1.1 ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД В ИСТОРИИ

Эволюция осадочных пород в истории Земли происходит в двух направлениях - седиментогенном и катагенном. Первое из них - это эволюция форм осадочного процесса от древнейшего времени до настоящего.

Она связана с развитием Земли - изменением состава, строения, физических свойств осадочных пород, количественных соотношений между внешними геосферами планеты - литосферой, гидросферой, атмосферой, а позднее и биосферой. Эволюция проявлялась в том, что с течением времени образование одних осадков затухало, а вместо них из родственных компонентов возникали другие, отличающиеся от прежних своим составом, строением и физическими признаками. Второе направление эволюции связано с нарушением физико-химического равновесия между составными частями пород и последних с окружающей средой. Нарушение равновесия наступает вследствие проявления тектонических сил - погружения пород на большую глубину, перекрытия толщами более молодых образований. Поэтому породы испытывают воздействие возрастающего горного (литостатического) давления, повышающихся температур, химически активных жидких и газообразных флюидов, в том числе и углеводородов (УВ). Кроме того, эволюция пород может происходить в результате стресса и внедрения в осадочные породы магматического расплава.

Седиментогенная эволюция фиксируется лишь при сравнении осадочных образований, развивавшихся в течение геологически длительных отрезков времени. Н.М. Страхов выделяет при этом четыре этапа в истории Земли: I - древнейший - азойский - более 4,7 млрд. лет, II - архейский, ориентировочный возраст 3-4,7 млрд. лет. III - преимущественно протерозойский этап, ориентировочный возраст 0,57-3 млрд. лет, IV - фанерозойский этап - палеозойские, мезозойские, кайнозойские, включая современные образования, абсолютный возраст - от настоящего времени до 0,57 млрд. лет. [1]

Наиболее интересные с точки зрения нефтегазоносности позднепротерозойские и фанерозойские осадочные породы представлены близкими литологическими типами - песчаниками и алевролитами (полимиктовыми, олигомиктовыми, кварцевыми), известняками, доломитами и разностями промежуточного состава.

Седиментогенная эволюция песчано-алевритовых пород происходит в направлении сокращения доли полимиктовых пород (аркозовых и граувакковых) и увеличения мономинеральных (кварцевых) и олигомиктовых. Такое положение объясняется постепенным разрушением механически и химически малоустойчивых обломочных минералов на путях их переноса в процессе неоднократного переотложения. Роль устойчивых минералов, и в частности кварца, при этом возрастает.

Влияние седиментогенной эволюции на коллекторские свойства осадочных пород с количественных позиций оцениваются трудно. В целом она должна способствовать повышению коллекторских свойств. При этом исходят из следующих представлений: переотложение обломочных зерен сопровождается повышением их отсортированности, совершенствованием формы окатанности, удалением легко деформируемых минеральных частиц (слюды, хлорита, глинистых минералов и др.). Эволюция карбонатных пород, повышение роли биогенных образований (в частности рифовых) с внутри- и межформенными видами пористости также способствуют улучшению коллекторских свойств.

Катагенная эволюция осадочных пород проявляется совершенно иначе.

При седиментогенной эволюции одни породы постепенно (во времени) сменяются другими, часто состоящими из тех же компонентов. При катагенной эволюции изменяется исходная порода вследствие воздействия на нее различных внешних сил. Поэтому нередко нельзя установить первоначальный облик и физические свойства породы, существующей в современных условиях. Интенсивность проявления катагенной эволюции зависит от особенностей геологического развития и сочетания действующих факторов и не всегда от возраста.

Основной движущей силой катагенной эволюции является нарушение физико-химического равновесия между составными частями пород и последних с окружающей средой. Это нарушение равновесия возникает вследствие разных причин, но главным образом в результате тектонических проявлений - плавного погружения или воздымания отдельных территорий или же горообразовательных процессов. При этом изменяются термобарические и геохимические условия, что в конечном итоге и вызывает катагенез пород. Рассмотрим роль отдельных факторов катагенеза.

1.2 ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА ЭВЛЮЦИЮ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД (КАТАГЕНЕЗА)

К факторам катагенеза относят: температуру, давление, поровые воды (растворы), литологический состав и геологическое время.

