Нефтегазовая литология

Пористость карбонатных пород, сложенных раковинным детритом или оолитами в той или иной степени напоминает пористость обломочных осадков. Особенностью карбонатных осадков, сложенных органическими остатками является наличие кроме межзерновой внутриформационной пористости (пустоты в скелетных остатках).

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

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

Основа текстурно-структурных признаков породы закладывается в седиментогенезе и может сохраняться в диагенезе и катагенезе. Степень сохранности признаков, унаследованных от седиментогенеза, зависит от физико-химических и термобарических условий недр. Сохранение седиментационных признаков породами-коллекторами есть выражение закона о физико-химической наследственности осадочных пород, сформулированного Л.В. Пустоваловым (1933) и развитого А.Н. Дмитриевским (1980), который назвал свойство осадочных пород сохранять седиментационные признаки на глубине седиментационной трансляцией и сформулировал ее основные положения. Степень сохранности седиментационных признаков породой-коллектором зависит, прежде всего, от минерального состава породообразующей части коллектора, минерального состава, формы распределения в поровом пространстве цемента и от мощности коллекторских горизонтов.

Постседиментационная история существования коллекторов определяется суммой седиментационных признаков, наследованных породой, и новыми признаками, формирующимися под влиянием увеличивающихся давления и температуры, а также повышения концентрации компонентов в поровых растворах, перераспределения цементирующего материала, изменения положения породообразующих компонентов, растворения неустойчивых и образования стабильных минералов в данных условиях. Все эти изменения протекают с разной интенсивностью, определяемой в первую очередь типом коллектора.

Лекция 6. Формирование коллекторских свойств в диагенезе

Диагенез - ранняя стадия преобразования осадка, а именно превращение его в осадочную породу. Это этап физико-химического уравновешивания осадка, представляющего собой первоначально неравновесную физико-химическую систему, сильно обводненную и богатую ОВ, как живым (бактерии), так и мертвым. Н.М. Страхов выделяет два этапа минералообразования :

1. окислительный, когда возникает глауконит, фосфаты, цеолиты, иногда глобулярный опал, оолиты;

2. восстановительный, когда генерируются карбонаты, фосфаты, силикаты и сульфиды Fe, Pb, Zn, Cu и др. тяжелых металлов, карбонаты и фосфаты Mn.

Вместе взятые эти процессы представляют собой ранний диагенез.

Однако генерацией диагенетических минералов процесс уравновешивания в осадках не заканчивается. Пестрота физико-химической обстановки в разных частях осадка приводит к тому, что диагенетические минералы, вначале распределенные в осадке более или менее равномерно, начинают уходить из одних мест и создавать сгущения в других (линзы, конкреции, пластообразные сгущения и т.д.). Возникают кальциевые, доломитовые, сидеритовые, кремневые, пиритные и др. стяжения. Время их генерации является этапом позднего диагенеза. И в раннем и в позднем диагенезе уменьшается количество иловой воды путем отжимания ее вверх и в сторону более проницаемых горных пород. Осадок в некоторой степени литифицируется, но слабо и лишь локально, пятнами. Сплошная литификация достигается на более поздних стадиях.

Влияние диагенетических процессов на формирование полезной емкости не является однозначным.

Основные процессы стадии диагенеза, приводящие к уменьшению пустотного пространства породы:

- дегидратация осадка; уплотнение;

- перекристаллизация;

- аутигенное минералообразование в результате взаимодействия составных компонентов осадка с иловыми (поровыми) водами и ОВ. Проявляются в кальцитизации, сульфатизации, окремнении, засолонении и др.

Основные процессы стадии диагенеза, приводящие к увеличению порового пространства породы:

- образование трещин диагенетического происхождения;

- частичное растворение компонентов осадка при воздействии СО2, образующегося в результате разложения ОВ.

- отдельные процессы аутигенного минералообразования.

Уплотнение осадков. Диагенез - это прежде всего уплотнение и обезвоживание осадков под возрастающей нагрузкой отложений более молодого возраста. В зависимости от структуры и состава осадков уплотнение имеет свои особенности (рис.с 20 Бурлин, Конюхов). Быстрее всего уплотнение достигается в вулканогенных и карбонатных кластических осадках, продолжительнее этот процесс в песках и алевритах терригенного состава и кремнистых осадках биогенного происхождения и наиболее продолжителен в глинистых осадках. Только что накопившийся осадок имеет невысокую плотность. У глинистых илов она может составлять 1,2-1,3 г/см³, плотность песчаных и алевритовых осадков, накопившихся в водной среде - 1,5-1,7 г/см³, а образовавшихся на суше - 1,3-1,4 г/см³. К концу стадии диагенеза вследствие перегруппировки частиц, отжатия воды и других процессов плотность глинистых осадков возрастает до 1,6-1,8 г/см³, песчаников - до 1,7-1,9 г/см³. Подобное явление происходит и с другими осадками.

Кластические осадки обычно уплотняются быстрее других. Слагающие их зерна соприкасаются друг с другом, создавая основу породы с компактной упаковкой зерен. Более тонких материал заполняет поры или образует базальный цемент. Как только создается каркас будущей породы, он начинает воспринимать не только геостатическую нагрузку, но и давление вышележащей среды. Поэтому дальнейшее уплотнение происходит еще быстрее.

Дегидратация и гидратация осадков. Осадки, возникшие в водной среде, содержат большое количество воды (до 75-85%). В процессе их уплотнения вода отжимается и обычно перемещается в вышележащие слои. К концу стадии диагенеза из осадка удаляется до 50% исходного количества воды. Осадки, образовавшиеся в воздушной среде, получают влагу из подстилающих отложений за счет диффузии или же из окружающей среды в виде атмосферных осадков.

