Типы цемента и цементирования в породах коллекторах

Обновлено: 04.05.2024

Терригенные или обломочные породы относятся к одной из самых распространенных групп пород-коллекторов. Коллекторские свойства терригенных пород во многом определяются структурой их порового пространства, которое может быть поровым, трещинным или сложным, а по времени образования – первичным и вторичным. Размер пор – один из основных факторов, определяющих фильтрационную способность обломочной породы и продуктивность нефтегазоносных пластов в целом. В плоскости шлифа поры чаще всего выглядят как неправильные треугольники, реже четырехугольники. В породах , содержащих небольшое количество карбонатного или глинистого цемента, распределенного равномерно, в плоскости шлифа поры имеют более или менее округлую форму. Лучше всего наблюдать поры в шлифах, предварительно насыщенных окрашенными полимеризующими смолами. При просмотре шлифов видно, что многие поры соединяются между собой посредством коротких узких каналов. В объеме поровое пространство представляет собой системы извилистых каналов. Существенное влияние на коллекторские свойства оказывают литологический состав, строение и вторичные преобразования обломочных пород.

Пористость и проницаемость терригенных коллекторов по-разному зависит от следующих параметров: 1. размер обломочных частиц, 2. форма зерен и их окатанность, 3.степень однородности, 4. цементирующая часть, 5. механическое уплотнение, 6. вторичное минералообразование, 7. растворение неустойчивых минералов.

1. Размер обломочных частиц. Влияние размерности зерна неоднозначно отражается на пористости и проницаемости пород. Теоретически пористость не зависит от размера зерен. Скопление зерен с одинаковой сортировкой и упаковкой будут иметь одинаковую пористость – независимо от размера зерен. В природе наблюдается обратная тенденция – пористость увеличивается с уменьшением размера зерен. Размер пор существенно влияет на проницаемость – чем крупнее поры, тем выше проницаемость. В реальных терригенных породах, где размер пор варьирует в широких пределах, фильтрация осуществляется только по наиболее крупным порам. 20-30мкм, 50мкм и более.

2. Форма зерен и их окатанность также влияет на величину проницаемости и не влияет на пористость пород. Породы сложенные изометричными, окатанными частицами, обладают большей проницаемостью, чем сложенные изометричными неокатанными. Песчано-алевритовые породы, в которых много слюды, отличается сильной анизотропией проницаемости. В направлении перпендикулярном к плоскости табличек слюды, она резко понижена по сравнению с направлением им параллельным. Форма и степень окатанности частиц не отражается на величине пористости пород.

3. Степень однородности зерен (отсортированность частиц) существенно отражается на коллекторских свойствах пород. Чем однороднее частицы по величине, тем выше пористость пород. Проницаемость пород также существенным образом зависит от степени отсортированности. Такой характер зависимости определяется тем, что при слабой отсортированности мелкие обломочные частицы заполняют пространство между крупными, сужают сечения поровых каналов и снижают их пропускную способность.

4. Цементирующая часть существенно влияет на коллекторские свойства обломочных пород. От количества цемента зависит структура порового пространства, а вместе с этим величина пористости, проницаемости, и плотности пород. Содержание цемента определяет тип цементации породы. Базальный тип цемента встречается в породах при содержании цемента свыше 40-45%. Поровый тип с содержанием цемента 20-35%. Пленочный и контактовый типы цемента, характерны для пород, содержащих менее 15% цемента. При базальном и поровом типах цемента межзерновое пространство заполнено цементирующим материалом и поэтому межзерновая пористость низкая. При остальных видах цемента межзерновая пористость выше.

5. Механическое уплотнение существенно отражается на коллекторских свойствах обломочных пород. Степень уплотнения возрастает с глубиной. Вместе с этим понижается пористость и проницаемость пород. Пористость и проницаемость терригенных пород разного литологического состава с увеличением глубины снижается неодинаково. Быстрее всего это происходит у пелитовых пород, а у песчаников и алевролитов позже.