Температура недр возрастает с глубиной и определяется надежной изоляцией от поверхности и приближением к разогретым зонам литосферы. Степень прогрева осадочных толщ зависит также от расстояния до магматических очагов и содержания радиоактивных элементов. Их максимальные количества наблюдаются в сероцветных глинистых породах, особенно обогащенных тонкодисперсным органическим веществом (ОB). Наконец, температура недр зависит от интенсивности циркуляции подземных вод и их Температуры до поступления в данную осадочную толщу. Особое место в температурном режиме недр принадлежит теплопроводности пород.

Теплопроводность зависит от температуры, давления, пористости пород и состава флюидов, заполняющих поры. Она существенно понижается с повышением температуры и несколько возрастает с увеличением давления. При прочих равных условиях теплопроводность тем выше, чем ниже пористость породы. Образцы одной и той же породы с равной пористостью, но водонасыщенные обладают большей теплопроводностью, чем воздушно-сухие. Среди осадочных пород максимальной теплопроводностью обладают каменная соль, ангидриты. Теплопроводность песчаников и известняков в 2-3 раза ниже. Метаморфизация этих пород сопровождается снижением пористости до 1 % и повышением теплопроводности до (35-45) * 10² Вт/(м * К). [1]

Высокая теплопроводность мощной толщи кунгурской каменной соли и ангидритов в Прикаспийской, Днепровско-Донецкой впадинах и других территориях способствует отводу тепла из подсолевых отложений. Например, в Прикаспийской впадине на глубине 3800-4100 м под мощной толщей каменной соли (более 2000 м) температура терригенных пород составляет 58єC, а по соседству в межкупольных зонах, там, где каменная соль отсутствует, на этой же глубине температура равна 70єС, т. е. на 12°С выше [1]. Рассмотрение проблемы в целом показывает, что с глубиной разогрев осадочных толщ возрастает, однако интенсивность повышения температуры (геотермический градиент) колеблется в очень широких пределах.

Следует также заметить, что на небольших и средних глубинах в отдельных интервалах в соответствии с теплопроводностью пород, зависящей от их литологического состава и плотности, темп повышения температуры вниз по разрезу непостоянен. Поскольку теплопроводность зависит и от степени уплотнения пород, которая с глубиной у всех пород, незаполненных УВ, выравнивается, то в геологическом разрезе на больших глубинах (свыше 4 км) темп повышения температуры с увеличением глубины залегания пород выравнивается (имеются в виду щиты и платформенные области).

Горное или литостатическое давление возрастает с глубиной. Темп нарастания давления непостоянен. Он определяется плотностью пород, в свою очередь зависящей от структуры и литологического состава. Так, например, плотность каменной соли по усредненным данным составляет 2,2 г/см3. Давление, оказываемое толщей соли мощностью 1 км, составляет 0,21 МПа. Плотность хемогенных известняков 2,60-2,70 г/см³. Следовательно, давление, оказываемое километровой толщей таких известняков, достигает 0,25-0,26 МПа. В обломочных породах - песчаниках, алевролитах и промежуточных разностях плотность существенно меняется с глубиной. На небольших глубинах (до 1,5 км) она равна 1,8-2 г/см³, на глубине 4-6 км - 2,5-2,6 г/см³[1]. Следовательно, давление, оказываемое равными по мощности толщами пород, будет изменяться.

В связи с этим горное давление на равных глубинах в разрезах, сложенных неодинаковыми породами, различно. Это обстоятельство необходимо учитывать при решении различных геологических и технических задач.

Гидростатическое давление, которое принимается равным 0,0098 МПа на 10 м водного столба (дистиллированная вода), часто идеализируется, так как природные воды вследствие их минерализации имеют плотность, значительно превышающую 1 г/см³. Например, при минерализации 100 г/л плотность воды составляет 1,07 г/см³, при 200 г/л - 1,14 г/см³. 10-метровый столб такой воды оказывает давление 0,011 МПа. Возможно также и снижение плотности подземных вод за счет разгазирования углекислотой, метаном и другими газами. На основании экспериментальных исследований С.Д. Малинин пришел к выводу о том, что при температуре выше 180 єC растворимость углекислоты в воде вновь возрастает вплоть до смешения фаз. Это обстоятельство должно сопровождаться повышением плотности раствора. Таким образом, плотности воды и образуемых ею растворов в зависимости от давления, температуры, состава газов и растворенных солей могут существенно варьировать по величине и, следовательно, гидростатическое давление тоже.

