Нефтегазоносность карбонатных пород - Геология - Скачать бесплатно
ГЛАВА I. Происхождение и изменения
карбонатных пород
СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ.
Карбонатными породами, как известно, нередко сложены значитель-ные по
мощности толщи. Принято считать, что исходным материалом для образования
карбонатных пород служили растворенные в водах соли каль-ция и магния. При
избыточном количестве последних в водной среде они начинают выделяться в
осадок чисто химическим путем, либо при погло-щении из водной среды живыми
организмами эти соли попадают в осадок в виде карбонатных скелетных
остатков.
Несомненным является наличие в этих породах трех генетических
карбонатных составляющих: 1) биогенного, точнее органогенного, карбо-ната,
преимущественно СаСО3, в виде скелетных остатков различных ор-ганизмов и
водорослей; 2) хемогенного карбоната, осажденного непос-редственно из
водных растворов, и 3) обломочного карбоната, представ-ленного различными
по размерам ( и форме ) обломками карбонатных по-род ( или уплотненных
карбонатных осадков ). Количественные содержа-ния этих карбонатных
составляющих в породах ( осадках ) могут варьи-ровать в очень широких
пределах.
Соответственно процессы карбонатообразования могут быть органо-
генными, хемогенными и чисто механическими.
Главными факторами физико - химических ( и гидродинамических )
условий, контролирующими осаждение карбонатов, являются:
1) состав вод седиментационного бассейна - общая их минерали-зация и
солевой состав, поскольку растворимость карбонатов в разных растворах солей
( соответственно в водах различных водоемов ) будет различной;
2) газовый фактор - практически количество растворенной в водах
свободной углекислоты (СО2), поскольку повышение или снижение его сдвигает
карбонатное равновесие в ту или иную сторону, в частности, для СаСО3: СаСО3
+ Н2О + СО2 Са(НСО3)2;
3) температура и давление, изменение которых вызывает изменение
содержания в водах свободной СО2. Повышение температуры ( снижение давления
) способствуют удалению СО2 из водной среды и, следовательно, выделению
карбонатов в осадок. Наоборот, при понижении температуры вод ( повышении
давления ) растворимость СО2 в них возрастает, соот-ветственно повышается
растворимость СаСО3, что препятствует его осаж-дению;
4) щелочной резерв (рН) водной среды - для возможностей осадки
карбонатов она должна быть щелочной, со значениями рН > 8, при этом не
только в поверхностных, но и в придонных слоях бассейна, так как иначе
отложения карбонатов вновь будут переходить из осадка в раствор;
5) гидродинамических режим водных бассейнов, который создается
различными движениями вод - волновыми, течениями ( со всегда прису-щей им
турбулентностью ) и в подчиненной степени приливно - отливными движениями и
конвекционными потоками. Все эти переме-щения, перемешивая водные массы,
меняют физико - химические условия в различных участках седиментационного
бассейна. Кроме того, они вы-зывают горизонтальные переносы осевшего на дно
карбонатного матери-ала, пока он еще не зафиксирован в осадок.
ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ И ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ
ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ - ПОРОД
Диагенетические изменения карбонатных осадков, так же как даль-нейшие
эпигенетические преобразования уже литифицированных карбо-натных пород, во
многом предопределяются условиями образования осад-ков - их вещественным
составом и структурными особенностями.
В соответствии с представлениями Н. М. Страхова диагенезом мы будем
называть все процессы, происходящие в осадке сразу же после его образования
( седиментации ) до момента полной его литификации и превращения в породу.
Различают стадии раннего и позднего диагенеза, хотя строгого кри-
терия этого разграничения не существует. В раннем диагенезисе осадок
представляет собой высокопористую, сильно обводненную, резко неурав-
новешенную, неустойчивую многокомпонентную физико - химическую систему
легкоподвижных и реакционноспособных веществ.
На стадии позднего диагенеза процессы изменения осадков значи-тельно
замедляются и в конце ее осадок достигает состояния внутренне
уравновешенной системы, т. е. превращается в породу.