Кристаллизация и перекристаллизация. Кристаллизация исходного материала осадков, представленного первоначально в большей частью коллоидами, сопровождается уменьшением его удельной поверхности, адсорбционной способности, что в конечном итоге придает системе большую устойчивость.

Кристаллические образования (кальцит, доломит, сульфаты, галоиды и др.) в стадию диагенеза могут перекристаллизовываться. Этому способствует беспорядочное расположение отдельных кристаллических индивидуумов, наличие дефектов в кристаллических решетках и высокая поверхностная активность соединений (за счет большей дисперсности). Наиболее интенсивно должны перекристаллизовываться тонкозернистые, однородные (лишенные примесей) осадки.

Минеральное новообразование. Процесс широко развитый в осадках. Новые минералы могут возникать в результате реакций между неустойчивыми (в конкретной физико-химической обстановке) минеральными и органическими частями осадка, а также с находящимися в нем жидкой и газообразной фазами, или же при взаимодействии между последними

Стадия диагенеза завершается превращением осадка в осадочную породу. Следует заметить, что не всегда по внешним признакам можно отличить породу от осадка. Например, современный песок-осадок и ископаемый песок-порода по внешним признакам могут быть одинаковыми. В связи с этим принято считать, что стадия диагенеза заканчивается с прекращением жизнедеятельности организмов и достижением физико-химического равновесия в осадке. Продолжительность стадии диагенеза колеблется в широких пределах, в зависимости от скорости достижения равновесия в осадке и может составлять десятки и даже сотни лет. Мощность зоны диагенеза осадка также зависит от скорости наступления равновесия между осадочными компонентами. В изначально равновесных системах (например, чистые кварцевые пески) она может составлять единицы метров. Напротив, в многокомпонентных осадках мощность зоны диагенеза может достигать 100 м и более.

Лекция 7. Формирование коллекторских свойств в катагенезе

Катагенез - стадия изменения осадочных пород, следующая за диагенезом и предшествующая метаморфизм, которая характеризуется интенсивным их уплотнением под влиянием усиливающегося давления и частичным преобразованием устойчивых, главным образом терригенных и частично аутигенных компонентов пород (Страхов, 1960). В стадии катагенеза выделяются два этапа: ранний (начальный) и поздний (глубинный). Граница между подстадиями проводится в диапазоне температур 90-120^оС, при горном давлении около 100 МПа и понижении полной пористости до 15%. Такие условия в большинстве случаев наблюдаются на глубине 2,5-5 км. Подстадия начального катагенеза характеризуется относительно слабой уплотненностью пород (К=0,85). Глинистые породы характеризуются пластичностью, размокают в воде, полиминеральны, в них возможно присутствие монтмориллонита. Песчаные и алевритовые породы слабо сцементированы, высокопористы (общая пористость - 15-40%). В цементе могут присутствовать глинистые минералы всех групп. Известняки отличаюися от других пород более высокой степенью уплотнения и вообще границы между подстадиями литологически у известняков выражены неотчетливо. На этой подстадии органогенно-детритовые известняки отличаются повышенной пористостью. Хемогенные известняки имеют микрозернистую или тонкозернистую структуру, но достаточно сильно уплотнены (К до 0,93-0,95). Мел характерен именно для этой подстадии. Среди каустобиолитов распространены бурые угли, каменные угли низкой степени метаморфизации.

Породы поздней стадии катагенеза характеризуются сильным уплотнением (К=0,85), физические признаки различных литологических типов пород отличаются меньше, чем при начальном катагенезе. Глинистые породы представлены аргиллитами, хрупкими, не размокающими в воде образованиями. Роль монтмориллонита в смешанослойных образованиях уменьшается, появляются новообразования гидрослюды и хлорита. Пески, слабоуплотненные песчаники, алевролиты приобретают высокую прочность. Мел в подстадию глубинного катагенеза замещается известняками, структура известняков изменяется в направлении укрупнения зернистости, степень уплотнения различных разностей известняков сближается.

Положение верхней и нижней границ зоны катагенеза и ее мощность непостоянны. Верхняя граница катагенеза совпадает с нижней границей диагенеза. Нижняя граница условно ограничивается положением изотермы 200оС. Положение нижней границы зоны катагенеза варьирует в широких пределах, так как величина геотермического градиента в каждом регионе своя. При геотермическом градиенте 1оС/100 м нижняя граница находится на 20 км от земной поверхности. В таких условиях горное давление достигает 500 МПа, а пористость всех пород сближается и понижается до 1-2%.

Интенсивность и последствия катагенеза определяются, во-первых, признаками и свойствами самих пород, во-вторых, внешними факторами. Характеристики пород, отражающиеся на катагенетических преобразованиях: минеральный состав, структура и физико-химические свойства (химическая устойчивость, твердость, пластичность, пористость, проницаемость). К числу внешних факторов относятся температура, давление (литостатическое, стресс, гидростатическое), растворенные в воде минеральные и газообразные вещества, щелочно-кислотные свойства подземных вод, окислительно-восстановительная обстановка, естественная радиоактивность, а также продолжительность воздействия перечисленных факторов.

Вообще в стадию катагенеза имеют место те же процессы, что и в диагенеза, но происходят они уже в литифицированной породе:

- уплотнение,

- дегидратация,

- растворение неустойчивых соединений,

- минеральное новообразование,

- перекристаллизация.

Уплотнение заключается в увеличении плотности горных пород за счет уменьшения объема порового пространства и увеличения роли твердой фазы. Уплотнение сначала достигается за счет более тесной экономной упаковки. После перегруппировки частиц дальнейшее уплотнение может происходить в результате частичного дробления зерен и заполнение порового пространства продуктами дробления. При дальнейшем росте нагрузки жесткий скелет испытывает лишь упругие силы сжатия до определенного предела, после которого скелет начинает разрушаться. В контактных точках, где давление особенно велико, происходит частичное растворение минерального вещества.