В природных условиях существует еще и аномально высокое пластовое давление (АВПД). Такое давление может определяться различными причинами. Оно характерно для пористых пород, перекрытых непроницаемыми, залегающими на средних и особенно на больших глубинах. АВПД часто значительно превышает гидростатическое, а нередко и горное давление. В последнем случае оно может привести к естественному гидроразрыву пласта. АВПД способствует сохранению высоких коллекторских свойств пород, а в случае гидроразрыва - их повышению. В Аралсорской скв. СГ-1 (Прикаспийская впадина) явления естественного гидроразрыва в виде коротких затухающих трещин, заполненных кальцитом, наблюдались в образцах керна, отобранных с глубины более 4000 м. Такие условия оказывают влияние на катагенетические изменения пород, однако они пока мало изучены.

Природные воды, находящиеся в осадках и осадочных горных породах, существенно отличаются, хотя между ними имеется и определенное сходство. Оно заключается в том, что состав основных ионов (Na⁺ , K⁺ , Mg⁺², Ca⁺² , Сl^-1, SO^-1 , НСО₃) в них тождествен и соответствует составу океанических вод. Соотношение между основными ионами и микрокомпонентами как в осадках, так и в порода, залегающих на разных глубинах, неодинаково. Нельзя дать четкого ответа на вопрос, каков состав подземных вод на разных глубинах. Это определяется множеством факторов, например, такими, как геотермический градиент, степень подвижности вод и т. д. Вместе с тем известно, что на небольших глубинах минерализация вод ниже, в их составе заметную роль играют сульфат-ион и гидрокарбонат-ион. В зонах, где температура превышает 40-60 єC, начинают доминировать ионы хлора, минерализация вод возрастает до 30 г/л, а затем она остается более или менее постоянной, несмотря на дальнейшее повышение температуры по мере увеличения глубины залегания. В подземных водах Прикаспийской впадины при этом происходит понижение содержания ионов Ca⁺² и Mg⁺² и увеличение количества ионов Na⁺.

Несомненно, что в зонах высокого разогрева, там, где температура приближается к 200°С, в подземных водах возрастает количество и некоторых других веществ, например кремнезема, однако его роль по сравнению с ионами Сl^-1 , Ca⁺² , Mg⁺² , Na⁺ , K⁺ остается незначительной.

В подземных водах, помимо продуктов растворения минеральной части содержатся еще и органические соединения (фенолы, бензол и др.), которые оказывают существенное влияние на процессы катагенеза.

Анализ вод из разных районов показывает, что несмотря на их различный химический состав, имеется явная тенденция к понижению рН с увеличением глубины залегания. Следует при этом помнить, что рН при нагревании воды понижается. Например, по данным А.В. Копелиовича, нагревание дистиллированной воды (рН 7) от 20 до 100 єС сопровождается понижением рН до 6 [1]. В лабораторных условиях рН природных вод обычно определяют при комнатной температуре, поэтому результаты измерений оказываются выше, чем фактические значения в природных условиях. Возможно, что падение рН с глубиной - одна из причин сохранения высоких коллекторских свойств в карбонатных породах на больших глубинах.

Газы существенно влияют на процессы катагенеза. Основными компонентами природных газовых смесей являются углекислота, метан и его гомологи, азот, сероводород, водород, гелий и др. Количественные соотношения между газами варьируют в широких пределах. Нередко встречаются почти монокомпонентные газы (например, метановые). Установлено, что состав природных газов в существенной мере зависит от термобарических условий и состава OB, представляющего собой главный продукт, из которого получаются газы. Кроме того, некоторые газы образуются вследствие реакции между минералами и природными водами. Среди газов, распространенных в осадочной оболочке, наиболее химически активными являются углекислота и сероводород, содержание которых колеблется в широких пределах, однако в большинстве углеводородных месторождений измеряется долями и первыми единицами процента.

