры и каверны

0.20 27

0.35 39 0.25 31

0.19 12 0.26 24

0.25 48 0.30 33

0.98 40

1.52 49

0.36 79

0.8 2 1.03 83

0.40 4 0.84 54 0.27 64

0.50 4 1.25 49 0.91 88

32

Страхов П.Н. Формирование каверно-порового пространства в карбонатных отложениях Продолжение таблицы 3.3

Башкирский


3

Окатанный

2

1.20 12 2.90 54

Тенгиз

3 Серпуховской ярус


3

Окатанный

2 3




отдел


3

Окатанный

3


3

Окатанный

3

0.20 2 5.0 83 2.0. 2 1.15 5

Выщелачивания перекристаллизованных участков

Перекристаллизации

Остаточные после кальцитизации

Унаследованного выщелачивания

Первичные

Группа

Детрит

Возраст

Месторождение


2.32 71 2.86 91 2.24 58 1.19 63

0.85 47 0.40 45 0.96 65 0.98 37

0.30 6

1.10 35

0.10 4 0.25 26

0.98 50 0.68 49

2.39 78 1.97 40 1.86 37 1.13 35

0.36 50 0.66 52 1.16 53 0.3. 5

0.1. 4 0.05 6

0.17 36 0.35. 21 0.2. 5 0.17 30

0.8 49

0.10 4

0.05 2

0.14 29

Примечание: В числителе - средняя ёмкость пор и каверн, %; В знаменателе - частота встречаемости, %.

33


В известняках третьей группы уменьшается частота встречаемости пор и каверн, формирование которых началось на стадии седиментогенеза. Большая часть объема рассматриваемых пустот была ликвидирована в результате воздействия на данные породы процессов кальцитизации. В относительно лучшем положении оказываются поры и каверны нового образования. Они встречаются чаще и имеют, как правило, более хорошие емкостные свойства, чем в известняках второй группы. Среди оставшейся части коллекции не были обнаружены известняки первой группы. При сравнении одновозрастных пород второй и третьей групп отмечается аналогичный характер изменения генетического состава пустот. В известняках третьей группы реже встречаются поры и каверны, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, и, наоборот, в породах второй группы редко встречаются пустоты нового образования. В известняках четвертой группы не удалось диагностировать генезис пор и каверн унаследованного развития из-за сильной преобразованности пород. Не исключено, что данный тип пустот прекратил свое существование вследствие воздействия на отложения процессов перекристаллизации, но убедительно доказать это сложно. Таким образом, получается, что воздействие процессов перекристаллизации на известняки определяет последовательное уменьшение емкости и частоты встречаемости пор и каверн, заложение которых произошло в момент аккумуляции карбонатных осадков, и одновременно способствует развитию пустот подтипа нового образования. Вместе с тем, наблюдаются различия в особенностях формирования данных пустот в отложениях, развитие которых осуществлялось в неодинаковых геологических условиях. В наиболее благоприятной обстановке в данном случае находились породы нижнекаменноугольного отдела (месторождение Карачаганак). В относительно худших условиях развивались нижнепермские отложения (Карачаганак) и нижне-, среднекаменноугольные известняки (Тенгиз). Завершают данную последовательность породы нижнепермского отдела Оренбургского месторождения. Сопоставим данные, характерезующие каверно-поровое пространство нового образования, с размерами кристаллов матрицы известняков третьей группы (таблица 3.4). Как правило, зерна с наибольшими диаметрами наблюдаются в отложениях нижнекаменноугольного отдела (месторождения Карачаганак), более мелкие кристаллы формируют известняки нижнекаменноугольного отдела (Тенгиз) и нижнепермского отдела (Карачаганак). Завершает данную последовательность известняки нижнепермского отдела Оренбургского месторождения [43].

34


Таблица 3.4 Размеры кристаллов матрицы известняков третьей группы. Месторождение


Тенгиз


Возраст

Артинский ярус Ассельский ярус Серпуховской ярус Визейский ярус Башкирский ярус Серпуховской ярус Визейский ярус Нижнепермский отдел

Размеры кристаллов, мкм Диапазоны изменений Средние значения 30 - 80 30 - 60 40 - 140 30 - 130 20 - 50 30 - 70 30 - 100 20 - 40

51 38 84 92 29 46 54 26

В той же самой последовательности отмечается сокращение частоты встречаемости и ухудшение емкостных свойств рассматриваемых пустот. Поэтому представляется правомерным утверждение, что в данном случае существует связь между размерами кристаллов матрицы перекристаллизованных известняков и вероятностью распространения в них пор и каверн нового образования. Увеличение размеров кристаллов в основном сопровождается увеличением емкости и частоты встречаемости рассматриваемых пустот. К близким выводам пришел В.И.Силаев [38] в результате изучения карбонатных отложений ордовикской системы Центрального Пай-Хоя. Им было замечено, что породы, состоящие из более крупных кристаллов, имеют, как правило, более высокие значения пористости. Очень вероятно, что это могло быть вызвано более широким распространением пустот нового образования. В свою очередь размеры кристаллов матрицы зависят от термобарических условий, в которых развивались процессы перекристаллизации. Увеличение температуры и давления определяет преимущественное образование более крупных кристаллов [9]. Следовательно, интенсивность формирования пустот нового образования карбонатных отложений, в принципе, должна зависеть от термобарических условий, в которых развивались процессы перекристаллизации. Чем выше температура и давление в период протекания соответствующих преобразований, тем выше вероятность формирования пор и каверн нового образования. Полученные зависимости не являются универсальными, в этом виде они справедливы только для отложений Прикаспийской впадины. При изучении карбонатных отложений, расположенных в других регионах, необходимо 35


иметь в виду, что процесс формирования пустот нового образования (как это следует из теоретических положений, изложенных выше) может иметь обратимый характер. В случае существенного уменьшения глубины залегания перекристаллизованных известняков должны сниматься энергетические ограничения на возможность заполнения межкристаллических пор твердой фазой. Данные теоретические положения можно использовать для объяснения причин существования на территории Нюрольской впадины ЗападноСибирской эпигерцинской платформы карбонатных палеозойских отложений с не очень хорошими фильтрационно-емкостными свойствами [1, 8, 60]. В данных отложениях во время развития процессов перекристаллизации были практически ликвидированы пустоты, формирование которых началось на стадии седиментогенеза. Вместе с тем в них также не отмечается широкое распространение пор и каверн нового образования. В настоящее время межкристаллические палеопоры заполнены более мелкими вторичными карбонатными кристаллами последней генерации. Размеры кристаллов матрицы преимущественно составляют 100 – 200 мкм. По всей видимости, процессы перекристаллизации воздействовали на карбонатные отложения в то время, когда они находились на большей глубине, чем в настоящее время (3.0 – 3.2 км). Изменение термобарического режима, вызванного их подъемом, определило снятие рассмотренных раньше энергетических ограничений заполнения межкристаллического пространства. В настоящее время еще не совсем ясен вопрос об условиях, при которых начинается развитие процессов перекристаллизации. Очевидно, для этого недостаточно достижение температуры и давления определенных критических значений. В противном случае следовало бы ожидать, что в данные преобразования должен был вовлекаться сразу весь карбонатный объект. Вследствие этого стало бы невозможным нахождение в непосредственной близости друг от друга перекристаллизованных и практически не измененных одновозрастных известняков, которое отмечается при изучении карбонатных отложений (например, продуктивные отложения месторождений Карачаганак и Тенгиз). На первый взгляд кажется правомерным допущение, что для начала перехода карбонатного материала в состояние, стабильно существующее в соответствующих термобарических условиях, необходимо создание новой геохимической обстановки в поровой среде пород, вызывающей ослабление внутрикристаллических связей, и, следовательно, уменьшение энергетического барьера, преодоление которого необходимо для осуществления

36


рассматриваемых преобразований. В этом случае становятся понятны причины, по которым в процессы перекристаллизации более активно вовлекались породы, имеющие первоначально лучшие емкостные (и, вероятно, фильтрационные) свойства [21]. Таким образом, можно ожидать, что данная геохимическая обстановка будет способствовать развитию процессов выщелачивания в карбонатных отложениях. В принципе, рассматриваемая гипотеза на первый взгляд косвенно подтверждается результатами литологического анализа образцов исследованной коллекции (таблица 3.3). Не были обнаружены следы выщелачивания в известняках первой группы. При изучении пород второй группы данные преобразования зафиксированы в 25.6% образцов. И практически все исследованные известняки третьей группы на разных стадиях своего развития испытали на себе воздействие процессов унаследованного выщелачивания (необходимо отметить, что большая часть пустот унаследованного выщелачивания в породах третьей группы была заполнена вторичным кальцитом на более поздних этапах развития). На возможность связи между процессами выщелачивания и перекристаллизации, в частности, указывала Г.И.Суркова [55] при описании вторичных изменений карбонатных пород-коллекторов среднекаменноугольного отдела Пермской области. Тем не менее, как уже отмечалось в разделе 3.2, не следует переоценивать роль хемогенного фактора. Скорость нейтрализации агрессивного флюида существенно превосходит скорость его перемещения в природных условиях. Это существенно уменьшает вероятность широкого распространения данного способа выщелачивания. Очевидно, развитие рассматриваемых преобразований правомерно ожидать в зоне контакта карбонатных отложений с зоной гидротермальной деятельности. Как представляется, в данном случае заслуживает особое внимание следующий механизм развития исследуемых постседиментационных преобразований. Предполагается, что основной причиной развития процессов выщелачивания, кальцитизации и перекристаллизации является реакция карбонатных отложений на изменение горного давления [52]. Как уже отмечалось в разделе 3.2, в ситуации, когда градиент давления не превышает пороговое значение, удаление воды из уплотняющихся пустот происходит при нарушения закона Дарси [2, 3]. При этом скорость удаления воды из пустот будет на несколько порядков ниже, чем при фильтрации. Это означает, что внутри карбонатного массива будут находиться пустоты или системы пустот, в которых сравнительно долго существует относительно повышенное гидростатическое давление. Как известно, оно