Для оценки степени уплотнения используется коэффициент уплотнения, представляющий собой отношение плотности породы к плотности твердой фазы или минералогической плотности. По степени уплотнения породы разделяются на пять групп.

Классификация пород по степени уплотнения (В.К. Прошляков, 1991).

Неуплотненные - К уплотнения 0,6; полная пористость 40%

Слабо уплотненные - К уплотнения 0,6-0,75; полная пористость 25-40%

Уплотненные - 0,75-0,85; 15-25

Сильно уплотненные - 0,85-0,95; 5-15

Очень сильно уплотненные - 0,95; 5.

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

Дегидратация осадочных пород происходит практически в течение всей стадии катагенеза. Кроме отжима оставшейся свободной воды в катагенезе происходит отделение от породы физически и химически связанных вод. В лабораторных условиях повышение давления до 300 МПа и более вызывало отделение физически связанной воды. Количество воды, способное выделиться на стадии катагенеза весьма значительно. Например, при снижении пористости водоносного песчаника от 35 до 5% из каждого км3 породы отжимается до 300 млн.т воды. Постепенно освобождающаяся вода в условиях высоких температур и давлений играет важную роль в перераспределении вещества осадочных пород.

Растворение составных частей породы. Составные части пород обладают устойчивостью в определенных термобарических и геохимических условиях. Изменение последних сопровождается нарушением равновесия между твердой (минеральной, органической), жидкой и газообразной фазами. Это приводит к тому, что некоторые минералы и органические соединения растворяются в подземных водах, нефтях, конденсате. Следствия этих процессов - образование в породах каверн, расширение трещин, повышение минерализации подземных вод до 25-30 г/100г раствора, а также присутствие в нефтях и конденсате широкого спектра химических элементов и металлоорганических соединений.

Растворимость минералов определяется целым рядом факторов: температурой, давлением, фильтрационными способностями пород, а также свойствами самих растворителей (минерализация, солевой состав, количество растворенных газов и т.д.). Галоиды, сульфаты, карбонаты наиболее легко растворимы в природных условиях и составляют основу солевой части подземных вод, а также присутствуют в жидких УВ. Кроме того во флюидах присутствуют кремний, стронций, алюминий, железо, марганец, микроэлементы (V, Ni, Co, Mo, Cu и др.). Породообразующие минералы на стадии катагенеза могут подвергаться коррозии и растворению (кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы). Структуры растворения под давлением - конформные, инкорпорационные, микростилолитовые.

В катагенезе значительна роль органических соединений - битумоидов, карбоновых и гуминовых кислот, присутствующих в подземных водах и способствующих растворение ряда минеральных образований. Роль нефти бывает различной. На контакте с водой нефть может окислиться и частично разложиться с образованием углекислоты, вследствие этого вода становится более агрессивной по отношению к карбонатам, кварцу и другим минералам. УВ могут вызвать восстановление сульфатных ионов, благодаря чему пластовые воды оказываются недосыщенными сульфатами. Это может вызвать растворение новых порций гипса или ангидрита. Такие процессы характерны для стадий миграции и формирования залежей углеводородов, когда флюиды представляют собой смесь воды, нефти и газа. После разделения флюидов нефть выступает уже в качестве консерванта. Насыщая породы, она изолирует их от воды, тем самым препятствуя растворению минералов. Следует иметь в виду, что при разработке нефтяных месторождений происходит замещение нефти водой - пластовой или пресной, закачиваемой в пласт в целью поддержания пластового давления. Вследствие этого нарушается физико-химическое равновесие, что влечет за собой растворение минералов, их новообразование или преобразование.

Минеральные новообразования формируются за счет веществ, растворенных в подземных водах, и газообразных соединений, содержащихся в пустотном пространстве пород. Причина образования новых минералов - нарушение физико-химического равновесия в системе из-за поступления мигрирующих флюидов в иные термобарические и геохимические обстановки. Кроме того, новые соединения возникают при взаимодействии минеральных и органических соединений с подземными водами.

С увеличением глубины растет концентрация солей, так как в растворы поступают все новые и новые соединения. Вначале это несколько граммов на 1 л, а на глубинах несколько километров могут образовываться настоящие рассолы с концентрацией 250-300 г/л. В общих чертах намечается следующая вертикальная зональность вод по степени минерализации и составу:

верхние 300-700 м - зона интенсивной циркуляции и водообмена с поверхностными водами.

В верхней зоне свободного водообмена воды гидрокарбонатные пресные или слабоминерализованные (за исключением аридных областей). Реакция воды щелочная, среда окислительная. Исключение составляют воды, богатые ОВ, и участки выходов минеральных источников ниже, до глубин 1,5-2,5 км - зона затрудненной циркуляции и обмена.

В зоне затрудненной циркуляции воды более высокоминерализованные гидрокарбонатно-сульфатные, а ниже, после выпадения карбонатов, и сульфатные воды глубже, где обмен с поверхностью затруднен, может существовать зона застойных вод. В зоне застойных условий воды имеют сульфатный, сульфатно-хлоридный и, наконец, хлоридный характер.

В ряде случаев в определенном интервале глубин может возникнуть инверсия в ходе преобразования вод и произойти их распреснение. Кроме пластовых вод существуют воды замкнутых пор (интерстиционные), которые по составу отличаются от пластовых.

Количество новообразований во многом определяется первичным минеральным составом пород. Например, кварцевые песчаники бедны аутигенными компонентами, набор которых ограничивается минералами группы кремнезема. В полевошпат-кварцевых песчаниках помимо кремнезема наблюдаются аутигенные полевые шпаты, гидрослюды, хлорит. В полимиктовых породах, содержащих примесь вулканогенного материала, кроме вышеперечисленных, появляются карбонаты, цеолиты, эпидот.