6. Вторичное минералообразование имеет широкое развитие в обломочных породах и существенно влияет на коллекторские свойства пород. Аутигенный кварц в терригенных породах образуется, главным образом, в виде каемок регенерации. Породы, в которых регенерационный кварц полностью занял межзерновое пространство, не является коллектором. Аутигенный кальцит, также снижает коллекторские свойства пород.

7. Растворение неустойчивых минералов и удаление продуктов реакции из пород способствует повышению их коллекторских свойств. В песчаниках и алевролитах наиболее распространенные неустойчивые минералы кальцит и ангидрит, слагающие цементирующую часть породы. Следы растворения этих минералов отчетливо видны в шлифах под микроскопом. В благоприятных геологических условиях кальцитовый цемент растворяется и выносится из породы. Например из мезозойских песчаных и алевритовых пород Прикаспийской впадины при погружении до 2,0-2,5км. выносится до 60% карбонатного цемента, вследствие этого пористость увеличивается до 20-25%.

Необходимо отметить, что растворение приводит к повышению коллекторских свойств только в случае выноса цемента из обломочных пород с жестким каркасом.

Текстура породы, формируясь в стадии седиментогенеза и изменяясь при диагенезе и катагенезе, существенным образом влияет на коллекторские свойства пород. Наряду с другими факторами она отражается на величине коллекторских параметров и часто предопределяет их анизотропию. Массивные и массивно слоистые песчаники и алевролитовые породы обладают одинаковыми коллекторскими свойствами во всех направлениях. Тонкослоистые породы анизотропны. В направлении перпендикулярном к наслоению, они имеют значительно меньшую проницаемость, чем вдоль наслоения.

В случае заполнения порового пространства нефтью, процессы катагенеза в породах приостанавливаются, то есть, консервируются, что способствует сохранению первичных коллекторских свойств.

Эволюция коллекторских свойств пород в литогенезе

( На примере турнейских отложений ДДВ. )

Для повышения эффективности научного прогноза нефтегазоносности необходимо изучить основные этапы эволюции коллекторских свойств пород и соотношение их с наиболее вероятным временем генерации УВ и формирования их залежей. Это положение не всегда учитывается. Обычно по результатам определения параметров коллекторов составляют соответствующие карты, на основе которых прогнозируют перспективы нефтегазоносности тех или иных отложений. Однако нефтегазоносные толщи, которые достигли градаций мезокатагенеза МК 3 – МК 5 , по-видимому, ГЗН уже прошли, и залежи УВ, заключенные в них, должны иметь более древний возраст. В этом случае знание современных параметров коллекторов, вероятно, принесет мало пользы при оценке перспектив нефтегазоносности. Поэтому целесообразнее применять историко-генетический подход, который широко используется в нефтегазовой геологии, в частности, кроме исследований современного структурного плана региона обязательно проводятся палеотектонические реконструкции. Эволюцию же коллекторских свойств пород пока можно выяснить далеко не всегда, что, прежде всего, связано с отсутствием надежных реперов для определения геологического времени протекания того или иного процесса. Предлагаемый вариант реконструкции основных этапов эволюции коллекторских свойств исследуемых пород в центральной части ДДВ, несомненно, не лишен недостатков, обусловленных некоторыми допущениями.