37


положительно влияет на растворимость карбонатных минералов [22, 57]. Следовательно, в некоторой близости друг от друга будут существовать растворы, имеющие различные концентрации. Последнее благодаря диффузионным процессам определит перемещение карбонатного материала внутри массива. Карбонатный материал после попадания в область господства пониженных давлений будет способствовать пресыщению раствора, что повлечет за собой его кристаллизацию. Учитывая, что в данном случае маловероятно значительное превышение концентрации насыщенного раствора, то следует ожидать преимущественный рост уже существующих кристаллов, а не образование зародышей [11]. В случае изменения горного давления процесс перемещения карбонатного материала пойдет в обратном направлении. Это в свою очередь определит возможность регенерации относительно более крупных кристаллов матрицы и заполнение пространства, до этого занимаемое растворенными относительно мелкими аналогами. Таким образом, частые колебания горного давления должны способствовать развитию процессов перекристаллизации. Здесь необходимо отметить одну очень важную деталь. Изменение горного давления не обязательно может быть вызвано только погружением или подъемом отложений. Вероятно, в ряде случаев это произойдет в результате внутреннего перераспределения нагрузок вследствие тектонических движений, частичного обрушения выщелачивающихся пород и т.п. Получается, что изменение горного давления будет сопровождаться перемещением карбонатного материала внутри массива в результате растворения его в одних участках и осаждения в других, вызывая тем самым перераспределение пустотного пространства [52]. По всей видимости, именно данные преобразования, а не "повышенная устойчивость к уплотнению", является основной причиной сохранения пор и каверн в карбонатных отложениях, залегающих на больших глубинах. Кроме этого существование в непосредственной близости друг от друга систем пустот, в которых отмечается различное гидростатическое давление, в определенных ситуациях может привести к локальному гидроразрыву пласта и, следовательно, образованию трещин. Очевидно, здесь следует отметить, что зоны развития данных преобразований во многих случаях могут быть выявлены и закартированы в результате интерпретации данных сейсмической съемки 3Д [12].

38


3.4 Особенности развития пустотного пространства в карбонатных отложениях в результате воздействия на них процессов доломитизации и сопутствовавшего минерального новообразования. Характер влияния процессов доломитизации на емкостные свойства карбонатных отложениях в литературе оценивается неоднозначно. Описываются случаи, когда рассматриваемые преобразования определили увеличение пористости пород [37, 68], в тоже время приводятся примеры, когда соответствующее улучшение емкостных свойств не наступило [58]. Рассмотрим особенности влияния процессов доломитизации на характер формирования пустотного пространства в карбонатных отложениях. Для начала остановимся на теоретической возможности увеличения пористости в результате развития данных процессов в приповерхностных условиях, которые характерны для диагенетической и, ранней катагенетической стадий. На первый взгляд вопрос решается положительно. В частности его поддерживает широко распространенное мнение [37], что в случае протекания реакции типа: 2CaCO3 + Mg+2 = CaMg(CO3)2 + Ca+2 происходит увеличение пористости на 12.5%. В общем, это справедливо, но только в том случае если на этом реакция завершится, и освободившиеся ионы кальция будут полностью удалены из системы. Главная трудность заключается в том, что соответствующие преобразования далеко не всегда могут пойти данным путем. В этом рассуждении опущена одна, но очень важная деталь. Ионы магния попадут в пустотное пространстве не сами по себе. Им будет сопутствовать кислотная составляющая соли. Например, в сопровождении карбонатной или сульфатной групп. Возникновение такой ситуации при условии сохранения сравнительно хорошей гидродинамической сообщаемости поровых вод с бассейном осадконакопления, в принципе, вероятно. Как известно [7], карбонат магния является наиболее растворимым соединением данной группы и его попадание в насыщенный раствор карбоната кальция должно привести к осаждению кристаллов доломита, имеющих самое низкое произведение растворимости. В рассматриваемом случае будет протекать следующая реакция: CaCO3 + MgCO3 = CaMg(CO3)2 В этом случае из 100 граммов кальцита должно образоваться 184 граммов доломита. Это значит, что из 1 см3 кальцита образуется 1.7 см3 доломита. Безусловно, ни о каком увеличении пористости не может быть и речи. Данная реакция определит уменьшение пустотного объема не только

39


осадка, вовлеченного в соответствующие преобразования, но и близлежащих отложений. Не лучше обстоит дело и во втором варианте, когда в осадок проникают сульфаты магния (данный тип реакции, в частности, имел широкое распространение в ходе доломитизации карбонатных отложений месторождения Карачаганак). Протекает реакция типа: 2CaCO3 + MgSO4 = CaMg(CO3)2 + CaSO4.H2O Это приведет к тому, что из 200 граммов кальцита, вступивших в реакцию, будет образовано 184 грамма доломита и 172 грамма гипса, или из 1 см3 кальцита будет образовано 0.85 см3 доломита и 0.77 см3 гипса. Очевидно, это так же не должно способствовать увеличению пустотного объема. Таким образом, представляется правомерным предположение, что для увеличения объема пустот только одной химической реакции недостаточно. В этом случае наиболее вероятно не увеличение, а уменьшение общего пустотного объема карбонатных отложений. Как представляется должен существовать другой механизм, который определил бы сохранение и увеличение пористости в результате развития процессов доломитизации. Интересные результаты могут быть получены при анализе генезиса пор и каверн. В доломитовых породах, так же как и в перекристаллизованных известняках, отмечается сокращение объема пустот, формирование которых началось на стадии седиментогенеза [49]. Во-первых, очень часто происходило "зарастание" пустот кристаллами вторичного доломита (диагностические признаки данного процесса аналогичны тем, которые отмечаются при изучении кальцитизиации палеопустот известняков [10, 64]). Во-вторых, в ряде случаев доломитизация карбонатных отложений осуществлялась в физикохимических условиях, благоприятных для их сульфатизации [20, 28, 35, 36]. Последнее определило существование связей между содержаниями в породах месторождений Карачаганак и Каменское минералов доломита и ангидрита [43, 49]. Новообразованные минералы ряда гипс-ангидрит осаждались в межкристаллическом пространстве и палеопустотах унаследованного развития, способствуя тем самым ухудшению коллекторских свойств карбонатных отложений. Интенсивность развития рассматриваемого процесса в доломитах Карачаганакского и Каменского месторождений высокая. В среднем сульфаты кальция заполнили 42.6 – 72 % первоначального объема палеопустот "первичного" типа и унаследованного выщелачивания (таблица 3.5). Минералы ряда гипс-ангидрит не были обнаружены только в 57 образцах из 509 изученных доломитов месторождений Карачаганак и Каменское, что составляет 11.2%.

40


Кроме данных преобразований в исследованных отложениях уменьшению емкости пор и каверн унаследованного развития также способствовали процессы кристаллизация в них вторичного доломита и кальцита. В среднем было "залечено" 7.5 - 34.6% первоначального объема рассматриваемых пустот (таблица 3.5). Диагностические признаки кристаллизации рассматриваемых минералов были зафиксированы в 55% доломитовых пород исследованной коллекции. Показатели интенсивности развития последних вторичных изменений существенно уступают предыдущим. В определенной степени это позволяет предполагать, что связь между процессами доломитизации и кристаллизации карбонатных минералов, в ряде случаев, носит случайный характер. По всей видимости, очень часто каждый из них развивался независимо друг от друга. Кроме этого необходимо отметить, что в доломитах исследованной коллекции, как показали микроскопические исследования [49], кристаллизация вторичных карбонатных минералов в палеопустотах унаследованного развития происходила преимущественно после осаждения в них сульфатов кальция. Таблица 3.5 Заполнение палеопор и палеокаверн первичного типа и унаследованного развития в доломитах в результате вторичного минералообразования. Месторождение


Каменское

Ярус

Артинский

Литотип

Органогеннообломочный Биогермноводорослевый Ассельский Органогеннообломочный Серпуховской Органогеннообломочный Биогермноводорослевый Визейский Биогермноводорослевый Казанский Органогеннообломочный

Доля объёма пор, Доля объёма пор, заполненного заполненного ангидритом, % кристаллами вторичного кальцита и доломита, % 68.5 28.3 63.6

27.6

47.8

23.6

72.0

7.5

42.6

15.4

51.9

33.8

63.4

34.6

41


Сопоставим между собой доломиты месторождения Карачаганак, в палеопустотах которых произошла кристаллизация вторичных карбонатных минералов, и породы, не испытавшие на себе воздействие соответствующих процессов [43, 49]. Матрица последних, как правило, состоит из более мелких кристаллов. Их размеры в большинстве случаев находятся в диапазоне 20 - 50 мкм (в среднем 35 мкм). Размерность кристаллов, слагающих матрицу доломитов, подвергшихся воздействию процессов вторичного минералообразования, близка к той, которая отмечается в известняках третьей группы (таблица 3.4) [14, 43, 49], и составляет 30 – 120 мкм (в среднем 85 мкм). По всей видимости, отложения, в палеопустотах которых произошла кристаллизация доломита и кальцита, испытали на себе воздействия процессов перекристаллизации на более позднем этапе развития. Механизм "залечивания" палеопустот унаследованного развития в доломитах, очевидно, аналогичен тому, который определяет развитие процессов кальцитизации в известняках по мере их перекристаллизации. Аналогичная картина отмечается при изучении доломитов казанского яруса Каменского месторождения. Матрица пород, в палеопустотах которых произошла кристаллизация доломита, сложена более крупными кристаллами. Так, если в породах, не вовлеченных в соответствующие преобразования, редко встречаются данные кристаллы, диаметры которых превышают 20 мкм, то в доломитах, испытавших на себе воздействие данных процессов, они доминируют. Рассмотрим генетические характеристики каверно-порового пространства доломитовых пород месторождений Карачаганак и Каменское (таблица 3.6). В целом отмечается преобладание пустот нового образования. Практически во всех исследованных доломитах (также как и в перекристаллизованных известняках) большая часть пустот унаследованного развития прекратила свое существование в результате процессов вторичного минералообразования. Определенная компенсация потери пистонной емкости произошла в результате формирования пор и каверн нового образования. В тоже время в характерах развития пустотного пространства доломитовых пород наблюдаются различия. В более благоприятном положении оказались породы, в палеопустотах которых произошла кристаллизация карбонатного материала. В них сравнительно более часто встречаются поры и каверны унаследованного развития, которые, кроме этого, как правило, имеют относительно лучшие емкостные свойства. В принципе данные характеристики близки к тем, которые имеют пустоты унаследованного развития, существующие в известняках третьей группы