Дальнейшие изменения возникшей породы относятся уже к стадии
эпигенеза. Можно различать эпигенез "прогрессивный" и "регрессивный ". Для
первого Н. Б. Вассоевич в 1957 г. предложил название " катагенез ",
получивший широкое распространение. В катагенезе преобразования по-род
происходят при постепенном погружении их на большие глубины. В условиях
заметного возрастания температуры и давления породы, почти не меняя
минеральный состав, испытывают значительное региональное уплотнение.
Следствием его является перекристаллизация карбонатного материала (
укрупнение зерен ) с возможным образованием сложных, зубчатых контактов
зерен. Имеющиеся в карбонатных породах поры, а также трещины при наличии в
разрезах глинистых пород могут заполняться водами, при региональном
уплотнении отжимаемыми из глин в больших количествах. Возможно "
катагенетическое проникновение " в карбонатные породы вод и другого
происхождения, в том числе эндогенного.
Процессы, которые могут происходить в карбонатных осадках в диагенезе
и в карбонатных породах в эпигенезе, весьма сходны. К ним относятся
уплотнение, цементация, доломитизация, перекристаллизация, сульфатизация,
выщелачивание и др.
УПЛОТНЕНИЕ И ЦЕМЕНТАЦИЯ.
Общеизвестно, что уплотнение осадков в диагенезе связано с отжи-
манием из них захороненных вод, которое происходит в основном под влиянием
все возрастающей нагрузки перекрывающих отложений. Естес-твенно, уплотнение
осадков приводит к уменьшению их влажности, воз-растанию их плотности и,
главное, к сокращению их пористости. По дан-ным Р. Миллера, для осадов в
целом характерны значения плотнос-тей менее 2 г/см3 и пористости более 30
%. Значения соответственно рав-ные 2 - 2,2 г/см3 и не менее 30 %, отвечают
уже состоянию породы, а не осадка.
Сведения о характере уплотнения карбонатных илов в диагенезе ограни-ченны и
неоднозначны. В большинстве случаев оно признается значи-тельным, и,
главное, происходящим очень быстро . При этом счи-тается, что основное
уплотнение карбонатных илов происходит в их са-мых верхних слоях мощностью
до 0, 5 - 0, 6 м. У. Х. Тафт указывает, что современные карбонатные осадки
Флоридского залива наиболее значительно уплотнятся, судя по уменьшению их
влажности, в верхнем ( 15 - 30 см ) слое.
Некоторые исследователи ставят карбонатные породы по способ-ности к
диагенетическому уплотнению на второе место после глин или рядом с ними.
Значительным уплотнением и быстрой лити-фикацией объясняется основная
потеря карбонатными осадками первона-чальной высокой пористости. В
современных карбонатных осадках она составляет в среднем 60 - 70 %, что
резко контрастирует с пористос-тью древних карбонатных пород, которая
обычно имеет значения около 2 - 3 % и менее, а в карбонатных пластах -
коллекторах, содержащих залежи нефти и газа, в среднем 8 - 10 % и менее.
Однако существуют мнения о том, что в потере первоначальной
пористости карбонатных осадков решающую роль играло не уплотнение, а "
цементация ", т. е. процессы минерального карбонатообразования . При этом
отмечается, что потеря пористости карбонатными осадками, в частности
писчими мелами, является прямой функцией глубины их погружения ( исключая
случаи возникновения в пластах АВПД, внедрения нефти или проявлений
тектонических напряжений) . Таким образом, фактически и здесь на лицо
влияние на карбонатный осадок все возрастающей с глубиной нагрузки (
давления ), т. е. уплотнения.
Таким образом, в разных типах карбонатных пород уплотнение будет
проявляться по - разному, соответственно по - разному отражаясь в изменении
( снижении ) первоначально высокой пористости осадков. Наиболее резко
сказывается уплотнение на пелитоморфных карбонатных илах, значительно
меньше - на карбонатных осадках, состоящих в основном ( 40 - 50 % и более
) из форменных карбонатных образований; слабо подвергаются уплотнению
карбонатные " осадки " - продукты различных прижизненных органогенных
построек.
ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ.
Перекристаллизация - процесс роста кристаллических зерен, т. е.