В глобальном плане выделил в геологическом разрезе четыре зоны образования газов, сменяющие друг друга по мере увеличения глубины залегания. В верхней, биохимической зоне мощностью 50-100 м формируются преимущественно углекислота, в некоторых случаях метан и азот, а в осадках, накопившихся на суше, и кислород. С точки зрения литогенеза - это зона течения диагенетических процессов. В интервале глубин 50-100 м и несколько глубже располагается переходная зона, в которой затухают биохимические процессы и активизируются чисто химические. Состав газа остается прежним, за исключением кислорода, который практически полностью расходуется на биохимические процессы. В интервале глубин, примерно от 1 до 7 км выделяется термокаталитическая зона. Здесь активизируются термохимические процессы. Повышение температуры (более 50 єC) ускоряет распад и гидрогенизацию OB, способствует образованию УВ, углекислоты, сероводорода. Для генерации сероводорода большое значение имеет также наличие таких исходных продуктов, как ангидриты и, сульфат-ионы. Характерно, что повышенные и высокие концентрации сероводорода и углекислоты приурочены в основном к карбонатным коллекторам, соседствующими с сульфатсодержащими толщами или содержащими рассеянные сульфатные минералы. Растворенные в воде углекислота и сероводород понижают рН растворов и этим предупреждают выделение карбоната кальция. Присутствие этих газов является одной из причин сохранения и даже повышения коллекторских свойств карбонатных пород. Газовая метановая зона располагается ниже 6-7 км. Ее верхняя граница проводится по температуре 200 єC, выше которой жидкие УВ начинают различаться. Основным газовым компонентом здесь является метан с небольшой примесью CO2 и N. Нижняя граница зоны проводится на глубине 12-13 км (при геотермическом градиенте 33°С /1 км), где температура воды достигает критического значения. Ниже расположенную глубинную область является зоной водяного пара.[3]

Катагенная эволюция осадочных горных пород происходит вследствие нарушения физико-химического равновесия между составными частями пород или между составными частями пород и окружающей средой. При этом активно проявляются вышеперечисленные факторы. В зависимости от состава пород и проявления тех или иных факторов или их сочетаний эволюция в каждом конкретном случае будет иметь свои особенности.

ГЛАВА 2. ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА КАЧЕСТВО ГЛУБОКОЗАЛЕГАЮЩИХ РАЗЛИЧНЫХ ТИПОВ ПОРОД

Рис. 1. Распределение диаметров пор (столбиковая диаграмма) и долевого участия пор в проницаемости (кривая распределения) в нефтеносных песчаниках пласта БVIII Мегнонского месторождения. а - песчаники среднезернистые, аркозовые. К_пр=2•10^-12 м²,k_п=23%: б -- алевролиты крупнозернистые, песчаные. К_пp =31•10^-15м². k_по=23 % (по М.И. Колосковой, А.А. Ханину)

Помимо межзерновых нор, которые, как уже упоминалось, могут иметь первичную (седиментогенную) и вторичную (катагенную) природу, в обломочных породах могут быть и трещинные поры (зияющие трещины). Трещинная пористость возникает в сильно уплотненных обломочных породах (k_д > 0,9) , залегающих (или погружавшихся прежде) на больших глубинах или подвергавшихся стрессу.

Суммарная открытая трещинная пористость терригенных пород невелика. Она составляет максимум 3-3,5% (в единичных случаях до 6%) , обычно же меньше - от долей до 1,5-2%. Когда трещины сообщаются с межгранулярными порами, что нередко наблюдается в природе, емкостные и особенно фильтрационные свойства пород существенно повышаются. Объем порового пространства в песчаных, алевритовых породах и разностях промежуточного состава колеблется в широких пределах, практически от долей до 50%. Такие вариации определяются целым рядом факторов, рассматриваемых ниже.[4]

Проницаемость обломочных пород во многом определяется структурой порового пространства, в частности размером, формой, сообщаемостью пор, а в ряде случаев и суммарным объемом последних.