42


Таблица 3.6


Артинский

Органогеннообломочный

ЕСТЬ

0.40 6

НЕТ Ассельский

Органогеннообломочный

ЕСТЬ

0.20 4

НЕТ Серпуховской

Каменское

Казанский

Органогеннообломочный Биогермноводорослевый Органогеннообломочный

1.16 68 1.05 41 2.35 73 0.95 22

0.53 18

0.45 12

0.19 57 0.15 8 0.28 15

0.71 26

0.46 7 0.46 38

НЕТ ЕСТЬ ЕСТЬ

1.98 48

3.54 45

Выщелачивания перекристаллизованных и доломитизированных участков

Остаточные после кристаллизации вторичных карбонатных минералов перекристаллизации и доломитизации

Унаследованного выщелачивания;

Литотип


Первичные

Месторождение Ярус

Наличие следов кристаллизации вторичных карбонатных минералов

Генетическая характеристика каверно-порового пространства доломитовых пород.

0.90 84 0.53 55 0.58 62 0.20 6 0.30 14 1.62 62 1.20 28

Примечание: В числителе - средняя ёмкость пор и каверн, %; В знаменателе - частота встречаемости, %.

43


(таблица 3.3). В месте с тем в рассматриваемых породах отмечается относительное увеличение вероятности существования пор и каверн подтипа нового образования. Причем частота встречаемости и емкостные свойства данных пустот превосходят аналогичные показатели характеризующие поры и каверны, существующие не только в доломитах, не испытавших на себе воздействие процессов кристаллизации вторичного карбонатного материала, но и в известняках третьей группы. По-видимому, более хорошие первоначальные емкостные (и, вероятно, фильтрационные) свойства пород, имеющие в настоящее время следы кристаллизации вторичного карбонатного материала, определили возможность после завершения процессов доломитизации вовлечения их в другой тип постседиментационных преобразований – перекристаллизацию. В свою очередь развитие процессов перекристаллизации определило кристаллизацию доломита в палеопустотах, а также улучшение емкостных свойств пустот подтипа нового образования. В данном случае необходимо отметить, что имеются достаточно много похожих черт в особенностях развития процессов перекристаллизации и доломитизации. В обоих случаях термобарическая обстановка определяет размеры и, в определенной степени, форму кристаллов матрицы. Поэтому представляется правомерным предположение, что в случае развития процессов доломитизации в отложениях, залегающих в это время на больших глубинах, будет создана обстановка благоприятная для формирования пустот нового образования. Таким образом, можно говорить, что характер влияния процессов доломитизации на пустотное пространство карбонатных отложений имеет двойственную природу. С одной стороны они способствуют ухудшению емкостных свойств пустот, формирование которых началось на стадии седиментогенеза. С другой стороны в определенных ситуациях они положительно влияют на формирования пор и каверн нового образования. Вместе с тем, необходимо отметить, что если сокращение объема пор и каверн унаследованного развития в принципе следует ожидать в любых условиях, то емкость пустот нового образования должна зависеть как от степени "охвата" породы процессами доломитизации, так и от того при каких значениях температуры и давления осуществлялись рассматриваемые преобразования. В тех случаях, когда процессы доломитизации протекали в обстановке, определившей образование более крупных кристаллов, создавались благоприятные условия для формирования данных пустот с более хорошими емкостными свойствами. Следует иметь в виду, что процесс формирования пор нового образования в доломитовых породах (так же как и в перекристаллизованных известняках) должен иметь обратимый характер.

44


В качестве примера рассмотрим строение пустотного пространства доюрской карбонатной продуктивной толщи Урманского месторождения [60], которое расположено на территории Нюрольской впадины Казанского района Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции. Структура, к которой приурочена залежь, представляет собой складку субмеридиального простирания размером 9х16 км, амплитудой – 80 м. Продуктивные отложения представлены сильно перекристаллизованными анкеритизированными вторичными доломитами. Первоначально они представляли собой органогенно-обломочные и биогермные преимущественно высокопористые осадки. На это в частности указывает присутствие сильно измененных остатков багряных водорослей и кораллов, которые при определенных условиях образуют крупные колониальные постройки. Данные отложения были доломитизированы в начальной стадии своего развития, вероятно, уже в раннем диагенезе, сразу же после их аккумуляции. Такое раннее замещение кальцита доломитом практически не оказало влияния на пустотное пространство отложений. В постлитификационной истории развития исследуемой толщи можно выделить несколько этапов, обусловленных неоднократными изменениями термобарических и геохимических условий залегания отложений. Вначале карбонатные породы подверглись интенсивному воздействию процессов трещинообразования, о чем свидетельствует большое количество палеотрещин, в последующем прекративших свое существование в результате вторичного минералаобразования. Их ширина в среднем составляла 2 – 5 мм, но в ряде случаев достигала нескольких сантиметров. Затем породы подверглись воздействию процессов выщелачивания. Среди пустот стали доминировать палеопоры и палеокаверны унаследованного выщелачивания и выщелачивания вдоль трещин. Пустотная емкость достигала 20-25% и больше. Основная часть объема пустотного пространства, существовавшего на данном этапе, не сохранилась. Этому способствовали процессы перекристаллизации и кристаллизации доломитового материала. В основном, рассмотренные палеопустоты в последующем были "залечены" средне-крупнозернистым яснокристаллическим вторичными доломитом и анкеритом. В результате емкость пор и каверн уменьшилась в основном до 1 – 2% и только в единичных случаях она составила 10%. Потеря общей пустотной емкости в определенной степени была компенсирована формированием нового типа пор - перекристаллизации. Следует отметить, что данные преобразования должны были происходить при высоких значениях температуры и давления, характерных для больших глубин. Это привело к тому, что в составе матрицы

45


доминируют относительно крупные кристаллы, размеры которых в среднем составляют 100-200 мкм, а палеопустоты заполнены кристаллами крупно- и грубозернистой размерности. В последующем многие межкристаллические палеопоры увеличили свои размеры в результате возобновления в отложениях процессов выщелачивания, о чем свидетельствуют следы коррозии на стенках кристаллов матрицы ограничивающих рассматриваемые палеопустоты. В результате данных преобразований емкость рассматриваемых пустот составляла 10-15% и больше. На более поздних стадиях развития карбонатных отложений большая часть пустот была уничтожена за счет осаждения в них окислов железа, а также в результате регенерации (восстановление первоначальной формы) кристаллов ограничивающих палеопустоты межкристаллического выщелачивания. На это указывают резкое осветление кристаллов по мере приближения к поре, характер их угасания и включения, ровных микрослойков черного материала, расположенных параллельно граням, которые могли образоваться только во время роста кристаллов. Кроме этого, в исследуемом пространстве образовались более мелкие кристаллы, практически не окрашенные органическим веществом. Последнее положение могло осуществиться, скорее всего, в случае резкого снижения температуры и давления, повлекшего ликвидацию энергетических ограничений осаждения рассматриваемых кристаллов [60]. В это время произошел относительный подъем земной коры и размыв вышележащих отложений. Глава IV. Сообщаемость между порами и кавернами различного генезиса. Как было рассмотрено выше, пустотное пространство карбонатных пород очень редко бывает однородным. В непосредственной близости друг от друга могут существовать сразу несколько генетических разновидностей пор и каверн, сообщаемость между которыми имеет случайный, а не обязательный характер [47, 48], во всяком случае, она неоднократно нарушалась в ходе геологической истории. На это в частности указывают литологические методы. Во-первых, это хорошо видно на примере пор и каверн унаследованного развития и нового образования. Первые существовали в карбонатных отложениях тогда, когда заложение вторых еще не началось. В последующем по мере проявления в породах процессов перекристаллизации и/или доломитизации развитие пустот шло по совершенно противоположным направлениям [51, 52]. В общем, у

46


пустот унаследованного развития происходило ухудшение емкостных свойств, тогда как у пор нового образования, наоборот – улучшение. Во-вторых, очень часто рядом с первичными порами находятся пустоты унаследованного выщелачивания, остаточные после кристаллизации карбонатного материала и их палеоаналоги, прекратившие свое существование в результате процессов вторичного минералообразования. Характер формирования рассматриваемых пустот, как известно, так или иначе зависит от геохимической обстановки пластовых вод. Если бы рассматриваемые поры и каверны на протяжении всей геологической истории имели хорошую гидродинамическую сообщаемость между собой, то в них должны были бы существовать растворы одинакового состава и соответствующие преобразования происходили бы одновременно. В этом случае стало бы невозможным нахождение в непосредственной близости друг от друга пустот различных классов, что противоречит практическим наблюдениям. Полученные выводы подтверждаются результатами петрофизических исследований. Принимая во внимание, что прямыми методами в настоящее время по техническим причинам не представляется возможным однозначно оценить характер сообщаемости между пустотами различного генезиса, был использован комплекс косвенных способов оценки данного показателя. В его основу положена вероятностная связь между фильтрационными и емкостными свойствами пород. В принципе, для создания фильтрующей системы в образце необходимо, чтобы объем пор и каверн, находящихся в нем достиг критической величины. Дальнейшее увеличение пустотной емкости, как правило, сопровождается последовательным улучшением проницаемости пород. Тем не менее, данные рассуждения верны только в случае, если пустотное пространство однородно. Если в породе будут присутствовать несколько практически изолированных друг от друга систем пустот, картина значительно усложнится. Остановимся на особенностях формирования фильтрующей системы. Для этого рассмотрим абстрактный образец, в котором существует несколько (n) совершенно однотипных изолированных друг от друга пустотных систем, каждая из которых имеет соответствующую емкость (kпi). Предположим, что "критическая" пористость, при которой каждая из систем замыкается в фильтрующую, составляет одну и ту же величину kп,кр. Проницаемыми будут не все системы, а только те из них, емкость которых превосходит критическую величину (kпi>kп,кр). Получается, что улучшение фильтрующих свойств образца определяется не всем пустотным объемом (Kп), а только его "добавочной" частью (Kпдоб), равной:

47


Kпдоб = Σkпi - nkп,кр

(4.1)

В случае если существует единая пустотная система, то пористость, определяющая улучшение фильтрующих свойств пород будет равняться: Kпдоб =Kп - kп,кр

(4.2)

Разница существенная, чтобы оказать влияние на проницаемость, даже если бы существовала линейная зависимость между фильтрационными и емкостными свойствами пород, тогда, как показывает опыт, она должна иметь экспонентациональный характер [24, 59]. Таким образом, при сравнении двух образцов с одинаковой пористостью наиболее вероятно, что лучшая проницаемость будет у того из них, который имеет более однородную пустотную систему. Рассмотрим особенности зависимостей между пористостью и проницаемостью пород исследованной коллекции. Для повышения надежности сопоставления данных функций их определение осуществлялось не совсем традиционным способом [48]. Для уменьшения влияния высокочастотной составляющей, изучаемая коллекция была разбита на несколько групп по емкостному признаку. В первую попали образцы с пористостью от 5 до 6%, во вторую – от 6 до 7 %, в третью – от 7 до 8% и так далее с интервалом 1%. В последующем для каждой группы рассчитывались кумулятивные кривые проницаемости, по которым определялись медианные значения. Затем рассчитывались зависимости между логарифмами медианных значений проницаемости (Кпр, 10-15м2) и пористости (Кп, %) типа: Lg Кпр = А Кп + В

(4.3)

где А, В эмпирические коэффициенты пропорциональности, приведенные в таблице 4.1. Анализ полученных зависимостей показал, что при сопоставлении образцов с одинаковой пористостью наилучшая расчетная проницаемость наблюдается у пород протвинского горизонта. При этом пустотное пространство рассматриваемых отложений (таблица 4.2) характеризуется повышенным содержанием пор и каверн нового образования 66.6% общей

48


Таблица 4.1 Коэффициенты пропорциональности зависимости между медианными значениями проницаемости и пористости. Месторождение

Стратиграфическое подразделение Карачаганак Артинский ярус Ассельский ярус Серпуховской ярус: Протвинский горизонт Тарусский и стешевский горизонты Каменноугольная система Тенгиз

А

В

0.17 0.18

-1.88 -2.09

Коэффициент корреляции 0.87 0.96

0.20 0.15

-1.95 -1.65

0.95 0.93

0.19

-2.08

0.90

49


Таблица 4.2 Типизация пор и каверн карбонатных пород.

мф

мф

вф

мф

вф

мф

вф

Выщелачивания вдоль трещин

Перекристаллизации и доломитизации

Остаточные после вторичного минералообразования

Унаследованного выщелачивания вф

Выщелачивания перекристаллизованных и доломитизированных участков

Долевое участие пори каверн различного генезиса в формировании емкостной системы. %

Первичные

Возраст

мф

вф

Месторождение КАРАЧАГАНАК Артинский ярус Ассельский ярус Серпуховской ярус: протвинский горизонт тарусский и стешевский горизонты Визейский ярус Башкирский ярус Серпуховской ярус Визейский ярус

0.4

1.6

7.1

13.7

5.0

0.1

2.9

0.1

37.6

22.5

9.0

3.5

0.6

25.0

12.8

7.0

-

1.8

0.2

35.5

11.6

2.0

11.0

0.5

6.9

0.2

6.0

0.1

16.0

0.2

50.6

3.5

5.0

15.1

2.0

7.3

6.6

4.8

0.2

15.0

0.1

37.2

6.8

4.9

20.2

-

15.1

-

15.8

0.1

8.1

-

19.3

13.9

7.5

Месторождение ТЕНГИЗ -

3.4

14.8

7.3

31.9

4.0

2.2

-

2.8

26.6

7.0

3.4

1.1

38.7

2.0

18.7

0.7

1.6

1.5

12.0

15.6

4.7

0.2

0.2

21.9

10.2

28.7

3.8

1.1

0.1

7.3

23.8

2.7

15.2

78.7

6.1

Месторождение КАМЕНСКОЕ НСКОЕ Казанский ярус

-

-

-

-

-

-

-

-

Примечание: мф - межформенный вид; вф - внутриформенный вид.

50


емкости. Тогда как межформенные поры и каверны первичного типа и унаследованного развития составляют только 23.9% объема пустот. Более плохие фильтрационные свойства наблюдаются у пород тарусского и стешевского горизонтов (нового образования – 52.2%, первичные и унаследованного развития – 27.2% пустотной емкости). Далее следуют отложения артинского (соответственно 40.2% и 12.5%) и визейского (27.4 и 51.1%) ярусов месторождения Карачаганак, каменноугольной системы месторождения Тенгиз (9.0 и 52.8%) и ассельского яруса месторождения Карачаганак (27.3 и 35.5%). В приведенной последовательности самыми низкими значениями проницаемости характеризуются породы, пустотное пространство которых практически в равных долях содержит межформенные поры и каверны, как нового образования, так и унаследованного развития. И наоборот, наиболее высокие значения проницаемости имеют карбонатные отложения с более однородным пустотным пространством. Это достаточно хорошо объясняет гипотеза об относительной изоляции друг от друга пустот различного генезиса, так как однородная пустотная система при прочих равных условиях будет характеризоваться лучшими фильтрационными свойствами, чем состоящая из нескольких самостоятельных подсистем. Установленные закономерности можно подтвердить еще одним способом оценки фильтрационных свойств пород [48]. С этой целью для каждой емкостной группы образцов соответствующего объекта исследования определяли относительное содержание пород, проницаемость которых не меньше 10-16м2. Определялась вероятность образования проницаемой системы в образцах с данной пустотной емкостью. В последующем определяли зависимость между данным параметром и пористостью типа: Рк = А ехр(В Кп)

(4.4)

где Рк, – вероятность образования проницаемой системы доли единиц; Кп – пористость, %. А, В – эмпирические коэффициенты пропорциональности, приведенные в таблице 4.3. Анализ эмпирических функций позволил получить аналогичную последовательность ухудшения проницаемости рассматриваемых образцов.

51


Таблица 4.3 Значения коэффициентов пропорциональности зависимостей между вероятностью формирования фильтрующей системы с проницаемостью не меньше 10-16м (Рк) и пористостью. Месторождение

Возраст

А

В


Артинский ярус Ассельский ярус Серпуховской ярус Визейский ярус Каменноугольная система

5.23 10.10 2.65 3.02 5.49

-0.40 -0.49 -0.33 -0.33 -0.39

Тенгиз

Коэффициент корреляции 0.96 0.96 0.98 0.94 0.94

Установлено, что трещиноватость в данном случае не оказала определяющее влияние на образование выявленной последовательности. Анализ поверхностной плотности и раскрытости трещин пород месторождения Карачаганак [43] свидетельствует о том, что интенсивность воздействия изучаемого процесса на породы уменьшается в следующем направлении: в начале последовательности стоят образцы тарусского и стешевского горизонтов (средняя раскрытость трещин 40 мкм, средняя поверхностная плотность трещин 0.72 см/см2) затем идут породы артинского (соответственно 31 мкм и 0.50 см/см2), ассельского (26 мкм, 0.42 см/см2) и визейского (25 мкм, ярусов. При этом не совпадают направления 0.40 см/см2) среднестатистического ухудшения показателей трещиноватости и проницаемости. Рассмотрены причины не очень значительного влияния трещин на проницаемость образцов, измеренную в лабораторных условиях. Вероятностные расчеты показали [43], что каждая вторая случайно ориентированная трещина располагается в образце кубической формы так, что исключается возможность ее участия в создании путей миграции флюидов хотя бы по одному направлению. В образце цилиндрической формы, если его длина относится к диаметру в пропорции 1:1, вероятность участия случайно ориентированной трещины в формировании фильтрующей системы составляет 22%, для пропорции 2:1 18%, 3:1 14% и т.д. Кроме того, следует иметь в виду, что стенки большого количества открытых трещин покрыты вторичным кальцитом или окисленным органическим веществом. Поэтому очень часто существует относительная гидродинамическая изоляция между трещинами и другими разновидностями пустот. Если трещина в исследуемом образце расположена "неудачно", то в этом случае она оказывает отрицательное влияние на измеренную проницаемость образца. В тоже время необходимо

