Нафтогазоносність карбонатних порід

ГЛАВА I. Походження та карбонатних пород.

СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ.

Карбонатными породами, як відомо, нерідко складено значитель-ные по потужності товщі. Вважають, що початковим матеріалом для освіти карбонатних порід служили розчинені водами солі каль-ция і магнію. При надмірному кількості їх у водної середовищі вони починають виділятися в осад суто хімічним шляхом, або за погло-щении з водного середовища живими організмами ці солі потрапляють у осад у вигляді карбонатних кістякових остатков.

Безперечно його присутність серед цих породах трьох генетичних карбонатних складових: 1) биогенного, точніше органогенного, карбо-ната, переважно СаСО3, як кістякових залишків різних ор-ганизмов і водоростей; 2) хемогенного карбонату, обложеного непос-редственно з водних розчинів, і трьох) обломочного карбонату, представ-ленного різними за величиною (і малої форми) уламками карбонатних по-род (чи ущільнених карбонатних опадів). Кількісні содержа-ния цих карбонатних складових в породах (опадах) можуть варьи-ровать на вельми широких пределах.

Відповідно процеси карбонатообразования може бути органогенними, хемогенными і такі суто механическими.

Головними чинниками физико — хімічних (і гідродинамічних) умов, контролюючими осадження карбонатів, являются:

1) склад вод седиментационного басейну — загальна їх минерали-зация і сольовий склад, оскільки розчинність карбонатів у різних розчинах солей (відповідно водах різних водойм) буде различной;

2) газовий чинник — практично кількість розчиненої водами вільної вуглекислоти (СО2), оскільки підвищення чи його зрушує карбонатное рівновагу у той або ту бік, зокрема, для СаСО3: СаСО3 + Н2О + СО2 Са (НСО3)2;

3) температура і тиск, зміну яких викликає зміна вмісту у водах вільної СО2. Підвищення температури (зниження тиску) сприяють видалення СО2 з водного середовища і, отже, виділенню карбонатів в осад. Навпаки, при зниженні температури вод (підвищенні тиску) розчинність СО2 у яких зростає, соот-ветственно підвищується розчинність СаСО3, що перешкоджає його осаж-дению;

4) лужної резерв (рН) водного середовища — для можливостей опади карбонатів повинна бути лужної, зі значеннями рН > 8, у своїй не лише у поверхневих, а й у придонних шарах басейну, бо інакше відкладення карбонатів знову переходити з осаду в раствор;

5) гідродинамічних режим водних басейнів, що створюється різними рухами вод — хвилевими, течіями (зі завжди прису-щей їм турбулентністю) й у що була ступеня приливно — отливными рухами і конвекционными потоками. Всі ці переме-щения, перемішуючи водні маси, змінюють физико — хімічні умови у різних ділянках седиментационного басейну. З іншого боку, вони вы-зывают горизонтальні перенесення осілого на дно карбонатного матери-ала, що він ще зафіксований у осадок.

ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ І ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ.

ЗМІНИ КАРБОНАТНИХ ОПАДІВ — ПОРОД.

Диагенетические зміни карбонатних опадів, як і даль-нейшие эпигенетические перетворення вже литифицированных карбо-натных порід, у що свідчить визначаються умовами освіти осад-ков — їх речовинним складом і структурними особенностями.

Відповідно до уявленнями М. М. Страхова диагенезом ми називати всі, які у осаді відразу після його освіти (седиментации) досі його литификации і перетворення на породу.

Розрізняють стадії раннього і пізнішого диагенеза, хоча суворого крітерия цього розмежування немає. У ранньому диагенезисе осад є высокопористую, сильно обводненную, різко неуравновешенную, нестійку многокомпонентную физико — хімічну систему легкоподвижных і реакционноспособных веществ.

На стадії пізнього диагенеза процеси зміни опадів значи-тельно уповільнюються і наприкінці її осад сягає стану внутрішньо врівноваженій системи, т. е. перетворюється на породу.

Подальші зміни посталої породи ставляться вже безпосередньо до стадії эпигенеза. Можна розрізняти эпигенез «прогресивний «і «регресивний ». Для першого М. Б. Вассоевич в 1957 р. запропонував назва «катагенез », який одержав стала вельми поширеною. У катагенезе перетворення по-род відбуваються при поступове зануренні їх у великі глибини. У разі помітного зростання температури і тиску породи, майже змінюючи мінерального складу, відчувають значне регіональне ущільнення. Наслідком його перекристалізація карбонатного матеріалу (укрупнення зерен) із можливим освітою складних, зубчастих контактів зерен. Наявні в карбонатних породах пори, і навіть тріщини за наявності в розрізах глинистих порід можуть заповнюватися водами, при регіональному ущільнення отжимаемыми з глин багато. Можливо «катагенетическое проникнення «в карбонатні породи вод чи іншого походження, зокрема эндогенного.

Процеси, що відбуватимуться в карбонатних опадах в диагенезе й у карбонатних породах в эпигенезе, дуже подібні. До них належать ущільнення, цементація, доломитизация, перекристалізація, сульфатизация, вилуговування і др.

УЩІЛЬНЕННЯ І ЦЕМЕНТАЦИЯ.

Загальновідомо, що ущільнення опадів на диагенезе пов’язані з отжиманием їх похованих вод, що відбувається переважно під впливом зростання навантаження перекрывающих відкладень. Естес-твенно, ущільнення опадів приводить до зменшення його вогкості, воз-растанию їх щільності і, головне, до зменшення їх пористости. По дан-ным Р. Міллера, для осадов в цілому характерні значення плотнос-тей менше двох г/см3 і пористости понад 34%. Значення відповідно рав-ные 2 — 2,2 г/см3 і проінвестували щонайменше 30%, відповідають вже стану породи, а чи не осаду. Відомості про характері ущільнення карбонатних мулів в диагенезе ограни-ченны і неоднозначні. Найчастіше воно визнається значи-тельным, і, головне, що відбувається нас дуже швидко. У цьому счи-тается, що основна ущільнення карбонатних мулів відбувається у їх са-мых верхніх шарах потужністю до 0, 5 — 0, 6 м. У. Х. Тафт вказує, що карбонатні опади Флоридського затоки найбільше уплотнятся, судячи з зменшенню їх вологості, у верхній (15 — 30 див) слое.

Деякі дослідники ставлять карбонатні породи по способ-ности до диагенетическому ущільнення на друге місці після глин або поруч із ними. Значним ущільненням і швидкої лити-фикацией пояснюється основна втрата карбонатными опадами первона-чальной високої пористости. У сучасних карбонатних опадах вона становить середньому 60 — 70%, що різко контрастує з пористос-тью древніх карбонатних порід, яка зазвичай має значення близько двох — 3% і менше, а карбонатних пластах — колекторах, містять поклади нафти і є, загалом 8 — 10% і менее.

Проте і думки у тому, що у втрати початкової пористости карбонатних опадів на вирішальній ролі відігравало не ущільнення, а «цементація », т. е. процеси мінерального карбонатообразования. У цьому відзначається, що втрата пористости карбонатными опадами, зокрема писальними мелами, є прямою функцією глибини їх занурення (виключаючи випадки виникнення в пластах АВПД, впровадження нафти чи проявів тектонічних напруг). Отже, фактично й тут в наявності впливом геть карбонатний осад зростання з глибиною навантаження (тиску), т. е. уплотнения.