Интенсивность вторичных изменений зависит от длительности процесса воздействия таких факторов, как температура и давление. Аутигенный кальцит кристаллизуется из пластовых вод при повышенных температурах (выше 60-70^оС), заполняя при этом зияющие трещины пород, поры и каверны. Взаимодействие кальцита с водами, несущими магний, может вызвать образование доломита. Кремнезем образуется в зонах повышенных температур и давлений в нейтральной или слабо кислой среде. В песчаных и алевритовых породах он обычно выделяется в виде каемок регенерации, в доломитах - в виде более или менее идиоморфных кристаллов кварца или неправильных выделений халцедона. Для стадии катагенеза характерны вторичные образования удлиненно-пластинчатых гидрослюд, каолинита, табличек хлорита. Их возникновение связано с зонами повышенных температур. Взаимодействие обугленных органических остатков, битумов с пластовыми водами приводит к образованию сульфидов железа. Воздействие богатых кислородом вод на сульфиды железа приводит к образованию гидроокислов железа.

Перекристаллизация вещества заключается в преобразовании кристаллических зерен без изменения их состава и структуры кристаллической решетки, в укрупнении кристаллов, приспособлении их к поверхностям соседних минералов, освобождении от примесей.

Перекристаллизация минералов сопровождается уменьшением объема породы, ее уплотнением, увеличением устойчивости данной системы в новых термобарических условиях. Наиболее характерна перекритсаллизация для хемогенных и органогенных образований - кальцита, доломита, гипса и др. Аморфные вещества могут подвергнуться раскристаллизации, эти процессы характерны для опала, фосфатных минералов, обломков эффузивных пород.

Процессы перекристаллизации особенно четко можно проследить на изменеии структуры карбонатов. Седиментогенные и диагенетические карбонаты, как правило, пелитоморфные, либо микрозернистые, оолитовые, сгустковые. В катагенезе размеры кристаллов средние и крупные, сгустки и оолиты замещаются агрегатами таких кристаллов.

Преобразование ОВ. Геологи-угольщики широко используют шкалу катагенеза, основанную на степени углефикации гумусового ОВ. ОВ, содержащееся в породах, испытывает значительные изменения. Концентрированные формы ОВ - угли и углистые включения - изменяются от бурых до антрацитов. По мере изменения углистого вещества в катагенезе выделяются огромные массы воды и газов, основную часть которых составляют метан и углекислый газ.

Рассеянное ОВ также изменяется. Происходит декарбоксилирование (отщепление карбоксильной группы СООН с образованием СО2) органических кислот, в результате чего еще начиная со стадии диагенеза, уменьшается содержание органических кислот. Происходит диспропорционирование (внутреннее перераспределение в молекулах веществ) водорода, полимеризация кислых компонентов. Все это приводит к тому, что ОВ обогащается высокомолекулярными соединениями и в то же время в нем возрастает содержание масляной фракции, в состав которой входят УВ, отвечающие микронефти. В наиболее ярко выраженной форме все эти процессы происходят в богатых органикой глинистых породах, но могут проявляться и в других литологических типах пород (карбонатных, кремнистых). Максимальное возрастание содержания хлороформенных битумоидов в породах, а в его составе УВ микронефти свидетельствует о наличии в разрезе главной зоны нефтеобразования (по Н.Б. Вассоевичу).

Стадия метагенеза.

Согласно определению Н.В. Логвиненко, метагенез - это стадия глубокого минералогического и структурного преобразования осадочных пород в нижней части стратисферы, происходящего, главным образом, под влиянием повышенной температуры в условиях повышенного давления и присутствии минерализованных растворов. На общий ход процессов метагенеза накладывают свой отпечаток газы, окислительно-восстановительные и щелочно-кислотные свойства флюидов. Таким образом, основные факторы метагенеза те же, что и при катагенезе.

Метагенез осуществляется в диапазоне температур 200-300^оС. Имея в виду, что геотермический градиент варьирует в широких пределах, глубина залегания пород и давления, которые испытывают породы также различны. При геотермическом градиенте 3оС/100 м глубина залегания осадочных толщ должна составлять 7-10 км, а давление 180-270 МПа. При меньшем геотермическом градиенте эти цифры существенно возрастают, что, по данным геофизических, исследований имеет место в Прикаспийской, Южно-Каспийской впадинах (Азербайджан) и других регионах.

Исходя из теоретических предпосылок и экспериментальных данных, свободная вода в зоне метакатагенеза должна иметь кислую реакцию, содержать много растворенных газов и солей. Общая характерная особенность пород - высокая степень уплотнения (К=0,98 - 1,0), минимальная пористость, преобразование ОВ до состояния графита. Перемещение флюидов становится возможным только по трещинам или путем диффузии.

Метагенез осадочных пород заключается в изменении структуры пород и ассоциации минералов. В стадию метагенеза в глинистых породах исчезают минералы группы монтмориллонита, смешанослойные образования. Преобладающее развитие приобретают гидрослюды высокой степени преобразованности и хлорит. За счет глинистых минералов возможно образование серицита. В песчаных и алевритовых породах продолжается деформация зерен кварца. За счет растворения под давлением и одновременной регенерации зерна кварца приобретают призматическую, линзовидную или таблитчатую формы с ориентировкой больших граней перпендикулярно к направлению давления. В карбонатных породах продолжаются перекристаллизация и укрупнение зерен, а от фаунистических остатков сохраняются неопределимые реликты. Для стадии метагенеза характерны глинистые сланцы, кварцитовидные песчаники, мраморизованные известняки и доломиты, антрациты и другие сильно измененные осадочные породы.

Лекция 8. Принципы классификации коллекторов. Понятие простых и сложных коллекторов

В зависимости от поставленных целей при изучении пород-коллекторов их классифицирование может проводиться по генетическим, литологическим, физическим и другим признакам. Классификации коллекторов отражают главные черты коллектора как общего характера, так и оценочного. Региональные схемы позволяют правильно ориентироваться в процессе изучения коллекторов при поисковых ра-ботах, оценочные - при разведочных. Наряду с региональными схемами, немаловажное значение имеют и общие, принципиальные схемы классификации коллекторов.