52


отметить, что данные выводы правомерны только при изучении фильтрационных свойств пород в лабораторных условиях. В пласте, очевидно, трещины должны более активно влиять на проницаемость, чем поры и каверны. Отдельно рассмотрены породы, не имеющие трещины [43, 47, 48]. Было проведено сопоставление измеренных параметров образцов (доля межформенных пор и каверн различного генезиса в общей пустотной емкости и проницаемость) и расчетных, в результате которого исследуемую коллекцию разделили на две части. К первой были отнесены сильно перекристаллизованные или доломитизированные породы артинского, серпуховского и визейского ярусов, ко второй остальные образцы. В первой части коллекции пород доминируют межформенные пустоты нового образования, во второй межформенные поры и каверны первичного типа и унаследованного развития. В тех случаях, когда в преобразованных породах артинского, серпуховского и визейского ярусов месторождения Карачаганак доля межформенных пор и каверн нового образования превышает фоновые значения, определенные для соответствующего стратиграфического объекта, измеренные значения проницаемости, как правило, превосходят расчетные. Из 44 образцов изучаемых пород, характеризующихся повышенным содержанием межформенных пустот нового образования, 37 имеют проницаемость больше расчетной, 5 равную и только 2 меньше расчетной. По-другому ведут себя образцы, в которых отмечается повышенное содержание межформенных пустот первичного типа и унаследованного развития. Из 79 образцов 28 имеют проницаемость больше расчетной, 9 равную и 42 меньше расчетной. При изучении пород второй части коллекции наблюдается противоположная зависимость. Увеличение содержания межформенных пустот нового образования в целом не способствует улучшению фильтрационных свойств пород: из 41 образца 13 имеют проницаемость больше расчетной, 7 равную и 21 меньше расчетной. Положительное влияние на фильтрационные свойства пород оказывает увеличение содержания межформенных пор и каверн первичного типа и унаследованного развития. Из 91 образца с рассматриваемым составом пустот 53 имеют проницаемость больше расчетной, 16 равную и 22 меньше расчетной. Очевидно, в первом случае устойчивую проницаемую систему образуют преимущественно межформенные поры и каверны нового образования, тогда как емкость пустот первичного типа и унаследованного развития в большинстве случаев ниже критических значений, при которых начинается фильтрация флюидов. Во втором случае наблюдается обратная картина: главную роль играют межформенные поры и каверны,

53


формирование которых началось на стадии седиментогенеза. Полученные результаты также подтверждают предположение о существовании относительной изоляции пустот различного генезиса, так как в противном случае изменение генезиса пустот не влекло бы за собой увеличение или уменьшение проницаемости. Суммируя вышеизложенные косвенные способы оценки влияния генезиса пустот на проницаемость пород, можно сделать вывод, что сообщаемость между пустотами различного генезиса, находящимися в одном образце, имеет случайный характер. Поэтому проницаемость пород зависит от структурно-емкостных свойств не всех пор и каверн, а только от их доминирующих генетических разновидностей. При прочих равных условиях лучшую проницаемость будут иметь отложения, которые содержат пустоты единого генезиса. Глава V. Вероятностный способ учета пористости карбонатных пород при подсчете запасов нефти и газа. В формуле 4.4 заложена основа методики подсчета запасов нефти и газа. [54], отличительной особенностью которой является отсутствие необходимости обоснования кондиционных значений пористости. Рассмотрим ее подробнее. Возьмем из всей совокупности образцов месторождения определенное количество экземпляров (ni), имеющих совершенно одинаковую пористость (Kпi). Допустим, из этой коллекции только nкi образцов имеют проницаемость больше 10-16м2, то есть по определению являются коллекторами и из них можно извлечь интересуемый флюид. Оставшиеся образцы к типу коллекторов не относятся, поэтому при подсчете запасов их пустотный объем не вызывает большой интерес. Определим среднюю полезную пористость коллекции, используя вероятностный подход. Доля коллекторов (Pкi) из всей совокупности образцов исследуемой выборки будет равна: Pкi = nкi/nI

(5.1)

Вместе с тем, как это уже отмечалось раньше, сам параметр Рki является функцией пористости (формула 4.4) и может быть рассчитан после анализа коллекторских свойств всех пород исследуемого объекта. Следовательно, количество образцов коллекторов будет равно:

54


nкi= Pкini

(5.2)

Так как нас интересуют не все пустоты, а только те из них, которые содержаться в породах-коллекторах, средняя полезная пористость коллекции (Kпi,ср) будет равна: (5.3) Kпi,ср = РкiКкi Общий полезный пустотный объем (Vкi) коллекции будет равен: Vкi = ΣPкi×Kпi×аi×вI

(5.4)

где аI – высота образца, м; вi – площадь образца, м2. Формулу 5.4 после небольших изменений можно использовать для вычисления полного объема пор и каверн залежи, из которых в принципе возможно извлечение флюидов (Vп): Vп = ΣPкi×Kпi×hпi×FI

(5.5)

где Kпi – пористость i-го слоя, доли единицы; Pкi – вероятность существования в i-ом слоя проницаемой системы (формула 4.8), доли единицы; hпi – средняя толщина i-го слоя, м; Fi – площадь распространения i-го слоя, м2. Если учесть остаточную водонасышенность, то можно рассчитать средне статистический эффективный объем пор и каверн залежи (Vэф): Vэф = ΣPкi×Kпi×hпi×FI ×(1 - Kвi)

(5.6)

Kвi – средняя остаточная водонасыщенность i-го слоя, доли единицы. Общий эффективный объем пустот залежи будет равен сумме эффективных объемов пор и каверн, рассчитанный по формуле 5.6, и трещин, особенности определения, которого в данной работе не рассматриваются. Необходимо отметить, что в данном случае речь идет только об основах методики учета пористости при подсчете запасов нефти и газа. Использовать формулу 5.6 в чистом виде не рекомендуется, так как в нее еще необходимо ввести ряд поправочных коэффициентов, учитывающих специфику перехода

55


от петрофизических данных к геофизическим, пластовые условия, режим вытеснения углеводородов из пустотного пространства и т.п. Предлагаемый подход позволяет минимизировать субъективный фактор при оценке пористости продуктивного горизонта. Логическая часть обоснования заменяется статистическим анализом, в котором, не смотря на обилие данных коллекторских свойств, учитываются результаты каждого определения. Это в свою очередь позволяет автоматизировать сам процесс оперативной оценки запасов и ресурсов нефти и газа. Глава VI. Некоторые техногенные изменения пустотного пространства Проблеме техногенных изменений продуктивных отложений в научной литературе уделяется явно недостаточное внимание. Между тем она имеет принципиальное значение для нефтяной геологии, так как от успешности ее разрешения во многом зависят перспективы повышения эффективности воздействия на пласт и, следовательно, возможности создания новых технологий добычи углеводородного сырья. Накопленный нефтяной геологией опыт [17, 18, 19, 33, 62, 63] позволяет говорить, что коллекторские свойства пластов не остаются постоянными, а изменяются в процессе эксплуатации залежи. Поэтому исследование причин, вызывающих соответствующие изменения, имеет первостепенное значение. В процессе изучения поставленного вопроса широко использовался опыт литологических исследований вторичных изменений карбонатных отложений. Целесообразность такого подхода очевидна, так как данные преобразования контролируются практически единым комплексом физико-химических факторов. По существу техногенные изменения отличаются от постседиментационных только масштабами и скоростью развития. Первые осуществляются практически мгновенно (относительно геологической временной шкалы) и затрагивают сравнительно небольшую часть пласта, к которой приурочена разрабатываемая залежь. Поэтому в центре внимания оказался комплекс физико-химических процессов, возникающих в карбонатных отложений в результате нарушения равновесия, вызванного антропогенным фактором. В природных условиях, как было ранее установлено литологическими методами [45, 52], аналогичные преобразования приводят к перемещению карбонатного материала внутри тела и, как следствие, - к перераспределению пустотного пространства. Последнее действие, в свою очередь, влечет за собой изменения характера распространения фильтрационно-емкостных свойств в продуктивной толще [51].

56


В последнее время все более настойчиво пробивает себе дорогу мнение [26] о низкой эффективности применения метода заводнения в процессе эксплуатации залежей углеводородов, приуроченных к карбонатным отложениям. Значительно снижается коэффициент нефтеотдачи. Вызвано это в первую очередь сложным строением пустотного пространства карбонатных отложений. Как правило, в породе присутствует несколько генетических разновидностей пустот, которые имеют различные фильтрационно-емкостные свойства и находятся в относительной гидроизоляции друг от друга [47, 48]. Кроме этого было замечено, что если при разработке залежи уже использовался метод заводнения, то применение других способов разработки уже не может обеспечить получение желаемого результата [26]. Последнее позволяет предполагать, что в пласте происходят необратимые изменения. На первый взгляд мы получаем достаточно убедительный аргумент в пользу необходимости отказа от использования данного способа воздействия на пласт, достаточно хорошо зарекомендовавшего себя при эксплуатации залежей, приуроченных к терригенным отложениям. Однако перед принятием окончательного решения попробуем разобраться в причинах недостаточно высокой эффективности работы режима заводнения. Очевидно, одним из главных факторов, определяющим характер эксплуатации залежи при рассматриваемом режиме является качество закачиваемой воды. И действительно этой проблеме, как правило, уделяется очень серьезное внимание. Во всяком случае, при применении метода заводнения, в основном, стараются исключить возможность попадания в пласт как механических примесей, так ряда химических реагентов, вызывающих кристаллизацию в пустотах новых минералов вследствие реакции закачиваемой воды с остаточной. Например, сульфатной и фосфатной групп, вызывающих осаждение в порах и капиллярах гипса и фосфорита соответственно. При этом в подавляющем большинстве случаев практически остается без внимания один очень важный фактор - температура закачиваемой воды. Вместе с тем он оказывает существенное влияние на особенности преобразования пустотного пространства в карбонатных отложениях. Преимущественно в продуктивную часть разреза нагнетается вода, температура которой значительно ниже пластовой. Тем самым нарушается сложившееся к этому времени равновесие в карбонатном объекте, что определяет начало развития целого комплекса физико-химических процессов. Охлаждение продуктивного горизонта сопровождается общим уменьшением объема твердой фазы. Причем данные изменения очень значительные, и их игнорирование может привести к серьезным негативным последствиям.

