pdf.php@id=6161.pdf
.pdfКонтинентально-склоновые отложения также выступают в роли природных резервуаров. Для формирования отложений в каньонах и глубоководных конусах выноса большую роль играет гравитационный фактор во время действия скоростных мутьевых потоков на подводных склонах. Подводные каньоны, врезаясь в континентальный склон, а часто и в шельф, переносят материал к основанию склона, где он и скапливается, образуя глубоковод ный конус выноса (фэн). Ниже устьев крупных рек конусы могут образовать единую систему с их дельтами. В верхней части конус имеет активное (для данного момента) питающее русло, которое ниже разветвляется на протоки (как и в дельте). Русло и осо бенно протоки часто ограничены прирусловыми валами. Конус подразделяется на три части: 1) верхнюю с центральным руслом, 2 ) среднюю (средний конус или «супрафэн»), сложенную лопа стями, образовавшимися в результате переноса материала по от дельным протокам в разное время, поэтому они частично могут перекрывать друг друга (средний конус имеет наиболее выпуклую поверхность и выражен в рельефе дна), 3) нижнюю, для которой характерна выровненная поверхность, рассеченная мелкими раз ветвляющимися протоками. В целом конус напоминает дерево, опрокинутое кроной вниз. В наиболее проточных частях конусов материал бывает хорошо промыт. В прирусловых валах песчаный материал более мелкий и обогащен глиной. Межрусловые участ ки долин характеризуются накоплением только мелких осадков из взвеси в воде в результате медленного осаждения, которые в период спокойного развития покрывают весь фэн.
Средняя часть глубоководного конуса выноса (или супра фэн) является активным полем осадконакопления. Обилие осад ков иногда формирует выпуклую поверхность дна, рассеченную многочисленными руслами, разветвляющимися на протоки и ограниченные иногда прирусловыми валами. Среди русел выде ляются действующие и уже отмершие, покрытые слоем пелагиче ских илов. В целом супрафэн представляет совокупность вееро образных лопастей, накопившихся в разное время. В поперечном разрезе они представляют линзы более грубого материала среди глинистых осадков (рис. 6.9). Супрафэн представляет собой как бы подводную дельту, в линзах отмечается погрубение материала вверх по разрезу. В нижней части супрафэна русла постепенно исчезают, и к его нижней границе пески почти выклиниваются вниз по падению. Песчаные фации средней части фэна могут соединяться с песками питающей долины верхней части и обра зовать единый достаточно мощный песчаный резервуар сложной разветвленной формы.
251
Нижний конус
Абиссаль - нам рабни■ на
Рис. 6.9. Строение средней части (супрафэна) глубоководного конуса выноса. Показаны перекрывающие друг друга в плане лопасти и их рас положение в разрезе
Нижняя часть глубоководного конуса обычно бывает самая большая по площади развития. Вместе с супрафэном она образу ет подножие континентального склона в океанах и глубоковод ных морях. Поверхность дна здесь пологоволнистая, рассечена слабоврезанными мелкими руслами. Здесь господствуют уже чи сто пелагические условия осадкообразования и может отлагаться повышенное количество ОВ. В периоды усиления поступления материала с верхних этажей сюда проникают турбидитовые те чения, они растекаются из русел и в периферийной части кону са текут уже широким фронтом. Среди турбидитов преобладают тонкослоистые разности глинистого и алевритового материала, много растительного детрита. В периоды сильных импульсов об разуются плащеобразные покровы мелкопесчаного материала, в котором может быть видна градационная слоистость. Фации нижнего конуса постепенно переходят в фации абиссальных рав нин. В процессе роста и продвижения глубоководных конусов от берега в океан (море) отложения средней, а затем и верхней части накладываются на нижний конус и образуется стратифицирован ный разрез с общим укрупнением материала кверху. Процессы перемещения и накопления осадочного материала в глубоковод ных конусах чутко реагируют на колебания уровня океанического (морского) бассейна, а также изменение объема твердого стока, поступающего из источника питания. При низком уровне стоя-
252
Рис. 6.10. Система склоно во-потоковых образований (глубоководных конусов вы носа) на калифорнийском борделенде: 1 — современные врезы, 2 — песчаные тела, 3 — глинисто-алевритовые от ложения, 4 — погребенные
долины неогенового возраста
ния в русла с континента приносится более грубый материал. Повышение уровня в океане отражается в заполнении русел ко нусов глинистыми илами. Ранее сформированное песчаное тело перекрывается ими. Если материала поступает много, то конусы расширяются, сливаются между собой и могут образовать почти непрерывную полосу на континентальном склоне. Подобную си туацию можно видеть на крутом континентальном склоне (бордерленде) штата Калифорния в США (рис. 6.10).