Турнейские отложения ДДВ наиболее перспективны в нефтегазоносном отношении. В осевой зоне впадины они представлены карбонатно-глинистыми породами, сменяющимися в направлении краевых зон карбонатно-песчаными либо карбонатно-глинисто-песчаными (коллекторы). При изучении степени их катагенеза и палеотемператур использовался метод определения показателя отражения витринита углистых включений. По мнению ряда исследователей [1, 2], максимальный прогрев нижнекаменноугольных отложений (визейский, серпуховский ярусы) отмечался в ранней перми. Установленная прямая зависимость максимальных палеотемператур от современной глубины залегания, а также связь степени региональных катагенетических изменений пород с современными пластовыми температурами [3] позволили говорить о раннепермском максимальном прогреве и турнейских отложений региона. В это время палеотемпературы и степень катагенеза пород возрастали в направлении осевой зоны впадины от 120 (МК 1 – МК 2 ) до 250 °С (МК 5 ) и с северо-запада на юго-восток от 180 (МК 3 ) до 250 °С (MK 5 ). По этим данным по методике Б.А. Соколова, Е.П. Ларченкова (1982 г.) была построена так называемая модель прогрева (нарастания мощностей). Установлено, что турнейские отложения, развитые в Лютеньской впадине (скв. 475 Глинско-Розбышевская), находились в температурных условиях ГЗН с позднего визе до позднего карбона ( рис. 1 ). В пределах же Солоховской впадины (скв. 49 Солоховская) генерирующие толщи прошли ГЗН (60–150 °С) быстрее (уже к среднему карбону). Соответственно их нефтегенерационный потенциал был реализован, вероятно, в меньшей степени, чем в северо-западной части территории. В результате, когда эти отложения попали в зону газообразования (средний карбон–пермь), они могли сохранить еще значительные генерирующие возможности. Заключение о палеозойском времени формирования залежей УВ хорошо согласуется с результатами исследований [4]. Более точное определение временного интервала генерации УВ, естественно, требует выяснения хотя бы ориентировочно основных этапов эволюции во времени коллекторских свойств пород.

Влияние условий седиментации на катагенез отложений [3] обусловило два типа эволюции коллекторов. Первый присущ континентальным литофациям, второй – морским. В континентальных образованиях первично высокоемкие коллекторы представлены средне-крупнозернистыми кварцевыми песчаниками русловых фаций. Наиболее ранним процессом катагенеза в них была каолинитизация глинистого цемента, связанная с предвизейским перерывом в седиментации. Пребывание в это время пород в зоне регрессивного катагенеза способствовало активному промыванию их инфильтрационными водами, что благоприятствовало образованию каолинита. Поэтому первичный аллотигенный глинистый цемент сохранился лишь фрагментарно. Процессы расцементирования более активно протекали в средне-крупнозернистых русловых песчаниках, где могли свободно циркулировать инфильтрационные воды. Это привело к тому, что исходные емкие породы-коллекторы улучшили свои свойства.

Процессы разуплотнения в изученных песчаниках визуально проявились в неравномерном распределении в породе различных типов межзерновых контактов. Наблюдается чередование участков с плотным конформным сочленением зерен и с преобладанием точечных и линейных контактов. При этом нередко встречаются крупные поры, заполненные каолинитом. Например, в песчаниках скв 2, 3, 5, 7, 10 Тимофеевских, 9, 14, 21 Куличихинских, 450 Мартыновской и других при среднепсаммитовой структуре пород преобладающий размер пор с каолинитом составляет 0,2– 0.4 , а иногда 0,5– 0,7 мм.

Возникновение вторичной пористости часто обусловлено тем, что при каолинитизации большинства алюмосиликатов, как известно, выносится около половины исходных химических компонентов, в том числе и кремнезем. Последний может частично осаждаться на месте. Такое раннее окварцевание способствует формированию прочного каркаса песчаников, устойчивого к процессам геостатического уплотнения (В.А. Ханин, 1979 г.). В целом изученные породы можно рассматривать как коллекторы, состоящие из спаянных блоков обломочных зерен, чередующихся с разуплотненными участками.

Процессы позднекатагенетического окварцевания и карбонатизации, снижающие коллекторские свойства пород, проявились в континентальных образованиях фрагментарно и поэтому их отрицательное влияние было несущественным. Кварц-каолинитовый состав песчаников благоприятствует их устойчивости к гравитационному уплотнению. Это подтверждается незначительным изменением емкостных параметров песчаников с увеличением глубины их залегания: 12–23, 10–22 и 10–26 % соответственно на глубинах 3400–3500, 4200–4300 и 4700–4800 м .