Отже, у різних типах карбонатних порід ущільнення буде виявлятися по — різного, відповідно по — різного відбиваючись у зміні (зниженні) спочатку високої пористости опадів. Найрізкіше позначається ущільнення на пелитоморфных карбонатних илах, значно менше — на карбонатних опадах, які у основному (40 — 50% і більше) з формених карбонатних утворень; слабко піддаються ущільнення карбонатні «опади «- продукти різних прижиттєвих органогенных построек.

ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ.

Перекристалізація — процес зростання кристалічних зерен, т. е. збільшення його розмірів, яке відповідно до загальноприйнятим визначень не викликає зміни їх мінерального складу. Однак у останні роки до перекристалізації відносять ще й укрупнення зерен, происхо-дящее при переході нестійких метастабільних модифікацій СаСО3 (арагонита і высокомагнезиального кальцита) чи СаСО3* MgCO3 (каль-циевого доломіту, чи протодоломита) в стійкі низкомагнези-альный кальцит і доломит.

У диагенезе перекристалізація відбувається поза рахунок часткового розчинення і переотложения розчиненої карбонату в осаді иловыми водами. У эпигенезе вона обумовлена більшою мірою розчинюючим впливом тиску (при катагенезе) або впливом які у породі вадозных вод (при регресивному эпигенезе). Спільним правилом розчинення є найкраща розчинність дрібніших зерен, з допомогою якої була й ростуть зерна, щодо більш крупные.

Результатом диагенетической перекристалізації служить часткове чи повне перетворення пелитоморфной (колоїдної, тонкозернистой) карбонатної маси мелкозернистую. Умовно розмір виникаючих зерен обмежується межею 0, 05 мм. Зазвичай, диагенетическая, особливо раннедиагенетическая, перекристалізація, що відбувається в помітно обводненном осаді, носить більш-менш рівномірне характер.

Оцінки ролі перекристалізації у зміні пористости порід суперечливі. Як вважають Р. А. Каледа та О. А. Калистова, переважно випадків перекристалізація знижує пористість, а часом призводить до її зростанню. Однак на думку До. Б. Прошлякова та інших., вона збільшує ємність вапняків і доломитов.

Вочевидь, вплив перекристалізація на пористість у випадку може виражатися по — разному:

1) пористість нічого очікувати змінюватися, якщо те що при перекристаллизации часткове розчинення і переотложение карбонатних речовин буде сбалансированным;

2) пористість може погіршуватися у разі виникнення компактного складання карбонатної маси, що досить поширене при процес-сах диагенетической перекристаллизации;

3) пористість може зростати у випадках, коли розчинення карбонатного матеріалу переважає над переотложение, т. е. растворен-ный карбонат частково видаляється з породи (випадки, більш типові для эпигенетической перекристалізації).

ДОЛОМИТИЗАЦИЯ.

Доломитизация, її піддавалися вапняки, то, можливо диагенетической і эпигенетической. Раннедиагенетическая седимента-ционно — диагенетическая доломитизация вапняних мулів, як вже ука-зывалось вище, одне з найбільш ймовірних і найбільш распространен-ных шляхів формування доломітів і первинних известково — доломи-товых порід. Що Виникає у своїй доломіт може бути як дрібно-, і тонкозернистым, з зернами (відповідно 0, 01 — 0, 05 і менше 0, 01 мм), мають здебільшого неправильні, изометрично — округлені чи ромбоэдрические очертания.

На пізніших етапах раннього диагенеза — в пізньому диагенезе формуються щодо більші зерна доломіту, розмірами до 0, 05 і частково до 0, 1 мм. Через те, що доломіт володіє більш як високої кристаллизационной здатністю, ніж кальцит, зерна здебільшого мають чітку форму ромбоэдров.

Раннедиагенетический доломіт, формуючись в пухкому осаді, розподіляється в вапнякової масі більш-менш рівномірно. У цьому нерідко тримають у породах із грудками, оолитами та інші подібними карбонатными форменими утвореннями останні складено тонкоі мелкозернистым кальцитом і доломитом одночасно, як без різкого відокремлення їх зерен, і з роздільними преимущественными концентраціями в окремих дільницях або концентричних слоях.

Пізніший диагенетический доломіт виявляє схильність до виборчому розвитку окремі ділянки тонкозернистой вапнякової маси. Нерідко дрібні доломитовые зерно проникають у переферийные ділянки кістякових осадів та інших формених утворень (рис. 6).

При эпигенетической доломитизации вапняків зерна доломіту частіше всього мають розміри більш 0, 1 мм (до 1 — 2 мм більш) і розподіляються в вапнякової масі нерівномірно. Зазвичай вони теж мають ромбоэдрическую форму, нерідко володіючи зональным будовою. Іноді містять микровключения кальцита. Вони розвиваються як і зернистої вапнякової масі, і у залишках фауни та інших формених утвореннях, по периферії і їх (рис. 7).

ВЫЩЕЛАЧИВАНИЕ.

Вилуговування — це процеси розчинення речовин, сопровожда-емые винесенням розчинених компонентів. У породах вона знаходить отраже-ние в освіті різних за форми і розмірам порожнин выщелачи-вания. Выщелачиванию можуть піддаватися як карбонатні опади (диагенетические), і карбонатні породи эпигенетическое).

Диагенетическое вилуговування карбонатних опадів на цілому є досить обмеженим. Умови їхньої помітної обводненості, малої рухливості мулових вод і сповільненості диффузионных переміщень речовин створюють обстановку для переважання в опадах процесів розчинення, супроводжуваного місцевим, локальним переотложением розчинених компонентов.

Эпигенетическое вилуговування на противагу диагенетическому може спричинить дуже серйозним змін пористости карбонатних порід та практично надає дуже сильний впливом геть формування коллекторских властивостей. Эпигенетическое вилуговування зумовлено циркуляцією по карбонатним породам щодо швидко рухомих, агресивних стосовно ним вод, чи це води ювенільні чи найбільш поширені вадозные. Природно, що циркуляція останніх можлива лише за перебування карбонатної породи в поверхневою чи приповерхностной зоні, незалежно від цього, виявилися чи породи де вже пройшовши стадії. катагенеза, або відразу після катагенеза. У породах змішаного известково — доломитового складу різне опір розчинення можуть надавати кальцит і доломіт, оскільки розчинність останнього (за рівних інших умовах) значно (в 24 разу) менше. Цілком імовірно, по — різного реагуватимуть на вплив вод ще й формені освіти різного рівня щільності тощо. п. І, насамкінець, селективне розчинення карбонатних порід, очевидно, залежатиме від характеру (складу) що циркулюють вод та її изменений.

Результатом эпигенетического вилуговування є возникнове-ние порожнин найрізноманітніших розмірів: від дрібних пір (до 1 мм) і каверен (більше однієї мм) до великих карстових порожнин, вимірюваних метрами. Фор-ма пір і каверен неправильна, округло — изометрическая, подовжена, щелевидная, заливообразная і т.д.

Зустрічаються порожнечі, збережені від вилуговування різних некарбонатных мінеральних виділень (ангідрит, галит та інших.), з реликтовыми обрисами їх кристалічних форм.

Розподіл вторинних порожнин вилуговування в карбонатних породах, зазвичай, дуже нерівномірне, розпорошеного, плямисте, полосчатое, лінійне тощо. Іноді вони різняться всередині мінеральних тріщин і стилолитов, часто розгортаються за ходу відкритих мікротріщин (рис. 12).

Сумарний обсяг пір і каверін вилуговування, якщо де вони под-верглись пізнішому «залечиванию «мінеральними новообразовани-ями, то, можливо значним. Обумовлена їм вторинна пористість карбонатних порід нерідко перевищує межзерновую пористість і є основними видами ємності карбонатного коллектора.