В различных нефтегазоносных комплексах могут преобладать те или иные разновидности природных резервуаров. Например, на широких шельфах эпиконтинентальных морей будут образо вываться в основном пластовые резервуары, а для озерно-речных равнин характерны резервуары линзовидной формы и другие ограниченные по распространению разновидности. В мощных песчаных свитах возникают условия существования массивных резервуаров. Последние больше характерны для карбонатных по род, нефтегазоносность которых широко известна. В них находят ся очень крупные и даже уникальные скопления углеводородов (особенно в районе Прикаспия, Персидского и Мексиканского заливов). Наиболее распространены рифогенные известняки, об разующие выпуклые тела, которые имеют общее название био гермы. Состав рифостроителей, т.е. организмов, скелеты которых образуют биогермы, разнообразен: коралловые полипы, мшанки, различные двустворки. Биогермы пластовой формы образованы карбонатами, замещающими водоросли в местах их массового расселения. Такие тела называются строматолитами.
Среди карбонатных комплексов наиболее крупные скопления углеводородов приурочены к тем из них, которые содержат ри-
253
фогенные тела. Внутреннее строение рифовых массивов слож ное. Сами рифовые тела резко выделяются в рельефе поверх ности комплекса. Относительное превышение вершин массивов может достигать 1-2 км. В целом риф является резервуаром мас сивного типа, но внутри него зоны отличаются друг от друга. Это прежде всего ядро рифового массива, его склоны, сложенные скелетными остатками разных организмов. Кроме того, выделя ется так называемый обломочный шлейф в нижней части склона, образованный при разрушении рифа абразией, а между рифовых массивов — депрессионные фации, сложенные тонкозернистым глинисто-карбонатным материалом. Породы во всех этих частях имеют различную структуру и свойства. Внутри ядра породы, сложенные скелетами разных организмов, также различаются по своей структуре. В рифах формируются субгоризонтальные про тяженные зоны или горизонты, в которых породы были выще лочены и промыты в зонах наиболее активного воздействия раз личных агентов, например при выходе рифа выше уровня моря. Это горизонты развития так называемых «ситчатых» известняков с очень высокой пустотностыо. Из этих зон получают особенно высокие объемы нефти — тысячи тонн в сутки (ряд месторож дений Ближнего Востока и Мексики). По форме рифы бывают более или менее изометрические куполовидные или с несколь кими куполами на одном основании, вытянутые или кольцевые (типа атоллов).
Размеры массивов могут быть очень крупными. Так, рифовый массив каменноугольно-нижнепермского возраста месторожде ния газоконденсата Карачаганак в Прикаспийской впадине по протяженности превышает несколько километров и имеет высоту около 1,5 км. В нем выделяются коллекторы различных типов. Лучшие порово-трещинные коллекторы приурочены к зонам вы щелачивания, другие могут характеризоваться более скромно. Схематически это показано на рис. 6.11. Коллекторские свойства зависят и от того, скелеты каких организмов служат рифообразователями (кораллы, мшанки, брахиоподы и др.).
Крупный рифовый массив каменноугольно-пермского возрас та, достигающий в поперечнике 20 км, находится в Западном Ка захстане вблизи берега Каспия. С ним связано крупнейшее Тен гизское месторождение нефти. Другое подобное месторождение, Кашаган, находится под водами Каспийского моря. Рифовые тела нередко находятся по краям так называемых «карбонатных платформ» мощных пологозалегающих толщ. Вместе с рифами они могут образовывать единые крупные массивные резервуары. В составе этого же комплекса выделяются банково-рифовые фа ции, близкие по генезису к рифовым массивам. Эти фации ха-
254
Рис. 6.11. Карачаганакское нефтегазоконденсатное месторождение. Мо дель распространения различных типов коллекторов в разнофациальных карбонатных отложениях (по К.И. Багринцевой): 1 — каверно-поровые; 2 — поровые в биогермах; 3 — эвапоритовые породы: а — галит, б — сульфаты; 4 — внутрилагунные; 5 — склоновые; 6 — шлефовые; 7 —
скважины
растеризуются узкозональным полосовидным распространением, с которым связаны соответственно литологически ограниченные резервуары, развитые по бортам крупных впадин.