Форма зерен, их окатанность также отражаются на величине проницаемости пород. При прочих равных условиях породы, сложенные изометричными, окатанными частицами, обладают большей проницаемостью, чем сложенные изометричными неокатанными.

Степень однородности зерен (отсортированность частиц) существенный признак, отражающийся на коллекторских свойствах обломочных пород. В общем виде чем однороднее частицы по величине, тем выше пористость пород. Отсортированность обломочных частиц определяют различными способами. Для характеристики этого свойства чаще всего используют коэффициент отсортированности. Пористость тела, состоящего из одинаковых шаров при кубической укладке составляет 47,6%, а при плотнейшей ромбоэдрической - 25,96%.(рис. 2) Отклонение отдельных шаров от общего размера в обоих случаях будет сопровождаться понижением пористости, притом тем сильнее, чем ниже отсортированность (однородность) обломков. Это объясняется тем, что в крупных порах размещаются мелкие обломки.

Рисунок 2. Кубическая и ромбическая укладка шаров

Цементирующая часть обломочных (песчаных и алевритовых) пород представлена преимущественно глинистым материалом и кальцитом, а также их смесями. Изредка цементом может быть ангидрит, гипс, доломит, лимонит, фосфорит. В нефтяных и газовых месторождениях эти минеральные виды цемента, как правило, не встречаются. В общем случае цементирующая часть, заполняя пространство между обломочными зернами, снижает как полную, так и открытую пористость пород. В связи с этим при анализе материалов какого-либо конкретного района обычно между пористостью и содержанием цемента наблюдается обратная зависимость. Она может быть более или менее четкой в зависимости от влияния других факторов. Проницаемость песчаных и алевритовых пород также в значительной мере регламентируется содержанием цементирующей части. Цемент, заполняя промежутки. между обломочными зернами, уменьшает объем пор, сужает, а иногда и закупоривает поровые каналы и тем самым снижает проницаемость пород. В общем виде (при прочих равных условиях) - чем выше содержание цемента, тем ниже проницаемость породы. Сравнение материалов по разным регионам показывает, что в деталях кривые зависимости проницаемости от содержания цемента имеют различный вид. В большинстве случаев при содержании цемента свыше 15-20 % песчаные и алевритовые породы на больших глубинах становятся практически непроницаемыми. Лишь среди молодых, неглубокозалегающих слабоуплотненных пород этих типов проницаемыми оказываются разности с содержанием цемента до 50 % и даже глинистые породы с содержанием обломочной части 40-50 % [1].

Механическое уплотнение существенно отражается на коллекторских свойствах обломочных пород. Степень уплотнения возрастает с глубиной. Вместе с этим понижаются пористость и проницаемость пород. Пористость и проницаемость терригенных пород разного литологического состава с увеличением глубины залегания снижается неодинаково. Быстрее всего это происходит у пелитовых пород, а у песчаников и алевролитов - более резко в случае повышенного содержания глинистого материала.

Трещинный тип породы-коллектора характеризуется тем, что фильтрующее поровое пространство в нем представлено открытыми (зияющими) трещинами. Трещинный коллектор обладает низкой трещинной пористостью, обычно составляющей не более 2,5-3%. Вместе с трещинными порами в породе могут быть и межзерновые, однако их суммарный объем обычно также невелик (до 5-7%), к тому же часть таких пор оказывается изолированной. В большинстве случаев трещинный коллектор является вторичным, постдиагенетическим. К смешанному или сложному типу породы-коллектора отнесен такой, в котором сочетаются различные виды порового пространства (два или более), в том числе межзерновой, трещинный, каверновый, межформенный, внутрифирменный и др.

Трещинный тип коллектора выделяется среди остальных прежде всего тем, что его емкость определяется трещинной пористостью, а путями миграции флюидов являются зияющие трещины. Характерные особенности этого типа коллектора - низкая пористость и чрезвычайно широкий диапазон колебаний проницаемости - от 0,01 * 10^-16 до 1000 * 10^{-1 5} м² и более. На больших глубинах трещинный тип коллектора может быть встречен в породах самого различного генезиса и состава. Трещины в породах-коллекторах описываемого типа имеют различную природу. В связи с этим различают тектонические, литогенетические и трещины естественного гидроразрыва (или авторазрыва). Раскрытость трещин в породах-коллекторах очень малая - доли миллиметров, в лучшем случае первые миллиметры, при этом смещения пород вдоль трещин не наблюдается или они незначительны.