Таким образом, вторичная пористость в песчаниках континентальных литофаций возникла к началу визе и связана с разуплотнением пород во время перерыва в седиментации (в регрессивном катагенезе). Следовательно, анализ особенностей современного строения пустотного пространства коллекторов дает возможность в определенной степени судить об основных чертах их первоначальной структуры. При микроскопическом изучении песчаников, насыщенных бакелитом, выявлено присутствие большого количества открытых и полуоткрытых пор (до 5–7 %), связанных с неполнопоровым характером каолинитового цемента. Форма пустот в большинстве случаев угловатая, щелевидная. Их размеры варьируют в широких пределах: от 0,06X0,06 до 0,2x0,6 мм. Преобладают поры сечением около 0,1 – 0,15 мм. Наряду с ними часто отмечаются тонкие околозерновые каналы диаметром 0,002–0,004 мм, а в мелкозернистых песчаниках – кулисообразно расположенные открытые трещинки длиной 1–4 мм, шириной 0,01 мм, а в раздувах до 0,05 мм. Часть пустотного пространства связана с межпакетной пористостью в каолинитовом цементе. Ширина межпакетных пустот составляет 0,005–0,007 мм, в наиболее крупнопакетном каолините достигает 0,01 мм. Широкое развитие в песчаниках континентальных литофаций диккитизации каолинита, по-видимому, привело к некоторому сокращению межпакетной пористости за счет выполнения части межпакетных пустот кварцем.

История развития пород-коллекторов в литофациях морского ряда богата такими разнообразными процессами, как интенсивное проявление в песчаниках аутигенного минералогенеза (в основном окварцевание и карбонатизация). Песчаники морских литофаций в северной краевой зоне формировались вблизи береговой линии [3], т. е. в условиях довольно высокой гидродинамической активности (бар, пляж), что должно было предопределить в целом хорошие первичные ФЕС.

Регрессивный катагенез (предвизейское время) в морских отложениях проявился иначе, чем в континентальных. Поскольку морские литофаций тяготеют к конседиментационным впадинам, они подверглись более слабому воздействию инфильтрационных вод. Это отразилось на ослаблении процесса каолинитизации глинистого цемента. В то же время инфильтрационные воды в более глубоких горизонтах, смешиваясь с погребенными морскими, должны были вызывать выпадение карбонатов кальция и магния (А.А. Махнач, 1982 г.). По-видимому, в это время в верхних турнейских горизонтах происходили процессы некоторого разуплотнения пород, а в низах разреза преобладали процессы карбонатообразования. Это обусловило и вертикальную дифференциацию коллекторских свойств. Причем мощности зон разуплотнения и цементации определялись гипсометрическим положением разреза в палеорельефе пред- и ранневизейского времени.

При рассмотрении последующей истории коллекторов морских литофаций необходимо коснуться вопроса о так называемой зоне оптимальных коллекторов (ОК). Появление ее связывается с интервалом разреза, где возникает вторичная пористость за счет растворения карбонатного цемента [5]. С учетом палеогеотермического градиента каменноугольного времени (около 5°/100 м) зона ОК должна была располагаться на глубине 1,2–1,5 км. Турнейские природные резервуары в этой зоне находились в среднем карбоне ( рис. 2 ).