СУЛЬФАТИЗАЦИЯ.

Сульфати (гіпс, ангідрит) часто асоціюються з карбонатными породами, у яких може бути генетично як первинними, і вторичными.

Первинні седиментационнодиагенетические сульфати (ангідрит) спостерігаються в доломитах эвапоритовых товщ, у межах яких поруч із солями утворюють окремі, іноді потужні пласти. У самих доломитах седиментационно — диагенетические виділення ангидрита спостерігаються як розсіяних дрібних зерен та його агрегатних скупчень, їхнім виокремленням різні по розмірам лінзи, линзовидные пропластки і прослои.

У ранньому диагенезе в обводнених опадах починається активне перерозподіл речовин, у якому значно більше неустой-чивые, розчинні і рухливі сульфати пробираються у доломитовые мули, виділяючись в них там, де може бути. Нерідко усе веде до утворення порід змішаного ангідрит — доломитового состава.

Побічні, позднедиагенетические і особливо эпигенетические, виділення сульфатів (ангидрита і гіпсу) можливі у різноманітних карбонат-ных породах, найрізноманітніших типах доломітів і вапняків. Зазвичай це сульфати ясноі крупнозернистые. Їх виділення відбувається з под-земных вод, що циркулюють по карбонатним породам. Сульфати (осо-бенно гіпс) пойкилитово проростають карбонатную масу, розвиваються в межзерновых і межформенных порах, виконують різні порожнечі вилуговування і відкриті мікротріщини. В усіх випадках сульфатна мінералізація призводить до запечатыванию порожнин отже, знижує пористість карбонатної породы.

3. Різний характер цих основних типів карбонатних осад-ков і наступних диагенетических, переважно раннедиа-генети-ческих, їх перетворень визначає різний характер їх первинної пористости: а) пелитоморфные карбонатні мули ущільнюються (і литифициру-ются) дуже швидко, у своїй різко знижується пористість. Збережена їхня частка незначна і зумовлена майже исключитель-но межзерновыми порами, по розмірам дуже невеликими; б) карбонатні опади, істотно чи переважно состоя-щие з формених утворень, мають жорсткішу каркасную основу реагують на ущільнення помітно слабше. Їх пористість обумовлена міжі внутриформенными порожнинами, межзерновые пори грають подчи-ненную роль. Збереження первинної пористости таких карбонатних осад-ков багато в чому залежить кількості хімічно чи биохимически осаж-денного пелитоморфного карбонату і інтенсивності диагенетической цементації; в) прижиттєво виникаючі органогенные карбонатні будівлі вже в стадії седиментоза мали жорсткий, стійкий каркас, як пра-вило, высокопористый. Ущільнення вже майже не піддаються. Сохране-ние в диагенезе їх значно високої пористости (переважно внутриформенной, частково межформенной і межзерновой) определя-ется в основному процесами диагенетической минерализации.

4. Остаточне оформлення коллекторских властивостей карбонатних порід відбувається у эпигенезе внаслідок розвитку тектонічних тре-щиноватости і процесів эпигенетического вилуговування і минера-лообразования.

Трещиноватость і вилуговування сприяють зростанню проницаемости і пористости карбонатних порід. Процеси сульфатизации, окремнения і кальцитизации знижують пористість (і проникність) останніх. Эпигенетическая перекристалізація і доломитизация можуть на зміна цих параметрів різноманітний вплив, соответ-ственно поліпшуючи чи погіршуючи коллекторские властивості пород.

Резимируя наведені вище дані про походження карбонатних опадів — порід, про процеси їх диагенетических і эпигенетических змін їх вплив формування коллекторских властивостей цих порід, підкреслимо следующее.

1. Формування ємності карбонатних порід багато в чому предопре-деляется умовами карбонатного осадкообразования. Диагенетические перетворення окремих типів карбонатних опадів помітно различны.

2. Серед основних типів карбонатних опадів, які виникають за седиментогенезе, можна назвати: а) хімічно і биохимически осажде-нные пелитоморфные карбонатні мули; б) карбонатні опади, в значи-тельной частини чи переважно (40 — 50% і більше) складені раз-личными форменими утвореннями (скелетными залишками, оолитами, згустками і грудками тощо. буд.); у різні органогенные карбонатні будівлі, виниклі з допомогою життєдіяльності організмів за її жиз-ни, на місцях обитания.

3. Різний характер цих основних типів карбонатних осад-ков і наступних диагенетических, переважно раннедиагенети-ческих, їх перетворень визначає різний характер їх первинної пористости: а) пелитоморфные карбонатні мули ущільнюються (і литифициру-ются) дуже швидко, у своїй різко знижується пористість. Сохранив-шаяся їхня частка незначна і зумовлена майже межзер-новыми порами, по розмірам дуже невеликими; б) карбонатні опади, істотно чи переважно состоя-щие з формених утворень, мають жорсткішу каркасную основу реагують на ущільнення помітно слабше. Їх пористість обумовлена міжі внутриформенными порожнинами, межзерновые пори грають подчи-ненную роль. Збереження первинної пористости таких карбонатних опадів великою мірою залежить кількості хімічно чи биохимически осажденног опелитоморфного карбонату і інтенсивності диагенетической цементації; в) прижиттєво виникаючі органогенные карбонатні будівлі вже в стадії седиментогенеза мали жорсткий, стійкий каркас, зазвичай, высокопористый. Ущільнення вже майже не піддаються. Сох-ранение в диагенезе їх значно високої пористости (переважно внутриформенной, частково межформенной і межзерновой) визначається основному процесами диагенетической минерализации.

4. Остаточне оформлення коллекторских властивостей карбонатних порід відбувається в эпигенезе внаслідок розвитку тектонічної трещиноватости і процесів эпигенетического вилуговування і минералообразования.

Трещиноватость і вилуговування сприяють зростанню проникності і пористости карбонатних порід. Процеси сульфатизации, окремнения і кальцитизации знижує пористість (і проникність) останніх. Эпигенетическая перекристалізація і доломитизация можуть на зміна цих параметрів різноманітний вплив, відповідно поліпшуючи чи погіршуючи коллекторские властивості пород.

ГЛАВА II. Основні оціночні параметри карбонатних коллекторов.

Пористість належить до найважливіших параметрів, необхо-димых для підрахунку запасів флюїду, тому велике значення має тут її точне визначення. Відкрита пористість карбонатних коллек-торов різних типів змінюється в межах, від часткою відсотка до 30 — 35%. У результаті різноманіття форм пустотного простору, що характеризує карбонатні породи — колектори, щодо їх потрібен спеціальний підхід. Особливо великі труднощі возника-ют при устанвлении ємності колекторів трещинного і каверного типа.

Розрізняють три виду пористости: загальну (фізичну чи абсолют-ную), відкриту (насичення) і ефективну (корисну чи динамичес-кую). Під загальної розуміється пористість, характеризує обсяг всіх порожнин породи, включаючи пори, каверни, тріщини, сполучені між собою — і ізольовані. Відкритої називають пористість, що включає обсяг яких лише сполучених між собою пір. Відкрита пористість менше загальної на обсяг ізольованих пір. Ефективна пористість характеризує ті частини обсягу, яка зайнята рухливими в порах флюїдом (нафтою, газом) за повної насичення порового простору цим флюидом.