Трещинный тип коллектора по своей природе является вторичным. На больших глубинах в таком коллекторе могут сочетаться три разновидности трещин. Следует отметить, что в условиях переслаивания терригенных пород малой мощности факторы, вызывающие гидроразрыв, способствуют образованию литогенетических трещин, вследствие этого трещины гидроразрыва в "чистом" виде могут и не встретиться. Трещинная пористость обычно невелика. Она оценивается в доли и первые единицы процентов, поэтому со временем может быть "залечена" за счет минеральных новообразований или механических (тектонических, литостатических) напряжений. Вследствие этого трещинный коллектор перестает существовать. Надежное перекрытие пластов-коллекторов мощными экранирующими толщами и существование АВПД благоприятствуют сохранению зияющих трещин, а в целом и коллекторов трещинного типа.

Трещинные коллекторы формируются только в сильно уплотненных, хрупких породах. Такие свойства обломочные (песчаные и алевритовые) породы приобретают в платформенных условиях на больших глубинах, а в геосинклинальных областях - в результате стресса или также после пребывания на больших глубинах. Формирование трещинных коллекторов после приобретения породами соответствующих свойств может происходить на различных глубинах в зависимости от тектонических условий.

Смешанный тип коллектора в обломочных породах характеризуется совместным присутствием межзерновых и трещинных пор. Как уже отмечалось, трещиноватость в обломочных породах развивается только в случае их существенного уплотнения и снижения пластичности. Но такие изменения происходят при значительном снижении пористости пород. Следовательно, смешанный тип коллектора может возникнуть в породах, некогда испытавших стресс, погружение на большие глубины или находящихся в таких условиях в настоящее время.

Смешанный тип коллектора сформирован межзерновой (первичной или вторичной) и трещинной пористостью. Он характерен для песчаных и алевритовых пород, залегающих на больших глубинах. Вместе с этим маловероятно, чтобы такой коллектор возник в нефтенасыщенных породах-коллекторах порового типа (в данное время находящихся на больших глубинах), если ловушка была заполнена в период ее пребывания на небольшой глубине, при высоких коллекторских свойствах. Эти коллекторские свойства и, в частности, высокая пористость сохраняются, как показывают многочисленные факты, и на больших глубинах. При таких условиях обломочные породы обладают высокой пластичностью и малой хрупкостью, что неблагоприятно для развития трещиноватости.

Исходя из этой концепции представляется, что на больших глубинах, там, где в обломочных породах формируются коллекторы смешанного типа, условия для возникновения залежей нефти мало благоприятны, поскольку к этому времени породы располагаются уже ниже главной зоны нефтеобразования. Вместе с тем переформирование залежей в результате перетока нефти из коллекторов порового типа в коллекторы смешанного (сложного) типа вполне возможны. Более вероятны на больших глубинах в коллекторах смешанного типа залежи природного газа, для которого условия генерации в такой обстановке остаются достаточно благоприятными.

Карбонатные породы - коллекторы

Среди карбонатных пород коллекторами нефти и газа обычно являются известняки, доломиты и разности промежуточного состава. Пористость карбонатных пород определяется, прежде всего, структурными признаками. Она может быть как первичной, так и вторичной. Зависимость пористости карбонатных пород от литологического состава и структуры менее четкая, чем для терригенных.

Структурные особенности

На коллекторские, свойства пород структурные особенности оказывают значительное влияние. Структура карбонатных пород существенным образом отражается и на их проницаемости. Наиболее высокой проницаемостью среди малоизмененных вторичными процессами известняков с первичным поровым пространством выделяются органогенные и оолитовые разности пород, калькарениты (известняковые песчаники). Хемогенные карбонатные породы имеют кристаллическую структуру, при этом размер кристалликов в породах-коллекторах может варьировать в широких пределах от тысячных долей миллиметра до целых. Не измененные вторичными процессами хемогенные известняки выделяются, как правило, низкой пористостью. В случае миграции по таким породам подземных вод расширяются фильтрующие каналы, возникает вторичная пористость, представленная кавернами различных размеров и даже полостями.[4]

Минеральные новообразования в карбонатных породах обычно представлены гипсом, ангидритом, халцедоном, кварцем, а также кальцитом

и доломитом. Новообразования выделяются в порах, кавернах и в зияющих трещинах. Кроме того, они могут образовываться в результате метасоматического замещения седиментогенных минералов.