По мере дальнейшего погружения пород-коллекторов вплоть до ранней перми в них интенсивно формировался аутигенный кварц ( Время образования катагенетического кварца и доломита определялось с помощью хроноката-генетических диаграмм (см. рис. 2) по палеотемпературам образования (гомогенизации газовожидких включений минералов.). В морских литофациях он развит шире и является более высокотемпературным, по сравнению с континентальными отложениями (температура гомогенизации газово-жидких включений соответственно 130–200 и 170–260 °С). В предпозднепермское время, когда были зафиксированы инверсионные движения, за счет смешения вод различного типа начал интенсивно формироваться аутигенный доломит. Температура образования (гомогенизации включений) его и в континентальных, и в морских литофациях составляет 150–190 °С. Эти минералы в ряде случаев полностью запечатали поры в некогда высокоемких коллекторах, что уменьшило открытую пористость песчаников до 2–4 %, а проницаемость до (0,01 – 0,1) ·10 -3 мкм 2 .

Примечательно, что аутигенный кварц и доломит внутри залежей УВ развиты намного слабее, чем за их пределами (Тимофеевская, Куличихинская, Краснозаярская площади). Это свидетельствует о том, что УВ поступили в породы до начала массового развития кварца и карбоната, т. е. в конце раннего и среднем карбоне. А интенсивное проявление аутигенного минералогенеза вне залежей УВ, вызывающее существенное снижение ФЕС пород, позволяет допускать возможность катагенетического запечатывания залежей УВ.

В мезозое – кайнозое столь масштабных процессов минералообразования в породах морских литофаций не происходило. Гравитационное уплотнение слабо сказалось на коллекторских свойствах пород (пористость на глубинах 3,6–3,7, 4,1–4,2 и 4,7–4,8 км соответственно составляет 5–16, 5–12 и 3-16%).

В настоящее время в природных коллекторах сохранились открытые поры, однако, их содержание значительно ниже, чем в породах континентальных литофаций. Размеры пор не превышают 0,05 мм. Форма их, как правило, изометрическая, угловатая, реже щелевидная. Отмечаются околозерновые каналы диаметром 0,007–0,01 мм. В каолинитовом цементе наблюдаются мелкие (около 0, 0 05 мм) межпакетные пустоты.

В связи со снижением в послепермское время общей геотермической напряженности зона ОК должна была погрузиться до глубины 2–2,5 км [5], однако турнейских отложений она уже не затронула. В условиях низких температурных градиентов предполагается [5 ] существование второй зоны ОК на глубине 4–6 км. В песчаниках северной краевой зоны ДДВ отсутствуют следы растворения карбонатного цемента.

В турнейских же отложениях, вскрытых в южной краевой зоне впадины (скв. 111, 112, 114 Сорочинские, 1,2 Яреськовские), отмечаются процессы декарбонатизации. В песчаниках наблюдалась кавернозность карбонатного цемента. Каверны мелкие, сливаются друг с другом и образуют кавериовые зоны. В результате растворения карбоната формируются еще и околозерновые пустоты, создающие систему эффективной пористости. В известняках отмечаются каверны раскрытостью 0,06X0,08 мм (скв. 112 Сорочипская), достигающие 0,6X0,8 мм в скв. 2 Яреськовской. Это свидетельствует о существенных различиях литогенеза и соответственно основных этапов эволюции коллекторских свойств турнейских пород южной и северной краевых зон ДДВ. Во многом это связано с тем, что турнейская седиментация в районе Сорочинской площади характеризовалась устойчивым морским режимом и тиховодными условиями (К.Г. Григорчук, А.А. Муромцева, 1987 г.). Это определило низкие значения исходных коллекторских параметров пород, подавление процесса каолинитизации, т. е. здесь отсутствует предвизейский этап разуплотнения коллекторов. В центральной части южной краевой зоны ДДВ реален лишь процесс формирования зоны ОК в предпозднепермское время. Следы растворения карбонатных минералов, кавернозность пород, по-видимому, являются подтверждением этого.

Таким образом, в песчаниках континентальных литофаций северной краевой зоны ДДВ вторичная пористость возникла в регрессивном катагенезе (предвизейский перерыв в седиментации) и практически в неизменном виде сохранилась до настоящего времени.