Ефективна (корисна) пористість у сенсі більшості івслідчих визначається обсягом поровой системи, здатної вмес-тить нафта і природний газ, з урахуванням залишкової (пов’язаної) водонасыщенности.

Поняття ефективної пористости, запропоноване Л. З. Лейбензоном (1947), характеризує вільний обсяг системи взаємозалежних пір з урахуванням порового простору, зайнятого пов’язаної (залишкової) водою. Цей вид пористости сутнісно характеризує корисну ємність порід для нафти і газу та відбиває газонефтенасыщенность. Її визначають по різниці обсягу від відкритих пір і обсягу, займаного залишкової водой.

Загальну пористість порід визначають методом А. Мелчера (1921). Для встановлення відкритої пористости найчастіше використовують метод І. А. Преображенського, застосовуючи заповнення порожнин очищений керо-син і зважування попередньо екстрагованого і висушеного зразка в повітрі й садити гасі. Аналогічно визначається пористість по воде.

Дуже велика впливом геть величину відкритої пористости оказыва-ют різні способи зняття поверхневою плівки, позаяк у зависи-мости від переважаючого розвитку пір, каверен і тріщин при обробці зразків втрачається різну кількість гасу чи води. Із великих ка-верен відбувається механічне вихід рідини, тому при взве-шивании реєструється менший обсяг, ніж фактичний обсяг жидкос-ти, вкорінений у зразок при насышении під вакуумом.

Залишкова водонасыщенность.

Поняття про залишкової водонасыщенности.

Осадові породи, що є колекторами нафти і є, накопичуються переважно у водних басейнах, завдяки чому пустотное простір їх заповнене водой.

Більшість води, оказывающаяся в поровых просторах свежевыпавших опадів, отжимаетсяя й повертається на гідросферу поки що не ранніх етапах диагенеза, але помітне її кількість зберігається у осадо-чной товщі навіть за досить великих навантаженнях вышележащих верств. Одне з найважливіших властивостей води, мають першочергового значення для геологічних процесів, є його спроможність проникати через товщу порід. Підвищення температури і тиску супроводжується розривом водневих зв’язків молекул води та збільшенням її проникаючих властивостей. Водневі зв’язку зумовлюють надзвичайну силу зчеплення води, проявляющуюся у її високому поверхневому натягу, і навіть незвичайну здатність води змочувати різні вещества.

При подальшому зануренні порід, сопровождающимся постепен-ным підвищенням температури середовища, поровые води можуть сильно изме-нить свою структуру, відповідно і в’язкість, тому вони приобре-тают спроможність до циркуляції через товщі, раніше служили їм водоупором. Потік таких вод по відомим законам піде у напрямі зон знижених тисків, де відбудеться їхня розвантаження переміщення на більш високі горизонти земної кори, до денний поверхности.

Отже, за період формування осадових товщ простір між зернами, кристалами, уламками повністю заповниться водою, зв’язок якої з твердими частинками порід буде різної. У подальшому у процесі утворення нафтових та газових родовищ відбувається витіснення води з пористих середовищ знову які прийшли флюїдом. Витіснення води з пористих середовищ нафтою та газом відбувається під тиском, але попри це частину їх зберігається, будучи утримана силами молекулярного взаємодії. Кількість і характеру розподілу залишкової води різняться залежить від складності будівлі пористої середовища, величини удільної поверхні, і навіть від поверхневих свойстыв попрод. Цю збережену частина води дослідники називають залишкової, похованою, пов’язаної, іноді реликтовой.

Дуже вдалим є термін «залишкова вода », застосований в 1955 р. З. Л. Заксом, який вважав, що залишкова вода — це вода, що залишилося в поровом просторі пласта для формування покладів нафти і газу. Природно, що різне будова пустотного простран-ства пласта в цілому яких і визначає розміщення залишкової води в коллек-торе. Оскільки збереження їх у породах зумовлено силами молеку-лярно — поверхового тяжіння, можна й потрібно використовувати як синонім термін «пов'язана », визначаючи цим характер взаємозв'язку води з породами.

У нефтянных пластах частина води може бути у вільному состо-янии в вигляді водоносних пропластков з допомогою недостатнього тиску, або обсягу котрий витісняє флюїду — нафти чи газу. Це ж явище можна спостерігати й у приконтурной частини родовища. Але у повному за-полнении пастки нафтою чи газом кількість що залишилася води має визначатися передусім структурними особливостями порового прос-транства: розміром, відсотковим співвідношенням малих акціонерів та великих пір, извилистостью їх стінок, т. е. величиною внутрішньої удільної поверх-ности каналів, поверхневими властивостями порід і шарових жидкос-тей. Гидрофильные і олефильные властивості самих порід мають при сохра-нении залишкової води в поровых каналах важливого значення. Збільшення змісту органічних і глинистих сумішей, облажающих високої сорбционной здатністю, призводить до підвищеному змісту залишкової води в пласті - колекторі. Різний мінерального складу гірських порід визначає неоднакові поверхневі властивості, зокрема і смачиваемость. Смачиваемость пористої середовища різними флюїдами одна із найважливіших параметрів, визначальних залишкову водонефтенасыщенность, швидкість витіснення, капілярну просочення і відносну проникність порід. Завдяки йому в породах з фильтрационными властивостями кількість утриманої води в поровых каналах буде різним. Зберігаючи в пористої середовищі з допомогою сил молекулярного зчеплення, залишкова (пов’язана) вода має різний характер розподілу: ст вигляді плівок різної товщини вона міститься у великих, а також дрібніших поровых каналах, заповнює кути і звивисті ділянки і майже зовсім займає дрібні пори розміром менш 1 мкм.

Породи — колектори, фільтраційні властивості яких обусло-влены тріщинами, що неспроможні утримувати вільної води, позаяк у через брак великих сполучених поровых каналів филтрация вод із них невозможна.

Проницаемость.

Проникність — властивість породи, що б можливість проходіння флюїдів через сполучені пори, тріщини, каверни. Прони-цаемость є мірою фільтраційною провідності породи і отно-сится до найважливіших параметрів колектора. Встановлена швидкість течії і його напрям пов’язані з різними фізичними властивостями рушійної флюїду, і навіть особливостями геометрії по-рового простору (розміри поперечного перерізу й форм поровых ка-налов, їх розподіл в пором обсязі, які визначають пропускну спроможність пористої середовища). Проникність міцно пов’язана зі структурою пустотного простору, тому дослідження різних видів її дає можливість глибше зрозуміти характер пористої среды.

Проникність вимірюється в дарсі під назвою Анрі Дарсі, який запропонував в 1856 р. рівняння визначення фильтрации где Q — об'ємний витрата рідини в одиницю часу; k — стала проникності; p. s — площа поперечного перерізу; - в’язкість жидкости;

— гідравлічний градієнт чи різниця у тиску у бік течії x.

Це рівняння дана для ламинарного течії флюїдів в пористих середовищах, при заданому значенні k швидкість фільтрації через породи прямо пропорційна перепаду давления.

При дослідженні провідності пористої середовища виділяють три ви-да проникності: абсолютну, ефективну і относительную.

Фільтрація флюїдів через пористі середовища підпорядковується закону Дарсі, в якому зроблено припущення, що у пласті один флюїд, полнос-тью насыщающий пустотное простір порід. Цю проницаемоть на-зывают абсолютної. У природі пласт — колектор містить у різних кількостях газ, нафту, воду, до чого залежно від рівня насыще-ния одне із флюїдів має більшої здатністю перемещения.