57


Например, в случае охлаждения всего лишь на 10С двух таких крупных карбонатных массивов, к которым приурочены месторождения Карачаганак и Тенгиз, (такое снижение температуры продуктивного горизонта реально, если в пласт поступит не нагретая вода в объеме из расчета 11 литров на 1 м3 породы) произойдет увеличение емкости пустот рассматриваемых объектов на 11.3 и 12.7 миллионов м3 соответственно. Происходящее таким образом уменьшение объема твердой фазы будет сопровождаться как улучшением фильтрационно-емкостных свойств системы трещин за счет появления новых и расширения старых, так и потерей упругой энергии пласта. Оба процесса будут способствовать сокращению извлекаемой части запасов углеводородов. В первом случае в результате образования "обводящих каналов" будет происходить уменьшение коэффициента охвата, во втором – сокращением интенсивности притока флюидов в дренирующую систему из матрицы [45, 46]. Реальный расчет высвобождаемой пустотной емкости является более сложной задачей, так как тело никогда не будет охлаждаться равномерно. Кроме этого коэффициент теплового расширения минералов карбонатной группы зависит от выбранного направления в кристаллической решетке. В частности, в кристаллах кальцита (при температуре 50 0С) он изменяется в диапазоне от –3.76 10-6 /0С до +25.64 10-6/0С, доломита - от +4.5 10-6/0С до +22.5 10-6/0С [22]. Причем отмечается общее увеличение коэффициента термального расширения по мере уменьшения температуры. Поэтому на практике следует ожидать на ряде участков залежи более существенные приращения пустотной емкости за счет образования трещин. Кроме этого закачиваемая вода (даже если она химически чистая) приведет к значительному перераспределению карбонатного материала в пласте. Вызвано это тем, что карбонатные минералы имеют ретроградную растворимость (растворимость снижается по мере увеличения температуры). Вода, недонасыщенная карбонатным материалом, вначале будет способствовать растворению карбонатного материала, слагающего стенки пустот призабойной зоны, а затем его осаждению по мере нагревания вод в более удаленных от скважины участках. Рассмотрим особенности развития данных преобразований в карбонатных породах-коллекторах порового и каверно-порового типов, в которых пустотное пространство однородно и равномерно распространено по всему карбонатному телу. Как известно, насыщение вод (в случае если их растворяющая способность не будет уменьшаться, то есть их температура будет равна пластовой) в зависимости от скорости их движения в пласте должно произойти в течение 2 – 3 часов [22, 31] после их попадания в пласт. В

58


среднем, как показывают расчеты [45, 46], средний радиус растворения составляет около 5 м. В начальной стадии заводнения, когда еще не произошло охлаждение пород, залегающих в непосредственной близости от скважины, зона, в пределах которой происходит растворение карбонатного материала, должна иметь наименьшие размеры. По мере продвижения вод будет происходить их прогрев, что повлечет за собой уменьшение их растворяющей способности. Это в свою очередь приведет к сокращению времени насыщения нагнетаемых вод. Впоследствии по мере охлаждения продуктивных отложений данная зона будет увеличивать свои размеры. На практике будет наблюдаться более сложная картина, так как в карбонатных отложениях присутствует несколько поровых систем, имеющих различные структурно-емкостные и, следовательно, фильтрационные свойства. В частности, скорость движения жидкости в поре прямо пропорциональна квадрату ее радиуса [23, 59]. Поэтому в более мелких пустотах процесс насыщения закачиваемых вод закончится в более близкой зоне от нагнетательной скважины. Также необходимо учитывать, что в около скважинном пространстве фильтрация воды, как правило, будет происходить при турбулентном режиме. Это, в свою очередь, приведет к увеличению дифференциации скоростей движения флюида в пустотах с различными размерами и, следовательно, к существенному усложнению границы зоны растворения. Следует отметить, что наиболее значительное изменения происходят в начальной стадии заводнения, пока продуктивные отложения имеют более высокую температуру, чем нагнетаемая в пласт жидкость. Как показали расчеты [45, 46] в зависимости от глубины залегания и интенсивности нагнетания воды в год должно растворяться от 100 до 10000 кг породы на один погонный метр эффективной толщины. На определенном этапе фильтрации вод через пустотное пространство отложений произойдет их полное насыщение карбонатным материалом. После этого будет существовать совершенно другой характер взаимодействия между породой и движущимся флюидом. Дальнейшее продвижение жидкости в пласте сопровождается увеличением ее температуры, что в свою очередь приводит к уменьшению растворимости карбонатного материала в воде. В поровой среде начнется формирование пересыщенного раствора. Причем степень пресыщения будет последовательно увеличиваться по мере роста температуры флюида. Начнется осаждение карбонатного материала в пустотном пространстве. Как показали экспериментальные исследования [22] интенсивность осаждения карбонатного материала, не зависит от скорости течения воды.

59


Скорость осаждения карбонатного материала прямо пропорциональна степени пересыщенности раствора и площади поверхности твердой фазой. На кинетику данного процесса кроме этого большое влияние оказывает химический состав вод [45, 46]. В зависимости от наличия в составе вод определенных примесей процессы осаждения карбонатного материала могут, как ускориться, так и замедлиться. Характер влияния химического состава на скорость кристаллизации является темой отдельного исследования и в данной статье не рассматривается. Следует только отметить, что в целом наличие в составе растворов примесей не оказывают принципиальное влияние на общую направленность процесса. Исходя из вышеизложенных положений, следует ожидать, что осаждение карбонатного материала наиболее интенсивно будет происходить в более мелких порах. Во-первых, по мере уменьшения размера пустот будет происходить увеличение поверхности твердой фазы на единицу объема. Вовторых, в более мелких пустотах воды будут прогреваться быстрее. Таким образом, будет происходить увеличение различий в скоростях движения флюидов в пустотном пространстве. Это в свою очередь приведет к последовательному исключению пустотных систем из процесса вытеснения нефти водой. В случае наличия в продуктивных отложениях трещин необходимо ожидать увеличение негативных аспектов рассматриваемого воздействия на пласт. Так как осаждение "техногенного" карбонатного материала на стенках данных пустот приведет к исключению из разработки целых блоков пород. Причем рассматриваемые преобразования будут иметь необратимый характер. При нагнетании в пласт воды, температура которой равна пластовой, масштабы отрицательного воздействия на пласт существенно сократятся, так как не будет такого активного снижения растворяющей способности вод по мере их движения в пустотном пространстве карбонатных отложений. Не менее интересная картина наблюдается и в случае эксплуатации залежи на режиме истощения. В отличие от терригенных аналогов не следует ожидать, что изменения в карбонатных отложениях ограничатся потерей упругой энергией и соответствующим уплотнением. Наряду с данными преобразованиями должно начаться развитие комплекса физико-химических процессов, которые определяют перераспределение карбонатного материала внутри объекта, сопровождающееся активным изменением фильтрационноемкостных свойств пласта.

60


Рассмотрим результаты опытно-промышленной эксплуатации месторождения Карачаганак, которая проходила во 80-ые годы XX века. В это время не использовались технологии, предусматривающие необходимость поддержания пластового давления. Иными словами использовался тот самый режим истощения (упругий режим). При этом многие скважины эксплуатировались очень активно, в ряде случаев пластовое давление составляло почти половину от начального. Анализ характера эволюции продуктивности скважин по мере изменения пластового и забойных давлений показал, что в тех ситуациях, когда пластовое давление составляло не менее 80% от начального, увеличение депрессии сопровождалось уменьшением коэффициента продуктивности и наоборот снижение интенсивности воздействия на пласт приводило к росту рассматриваемого коэффициента. Причем данные изменения носили обратимый характер. Очевидно, по мере снижения гидродинамического давления в около скважинном пространстве происходило уменьшение размеров пустот, которое впоследствии восстанавливалось после снижения интенсивности депрессионного воздействия на пласт. После падения пластового давления ниже уровня, соответствующего 80% от начального, утрачивался обратимый характер описываемых преобразований. Это хорошо видно на примере анализа характеров изменений основных параметров 104, 107 (рис.1 а, б) и 100, 111 (рис. 1 в, г) скважин (рис.2). У первых двух не отмечалось существенного снижения пластового давления, у вторых, наоборот, в ряде случаев оно уменьшалось на 40 – 50% и больше. В данном случае для удобства сопоставления рассматривалась динамика изменения не абсолютных, а относительных величин пластового давления, депрессии и продуктивности. Иными словами исследовались отношения текущих значений параметров к их максимальным величинам, измеренным для каждой скважины отдельно. В первом случае снижение депрессии сопровождалось ростом продуктивности скважины и, наоборот, увеличение разности пластового и забойного давлений влекло за собой уменьшение

61


62


соответствующего коэффициента. Причем все эти изменения имели обратимый характер. Во втором варианте отмечается более сложная картина. После существенного падения пластового давления в около скважинном пространстве выявленная зависимость перестает работать. По мере снижения депрессии коэффициент продуктивности или перестает увеличиваться вообще, или увеличивается значительно медленнее. Таким образом, наблюдаются признаки, аналогичные тем, которые в принципе соответствуют явлению широко известному в научной литературе под названием "суперколлектор" [19]. Правда, в чистом виде данный термин применим только к пластам, первоначально имеющим высокую продуктивность, которая по прошествии определенного времени после начала эксплуатации резко сократилась. В данной работе это явление рассматривается в более общем виде, то есть исследуются все случаи снижения продуктивности пласта по мере падения пластового давления не зависимо от начальных динамических характеристик. На первый взгляд при объяснении причин данного процесса просто напрашивается предположение о существовании системы горизонтальных трещин, которые благодаря резкому падению пластового давления сомкнулись, прекратив тем самым свое существование [19]. Однако, несмотря на распространенность такого мнения, данное положение на протяжении длительного времени является причиной научных диспутов. Вызвано это в первую очередь тем, что еще никому не удалось выявить с надлежащей точностью устойчивую систему горизонтальных трещин в пласте. Главным аргументом данной гипотезы по существу являются результаты исследований керна под давлением, которые позволяют говорить о существовании остаточных явлениях, возникающих в результате сжатия образца [16]. Не ставя под сомнения правильность выполненных замеров, хотелось бы акцентировать внимание на правомерности метафизического использования закономерностей, выявленных в лабораторных условиях, при прогнозировании характера изменения петрофизических свойств пластов. В данном случае нужно иметь в виду, что изменение масштабности исследований должно сопровождаться появлением побочных эффектов [62]. В первую очередь существенную роль играет временной фактор. Длительность проводимых экспериментов, как правило, не превышает несколько десятков часов, тогда как при изучении характера изменения дебетов скважин учитываются данные, полученные в течение нескольких месяцев или даже лет. Имеется очень высокая вероятность, что в лабораторных условиях моделируется физическая природа процесса, которая принципиально