Общие классификации базируются на генезисе, составе и строении пород, структуре, морфологии и времени формирования порового пространства, однако в них могут и отсутствовать некоторые из перечисленных признаков. Общие классификации, как правило, включают все петрографические типы пород-коллекторов (магматические, осадочные, метаморфические). К этой группе относятся классификации М.К. Калинко (1958), А.А. Ханина (1969) и др.

Оценочные классификации дают представление о качестве пород-коллекторов по основным параметрам (пористость, проницаемость), показывают в определенных диапазонах численные значения этих параметров для каждого из выделенных классов. Такие классификации обычно составляются для какой-либо конкретной группы пород (обломочных, карбонатных). Эта особенность схем классификации определяется тем, что породы различного литологического состава обладают специфическими количественными взаимосвязями между основными коллекторскими параметрами. Подобные классификации были созданы Ф.А. Требиным (1945), Г.И. Теодоровичем (1958), И.А. Конюховым (1961), А.А. Ханиным (1969) и др.

Схема общей классификации коллекторов, принятая на кафедре литологии и системных исследований литосферы МИНГ им. И.М.Губкина.

К поровому типу коллекторов отнесены породы-коллекторы, в которых мелкие поры (1 мм и мельче) более или менее изометричной формы соединены между собой проводящими (поровыми) каналами. Диапазон изменения объема порового пространства очень большой - от единиц до нескольких десятков процентов (40-50%), сильно варьирует проницаемость - от n 10-16 до n 10-12 м². Общая особенность коллекторов порового типа (в случае если их поровое пространство не заполнено УВ) - постепенное понижение коллекторских свойств с глубиной за счет уплотнения породы, минерального новообразования и других процессов. Для обломочных пород - наиболее ярких представителей коллекторов порового типа, существует немало оценочных классификаций, среди которых наибольшим признанием пользуется схема А.А. Ханина.

Трещинный тип породы-коллектора характеризуется тем, что фильтрующее поровое пространство в нем представлено открытыми (зияющими) трещинами. Трещинный коллектор обладает низкой трещинной пористостью, обычно не более 2,5-3%. Вместе с трещинными порами в породе могут быть и межзерновые (межгранулярные), однако их суммарный объем обычно также невелик (до 5-7%) к тому же часть таких пор оказывается изолированной. В большинстве случаев тре-щинный коллектор вторичный, постдиагенетический.

К смешанному (сложному) типу коллектора относится такой, в котором сочетаются различные виды порового пространства (два или более), в т.ч. межзерновой, трещинный, каверновый, межформенный, внутриформенный и другие. В различных группах коллекторов эти сочетания могут быть разными. В этой связи при характеристике коллекторов сложного типа требуется уточнение по виду порового пространства, при этом ведущий тип пор помещается в конце определения.

Р.С. Безбородов и Ю.К. Бурлин (1976) предложили принципиальную общую схему коллекторов в различных типах пород (табл.5). В схеме сделана попытка отразить тип коллектора, литологическую разность пород, характер пустотного пространства и некоторые основные факторы, которые приводят к образованию емкости в породах на раз-ных стадиях литогенеза. Наряду с гранулярными, трещинными и кавернозными в схеме выделены карстовые коллекторы в силу своеобразия условий карстообразования. Кроме того выделяются еще биопустотные коллекторы. Эти коллекторы в рифовых массивах, биоморфных известняках представляют собой особую разновидность. В нижней части схемы приведены процессы, приводящие к образованию пустот в различных породах.

Е.М. Смехов (1974), приняв основным параметром коллекторского потенциала пород их емкость, с учетом их литологии, условий аккумуляции и фильтрации составил классификацию коллекторов нефти и газа с выделением как порового и трещинного, так и переходных между ними коллекторов сложного типа (табл. 6).

Классификация Е.М. Смехова представляет интерес, особенно в применении к вопросам разработки залежей нефти и газа. В таблице 7 приводится уточненная схема Е.М. Смехова и коллектива авторов ВНИГРИ (Методические рекомендации..., 1989). Эта схема отражает возросший в последние годы интерес к коллекторам сложного типа. В природных условиях эти коллектора являются наиболее распростра-ненными. На средних и малых глубинах они чаще всего связаны с карбонатными породами, как наиболее изменчивыми по своим фильтра-ционно-емкостным параметрам. На больших глубинах их роль возрастает настолько, что в этих условиях сложный коллектор будет доминировать независимо от вещественного состава пород.

Широкое распространение сложных коллекторов и трудности, связанные с их выявлением на практике, предопределили дальнейшее направление исследований по разработке их классификационых критериев.

Введены градации: тип, класс коллектора. Расположение классов коллекторов соответствует свойственным им фильтрационным особенностям. Крайними в ряду являются простые по фильтрационным свойствам породы-коллекторы: поровые и трещинные. Простые коллекторы характеризуются единой непрерывной системой фильтрационных каналов (поровой или трещинной).

Центральное место в классификации занимают классы сложных коллекторов: трещинно-поровые, порово-трещинные, макронеодно-родные. Эти коллекторы в отличие от поровых, характеризуются двумя фильтрационными средами: блоковой (пористая матрица) и межблоковой (фильтрующие трещины) одновременно существующими и гидро-динамически между собой связанными.