увеличение их размеров, которое согласно общепринятым определениям
происходит без изменения их минерального состава. Однако в последние годы к
перекристаллизации относят также и укрупнение зерен, происхо-дящее при
переходе неустойчивых метастабильных модификаций СаСО3 ( арагонита и
высокомагнезиального кальцита ) или СаСО3* MgCO3 ( каль-циевого доломита,
или протодоломита ) в устойчивые низкомагнези-альный кальцит и доломит.
В диагенезе перекристаллизация происходит за счет частичного
растворения и переотложения растворенного карбоната в осадке иловыми
водами. В эпигенезе она обусловлена в большей степени растворяющим влиянием
давления ( при катагенезе ) либо воздействием циркулирующих в породе
вадозных вод ( при регрессивном эпигенезе ). Общим правилом растворения
является лучшая растворимость более мелких зерен, за счет которой и растут
зерна, относительно более крупные.
Результатом диагенетической перекристаллизации служит частичное или
полное преобразование пелитоморфной (коллоидной, тонкозернистой )
карбонатной массы в мелкозернистую. Условно размер возникающих зерен
ограничивается пределом 0, 05 мм. Как правило, диагенетическая, особенно
раннедиагенетическая, перекристаллизация, происходящая в заметно
обводненном осадке, носит более или менее равномерный характер.
Оценки роли перекристаллизации в изменении пористости пород
противоречивы. Как считают Г. А. Каледа и Е. А. Калистова, в большинстве
случаев перекристаллизация снижает пористость, но иногда приводит к ее
возрастанию. По мнению же К. Б. Прошлякова и др. , она увеличивает емкость
известняков и доломитов.
Очевидно, влияние перекристаллизация на пористость в общем случае
может выражаться по - разному:
1) пористость не будет меняться, если происходящее при перекрис-
таллизации частичное растворение и переотложение карбонатных веществ будет
сбалансированным;
2) пористость может ухудшаться при возникновении компактного сложения
карбонатной массы, что довольно распространено при процес-сах
диагенетической перекристаллизации;
3) пористость может возрастать в тех случаях, когда растворение
карбонатного материала преобладает над переотложение, т. е. растворен-ный
карбонат частично удаляется из породы ( случаи, более типичные для
эпигенетической перекристаллизации ).
ДОЛОМИТИЗАЦИЯ.
Доломитизация, которой подвергались известняки, может быть
диагенетической и эпигенетической. Раннедиагенетическая седимента-ционно -
диагенетическая доломитизация известковых илов, как уже ука-зывалось выше,
один из наиболее вероятных и наиболее распространен-ных путей формирования
доломитов и первичных известково - доломи-товых пород. Возникающий при этом
доломит может быть как мелко-, так и тонкозернистым, с зернами (
соответственно 0, 01 - 0, 05 и менее 0, 01 мм ), имеющими большей частью
неправильные, изометрично - округленные или ромбоэдрические очертания.
На более поздних этапах раннего диагенеза - в позднем диагенезе
формируются относительно более крупные зерна доломита, размерами до 0, 05 и
частично до 0, 1 мм. В силу того, что доломит обладает более высокой
кристаллизационной способностью, чем кальцит, зерна большей частью имеют
отчетливую форму ромбоэдров.
Раннедиагенетический доломит, формируясь в рыхлом осадке,
распределяется в известковой массе более или менее равномерно. При этом
нередко в породах с комками, оолитами и другими подобными карбонатными
форменными образованиями последние сложены тонко- и мелкозернистым
кальцитом и доломитом одновременно, как без резкого обособления их зерен,
так и с раздельными преимущественными концентрациями их в отдельных
участках или концентрических слоях.
Более поздний диагенетический доломит обнаруживает наклонность к
избирательному развитию в отдельных участках тонкозернистой известковой
массы. Нередко мелкие доломитовые зерно внедряются в переферийные участки
скелетных осадков и других форменных образований ( рис. 6).
При эпигенетической доломитизации известняков зерна доломита чаще
всего имеют размеры более 0, 1 мм ( до 1 - 2 мм и более ) и распределяются
в известковой массе неравномерно. Обычно они имеют ромбоэдрическую форму ,
нередко обладая зональным строением. Иногда содержат микровключения
кальцита. Они развиваются как в зернистой известковой массе, так и в
остатках фауны и в других форменных образованиях, по периферии и внутри их
( рис. 7 ).