Ефективна проникність — це здатність породи пропускати флюїд у присутності інших насыщающи пласт флюїдів. Ефективна газо -, водоі нефтепроницаемость різна до різних порід і опреде-ляется експериментальним шляхом. Природно, що за наявності двох чи трьох насыщающих пористу середу фаз ефективна проникність проти абсолютної знижується, у своїй зміни її залежить від ря-да факторів, і передовсім від складності будівлі порового простран-ства. Розбухання глинистих частинок, наявність адсорбційних плівок, гідрофільність чи олефильность поверхонь, морфологія, розміри і звивистість поровых каналів — усе це впливає на ефективну проницаемость.

Ставлення ефективної для даного флюїду проникності до цілковитої проникності називається відносної проницаемостью. Відносна проникність для газу, нафти, води коштує від нуля при низькою насиченості до 1 при 100% - ном насиченні. Відносна проникність породи нічого для будь-якого флюїду зростає збільшенням її насиченості цим флюїдом і становить максимального значення за повної насыщении.

Аналіз опытнах даних вивчення фільтраційних властивостей свидетельствует про неоднаковому характері зміни проникності в кар-бонатных породах з різними типом пустотного простору. Совер-шенно очевидно, що карбонатні колектори порового, трещинного і каверного типів відрізняються як абсолютної величиною проникності, певної в лабораторних умовах, і характером зміни їх у трьох досліджуваних направлениях.

Карбонатним колекторам порового типу властива анизотро-пия проникності пористої середовища, і над ними немає різкого из-менения фільтруючих властивостей що не — то одному із трьох напрямів. Це суттєва відмінність фільтраційних властивостей карбонатних кол-лекторов від терригенных, у яких також переважають поровые каналы.

За наявності каверн чи великих порожнин, т. е. в каверно — поровом типі колектора, максимальними значеннями проникності має напрям з найбільшої інтенсивністю їх развития. Но навіть у такі випадки ми спостерігаємо такий різниці по рівнобіжному і перпендику-лярному напрямам, як і песначо — алевритовых породах. Поровый тип колектора характеризується проницаемостьюю практично одинако-вой переважають у всіх трьох напрямах; трещинный тип карбонатних колекторів, попри незначні абсолютні значення проникності, опре-деленные в лабораторнах умовах, відрізняється анизотропностью проница-емости, у своїй межі зміни досягають одного — двох порядків. Слід сказати, що фільтраційні властивості тріщинуватих кар-бонатных порід у природні умови значно вище значень, одержуваних у лабораторії, що з дослідженням порід з наявністю лише микротрещин.

ГЛАВА III. Умови формування пустотного пространства.

1. Розчинність карбонатних пород.

Розвиток дослідницько-експериментальної і формування порового простору карбонатних по-род був із процесом розчинення і вилуговування. Винесення цих сполук, у розчиненому стані причина освіти пір, каверен і порожнин, і навіть приячиной розширення трещин.

Встановлено, що розчинність кристаллиических речовин залежить від своїх природи, розчинюючої здібності розчинника й у тісному зв’язку з термодинамическими умовами. Неоднакова раство-римость частинок кристалічного речовини диктується їхнє розміром. Ряд дослідників (Баклі, 1954; Теодорович, 1950) показали, що рас-творимость частинок гіпсу розміром 2 мм на 20% менше, ніж частинок 0, 3 мм що тонкозернистые різниці кальцита значно швидше растворяю-тся, ніж великі кристаллы.

Дослідженнями Ф. Бирха, вперше які у роботі Міллера (1959), було доведено, що расстворимость вапняку помітно знижується, після того як він піддають великому довлению (табл. 19). Міллер пов’язує це зниження з перекристаллизацией речовини під великим тиском, яка викликає підвищення розміру частинок. Оче-видно, цим можна пояснити майже повну відсутність пір розчинення у сильно метаморфизованных порід. На розчинність карбонатних мінералів впливає і величину растворяемых частинок. Чим більше вони тонкодис-персны, тим паче розчиняються. Неоднакова розчинність різних за розміру частинок способствуетт зростанню більших зерен з допомогою раство-рения мелких.

Сильне розчинююче дію підземних вод, багатих углекис-лотой, зазначалося У. І. Вернадським (1934), який писав, що ця вода набуває властивості кислоти і спроможна розкладати силікати і алюмосиликаты. Оскільки провідності порід неоднакові, то процес-сы розчинення не поширюються рівномірно з усього обрію. Мабуть, вони присвячені тим тектонічним ділянкам і струектурам, які найбільш пористи і проницаемы. Можливо, що розчинення пов’язані з впливом на породи нафтових вод, які, як відомо, містять дуже багато вуглекислоти. А. І. Осипова (1964) вважає, що нафтові води при проникненні в карбонатную породу — колектор надавали сильне агресивне дію, розширюючи і поєднуючи пори, які були в известняках.

Важливе значення в що відбуваються процесах розчинення мають нерозчинні мінеральні примеся, які у карбонатних породах. Роль цих домішок неоднакова: слід розрізняти домішки, які гальмують процес розчинення, і навпаки, що прискорюють його. Наявність у карбонатних домішки глинистих, кременистих чи органічних речовин гальмує процес розчинення. Саме у карбонатних породах з велику кількість рассеяного органічного речовини незначно розвинені явища перекристалізації (Каледа, 1955, 1959; Гмид, 1965; Леві, 1964;Булач, 1964). Навпаки, навіть невеликі кількості домішок більш розчинних сполук різко підвищують розчинність карбонатних порід, що доведено экспирементами У. М. Свешниковой (1952).

2. Співвідношення розчинності доломіту і кальция.

Це має дуже велике значення розуміння сущнос-ти низки геологічних явищ, визначальних формування пустотного простору, проте ставлення до співвідношенні розчинності дан-ных сооединений противоречивы.

Великі експериментальні дослідження розчинності доломіту та її сумішей коїться з іншими мінералами було проведено Про. До. Янатьевой (1950, 1954, 1955, 1956, 1957, 1960). Повністю підтвердилося положе-ние про мінливість співвідношень расторимостей доломіту і кальцита, були виявлено чинники, що викликають зміна цих соотноше-ний. Дані показують, що за умови високого змісту СО2 рас-творимость кальцита при низьких темпаратурах приблизно 1, 5 разу вищу, ніж доломіту. З збільшенням температури ці відмінності зникають, і за 550 З розчинності доломіту і кальцита рівні. При дальнейшеем підвищенні температури растворимсоть доломіту стає вищої, ніж кальцита. Таким чином, співвідношення розчинності доломіту і кальцита дуже мінливо і змінюється під впливом ряду факторів, до яких ставляться температура, тиск, вміст у розчині вуглекислоти, сірчанокислого кальция.

3. Формування порового простору карбонатних порід різного генезиса.

Первинна пористість включає порожнечі, утворювані під час седиментации порід, видозмінюються і виникають знову на стадії диагенеза. Вторинна пористість включає лише ті порожнечі, котрі утворюються й розвиваються у процесі зміни породы.

Хемогенные карбонатні породи мають, зазвичай, незначи-тельной первинної пористість. Причина низькою пористости хемогенных порід міститься за умов їх седиментации. Вони за умов перенасичених розчинів, а наступна кристалізація відбувається поза рахунок маткових розчинів, що є між окремими частинками, і призводить до зменшенню межкристаллической седиментационной пористости.