Введено новое понятие макронеоднородного коллектора, под которым понимается совокупность пластов с резко различающимися коллекторскими свойствами. Примером макронеоднородного пласта могут служить низкопористые и слабопроницаемые нефтенасыщенные пласты довольно большой мощности (десятки метров) с пропластками проницаемых пород. В гидродинамическом плане коллектор схематизируется в виде двухслойного пласта, один слой которого является проводящим, другой аккумулирующим. Такие коллекторы характеризуются низкими дебитами м длительным сроком разработки. Несмотря на указанные неблагоприятные факторы, в них могут содержаться значительные запасы, которыми нельзя пренебрегать.

В предлагаемой классификации более широко используются результаты гидродинамических исследований в качестве поисковых признаков различного класса коллекторов. В теоретическом и практическом отношении перспективно типизацию коллекторов производить на гидродинамической основе. При этом даже качественный вид промысловых кривых исследования скважин может служить достаточно надежным критерием при выделении различного типа и класса коллекторов: искривление кривых продуктивности (КП) под влиянием повышенной сжимаемости трещин, возможность выделения начальных участков на кривых восстановления давления (КВД), связанных с проявлением переходных процессов и др.

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

Литолого-петрографические методы изучения коллекторов.

Петрографический метод изучения коллекторов является наиболее доступным, а следовательно и массовым при изучении литологических, в том числе и коллекторских свойств пород. Метод позволяет оценивать структуру и генезис порового пространства, а также трещиноватость пород.

Схема оценки коллекторских свойств пород приводится в соответствии с методикой, разработанной во ВНИГРИ - «метод больших шлифов» (Методические рекомендации…., 1989).

Исследования проводятся на поляризационных микроскопах в шлифах нестандартных размеров (площадью в 1000 мм2 и более). При изучении шлифов определяются:

- литологический состав и структура породы;

- характеристика трещин и их параметры;

- особенности порового пространства, его генезис, производится дифференцированный и суммарный количественный подсчет пористости;

- совокупность вторичных процессов и их очередность;

- осуществляется количественная оценка степени преобразованности породы вторичными процессами, каждым в отдельности и в совокупности;

- определяется мера влияния вторичных процессов на коллекторские свойства породы.

В соответствии со схемой исследования проводится описание шлифа породы.

Литологический состав и структура породы.

Для терригенных коллекторов:

1. Текстура (степень слоистости: четкая, неясная, отсутствует);

2. Содержание породообразующих компонентов

3. Размер, форма и характеристика участков, отличающихся по плотности расположения зерен, составу, количеству, форме зерен, типу их сочленения (касательные, конформные, инкорпорационные), регенерации и растворения зерен и т.д.;

4. Характеристика обломочных зерен: размер, форма, число контактов с соседними зернами;

5. Цемент: тип цементации (базальный, поровый и т.д.), Струк-тура цемента (тонкозернистый, пойкилитовый, рустифика-ционный и т.д.);

Для карбонатных коллекторов:

1. По данным окрашивания ализароном красным с соляной ки-слотой диагностируются кальцит и доломит. Оценивается их процентное соотношение;

2. Текстура;

3. Форма, размер зерен или форменных образований;

4. Цемент.

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

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

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

Пористость коллекторов.

В зависимости от стадий литогенеза выделяются поры седиментационного происхождения, обязанные процессам осадконакопления и постседиментационные поры, обусловленные диагенетическими и эпигенетическими преобразованиями осадка и породы.

Ниже приводятся морфологические особенности генетических типов пор, присущих породам-коллекторам сложного типа.

1. Седиментационные поры. Представляют промежутки между тонкими (меньше 0,01 мм зернами кальцита, доломита в тонкозернистых карбонатных породах хемогенного происхождения или тонкозернистом цементе карбонатных пород с преобладанием форменных эле-ментов. Размер седиментационных пор меньше 0,01 мм, форма пор изометричная, связь между порами осуществляется с помощью межзерновых каналов, длина которых равна размеру пор или меньше их.

В карбонатных и кремнистых породах с преобладанием формен-ных элементов, первичными седиментационными порами являются промежутки между органическими остатками, их обломками, комками, сгустками, оолитами, обломками пород, не затронутых растворением (межформенные поры). Это мелкие поры: капиллярные (размер 1-2 мкм) и субкапиллярные (размер меньше 1 мкм). Сообщаются поры по-средством межформенных каналов, длина которых не превышает раз-мера пор или микротрещин. Распределяются в породе межформенные седиментационные поры равномерно или неравномерно.

2. Поры диагенетической перекристаллизации, доломитизации-перекристаллизации. Представляют промежутки угловатой формы ме-жду мелкими (0,01-0,05 мм) и средними (0,05-0,25 мм) зернами кальци-та или доломита, образующими основную массу породы или цемент карбонатных пород с преобладанием форменных элементов. Стенками пор являются грани кристаллов карбонатных зерен. Размер пор равен или меньше размера породообразующих зерен. Располагаются поры диагенетической перекристаллизации в породе равномерно или неравномерно.

3. Поры эпигенетической перекристаллизации, эпигенетической доломитизации-перекристаллизации. Представляют промежутки угловатой формы между зернами кальцита или доломита, размером 0,25 мм, составляющими основную массу породы или цементирующее вещество в известняках с преобладанием форменных элементов.

Размер пор равен или меньше размера зерен вмещающего карбоната, колеблется от 0,1 до 0,25 мм. Стенками пор являются достаточно ровные грани кристаллов кальцита или доломита, не подвергшихся растворению. Связь между порами осуществляется межзерновыми каналами, длина которых меньше или равна размеру пор. Распределяются поры в породы достаточно равномерно.

4. Поры выщелачивания. Эти поры ввязаны с растворением и выносом карбонатного вещества из осадков и пород. Образуются в стадию позднего диагенеза и в эпигенезе. Форма пор выщелачивания са-мая разнообразная. Размер пор выщелачивания обычно больше или равен размеру форменных элементов (0,05-1 мм); пустоты более 1 мм от-носятся к кавернам.