ВЫЩЕЛАЧИВАНИЕ.
Выщелачивание - это процессы растворения веществ, сопровожда-емые
выносом растворенных компонентов. В породах она находит отраже-ние в
образовании различных по форме и размерам пустот выщелачи-вания.
Выщелачиванию могут подвергаться как карбонатные осадки (диагенетические ),
так и карбонатные породы эпигенетическое ).
Диагенетическое выщелачивание карбонатных осадков в целом является
довольно ограниченным. Условия их заметной обводненности, малой подвижности
иловых вод и замедленности диффузионных перемещений веществ создают
обстановку для преобладания в осадках процессов растворения,
сопровождаемого местным, локальным переотложением растворенных компонентов.
Эпигенетическое выщелачивание в противоположность диагенетическому
может приводить к весьма существенным изменениям пористости карбонатных
пород и практически оказывает весьма сильное влияние на формирование их
коллекторских свойств. Эпигенетическое выщелачивание обусловлено
циркуляцией по карбонатным породам относительно быстро движущихся,
агрессивных по отношению к ним вод, будь то воды ювенильные или наиболее
распространенные вадозные. Естественно, что циркуляция последних возможна
лишь при нахождении карбонатной породы в поверхностной или приповерхностной
зоне, независимо от того, оказались ли породы здесь уже пройдя стадии.
катагенеза, либо сразу же после катагенеза. В породах смешанного известково
- доломитового состава различное сопротивление растворению могут оказывать
кальцит и доломит, поскольку растворимость последнего ( при равных прочих
условиях ) значительно ( в 24 раза ) меньше. По всей вероятности, по -
разному будут реагировать на воздействие вод также и форменные образования
различной степени плотности и т. п. И наконец, селективное растворение
карбонатных пород, очевидно, будет зависеть от характера ( состава )
циркулирующих вод и его изменений.
Результатом эпигенетического выщелачивания является возникнове-ние
пустот самых различных размеров: от мелких пор ( до 1 мм ) и каверен (
более 1 мм ) до крупных карстовых полостей, измеряемых метрами. Фор-ма пор
и каверен неправильная, округло - изометрическая, удлиненная, щелевидная,
заливообразная и т.д.
Встречаются пустоты, сохранившиеся от выщелачивания различных
некарбонатных минеральных выделений ( ангидрит, галит и др.), с релик-
товыми очертаниями их кристаллических форм.
Распределение вторичных пустот выщелачивания в карбонатных породах,
как правило, весьма неравномерное, рассеянное, пятнистое, полосчатое,
линейное и т.д. Иногда они различаются внутри минеральных трещин и
стилолитов, часто развиваются по ходу открытых микротрещин
( рис. 12).
Суммарный объем пор и каверин выщелачивания, если они не под-верглись
позднейшему " залечиванию " минеральными новообразовани-ями, может быть
значительным. Обусловленная им вторичная пористость карбонатных пород
нередко превышает межзерновую пористость и служит основным видом емкости
карбонатного коллектора.
СУЛЬФАТИЗАЦИЯ.
Сульфаты ( гипс, ангидрит ) часто ассоциируются с карбонатными
породами, в которых они могут быть генетически как первичными, так и
вторичными.
Первичные седиментационно -диагенетические сульфаты (ангидрит )
наблюдаются в доломитах эвапоритовых толщ, в разрезе которых наряду с
солями образуют отдельные, иногда мощные пласты. В самих доломитах
седиментационно - диагенетические выделения ангидрита наблюдаются в виде
рассеянных мелких зерен и их агрегатных скоплений, образующих различные по
размерам линзы, линзовидные пропластки и прослои.
В раннем диагенезе в обводненных осадках начинается активное
перераспределение веществ, при котором значительно более неустой-чивые,
растворимые и подвижные сульфаты проникают в доломитовые илы, выделяясь в
них там, где это возможно. Нередко это приводит к образованию пород
смешанного ангидрит - доломитового состава.