Пластовые резервуары в карбонатных толщах встречаются реже, но в некоторых случаях они обладают очень высокими качествами. Прежде всего это пласты оолитовых известняков, которые по структурно-текстурным особенностям сходны с об ломочными породами, однако по вторичным изменениям они различны.
Комплексы, сложенные массивными известняками, образуют природные резервуары преимущественно в зонах развития тек тонической или литологической трещиноватости или в участках развития кавернозности (чаще всего в доломитах и доломитизированных известняках). Свод крупной складки в массивных из вестняках, нарушенных трещинами, образует массивный резерву ар. Отдельные небольшие зоны трещиноватости и кавернозности обеспечивают возникновение литологически ограниченных ре зервуаров. Переходную роль играют терригенно-карбонатные или глинисто-карбонатные комплексы с резервуарами сложного вида. Вследствие общей системы трещиноватости в этих толщах образу ются массивные резервуары сложного литологического состава.
Тип природного резервуара — это только одна из характери стик нефтегазоносного комплекса. Нефтегазоносные комплексы в бассейнах древних и молодых платформ, подвижных поясов, активных и пассивных континентальных окраин различны. По
255
вертикали комплексы также различаются. Например, на более ранних этапах формирования бассейнов древних платформ в рифтогенах формируются комплексы, резко отличные от ком плексов более верхнего типично платформенного чехла. При меняя при их изучении методы фациального и формационного анализов, исследуя историю формирования пород, можно на на учной основе прогнозировать типы природных резервуаров.
6.2. КОЛЛЕКТОРЫ НЕФТИ И ГАЗА
Коллекторами нефти и газа, слагающими природные резер вуары, называются породы, способные вмещать подвижные ве щества (воду, нефть, газ) и отдавать их в естественном источнике или в горной выработке (колодце, шахте, скважине и др.). Основ ным свойством пород-коллекторов является наличие пустотного пространства, которое и заполняют флюиды.
Пустоты могут быть первичными, образовавшимися при фор мировании самой породы (камеры в раковинах, поры между зер нами и кристаллами), и вторичными, возникшими в процессе дальнейшей жизни пород. Пустотами обладают все типы горных пород в той или иной степени, но отдавать флюиды могут не все. В существующих классификациях пустоты подразделяются по размерам и видам. По размерам наиболее простым является их деление на три категории: 1) субкапиллярные с сечением менее 0 ,0 0 2 —0 ,0 0 1 мм, вода в них находится в связанном виде, образует пленки на стенках пор и каналов и не движется; 2 ) капиллярные с сечением от 0 ,0 0 2 - 0 ,0 0 1 до 0 ,1 мм, в которых на перемеще ние действуют силы капиллярного давления; 3) сверхкапилляр ные — крупнее 0 ,1 мм, в которых возможно движение жидко сти под влиянием силы тяжести. По видам пустоты различаются более условно. Обычно выделяются поры, каверны, биопустоты и трещины. Если исключить трещины, то другие категории раз личаются не вполне четко. Порами принято называть пустоты в обломочных породах между зернами (гранулами), и пористость называется межзерновой (межгранулярной), а соответственно и коллекторы. Кавернами называются пустоты, возникшие в ре зультате растворения цемента, выщелачивания каких-либо ми нералов. Особенно они характерны для карбонатных пород. Раз меры каверн различны. Пещеры также являются разновидностью пустот выщелачивания. К своеобразным пустотам выщелачива ния относятся пустоты в оолитовых известняках, когда оолиты полностью или частично выщелачиваются и может остаться ске лет из скрепляющего их цемента. Такая структура коллектора на зывается отрицательно оолитовой.
256
Биопустоты бывают внутриформенные и межформенные. К первым относятся внутренние пустоты в раковинах (камеры аммонитов, фораминифер и др.), а также пустоты, разделенные перегородками, внутри коралловых скелетов. К межформенным относятся пустоты между раковинами в известняках-ракушняках.