Таким образом, в шлифах можно установить роль вторичных процессов в формировании порового пространства. Это достигается путем количественных замеров интенсивности проявления процессов и связанной с ними пористости (открытой и «залеченной») в разных литологических разностях по разрезу и площади распространения исследуемых отложений.

Количественный подсчет вторичных процессов и связанной с ними пористости производится с применением окуляр-микрометра. Интенсивность проявления процесса оценивается площадью шлифа, захваченной этим процессом и выражается в процентах от общей площади шлифа. Трещины разгрузки - образуются в результате изменения геостатического давления, вызванного воздыманием пород. К этой ка-тегории трещин относятся трещины, параллельные слоистости (в случае ориентированной текстуры), а также хаотические прерывистые короткие трещины, преимущественно открыт

При подсчете пористости, связанной с определенным процессом, в числителе указывается суммарная площадь пор данного генезиса, в знаменателе - суммарная площадь шлифа, захваченного этим процессом.

Для получения параметров пористости замеряется количественное соотношение зерен.

Трещиноватость коллекторов.

Повышенная трещиноватость является одним из факторов, способствующих не только фильтрации УВ, но и образованию вторичной емкости. Для правильного осуществления прогноза коллекторов сложного типа необходим учет основных закономерностей распределения в них трещин. Для этого важно иметь представление об их генезисе.

1. Нетектонические диагенетические. Образуются за счет уплотнения, дегидратации и различных постседиментационных преобразований (перекристаллизация, доломитизация и т.д.). Чаще всего они заполнены органическим или минеральным веществом, близким по составу вмещающему. Практического интереса не представляют в силе своей “залеченности”.

2. Общие (фоновые) катагенетическо-тектонические. Образуются в литифицированной породе под влиянием нагрузки вышележащих пород. Это наиболее многочисленная категория трещин, пользующаяся повсеместным развитием - фон, на который накладываются трещины более поздних генераций. Обычно эти трещины перпендикуолярны, в пластичных породах - наклонны к слоистости и группируются в системы, на ориетировку которых определяющее влияние оказывают тектонические и общепланетарные процессы. Протяженность их ограничена пределами слоя, плотность - функция мощности слоя и его литологии.

3. Тектонические трещины разгрузки - образуются в результате изменения геостатического давления, вызванного воздыманием пород. К этой категории относятся трещины, параллельные слоистости (в случае ориентированной текстуры породы), а также хаотические короткие трещины, преимущественно открытые, за исключением районов с активной неотектоникой, где они могут быть и залеченными в результате интенсивных гидрохимических процессов.

4. Тектонические соскладчатые трещины - сопровождают пликативные деформации (изгибы разного масштаба). Они пользуются преимущественным развитием на участках перегиба слоев.

5. Тектонические оперяющие или опережающие дизъюнтивы трещины. Имеют локальное развитие и линейно-вытянутый ареал распространения. Их ориентировка жестко связана с направлением тектонических напряжений, а интенсивность обусловлена механизмом формирования разрыва, физическими свойствами вмещающих пород, а также морфологией самого смещения.

Микротрещины по своему происхождению разделяются на:

- литогенетические;

- катагенетическо-тектонические;

- трещины разгрузки;

- собственно тектонические (табл. ).

Для получения параметров трещиноватости замеряются:

- площадь шлифа;

- длина следов трещин;

- раскрытие трещин (ширина).

Площадь шлифа (S) определяется измерительной линейкой или палеткой , ширина трещин (b) с помощью линейного окуляр-микрометра при любом объективе несколькими измерениями в различных ее частях. За расчетную величину расстояния между стенками трещин принимается наиболее часто встречаемое значение.

По данным замеров в шлифах ширины трещин и микронах, их суммарной длины в мм и площади шлифа в мм2 производится подсчет параметров трещиноватости:

- трещинной проницаемости (Кт), 1.10-3 мкм2

Кт = А b3 l / S

В зависимости от геометрии систем трещин в формулу проницаемости вводятся соответствующие коэффициенты (А).

1) при одной системе горизонтальных (по отношению к слоистости) трещин 3,42 . 10 6(степень)

2) при двух взаимно перпендикулярных системах вертикальных трещин 1,71 . 10 6(степень)

3) для трех взаимно перпендикулярных систем трещин 2,28 . 10 6;

4) в случае хаотического расположения трещин 1,71 . 10 6.

- трещинной пористости (mт), %

mт = b l / S

- объемной плотности трещин (Т), 1/м

Т = 1,57 l / S

Рассчитанные величины трещинной пористости, трещинной проницаемости и объемной плотности трещин характеризуют трещиноватость пород данного разреза, участка разреза или определенной литологической разности пород.

- объемной плотности трещин (Т), 1/м

Т = 1,57 l / S

Рассчитанные величины трещинной пористости, трещинной проницаемости и объемной плотности трещин характеризуют трещиноватость пород данного разреза или участка разреза.

Количественная оценка параметров трещиноватости, пористости и вторичных изменений в сложных коллекторах нефти и газа (по методу больших шлифов ВНИГРИ) проводится с указанием и описанием следующих параметров:

1. Площадь, месторождение

2. Номер скважины

3. Номер образца

4. Глубина залегания, м

5. Возраст

6. Структурно-генетический тип породы (породообразующие компоненты, %; цемент, %; состав; тип)

7. Площадь шлифа, S мм2

Стилолиты

8. Раскрытие, b, мкм

9. Длина, l, мм

10. Ориентация, заполнение

11. Плотность, Тст, 1/м

Минеральные трещины

12. Раскрытие, b, мкм

13. Длина, l, мм

14. Ориентировка заполнения

15. Плотность, Тм, 1/м

Трещины, заполненные твердым битумом (черным или корич-невым)

16. Раскрытие, b, мкм

17. Длина, l, мм

18. Характер битума (коричневый или черный)