Умови формування первинної пористости основних груп рас-творимых карбонатних порід різняться тісно пов’язані зі своїми генезисом. У хемогенных вапняків і первинних доломітів первинна пористість незначна, а структура порового простору несприятлива для движе-ния розчинів. Органогенные, органогенно — обломочные і обломочные породи характеризуються високими значеннями первинної і раннедиа-генетической пористости, а геометричне будова порового пространс-тва їх сприятливо для руху розчинів. У диагенетических доло-митов (Соколов, 1962) первинна пористість незначна у випадках, коли доломитизация протікає під впливом пересыщенных рас-творов і процеси розчинення придушуються кристалізацією доломіту. У групі тих разностях, де доломитизация відбувається у умовах менш конце-нтрированных розчинів, формуються пористі і пористо — кавернозные структури внаслідок розвитку процесів розчинення, генетично свя-занных з метасоматозом.

Формування вторинної пористости відбувається у різних геологічних умовах, але моменту породи мають вже опреде-ленной величиною первинної пористости і мають властивий їм ха-рактер порового простору. Подальші зміни пористости і структури порового простору залежить від розчинюючої здібності підземних вод, которыес різної швидкістю циркулюють в карбонат-ных відкладеннях. Ступінь мінералізації, хімізм вод, температура, тиск, литологический склад — усе це визначає подальший процес зміни пустотного простору: чи відбудеться подальше залечивание первинної пористости і ускладнення будівлі поровых каналів або розчинення почнуть розвиватися широкі поровые канали, з’являться каверни і поліпшиться сообщаемость їх між собою. Спрямованість цього процесу визначає формування петрофизических властивостей порід, поєднання пористо — проникних і щільних разностей.

Завдяки незначною первинної пористости і складного будовою порового простору (дуже тонкі звивисті канали) швидкості руху поровых розчинів в хемогенных карбонатних породах на стадії эпигенеза незначні. Растворяющая здатність поровых розчинів, концентрація яких близька до насичення, незначна, тому розвитку високої пористости в хемогенных породах мало происходит.

Для специфічності процесу освіти вторинних порожнин (каверен) в породах хімічного генези важливо наголосити, що вони практично будь-коли утворюються з допомогою фільтрації розчинів по первинним порам. Найчастіше це знову освічена порожнинність, разви-вающаяся за рахунок розширення окремих тріщин чи виборчого роз-чинення мінералів. Найбільш характерна риса новоствореної вто-ричной пористости хемогенных карбонатів залежить від значної ізольованості порожнин, розвитку невеликих пористих ділянок серед щільних порід, а головна складова дуже низькою провідності поровых каналов.

У органогенных, ораганогенно — уламкових і уламкових породах зв’язок первинної і вторинної пористости виявиться загалом у цьому, що з однаковою спрямованості процесу найінтенсивніше будуть выщелачиваться різниці із високим пористість і сприятливою стру-ктурой порожнин. У цьому ще більше збільшиться анізотропія карбонатних товщ, проникність одних пластів зросте з допомогою каверен, інших — залишиться по — колишньому низкой.

Розвиток вторинної пористости відбуватиметься з допомогою расшире-ния вже існуючих поровых каналів, збільшення розміру й сообща-емости їх, інакше кажучи це завжди буде успадкована вторинна порис-тость, що настає в пористо — проникних породах.

Основне відмінність вторинної пористости у тому, що у хемогенных породах вона знову утворюється в щільною непроникною мат-рице, а в органогенных, органогенно — детритовых — це успадкована пористість, розвиваючись за добре сообщающимся поровым каналам із високим фільтраційною здатністю. Зазначене відмінність визначає тип колектора. Детальні дослідження коллекторских властивостей карбо-натных порід різного складу і генези паказали тісну взаємозв'язок розглянутих параметрів і виявили, що, залежно від гидрохими-ческой зональности відбувається більш інтенсивне вилуговування то вапняків, то доломитов.

Зона хлоридных розсолів характеризується незначним розвитком процесів вилуговування карбонатних порід. У цьому зоні мало відбувається додаткового формування пустот.

Зона сульфаьтных вод надає значно більший вплив на розвиток вторинної пористости. Насамперед сульфатные води перебувають у зоні інтенсивнішої водообміну, а растворяющая здатність цих вод по відношення до породам різного складу неоднакова. Розчинність доломіту і кальцита у зоні сульфатных вод різна. Освіта вторинної пористости вапняків під впливом цих вод утруднено, і рідко відбувається залечивание пористости з допомогою випадання вуглекислого чи сірчанокислого кальция.

Зона сульфатных вод сприятлива для вилуговування доломітів, але розвиток вторинної пористости відбувається переважно над пер-вичных, а в диагенетических доломитах, первинна пористість яких значно вища. Отже, у зоні сульфатных вод відбувається из-бирательное розвиток вторинної пористости переважно у доломи-тах.

Гидрокарбонатные води перебувають у зоні активного водообміну. Крім того, ці води недонасыщены найголовнішими сполуками, входя-щими у складі карбонатних порід. У зв’язку з цим у даної зоні формиро-вание вторинної пористости відбувається дуже інтенсивно, особливо у разностях карбонатних порід, які вирізняються високою первич-ной пористість і сприятливим будовою порового простору. Розвиток эпигенетической пористости утруднено в первинних доломитах, хемогенных вапняках, а й у диагенетических доломитах компак-тной структури, тобто. в породах зі складним будовою порового простран-ства. Найінтенсивніше розвиток вторинної пористости відбувається у вапняках. На відміну від зони сульфатно — кальцієвих вод раствори-мость кальцита у зоні гідрокарбонатних вод дуже часто перевищує рас-творимость доломита.

На закінчення слід підкреслити, що з вивченні природних резервуарів нафти і є дуже важливо знати механізм та час формиро-вания порожнин, виявити їх генезис, аби правильно оцінити тип колектора і потенційну можливість нефтегазонасыщенности кар-бонатных пород.

4. Формування ємнісного простору трещин.

Трещиноватость гірських порід вивчається широко, і з різних по-зиций розглядається генезис тріщин, їх морфологія, виявляються за-кономерности распределния тріщин. Оцінка трещиноватости як чинника водо -, нафто — і газопроницаемости розчинних порід залишається одній з найменш вивчених проблем трещиноватости. Існує велика коли-чество класифікацій тріщин, але з оцінки фільтраційних властивостей вони можуть бути використані, бо враховують извилистости та шорсткості стінок тріщин, мінливості ширини тріщин, взаимосообщаемости і протяженности.

У осадових породах (Бєлоусов, 1954) розрізняють чотири основних генетичних категорій тріщин: литогенетические, тектонічні, разгру-зки і вивітрювання, котрі грають неоднакову роль процесах руху флюидов.

Литогенетические тріщини називають диагенетическими (Новикова, 1951), загальними (Бєлоусов, 1954) тріщинами первинної окремішності і нашарування (Пермяков, 1949; Приклонский, 1949). Найбільш вдалий термін «литогенетические «(Овчинников, 1949; Соколов, 1951, 1962). Такі тріщини утворюються у процесі литификации опадів при уплот-нении та втрати води. До них належать тріщини нашарування і внутрен-ние. Встановлено, що в пластах меншою потужності внутрислойные лито-генетические тріщини більш часті, але ступінь їх розкриття оказы-вается цілком незначною. Навпаки, в потужних пластах, у яких такі тріщини щодо рідкісні, розкриття їх понад значна. Следо-вательно, в пластах меншою потужності інтенсивність литогенетической трещиноватости вища, але у силу незначною розкриття їх можливість руху вод утруднена. І, навпаки, рідкісні тріщини в потужних пластах характеризуються щодо більшої раскрытостью, і рух вод із них імовірніше. Доказом цього Д. З. Соколов вважає відсутність закарстованных тріщин в тонкоплитчатых вапняках, в доломитах, і навіть незначна розвиток процесів вилуговування в товщі карбонатного флиша.