Трещины — это пустоты совершенно другого происхождения, это разрыв сплошности пород. Выделяются две крупные груп пы: литогенетические и тектонические трещины, внутри кото рых есть разновидности. Среди литогенетических различаются трещины диагенетические, возникшие при уплотнении осадка, катагенетические, возникшие уже в горной породе при перекри сталлизации, и другие, есть трещины и более глубоких стадий преобразования пород. Тектонические трещины формируются под влиянием различных причин. Различают эпейроклазы, воз никающие при колебательных эпейрогенических движениях, диаклазы — при складкообразовательных движениях, вблизи тектонических разрывов, и др. Подразделяются трещины по про тяженности и раскрытию: менее 0 ,1 мм — микротрещины, бо лее 0,1 мм — макротрещины. Классификация пустот приведена
втабл. 6 .1.
Всоответствии с видами пустот коллекторы бывают поровые (в обломочных и некоторых породах они называются межграну лярными), кавернозные, трещинные, биопустотные. Есть и сме шанные типы — порово-трещинные и др.
Наиболее уникальными нетрадиционными коллекторами яв ляются битуминозные глинистые породы. Они известны в раз ных районах: в Ставропольском крае, в Техасе (США). Наиболь шую известность как коллекторы получили глинистые породы баженовской свиты позднеюрского возраста в Западной Сибири. Максимальный дебит из них на Салымском местрождении до стигал нескольких сотен тонн в сутки. Породы имеют пелито-
|
Классификация пустот |
Таблица 6.1 |
|||
|
|
||||
Типы |
Межгранулярные |
Трещинные |
Каверновые |
Биопустотные |
|
коллекторов |
(поровые) |
|
|
|
|
Пустоты |
порово-трещинные трещинно-каверновые |
внутрискелетные |
|||
поры |
трещины |
каверны |
и межскелетные |
||
|
|||||
|
|
Обломочные |
|
||
Породы |
|
Карбонатные |
|
||
изверженные |
|
кремнистые |
|||
|
|
глинистые метаморфические
257
вую структуру, микрослоистость подчеркивается распределением ОВ, содержание которого достигает 25%, содержание свобод ного кремнезема повышенное — до 10—30%, общая пористость 5-8%, плотность 2,23-2,4 г/см3, что заметно ниже по сравнению
свыше- и нижележащими горизонтами.
6.3.СВОЙСТВА КОЛЛЕКТОРОВ НЕФТИ И ГАЗА
Характеристика коллекторов дается по их основным свой ствам: пористости, проницаемости, структуре порового про странства, остаточной водонасыщенности, физико-химическим свойствам поверхности пустот и др.
Пористость
В породах различают несколько видов пористости (пустотности): общую (или абсолютную), открытую (или насыщения), эффективную (или динамическую) и закрытую. Под общей по нимается объем всех видов пустот (трещины как пустоты со вершенно другого генезиса целесообразно не учитывать). От ношение объема всех пустот к объему породы, их содержащей, называется коэффициентом общей пористости. Сходное опреде ление имеет и коэффициент открытой пористости, только здесь учитывается объем сообщающихся между собою пор и каналов. Обычно за вычетом некоторого количества воды, содержащейся в порах в пределах залежи, коэффициент открытой пористости используется при подсчете общих геологических запасов углево дородов. Под эффективной пористостью понимается объем тех пор и соединяющих их каналов, по которым возможно реальное перемещение флюидов. Не учитываются тупиковые, застойные пустоты или поры очень мелкого размера, хотя в объем откры той пористости они входят. Этот вид пористости используется при подсчетах извлекаемых запасов. Под закрытой пористостью подразумевается объем изолированных пор, не имеющих связи с другими пустотами.
При погружении пород на все большие глубины пористость в целом убывает, хотя и неравномерно. В разной степени уменьша ются и различные виды пористости. Например, открытая пори стость снижается в большей степени, так как каналы, соединяю щие отдельные поры, при увеличении давления могут сомкнуться, а поры — превратиться в закрытые. Величина закрытой пористо сти при погружении даже может относительно возрастать.