19. Плотность, Тб

Трещины открытые и с примазками желтого битума

20. Раскрытие, b, мкм

21. Длина, l, мм

22. Ориентировка

23. Плотность, То, 1/м

24. Трещинная проницаемость, Кт, 10-3 мкм2

25. Трещинная пористость, mт, %

Пористость по шлифу, mш, %

26. Открытая и с примазками желтого битума

27. Поры, заполненные коричневым битумом

28. Заполненые черным битумом

Степень преобразованности пород вторичными процессами, %

Диагенетическими

29. Перекристаллизация

30. Доломитизация

31. Сульфатизация

32. Окремнение

33. Засолонение

34. Кальцитизация

Эпигенетическими

35. Перекристаллизация

36. Доломитизация

37. Сульфатизация

38. Окремнение

39. Кальцитизация

40. Засолонение

Петрофизические параметры

41. Открытая пористость, m, %

42. Газопроницаемость, К, 10-3 мкм2

43. Плотность, Р, 103 кг/м3

44. Тип коллектора

Оценка первичной и вторичной пористости с учетом генезиса пустотного пространства и параметров трещиноватости способствует всестороннему изучению сложных коллекторов, позволяя:

- выявлять корреляционные связи между параметрами коллекторских свойств пород и вторичными процессами;

- прогнозировать оптимальные зоны развития вторичной пористости на территории региона, либо в пределах локальных структур;

- выявлять региональные и локальные зоны повышенной трещиноватости в разрезе и на площади;

- осуществлять дифференцированный подсчет запасов в трещинах и порах;

- выбирать объект для интенсификации добычи.

Оценочные классификации.

По величине коэффициента (мкм²) проницаемости Г.И. Теодоровичем все коллекторы делятся на пять классов:

I - очень хорошо проницаемые - более 1;

II - хорошо проницаемые - 0,1-1;

III - среднепроницаемые - 0,01-0,1;

IY - слабопроницаемые - 0,001-0,01;

Y - непроницаемые - менее 0,001.

Практическое значение с точки зрения нефтенакопления имеют коллекторы первых трех классов, а для газов также и IY класса.

Исследования П.П. Авдусина и М.А. Цветковой показали, что проницаемость зависит прежде всего от структуры порового пространства. Ими впервые была предложена классификационная схема коллекторов по величине открытой пористости (%) и выделено пять классов: А - более 20; В - 15-20; С - 10-15; D - 5-10; Е - менее 5.

Практическое значение имеют коллекторы первых четырех классов.

Лекция 9. Обломочные породы как коллекторы нефти и газа

Обломочные породы относятся к одной из самых распространенных групп пород-коллекторов. В группе обломочных пород не все типы могут быть коллекторами промышленного качества. Не являются коллекторами практически все грубообломочные породы, редко встречаются как коллекторы крупнозернистые пески и песчаники, мелкозернистые алевролиты и пелиты. Типичны в качестве коллекторов - мелкозернистые пески и песчаники, крупнозернистые алевриты и алевролиты, песчано-алевритовые породы, реже среднезернистые песчаники.

Геологические тела обломочных пород-коллекторов имеют форму пластов, линз, пачек тонкого переслаивания песчаных и глинистых слойков. Они могут формироваться в различных тектонических и климатических обстановках. Наиболее распространенные генетические типы обломочных пород-коллекторов - морские песчаные и алевритовые отложения шельфа, эпиконтинентальных морей, дельтовые, речные, эоловые.

Из обломочных пород-коллекторов добывается более половины УВ, однако, выявляется тенденция к снижению их роли с глубиной (свыше 4,0-4,5 км).

Обломочные породы встречаются практически повсеместно. При оценке их качества широко используется классификация А.А.Ханина, в основу которой положены полезная емкость, абсолютная проницаемость и гранулометрический состав породы.

Породы с различными гранулометрическими характеристиками изменяются в разной степени. Хорошосортированные песчаники изме-няются меньше, чем плохосортированные. Мономинеральные меньше, чем граувакковые….

Наблюдение над изменением структур порового пространства терригенных пород позволили выделить в разных зонах катагенеза три основные группы коллекторов:

1. Коллекторы свободнопоровые.

- большей частью на малых глубинах;

- переуплотниться не успели;

- вода из соседних глин отжата мало;

- количество цемента - незначительно - преобладает контак-товый и пленочный;

- характерны высокие значения общей пористости, эффектив-ной пористости и проницаемости.

2. Коллекторы цементнопоровые.

- базальный тип цемента (такой тип цемента часто развивается в условиях фациальных переходов от обломочных к глини-стым или карбонатным породам). Он может встречаться и в молодых, и в древних породах. Только в более древних по-родах цемент является более раскристаллизованным, а ино-гда частично замещен другим.

- пор мало, они мелкие;

- иногда могут наблюдаться мелкие пустоты между цементом и обломочными зернами.

3. Коллекторы реликтово-поровые.

- свойственны нижней зоне катагенеза, где под большим дав-лением начинается перестройка минерального скелета;

- типичный цемент - регенерационный и коррозионный;

- поры, если есть, то небольшие, часто щелевидной формы;

- в жестком монолитном скелете нередко развиваются мелкие трещины. Таким образом, с уничтожением межзерновой пористости возникает и развивается трещиноватость.

Количество и тип цемента сильно влияют на вместимость терригенных коллекторов. Цемент может быть синхроничен обломочным зернам породы - сингенетический цемент. Цемент может образоваться и на более поздний стадиях литогенеза. Цемент в обломочных породах может быть представлен различными минеральными фазами.

1. Глинистые минералы. Преимущественно сингенетический, сильно изменяющийся в процессе литогенеза в зависимости от физико-химических условий среды.

2. Железистые минералы. Гидрогетит, лимонит - в основном сингенетические. Глауконит, шамозит, пирит, гематит имеют диагенетическое происхождение.

...