В песчаниках морских литофаций могли существовать три основных этапа в развитии природных коллекторов. Первый связан с предвизейским перерывом в седиментации. Он обусловил в целом улучшение коллекторских показателей в верхних горизонтах разреза и ухудшение в нижних. На втором этапе в среднем карбоне турнейские отложения должны были находиться в зоне ОК. На третьем этапе (средний карбон – ранняя пермь) коллекторские показатели по род значительно ухудшились вследствие цементации песчаников аутигенным кварцем и доломитом. Вероятно, в среднекамениоугольное время песчаники морских литофаций обладали более высокими коллекторскими свойствами, чем современные (V класс коллекторов, по А.А. Ханину). Поскольку большая часть кремнистого и карбонатного вещества была привнесена в песчаники, а содержание кварцевого и доломитового цемента в них соответственно составляет 3–8 и 0–20 %, можно допускать существование в среднекаменноугольное время в этих литофациях пород-коллекторов I–III классов (по А.А. Ханину).

Характер развития аутигенных минералов внутри залежей УВ и за их пределами, моделирование прогрева турнейских пород показали, что залежи УВ начали формироваться в раннем – среднем карбоне. Это близко ко времени прохождения турнейскими отложениями так называемой зоны ОК, что является важным критерием высокой перспективности изученной территории.

  1. Богомолов Г.В., Панов В.В., Богомолов Ю.Г. О палеотемпературных условиях формирования Припятско-Донецкого авлакогена // В кн.: Геотермометры и палеотемпературные градиенты.–М.– 1981.–С. 42–49.
  2. Гречишников Н.Г. Прогноз нефтегазоносности глубоких горизонтов Днепровско-Донецкой впадины // Изв. вузов. Сер. геол. и разв.– 1977.– С. 82–87.
  3. Григорчук К.Г. Литогенез турнейских нефтегазоносных отложений центральной части северной краевой зоны Днепровско-Донецкой впадины // Автореф. дис. на соиск. учен, степени канд. геол.-минер, наук.– Львов.– 1986 (ИГГГ АН УССР).
  4. Нефтегазоносность глубокопогруженных комплексов осадочных пород Днепровско-Донецкой впадины / П.Ф. Шпак, О.В. Демьянчук, Л.В. Курилюк и др.– Киев: 1984.– (Препринт ИГН АН УССР: 84–13).
  5. Особенности литогенеза нефтегазоносных толщ в разных условиях / Н.А. Еременко, И.Д. Зхус, М.В. Корж и др. // В кн.: Литология на новом этапе геологических знаний.– М.– 1981.–С. 91 – 104.

Рис. 1. Модели прогрева турнейских отложений в скв. 475 Глинско-Розбышевской (а) и скв. 49 Солоховской (б):

1 – палеотемпературное несогласие; 2 – изотермы, °С; 3 –органическая кривая; время пребывания отложений: 4 – в ГЗН, 5 – в ГЗГ

Рис. 2. Хронокатагенетическая диаграмма турнейских отложений (скв. 2 Коржевская).

Главные процессы минералообразования : 1 – каолинитизация, 2 – кварцеобразование, 3 – доломитообразование; остальные усл . обозн. см. на рис. 1.

Типы цемента и влияние их на проницаемость песчаных пород

Нефтегазоносные песчаные горизонты часто обладают значительной изменчивостью коллекторских свойств вследствие различной степени цементации пород. При решении многих вопросов разведки и разработки месторождений нефти и газа важно знать закономерности такого изменения, что не представляется возможным без исследования цементирующей части пород - коллекторов.

Цемент обломочных пород рассматривается по различным признакам: составу, структуре, количеству, взаимоотношению с зернами, генезису и др. Наиболее полная сводка по цементации представлена в руководстве М.С. Швецова [2]. Она до настоящего времени служит основой при работе с пластическими породами.