Вторичные, позднедиагенетические и особенно эпигенетические,
выделения сульфатов ( ангидрита и гипса ) возможны в любых карбонат-ных
породах, в самых различных типах доломитов и известняков. Обычно эти
сульфаты ясно- и крупнозернистые. Их выделение происходит из под-земных
вод, циркулирующих по карбонатным породам. Сульфаты ( осо-бенно гипс )
пойкилитово прорастают карбонатную массу, развиваются в межзерновых и
межформенных порах, выполняют различные пустоты выщелачивания и открытые
микротрещины. Во всех случаях сульфатная минерализация приводит к
запечатыванию пустот и, таким образом, снижает пористость карбонатной
породы.
3. Различный характер этих трех основных типов карбонатных осад-ков и
последующих диагенетических, главным образом раннедиа-генети-ческих, их
преобразований определяет различный характер их первичной пористости:
а) пелитоморфные карбонатные илы уплотняются ( и литифициру-ются )
весьма быстро, при этом резко снижается пористость. Сохранившаяся ее доля
незначительна и обусловлена почти исключитель-но межзерновыми порами, по
размерам очень небольшими;
б) карбонатные осадки, существенно или преимущественно состоя-щие из
форменных образований, имеют более жесткую каркасную основу и реагируют на
уплотнение заметно слабее. Их пористость обусловлена меж- и
внутриформенными пустотами, межзерновые поры играют подчи-ненную роль.
Сохранение первичной пористости таких карбонатных осад-ков во многом
зависит от количества химически или биохимически осаж-денного
пелитоморфного карбоната и интенсивности диагенетической цементации;
в) прижизненно возникавшие органогенные карбонатные постройки уже на
стадии седиментоза имели жесткий, устойчивый каркас, как пра-вило,
высокопористый. Уплотнению они почти не подвергаются. Сохране-ние в
диагенезе их значительно высокой пористости ( главным образом
внутриформенной, частично межформенной и межзерновой ) определя-ется в
основном процессами диагенетической минерализации.
4. Окончательное оформление коллекторских свойств карбонатных пород
происходит в эпигенезе в результате развития тектонических тре-щиноватости
и процессов эпигенетического выщелачивания и минера-лообразования.
Трещиноватость и выщелачивание способствуют возрастанию про-
ницаемости и пористости карбонатных пород. Процессы сульфатизации,
окремнения и кальцитизации снижают пористость ( и проницаемость )
последних. Эпигенетическая перекристаллизация и доломитизация могут
оказывать на изменение этих параметров различное влияние, соответ-ственно
улучшая или ухудшая коллекторские свойства пород.
Резимируя приведенные выше данные относительно происхождения
карбонатных осадков - пород, о процессах их диагенетических и эпигене-
тических изменений и их влиянии на формирование коллекторских свойств этих
пород, подчеркнем следующее.
1. Формирование емкости карбонатных пород во многом предопре-деляется
условиями карбонатного осадкообразования. Диагенетические преобразования
отдельных типов карбонатных осадков заметно различны.
2. В числе основных типов карбонатных осадков, возникающих при
седиментогенезе, можно выделить: а) химически и биохимически осажде-нные
пелитоморфные карбонатные илы; б) карбонатные осадки, в значи-тельной части
или преимущественно ( 40 - 50 % и более ) сложенные раз-личными форменными
образованиями ( скелетными остатками, оолитами, сгустками и комками и т.
д. ); в) различные органогенные карбонатные постройки, возникшие за счет
жизнедеятельности организмов при их жиз-ни, на местах обитания.
3. Различный характер этих трех основных типов карбонатных осад-ков и
последующих диагенетических, главным образом раннедиагенети-ческих, их
преобразований определяет различный характер их первичной пористости:
а) пелитоморфные карбонатные илы уплотняются ( и литифициру-ются )
весьма быстро, при этом резко снижается пористость. Сохранив-шаяся ее доля
незначительна и обусловлена почти исключительно межзер-новыми порами, по
размерам очень небольшими;
б) карбонатные осадки, существенно или преимущественно состоя-щие из
форменных образований, имеют более жесткую каркасную основу и реагируют на
уплотнение заметно слабее. Их пористость обусловлена меж- и
внутриформенными пустотами, межзерновые поры играют подчи-ненную роль.