Ступінь розкриття литогенетических тріщин перебуває у зв’язки України із дркгим властивістю порід — їх фортецею. Характер цьому разі подібний з пхерактером залежності ступеня розкриття тріщин від потужності пластів, т. е. у менш міцних порід частота тріщин більше, але розкриття їх незначна, у міцніших — тріщин менше, але ступінь їх розкриття щодо більш высокая.

Тектонічні тріщини грають значнішу роль по сравне-нию з тріщинами литогенетическими у формуванні водопроницаемос-ти гірських порід. Така пов’язано переважно з присутсвием січних тектонічних тріщин, які, як і з розривні смеще-ния, забезпечують досить інтенсивну циркуляцію підземних вод, на значної глубине.

Під навантаженням вышележащих товщ гірські породи перебувають у сос-тоянии об'ємного стискування, що препятсявует розкриття литогенетических і тектонічних тріщин. Розкриття існуючих тріщин і образова-ние нових відбувається внаслідок різних геологічних процесів, які звільняють гірські породи від напруги. Явище разгрузкии виступає в ролі однієї з найважливіших чинників трещинной водопро-ницаемости. У цих умовах породи отримують унікальну можливість розширення, що призводить, з одного боку, до розкриття вже наявних литогене-тических і тектонічних тріщин, з іншого, — до утворення тріщин разгрузки.

Тріщини вивітрювання поширені і незмінно вы-деляются в особливу генетичну групу. Процеси вивітрювання сущес-твенным чином змінюють трещинную водопроникність, однак у на відміну від явища розвантаження вплив вивітрювання то, можливо различ-ным за сигналом: внаслідок трещинная водопроникність то підвищується, знижується при переважання хімічного воздействия.

5. Вплив постседиментационных процесів формування пустотного пространства.

На формування структури порового простору карбонатних порід впливають як первинні умови седиментации, і наступні вторинні процеси, інтенсивність і спрямованість впливу що у кожному регіоні різні. Седиментационные процеси накопичення та ущільнення впливають на характері і властивості порового простору опадів, та був і порід. Саме на цей період складаються чи несприятливі умови для руху флюїдів через породы.

Інтенсивна перекристалізація карбонатних порід відбувається у эпигенезе під впливом циркуляції підземних вод за умов, зазвичай сприятливих для новоутворення грубозернистого кальцита непра-вильных обрисів. Вплинув на перекристаллизацию карбонат-ных порід, як встановлено Р. А. Каледой (1955), Л. П. Гмид (1962), М. Х. Булач (1964), Я. М, Перьковой (1966), надають що у них примеся глинистого, глинисто — органічного, кременистого і сульфат-ного речовин. Ці домішки як уповільнюють перекристаллизацию. За-полняя порожнечі, пори й тріщини, вони змінюють петрофизические властивості карбонатних порід. На пізніших етапах литогенеза (Гмид, 1965) деякі домішки надають породам твердість, тендітність і вони більше піддаються освіті тріщин. У цілому нині такі процеси, як кальцитизация, сульфатизация, окремнение, т. е. процеси метасоматического заміщення карбонатів іншими мінеральними речовинами, сприяють заповнення пір, порожнин і тріщин і негативно впливають на коллекторские свойства.

Доломитизация — процес заміщення кальцита, ангидрита та інших мінералів доломитом і заповнення їм пір, каверен і тріщин. Розрізняють доломитизацию диагенетическую, яка відбувається в осаді, і эпигенети-ческую, розвивається в породе.

Виборчий характер процесів розчинення, супроводжуючих доломитизацию, визначається великою кількістю чинників: складом і кінцентрацией поровых розчинів, розмірами і однорідністю кристалів, наявністю домішок, температурою, тиском. Коли ж врахувати мінливість і мінливість в часі та просторі всіх таких чинників, то неравномерность, примхливість у розповсюдженні пористо — кавернозных разностей диагенетических доломітів стане очевидной.

Дедоломитизация (раздоломитизация) відбувається на стадії эпиге-неза й у метасоматическом заміщення доломіту кальцитом; вона також неоднозначно б'є по зміні коллекторских властивостей. До эпигенетическим процесам слід віднести формування сутуро — стилолитовых текстур. Зазвичай вони заповнені глинистим, битум-ным речовиною, карбонатами, сульфатами та інших. Нерідко по стилитовым швах проходять відкриті січні тріщини, частково заповнені би-тумом, і над ними відзначаються порообразные розширення. Зустрічаються сти-лолиты горизонтальні, перпендикулярні розташовані з точки. Вони дуже важливі, оскільки служать доказом переміщення флюїдів, і навіть, будучи відкритими, є додаткову емкость.

Значення перелічених постседиментационных перетворень для формування пустотного простору карбонатних попрод може змінитися в результаті дії процесів розчинення і винесення частини розчинної речовини. Залежно від хімічного складу підземних вод, швидкості їх руху, температури, тиску і литологического складу карбонатних порід змінюються інтенсивність розчинення порід та утворення порожнин выщелачивания.

Глава IV. Оціночно — генетична классификация.

У класифікаційної схемою все породи — колектори підрозділені на групи А, Б, У, які об'єднують сім класів колекторів, отлича-ющихся друг від друга оцінними параметрами, литологическими і структурними особливостями. Групи Проте й Б переважно представлені колекторами порового і каверно — порового типів; група У — коллекто-рами змішаного і трещинного типов.

Породи — колектори, виділені групи А, Б, У, різняться не лише з тексстурно — структурним особеностям, а й у часу формирования пустотного простору. Так було в породах групи, А розвинений ос-новном седиментационные пори, розміри яких збільшено з допомогою вто-ричных процесів вилуговування, іноді до розмірів каверен. Суттєвого генетичного різницю між порами і кавернами немає, також однозначно вплив їх у коллекторские властивості. Отже, до цій групі колекторів належить і колектори каверно — порового типу. Важливо, як і проникність і ємність визначаються поровыми каналами різного размера.

У породах групи Б розвинені седиментационные і реликтово — седиментационные поровые канали, але площі їхніх різко скорочені, і мень-шую роль в поровом просторі грають порожнечі вилуговування. Ос-новное відмінність порід цієї групи від порід групи, А залежить від біл-ший складності процесів будівлі порового простору, що обуслов-лено дією вторинних процессов.

Карбонатні породи групи У відрізняються найскладнішим ха-рактером порового простору. Розвинені дрібні поровые канали, кото-рые мають извилистостью, поганий сообщаемостью. Характерні изо-лированные порожнечі вилуговування (каверни) й тріщини різної ориентировки.

Група, А представленій у основному карбонатами органогенного і обломочного походження, несхожими дірчастим упаковкою фраг-мента і різними розмірами і окатанностью уламків. Цемент содер-жится в невелику кількість (до 10%), утворює крустификационные кірочки і регенераційні оболонки навколо детриту, рідко заповнює пори, представлений новоутвореними кристалами кальцита.

Група, А містить два класу порід: проницаемостью від 300 до 500 мД і проницаемостью 500 мД і від. Зміст пов’язаної води у яких незначно (від 5 до 20%), I і II класи вирізняються високою корисною ємністю і високими фільтруючими властивостями. Коефіцієнт газонасыщенности порід I і II класів високий — 0, 95 — 0, 8. Тип колектора каверно — поровый і поровый.