Перекристаллизация - процесс укрупнения размеров кристаллов без изменения их минерального состава, ведет, как правило, к улучшению коллекторских свойств. Например, в нижне-кембрийских отложениях южной части Сибирской платформы среднее значение открытой пористости микрозернистых известняков и доломитов равно 4,57%, микро-тонкозернистых - 7,14%, а тонкозернистых - 9,35% . Аналогично изменение и коэффициента проницаемости.

Увеличение открытой пористости при перекристаллизации, видимо, обусловлено двумя причинами. Во-первых, не весь карбонатный материал, образующийся при растворении, затем вновь кристаллизуется. Часть его выносится пластовыми водами, что ведет к общему увеличению пустотности. Во-вторых, при образовании более крупных кристаллов формируются более крупные межкристаллические поры и, соответственно, межпоровые поровые каналы. Это увеличивает взаимосвязь пустот, повышает проницаемость и в целом ведет к улучшению коллекторских свойств породы.

Доломитизация

Теоретически было показано, что при доломитизации должно происходить уменьшение объема, занятого доломитом, по отношению к объему, занятому кальцитом на 12,2%; на эту величину и должен теоретически возрастать объем пустотного пространства. При катагенетической метасоматической доломитизации, которая происходит в жесткой, практически не поддающейся дальнейшему уплотнению карбонатной толще, благодаря чему общий объем породы сохраняется, сокращение объема твердой фазы ведет к увеличению пустотного пространства. Механизм процесса доломитизации достаточно сложен. Кальцит вначале растворяется в относительно слабо минерализованных водах, часть карбоната кальция в образовавшемся растворе вступает в обменные реакции, что ведет к формированию доломита и его переходу в твердую фазу, а часть кальция остается в растворе и с ним выносится.[4]

Выщелачивание

Карбонатные минералы относятся к числу сравнительно легко растворимых соединений, особенно в присутствии в воде углекислоты. Изменение ее содержания в воде, которое определяется температурой, давлением, минерализацией воды, микробиологической деятельностью, процессами окисления органического вещества может достаточно быстро изменять величину рН, поэтому в катагенезе и гипергенезе происходит процесс выщелачивания, которое включает растворение вещества и удаление образовавшихся растворенных продуктов.

Кальцитизация и сульфатизация

Кальцитизация начинается уже в диагенезе и прежде всего связана с инверсией арагонита в кальцит; при этом объем кальцита на 9% превосходит объем арагонита, т.е. этот процесс ведет к сокращению пустотного пространства. Диагенетическая кальцитизация из иловых вод ведет к литификации, что также уменьшает пористость. Достаточно крупные кристаллы кальцита образуются в катагенезе из пластовых вод в порах, кавернах, трещинах либо сокращая их объем, либо изолируя их друг от друга, либо полностью выполняя эти пустоты. Катагенетические выделения сульфатов весьма разнообразны. Это, например, один из продуктов метасоматической доломитизации. Возможно выпадение сульфатов из пластовых вод при изменении термобарических условий и солевого состава этих вод. Нередко сульфаты кальция вносятся в проницаемые карбонатные породы из вышележащих соленосных толщ. При этом иногда отмечается даже выпадение галита, т.е. засолонение карбонатных пород. Отмечено образование сульфатов в приконтурной части нефтяной залежи за счет микробиологического окисления серы в зоне водонефтяного контакта. Во всех случаях сульфаты прорастают карбонатную массу породы или чаще развиваются в межформенных порах, кавернах и трещинах, частично или полностью заполняя их, и тем самым снижают коллекторские свойства пород.