63


отличается от той, которая существует в природных условиях. Быстрое изменение характера сжатия образца определяет совершенно иной тип преобразования матрицы со всеми вытекающими из этого последствиями. Кроме этого необходимо учитывать особенности распространения упругих напряжений в пласте. Уменьшение пластового давления в дренирующей системе не приведет к тем деформациям, которые наблюдаются в лабораторных условиях. Возникшая таким образом избыточная нагрузка распространится на значительно больший объем продуктивного горизонта, в том числе на участки, лишенные пустотного пространства, которые и воспримут на себя большую ее часть (так называемый "арочный эффект"). Рассмотрим реакцию карбонатных отложений на нарушение равновесия между геостатическим и гидростатическим давлениями, которое было вызвано началом эксплуатации залежи. Опыт изучения постседиментационных изменений позволяет говорить, что в данных осадочных образованиях, кроме процессов уплотнения, должно начаться перемещение карбонатного материала внутри массива и, следовательно, перераспределение самого пустотного пространства [45]. Допустим, возрастает разность между горным и пластовым давлениями. Нормальной реакцией в этом случае будет уменьшение объема пустотного пространства. Когда в качестве флюида присутствует только газ, то данные преобразования просто обязаны играть доминирующую роль. Однако вероятность обнаружения залежи, в продуктивных горизонтах которой отсутствует остаточная вода, очень низкая. Ее же присутствие принципиальным образом меняет характер развития пустотного пространства карбонатных отложений. Начинается комплекс физико-химических преобразований. Уплотнение пустотного пространства, заполненного остаточной водой, которая характеризуется плохой сжимаемостью, произойдет только после удаления ее избыточного количества. В определенных случаях, когда имеется хорошая гидродинамическая сообщаемость с дренирующей системой (то есть, если создается достаточно высокий градиент давления, превышающий некоторую критическую величину), данные преобразования произойдут. Но это будет происходить не всегда. В ситуации, когда закон Дарси будет нарушаться, скорость удаления воды из пустот будет существенно ниже, чем при фильтрации [2, 3]. В первую очередь это характерно для капиллярной системы. Это определяет нахождение внутри карбонатного массива систем пустот, имеющих различное гидростатическое давление. Учитывая, что давление положительно влияет на растворимость карбонатных минералов [22,

64


31], правомерно сделать предположение о существовании в некоторой близости друг от друга растворов, имеющих различную концентрацию. Последнее, благодаря диффузионным процессам, определит перемещение карбонатного материала внутри массива. Карбонатный материал после попадания в область господства пониженных давлений будет способствовать пресыщению раствора, что повлечет за собой его кристаллизацию в дренирующей системе (рис. 3). Масштабы таких преобразований значительные. Например, при опытно-промышленной эксплуатации Карачаганакского месторождения, проходившей во второй половине восьмидесятых годов прошлого века по самым скромным (явно заниженным) подсчетам в дренирующей системе ежегодно должно было отлагаться не менее 70 кг карбонатных минералов на 1 м эффективной толщины "работающего" интервала пласта. Причем интенсивность их кристаллизации должна была возрастать по мере приближения к скважине, так как именно в этой зоне будет наблюдаться максимальный перепад давлений в матрице и дренирующей системе. Увеличение депрессии и последующий рост скорости падения пластового давления будет способствовать более активному "залечиванию" пустот, формирующих фильтрующую систему.

65


66


Заключение. Каверно-поровое пространство развивается на протяжении всей истории существования карбонатных отложений. На стадии осадконакопления формируется первичный емкостный потенциал системы, который во многом определяет особенности дальнейшего развития каверно-порового пространства. Характер формирования первичных пустот, как правило, контролируется комплексом физических, химических и биологических факторов. Во многих случаях это определяет резкую изменчивость фильтрационно-емкостных свойств карбонатных отложений. Первичное пустотное пространство редко остается неизменным на протяжении всей истории карбонатных отложений. Оно реагирует практически на все постседиментационные изменения, которые происходят в карбонатных образованиях. Происходит одновременное уменьшение объема (вплоть до полной ликвидации) одних генетических разновидностей пустот и увеличение емкости у других (или начало их образования). Вызвано это особенностями реакции карбонатного тела на внешние воздействия. В частности, главная причина более эффективного сохранения общей пустотной емкости по мере погружения карбонатных отложений, заключается в том, что увеличение геостатических нагрузок вызывает не только создание более плотной упаковки форменных компонентов, как это происходит в терригенных породах, но определяет начало развития ряда физикохимических преобразований, определяющих перемещение карбонатного материала внутри тела и, как следствие, перераспределение общей пустотной емкости. В целом происходит уменьшение объема пор и каверн, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, и развитие пустот нового образования. Соответствующие преобразования оказывают определенное влияние на характер развития фильтрационных свойств пород, так как сообщаемость между различными генетическими разновидностями пустот существенно ограничена. Поэтому на определенных этапах развития карбонатных отложений (когда пустотное пространство представлено в равных долях порами и кавернами различного генезиса) происходит уменьшение проницаемости при практически неизмененной пористости. В свою очередь особенности распространения тех или иных генетических разновидностей пустот контролируются

67


постседиментационными процессами, определение характеров развития которых не вызывают существенные затруднения. Полученные результаты должны представлять интерес при составлении проектов разработки залежей нефти и газа, приуроченных к карбонатным отложениям. Активное воздействие на пласт вызывает ответную реакцию карбонатных пород. В сущности, происходят те же самые постседиментационные преобразования, рассмотренные в предлагаемой работе, но только значительно более быстро. Следствием этого является дальнейшее перераспределение пустотного объема. Происходит улучшение фильтроционно-емкостных свойств у одних пустот и ухудшение у других. При этом гидродинамическая сообщаемость между ними существенно ослабевает. Это в свою очередь определяет изоляцию друг от друга не только отдельных пустот, но и целых блоков. Таким образом, дальнейшее игнорирование разработчиками физико-химических законов развития карбонатных отложений приведет к тому, что наибольший коэффициент извлечения нефти будет достигаться только в случае эксплуатации залежи при упругом режиме. Литература. 1. Арабаджи Е.М., Страхов П.Н. История формирования пустотного пространства в карбонатных отложениях. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений. N 5, 1995, С. 15-17. 2. Арье А.Г. Особенности движения подземных вод нефтегазоносных бассейнов в свете геофлюидодинамики медленных потоков. // Геология нефти и газа, N 11, 1995, С. 3339. 3. Арье А.Г. Физические основы фильтрации подземных вод. М., Недра, 1984, 101 с. 4. Белозерова Г.Е. Влияние вторичных процессов на формирование коллекторов различных типов в разнофациальных карбонатных отложениях. // Эффективные методы прогноза нефтегазоносных природных резервуаров. М., ВНИГНИ, 1988, С. 14-22. 5. Белозерова Г.Е. Методика оценки первичных условий осадконакопления и их значение для формирования коллекторов в карбонатных породах. // "Особенности строения и формирования сложных коллекторов". М., ВНИГНИ, вып. 239, 1982, С. 22-36. 6. Белозерова Г.Е., Страхов П.Н. Генезис пор в карбонатных породах месторождения Карачаганак. // Информационный сборник ВНИИгазпром, вып. 4, 1989, С. 7-11. 7. Браунлоу А.Х. Геохимия. М., Недра, 1980, 227 с.

68


8. Васильева М.Ю., Кудрявцева Е.И., Курбала Е.Л., Шнип О.А. Формационный состав и коллекторские свойства доюрских пород Нюрольской впадины. Геология нефти и газа, N 1, 1986, С. 38-44. 9. Вернон Р.Х. Метаморфические процессы. Реакции и развитие микроструктуры. М., Недра, 1980, 227 с. 10. Вильямс Х., Термер Ф., Гельберт Ч. Петрография Т. 2. М, Мир, 1985, 320 с. 11. Выращивание кристаллов из растворов. Т.Г.Петров, Е.Б.Трейвус, Ю.О.Пунин, А.П.Касаткин. 2-е изд. перераб. и доп. Л., Недра, 1983, 200 с. 12. Геологическая информативность сейсморазведки 3Д при изучении доюрского комплекса Западной Сибири (на примере площадей Когалымского региона). Керусов И. Н., Страхов П. Н., Цыганова Н. Р., Потрясов А.А., Скачек К.Г., Шайхутдинов А.Н. // Пути реализации нефтегазового потенциала ХМАО, т.2, Ханты-Мансийск, 2003, С. 11-16. 13. Гмид Л.П., Леви С.Ш. Атлас карбонатных пород-коллекторов. Л., Недра, 1972, 150 с. 14. Дмитриевская Т.В., Страхов П.Н., Белякович М.Э. Перспективы освоения нижней залежи месторождения Карачаганак. // Информационный сборник ВНИИгазпром, вып 5, 1989, С. 4-7. 15. Дмитриевский А.Н. Литолого-генетический анализ нефтегазоносных осадочных бассейнов. М., Недра, 1982, 230 с. 16. Добрынин В.М. Деформация и изучение физических свойств коллекторов нефти и газа. М., Недра, 1970, 239 с. 17. Добрынин В.М. Определение сжимаемости пор сложных коллекторов по изменению продуктивности скважин. // Геология нефти и газа, N 7, 1985, С. 41-45. 18. Еременко Н.А., Чилингар Г.В. Геология нефти и газа на рубеже веков. М., Наука, 1996, 176 с. 19. Жабрев И.П., Закиров С.Н., Политыкина М,А. Суперколлекторы и их роль в управлении системой разработки. // Геология нефти и газа, N 9, 1986, С. 1-6. 20. Казанский Ю.П. Седиментология. Новосибирск, Наука, 1976, 272 с. 21. Каледа Г.А., Каллистова Е.А. Перекристаллизация карбонатных пород палеозоя Русской платформы. // Литология и полезные ископаемые, N 6, 1970, С. 50-62. 22. Карбонаты: минералогия и химия. Риббе П.Х, Ридер Р.Дж., Голдсмит Дж.Р., Эссен Э.Дж., Макензи Ф.Т., Бишофф У.Д., Бишоп Ф.К., Лойенс М., Шунмейкер Я., Уолласт Р., Спир Дж.А., Карлсон У.Д., Морзе Дж.У., Фейцер Я., Венк Х.-Р., Барбер Д.Дж. Под. ред. Р.Дж.Ридера, М., Мир, 1987, 496 с. 23. Киркинская В.Н., Смехов Е.М. Карбонатные породы-коллекторы нефти и газа. Л., Недра, 1981, 255 с. 24. Котяхов Ф.М. Физика нефтяных и газовых коллекторов. М., Недра, 1977, 287 с. 25. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. М., Высшая школа, 1984, 416 с.