Сохранение первичной пористости таких карбонатных осадков во многом зависит
от количества химически или биохимически осажденног опелитоморфного
карбоната и интенсивности диагенетической цементации;
в) прижизненно возникавшие органогенные карбонатные постройки уже на
стадии седиментогенеза имели жесткий, устойчивый каркас, как правило,
высокопористый. Уплотнению они почти не подвергаются. Сох-ранение в
диагенезе их значительно высокой пористости ( главным образом
внутриформенной, частично межформенной и межзерновой ) определяется в
основном процессами диагенетической минерализации.
4. Окончательное оформление коллекторских свойств карбонатных пород
присходит в эпигенезе в результате развития тектонической трещиноватости и
процессов эпигенетического выщелачивания и минералообразования.
Трещиноватость и выщелачивание способствуют возрастанию проницаемости
и пористости карбонатных пород. Процессы сульфатизации, окремнения и
кальцитизации снижает пористость ( и проницаемость ) последних.
Эпигенетическая перекристаллизация и доломитизация могут оказывать на
изменение этих параметров различное влияние, соответственно улучшая или
ухудшая коллекторские свойства пород.
ГЛАВА II. Основные оценочные параметры
карбонатных коллекторов.
Пористость относится к числу наиболее важных параметров, необхо-димых
для подсчета запасов флюида, поэтому очень большое значение имеет ее точное
определение. Открытая пористость карбонатных коллек-торов различного типа
изменяется в широких пределах, от долей процента до 30 - 35 %. Вследствие
многообразия форм пустотного пространства, характеризующего карбонатные
породы - коллекторы, при изучении их требуется специальный подход. Особенно
большие затруднения возника-ют при устанвлении емкости коллекторов
трещинного и каверного типа.
Различают три вида пористости: общую ( физическую или абсолют-ную ),
открытую ( насыщения ) и эффективную ( полезную или динамичес-кую). Под
общей понимается пористость, характеризующая объем всех пустот породы,
включая поры, каверны, трещины, сообщающиеся между собой и изолированные.
Открытой называют пористость, включающую объем только сообщающихся между
собой пор. Открытая пористость меньше общей на объем изолированных пор.
Эффективная пористость характеризует ту часть объема, которая занята
движущимися в порах флюидом ( нефтью, газом) при полном насыщения порового
пространства этим флюидом.
Эффективная ( полезная ) пористость в понимании большинства ис-
следователей определяется объемом поровой системы, способной вмес-тить
нефть и газ, с учетом остаточной ( связанной ) водонасыщенности.
Понятие эффективной пористости, предложенное Л. С. Лейбензоном ( 1947
), характеризует свободный объем системы взаимосвязанных пор с учетом
порового пространства, занятого связанной ( остаточной ) водой. Этот вид
пористости по существу характеризует полезную емкость пород для нефти и
газа и отражает газонефтенасыщенность. Ее определяют по разности объема от
открытых пор и объема, занимаемого остаточной водой.
Общую пористость пород определяют методом А. Мелчера ( 1921 ). Для
установления открытой пористости чаще всего используют метод И. А.
Преображенского, применяя для заполнения пустот очищенный керо-син и
взвешивание предварительно экстрагированного и высушенного образца в
воздухе и керосине. Аналогично определяется пористость по воде.
Очень большое влияние на величину открытой пористости оказыва-ют
различные способы снятия поверхностной пленки, так как в зависи-мости от
преобладающего развития пор, каверен и трещин при обработке образцов
теряется разное количество керосина или воды. Из крупных ка-верен
происходит механическое вытекание жидкости, поэтому при взве-шивании
регистрируется меньший объем, чем фактический объем жидкос-ти, вошедшей в
образец при насышении под вакуумом.
Остаточная водонасыщенность.
Понятие об остаточной водонасыщенности.
Осадочные породы, которые являются коллекторами нефти и газа,
накапливаются в основном в водных бассейнах, благодаря чему пустотное
пространство их заполнено водой.
Большая часть воды, оказывающаяся в поровых пространствах све-
жевыпавших осадков, отжимаетсяя и возвращается в гидросферу еще на ранних
этапах диагенеза, но заметное ее количество сохраняется в осадо-чной толще
даже при достаточно больших нагрузках вышележащих слоев. Одним из важнейших
свойств воды, имеющих первостепенное значение
|