258
Определение пористости происходит как экспериментально
влаборатории, так и косвенно, по данным разных видов каро тажа. Общая пористость определяется по сопоставлениям вели чин средней минеральной плотности зерен и плотности породы
вобъеме (объемная плотность). Ясно, что они будут различаться тем больше, чем больше в породах пустотного пространства при одинаковом минеральном составе. Разность между плотностью породы и минеральной плотностью — это и есть коэффициент общей пористости. Открытая пористость определяется при по мощи керосинонасыщения. Определяется объем образца и объем вошедшего в сухой образец керосина, который заполнит только сообщающиеся поры. Соотношение объемов дает соответствен ный коэффициент. Эффективная пористость определяется более сложно: либо путем заполнения породы искусственной моделью нефти — смолы определенного состава, которая застывает в по рах, либо расчетным путем по сопоставлению пористости с про ницаемостью.
Пористость пород и размеры пустотных пространств изменя ются под влиянием различных факторов. Уменьшение размеров пор и снижение пористости происходит по мере роста давления. Но при повышении давления флюидов или в результате раство рения нередко наблюдается и возрастание пористости.
Вобломочных недоуплотненных породах величина пористо сти зависит от формы зерен (при одном и том же размере) и от их укладки. В неглубоко залегающих сеноманских песчаниках Уренгойского газового месторождения при свободной укладке угловатых зерен пористость достигает 40%. Большое влияние на величину пористости оказывает также степень отсортированности материала, при низкой отсортированности мелкие зерна за бивают поры между крупными частицами.
Способ образования, генетический тип обломочной породы часто имеют определяющее значение для пористости, заложен ные в момент образования породы качества могут сохраняться до больших глубин. Особенно хорошо это заметно в отложениях скоростных потоков на склонах бассейна осадконакопления, где материал хорошо сортируется, а глинистые фракции вымывают ся. По-видимому, поэтому на апшеронском шельфе на глубине 6 ,5 км пористость плиоценовых песчаников составляет 18%.
Цементация породы также снижает пористость. В карбонатных породах процессы выщелачивания, доломитизации вызывают уве личение пористости, а перекристаллизация часто ее уменьшает. Все процессы литогенеза так или иначе влияют на пористость, в том числе изменения в глинистом цементе, катаклаз, растворение зерен химически малостойких минералов и т.д.
259
Емкостные свойства породы-коллектора, слагающей природ ный резервуар, определяются таким важным параметром, как эффективная емкость (q), по формуле
Q Кп’Нэф,
где Кп — средняя пористость породы в пределах исследуемой ча сти пласта, Нэф — средняя эффективная толщина пласта.
Проницаемость
Проницаемость — это свойство какого-либо вещества пропу скать сквозь себя частицы другого вещества. Под проницаемо стью горных пород понимается их способность фильтровать жид кости и газы при перепаде давления. Различают проницаемость нескольких видов. Абсолютной называется проницаемость, из меренная при прохождении через породу какого-либо флюида (жидкость, газ) в условиях полного насыщения пор породы этим флюидом. Измерять ее лучше по какому-нибудь инертному газу (можно воздуху, так как он обычно достаточно инертен). Жид кости же могут существенно реагировать с породой. Фазовой или эффективной называется проницаемость, определенная по какому-либо флюиду в присутствии в породе другого флюида. Например, через водонасыщенную породу пропускают газ. Это отражает реальные природные условия, так как в пластах часто присутствуют два флюида (нефть—вода, газ—вода), а иногда и три (в залежи нефти, где также есть вода и может выделяться растворенный газ при снижении давления).
Отношение фазовой проницаемости, измеренной по какомулибо флюиду, к абсолютной, измеренной в условиях полного насыщения породы этим флюидом, называется относительной проницаемостью.
Абсолютную и фазовую проницаемость горных пород опреде ляют по закону Дарси, согласно которому скорость фильтрации (и объем прошедшего вещества) в пористой среде при струйном ламинарном потоке прямо пропорциональна перепаду давлений и обратно пропорциональна динамической вязкости:
V = Q/F = k (Р,-Р2)/ ML,
где V — скорость линейной фильтрации; Q — объем флюида, прошедшего через породу; F — площадь поверхности породы, через которую проходит фильтрация; к — коэффициент про порциональности, который и рассматривается как коэффициент проницаемости породы; Pj и Р2 — давление соответственно на
260