69


26. Лысенко В.Д. Когда режим истощения лучше режима заводнения. Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений. N 11, 1994, С. 44-46. 27. Малахова А.А. Физическая и коллоидная химия. Мн., Высшая школа, 1981, 304 с. 28. Махнач А.А. Постседиментационные изменения межсолевых девонских отложений Припятского прогиба., Мн., Наука и техника, 1980, 200 с. 29. Минский Н.А. Закономерности формирования поясов оптимальных коллекторов. М., Недра, 1979, 398 с. 30. Очерки по физической седиментологии./А.И.Животовская, А.И.Айнерман, И.А.Одесский, Э.А.Яхин. Л., Недра, 1964, 252 с. 31. Патнис А., Мак-Коннел Дж. Основные черты поведения минералов. М., Мир, 1983, 304 с. 32. Петтиджон Ф.Дж. Осадочные породы. М., Мир, 1981. 33. Порошин В.Д. Изменение емкостных и фильтрационных свойств пород-коллекторов в процессе разработки нефтяных месторождений Белоруссии. // Геология нефти и газа, N 9, 1995, С. 41-45. 34. Пунин Ю.О. К вопросу механизма перекристаллизации // Зап. Всесоюз. общ. 1965, Ч. 94, С. 459-462. 35. Пустовалов Л.В. Петрография осадочных пород. М., Гостоптехиздат, 1940, Ч. 1, 464 с. 36. Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах. Л., Недра, 1969, 703 с. 37. Селли Р.К. Введение в седиментологию. М., Недра, 1981, 307 с. 38. Силаев В.И. Перикристаллизация карбонатов в ордовикских породах Центрального Пай-Хоя // Минералогия рудных месторождений севера Урала и Пай-Хоя. Сыктывкар, 1976, С. 114-127. 39. Смехов Е.М., Дорофеева Т.В. Вторичная пористость горных пород-коллекторов нефти и газа. Л., Недра, 1987, 96 с. 40. Страхов Н.М. О типах и генезисе доломитовых пород // Типы доломитовых пород и их генезис. М., изд. АН СССР, 1958, С. 5-27. 41. Страхов Н.М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М., Госгеолтехиздат, 1963, 535 с. 42. Страхов П.Н. Влияние гравитационного уплотнения на "первичное" поровое пространство карбонатных отложений. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений. N 4, 1994, С. 19-21. 2 43. Страхов П.Н. Влияние некоторых литологических особенностей на коллекторские свойства карбонатных пород (на примере ряда месторождений Прикаспийской впадины): Дис. канд. геол.-мин. наук. М., ГАНГ им. И.М.Губкина, 1992, 175 с.

70


44. Страхов П.Н. К вопросу о влиянии процессов перекристаллизации на кавернопоровое пространство известняков. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений, N 9, 1993 С. 11-15. 45. Страхов П.Н. Литологические факторы, определяющие характер развития пустотного пространства карбонатных отложений в процессе эксплуатации нефтяных и газовых месторождений. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений, N 5, 1997, С. 11-16. 46. Страхов П.Н. Некоторые техногенные изменения карбонатных пород-коллекторов в процессе их заводнения. // Геология нефти и газа. N 11, 1995, С. 45-48. 47. Страхов П.Н., Лысак Н.В. О сообщаемости между пустотами различного генезиса в карбонатных отложениях. // Отечественная геология. N 11, 1996, С. 24-30. 48. Страхов П.Н. О влиянии генезиса пор и каверн на фильтрационные свойства карбонатных пород. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений, N 5, 1993, С. 20-23. 49. Страхов П.Н. Особенности формирования каверно-порового пространства в доломитах Карачаганакского месторождения. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений, N 11, 1994, С. 7-10. 50. Страхов П.Н. Особенности формирования коллекторов порового типа в карбонатных породах, залегающих на больших глубинах. // Тез. докл. IV Всесоюз. конф. "Коллекторы нефти и газа на больших глубинах". М., МИНГ им. И.М.Губкина, 1987, С. 86-88. 51. Страхов П.Н. Особенности эволюции пустотного пространства в карбонатных отложениях Карачаганакского месторождения. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений, N 6, 1996, С.24-30. 52. Страхов П.Н. Причины ослабления корреляционных связей между условиями осадконакопления и емкостными свойствами карбонатных отложений в процессе их литогенеза. // Геология нефти и газа, N 9, 1996, С. 30-37 53. Страхов П.Н. Реконструкция особенностей влияния текстуры на структурноемкостные свойства межформенных пор карбонатных осадков. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений, N 2, 1994, С. 15-19. 54. Страхов П.Н., Щербаков В.В. Новый способ учета пористости карбонатных пород при подсчете запасов нефти и газа. // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений, N 12, 1994, С. 15-17. 55. Суркова Г.И. О растворении кальцита в карбонатных коллекторах среднекаменноугольного возраста Пермской области. // Условия формирования пород-коллекторов и миграция нефти. М., Наука, 1988, С. 65-70. 56. Теодорович Г.И. Учение об осадочных породах. Л., 1958, 572 с. 57. Файф У., Прайс Н., Томпсон А. Флюиды в земной коре. М., Мир, 1981, 434 с.

71


58. Фридмен Д.М., Сендерс Д.И. Генезис и распространение доломитов. // Карбонатные породы. Генезис, распространение, классификация. М., Мир, 1970, С. 249-312, Т. 1. 59. Ханин А.А. Породы-коллекторы нефти и газа и их изучение. М., Недра, 1969, 368 с. 60. Характеристика пустотного пространства карбонатных отложений франского яруса Урманского месторождения. Г.Е.Белозерова, П.Н.Страхов, Г.Ю.Дмитриева, Н.В.Лысак. // Геология нефти и газа, N 2, 1995, С. 30-37 61. Хворова И.В. Атлас карбонатных пород среднего и верхнего карбона Русской платформы. М., Изд-во АН СССР, 1958, 170 с. 62. Черников О.А. К изучению неоднородностей резервуаров углеводородов. Геология нефти и газа. N9, 1995. 18. Файф У., Прайс Н., Томпсон А. Флюиды в земной коре. М., Мир, 1981, 434 с. 63. Черников О.А. Литологические исследования в нефтяной геологии. М., Недра, 1981, 237 с. 64. Chelingar G.V., Bissel H.I., and Wolf K.H. Diagenesis of carbonate rocks. // Development in sedimentology. Amsterdam, London, Ney-York, 1967, Vol. 8.P. 179-322. 65. Davies Th., Supko P.R. Oceanic sediments and their diagenesis some examples from deepsea drilling. // J. Sediment Petrol., 1973, Vol. 43, N 2, P. 381-390. 66. Folk R.L. Petrografy and origin of the Silurian Rochest and Mikenzie shales Morgan County, West Virginia. // Sediment. Petrol. v.32, P.539-578. 67. Housknecht D.W. Assessing the relative importance of compaction and processes and cementation to redaction of porosity in sandstones. // AAPG Bull., 1987, Vol. 71, P. 633642. 68. Longman M.W., Thomas G.F., and Glennie I.S. Origin and geometry of Red River dolomite reservoirs, Western Williston basin // AAPG Bull., 1983, Vol. 67, P. 744-772. 69. Simons D.B., Richardstone E.V., and Nordin C.F. Sedimentary, structures generated by flow in alluvial channels // "Primary Sedimentary structures and their Hydrodynamic Interpretation." Spes. Publs. Econ. Paleont. Miner., Tulsa, 1965, N 12, 1965, P. 34-52.

72


Содержание Предисловие..................................................................................................................................................................... 3 Глава I. Классификация пор и каверн по генетическому признаку............................................................................ 4 Глава II. Формирование порового пространства в карбонатных отложениях на стадии седиментогенеза. ........... 9 Глава III. Развитие пустотного пространства в результате постседиментационных преобразований карбонатных отложений. ..................................................................................................................................................................... 20 3.1 Влияние гравитационного уплотнения на пустотное пространство карбонатных отложений. ................... 20 3.2 Участие процессов выщелачивания в формировании пустотного пространства карбонатных породколлекторов................................................................................................................................................................ 24 3.3 Развитие пустотного пространства известняков в результате воздействия на них процессов перекристаллизации и кальцитизации..................................................................................................................... 28 3.4 Особенности развития пустотного пространства в карбонатных отложениях в результате воздействия на них процессов доломитизации и сопутствовавшего минерального новообразования. ...................................... 39 Глава IV. Сообщаемость между порами и кавернами различного генезиса............................................................ 46 Глава V. Вероятностный способ учета пористости карбонатных пород при подсчете запасов нефти и газа. ..... 54 Глава VI. Некоторые техногенные изменения пустотного пространства ................................................................ 56 Заключение. ................................................................................................................................................................... 67 Литература. .................................................................................................................................................................... 68

73

Формирование каверно-поровового пространства в карбонатных отложениях

Recommend Documents