Глинистые породы-коллекторы

Глинистые породы в практике поисков, разведки и разработки нефтяных и газовых месторождений известны в основном как флюидоупоры. Вследствие значительных вариаций литологического состава и строения глинистые породы выделяются довольно широким спектром коллекторских свойств. Молодые кайнозойские и даже мезозойские породы, залегающие на небольших глубинах, имеют высокую (до 40-50%) пористость и обладают, хотя и небольшой, проницаемостью. Например глины нижнемелового возраста в Южно-Эмбенской нефтеносной области на глубинах до 500 м имеют открытую пористость 30-35% и абсолютную проницаемость до 3 * 10-15 м². С увеличением глубины залегания, в связи с дальнейшим уплотнением, такие глинистые породы теряют свои коллекторские качества.

На значительных, а иногда и средних глубинах глинистые породы вновь приобретают повышенные коллекторские свойства. Такие изменения связаны с развитием трещиноватости литологического или тектонического происхождения. Предпосылки для возникновения литогенетической трещиноватости закладываются уже в стадию седиментогенеза - при накоплении осадка, в котором чередуются микрослойки глинистого материала (иногда обогащенного песком и алевритом) и OB. Содержание последнего в породах составляет 10-30%, т.е. OB является породообразующим компонентом. Вследствие этого глинистые породы-коллекторы этого типа имеют темно-серую или черную окраску.

Большое практическое значение имеют породы баженовской свиты (волжско-берриасского возраста) в Западной Сибири, из которых получают промышленную нефть. Собирательно породы этой свиты называют баженовскими глинами, хотя на самом деле это достаточно большой набор пород сложного многокомпонентного состава (таблица 1). Здесь выделяются аргиллиты, сапропелево-кремнисто-глинистые породы, глинисто-сапропелево-кремнистые породы, а также встречаются прослои известняка - ракушняка, доломита и мелкой брекчии.[4]

Таблица 1

Качество глинистых пород-коллекторов с течением времени может существенно понизиться вследствие смыкания трещин или заполнения их минеральными новообразованиями. Благоприятствуют сохранению коллекторских свойств в этих породах наличие в трещинном пространстве углеводородов и обстановка аномально высоких пластовых давлений.

ГЛАВА 3. ИЗМЕНЕНИЕ ФАЗОВОГО СОСТОЯНИЯ УВ С ГЛУБИНОЙ

Исследованиями установлены некоторые общие закономерности распределения УВ в вертикальном разрезе земной коры. Для всех бассейнов наблюдается закономерное изменение фазового состояния УВ с глубиной. В самом общем виде эта вертикальная зональность выглядит следующим образом: на небольших глубинах формируются продукты низкой степени преобразованности ОВ, главным образом газовые скопления. Ниже по разрезу вследствие большей степени катагенеза ОВ появляются жидкие УВ, конденсаты в составе газовой фазы и нефтяные оторочки. Еще ниже эту зону сменяют преимущественно чисто нефтяные скопления. Далее на больших глубинах появляются газовые и газоконденсатные шапки и залежи; постепенно содержание высших УВ в залежах снижается, и в самых нижних горизонтах отмечаются чисто газовые скопления с преобладанием СН₄. В основе данной закономерности лежит процесс метанизации жидких УВ при повышении температуры.

По К. Ландесу, нормальные нефти начинают преобразовываться в легкие при температуре выше 100 °С, а при 175 °С и более нефтяная фаза исчезает полностью. По мнению других исследователей, метанизация жидких УВ происходит при еще более высокой температуре. Критический порог этого процесса, итогом которого является полная деструкция нефти с образованием высокотемпературных метана и кокса, определен в 400-500 °С, что в пластовых условиях соответствует глубинам 10-12 км. В то же время в образцах пород из газоносных палеозойских горизонтов Днепровско-Донецкой впадины и др. нередко встречается твердый углеводородный остаток на глубине 4-6 км, что свидетельствует о деструкции нефтей палеозалежей или глубокой стадии катагенеза ОВ пород. Геологическое время в данном случае выступает в качестве главного фактора метаморфизации нефтей, компенсируя недостаточно высокие (докритические) пластовые температуры [2].