Група Б представлена сильно зміненими породами органогенно-го і обломочного походження, і навіть дрібно — і среднезернистыми разностями хемогенного генези. Органогенные і органогенно — обло-мочные карбонаты характеризуються різної ступенем цементації (це-мента 15 — 20% і більше), неоднаковою інтенсивністю перекристаллиза-ции (від слабко до сильно перекристаллизованных) різноманітної плотнос-тью упаковки фрагментов.

Породи цієї групи відрізняються значної вторинної кальтиза-цией, інтенсивність якої визначає складне будова порового про-странства: морфологію, розміри і форму поровых каналів, і навіть ха-рактер їх взаємозв'язку. Наявність поровых каналів і переважання вузьких, сильно звивистих зумовлює зниження проникності цих порід від 300 до 10 мД. Поступове ускладнення структури порового простору (велика кількість дрібних пір, сильна звивистість і шорсткість поровых каналів та інших.) послужила причиною неоднакового впливу пов’язаної води зміну ефективних параметрів — ємності і проникності. Саме для колекторів групи Б характерна зворотна лінійна зв’язок між залишкової водонасыщенностью і проницаемостью. Вони відрізняються середньої корисною ємністю і середніми фильтрационными властивостями. Коефіцієнт газонасыщенности колекторів III класу 0, 88 — 0, 78, IV класу) 0, 84 -), 7; V класу 0,8 — 0, 62. Тип колектора переважно поровый, але V клас то, можливо представлений трещинно — поровым коллектором.

Група У представлено переважно породами хемогенного і биохемогенного походження, і навіть сильно перекристаллизованны-ми, зміненими постседиментационными процесами, органогенными породами, в яких формені елементи — практично не помітні. Це дуже щільні, мало проникні і найчастіше низько пористі породы.

Поровое простір хемогенных і биохемогенных порід вкрай неоднорідне і складно за будовою: морфологія, розміри пір, форма взаимосвязи їх визначаються інтенсивністю вторинних процесів. Пори відрізняються округлої, іноді неправильної формою, розташовуються між кристалами чи січуть їх. Поєднання пір друг з одним здійснюється за межкристаллическим канальцям, завширшки ступінь извилистости ко-торых залежить від розміру кристалів цементу. Чим менший кристали, тим тонше зазори з-поміж них, отже, більш вузькі і звивисті ка-налы, що з'єднують пори. Дрібні пори з'єднуються друг з одним по найтоншим (менш 5 — 10 мкм) каналам, які простежуються між кристалами в основний микротонкозернистой масі карбонату. Сообщаемость поровых каналів утруднена, часто вони ізольовані, що визначає їхню низькі фільтраційні властивості. Характерні порожнечі вилуговування і перекристаллизации.

Породи — колектори цієї групи відрізняються низькою корисною ем-костью матриці і низькими фільтруючими властивостями — частки і одиниці миллидарси. Колектори групи У характеризуються змішаним типом пустотного простору. У неї входять порово — трещинный і трещинный типи колекторів. Інтенсивність розвитку тріщин має вирішальне зна-чение для віднесення порід до колекторам або до неколлекторам.

Глава V. Родовища нафти і є, пов’язані з карбонатными коллекторами.

Карбонатні породи у багатьох районах ****** розвинені дуже широко, становлячи загалом як і стратиграфическом розрізі осадових товщ, і у просторі великі комплекси відкладень, перспективи нафтогазоносності яких за суті оцінені належним чином порівняно недавно.

Зважаючи на складність будівлі більшості типів карбонатних порід, їх неоднорідності і своєрідності умов фільтрації у яких флюїдів виділення у тому числі плостов колекторів зустрічає труднощі, хоча известьные успіхи у цьому напрямі і достигнуты.

Найширше карбонатні породи і карбонатні колектори нафти і газу представлені у Волго — Уральській області й Тимано — Печор-ской провінції, Оренбургско — Актюбинском Приуралля, Прикаспійської западині, в районах Ставрапольского краю і Дагестану, на Северо — Запад-ном Кавказі та в в Прип’ятській западині, на Сибірській платформі та інших регіонах нашої страны.

Широкі дослідження карбонатних порід — колекторів, які проводились Волго — Уральській області у останні роки, дозволили виділити тут горизонти карбонатних колекторів розрізах девону, карбону і пермі. За характеристиками речовинного складу й різкої мінливості фізичних і коллекторских властивостей карбонатні породи — колектори вкрай неоднорідні. Встановлено наявність у тому числі поровых і різних типів трещинных колекторів (змішані типи).

По співвідношенню пір, каверн і тріщин у структурі пустотно-го простору в карбонатних породах верзнего палеозою виділяють кол-лекторы чотирьох типів: поровый, трещинно — поровый, порово — трещи-нный і порово — трещинно — каверный. Деякі дослідники различа-ют езе вапняки каверно — порового типу, присвячені головним обра-зом до бортовим частинам камско — кинельских прогибов. У карбонатних кол-лекторах зазначеної провінції широко розвинені мікротріщини, раскры-тия котрих значно менша 0, 5 мкм.

Ефективна міць і основні параметри (пористість і проницаемость) карбонатних колекторів значно змінюються. Найширше представлені колектори трещинно — порового і порово — трещи-нного типів. Перші відзначаються на Татарскомсводе, де ефективна потужність їх змінюється від 10 до 80 м.

Таблица 1. Карбонатні колектори нафти і є в среднекаменноугольных відкладеннях северо — західній частині Башкирии.

| |Частка колектора у межах, % | |Тип |Башкирський |Верейский |Каширский |Подільський | |колектора |ярус |обрій |обрій |обрій | | | | | | | |Поровый |34 |56 |20 |70 | | | | | | | |Порово — |51 |40 |65 |29 | |трещинный | | | | | | | | | | | |Трещинный |15 |4 |15 |1 |.

Основні промислові поклади нафти на карбонатних породах — колекторах в северо — західній частині Башкирії присвячені отложе-ниям башкирської представників московського срусов среднекаменноугольного возрас-та. Відповідно до даним А. Я. Виссарионовой й О. М. Тюрихина, тут разли-чаются три типу колекторів. Виділення зазначених типів колекторів має, зрозуміло, умовне значення, оскільки спеціальних исследований.

Нині в Башкирії лише 7% загального видобутку нафти па-дает на карбонатні (порово — трещинные) колектори, тоді як запаси нафти у них значні. Вони представлені переслаиванием щільних і пористо — каверновых, часто тріщинуватих вапняків, по-різному доломитизированных і кальцитизированных. Пористість продуктивних порід у середньому 7%, трещинная пористість 0, 15%, проникність по промисловим даним 70 * 10−3 (загалом) і з керну 16 * 10−3 мкм2.

У південній частині Предуральского прогину, в Бельської западині, насчитывается 58 покладів нафти, які у карбонатних породах. У тому числі переважна більшість пов’язані з нижнепермскими рифовими і «депрессионными «вапняками, 12 покладів — зі среднекаменноуголь-ными і 2 — з турнейским вапняками нижнього карбона.

Значною є нафтова поклад в карбонатних відкладеннях пермо — карбону Усинского родовища. Поверх нефтеносности тут сягає 350 м (глибина залягання 1100 — 1400 м). Колектор представ-лен органо — детритовыми вапняками «порово — кавернозно — трещинно-го типу ». Пористість змінюється від 8 до 3- %, проникність по керну становить (в середньому) 30 * 10−3 мкм2.