В настоящей статье приводится детальное подразделение типов цемента (по признаку взаимоотношения его с зернами) и затрагивается вопрос о влиянии этих типов на проницаемость песчаных пород.

Типы цемента обломочных пород по признаку взаимоотношения зерен и цемента

Взаимоотношение цемента и зерен определяется: 1) формой выделения цементирующих минералов и 2) распределением их в породе.

Форма выделения минералов цемента бывает в виде пленок вокруг зерен, заполнения пор между зернами, образований в контактах зерен или в виде основной массы.

Распределение же цемента бывает равномерным и неравномерным. Соответственно этому и типы цемента по признаку взаимоотношения его с зернами можно разделить на две группы: равномерные и неравномерные.

I. Равномерные цементы

Группа равномерных цементов определяется одинаковыми взаимоотношениями зерен и цемента во всей породе, т. е. тем, что во всех участках шлифа цемент относится к одному типу.

Исходя из этого, к группе равномерных цементов относятся: плен очный, контактов ый, пор овый, неполный п оровый и базальный типы. Они показаны на рис. 1 и 2. Характеристика их приведена в таблице .

II. Неравномерные цементы

В породах чаще встречаются более сложные, чем приведенные выше, взаимоотношения между зернами и цементом, обусловленные неравномерным распределением цементирующих минералов. При этом следует различать два случая: 1) в разных участках шлифа наблюдаются разные из приведенных выше цементы (пленочный, контактовый, поровый, базальный, неполно-поровый); подобные случаи цементации удобно назвать смешанными; 2) в шлифе наблюдается сочетание участков с разными цементами (пленочный, поровый, базальный и т. д.) или с каким-то одним из них и участков без цемента. Для таких случаев удачным, по-видимому, является термин М.С. Швецова [2] сгустковые (пятнистые) цементы. В соответствии с указанными случаями в группе неравномерных цементов следует выделять две подгруппы: смешанных и сгустковых типов.

II -а. Смешанные типы

Смешанные типы цемента определяются таким образом тем, что цемент наблюдается во всех участках шлифа, но имеет в них разные формы выделения (пленочный, поровый, базальный). Присутствие цемента во всех участках шлифа является отличительным признаком от сгустковых типов, а разные формы цементации в этих участках отличают смешанные типы от равномерных.

При смешанной цементации могут быть разные типы в зависимости: а) от числа присутствующих в шлифе форм выделения цементирующих минералов (2-3 или все 5) и б) от объемных соотношений участков различных форм цементации.

Характерные признаки смешанных цементов и их возможные содержания приведены в таблице . Принцип подразделения их виден из диаграммы ( рис. 1 ) ( Редко встречающийся контактовый цемент не включен в диаграмму. Однако следует учитывать, что неравномерные типы возможны и с участием контактовой формы цементации. ). Некоторые из этих цементов показаны на рис. 2 . Неоднородные по составу цементы в продуктивных песчаных породах Урало-Волжской области нередко создают смешанный тип цементации, что видно на рис. 3 , б.

II -б. Сгустковые типы

Наличие участков (до 1-5 мм) и отдельных пор, в которых цемент отсутствует, являются характерной особенностью подгруппы сгустковых цементов и служат их отличительным признаком.

Сгустковая цементация весьма распространена в природе. Она может быть связана как с условиями образования осадка, так и процессами, происходящими в стадиях диагенеза осадка и эпигенеза п ороды.

Среди сгустковых цементов встречается несколько типов. Характерные признаки и количественные содержания их приведены в таблице. Принцип подразделения их виден по треугольной диаграмме на рис. 1. Зарисовки и фото некоторых из них представлены на рис. 2 , 3.

Сгустковые цементы часто встречаются в песчаниках и алевролитах франского и живетского ярусов Урало-Волжской области (см. рис. 3).

Приведенная характеристика различных типов показывает, что степень цементации породы (степень выполнения промежутков между зернами цементирующими минералами) удается определить изучением типа цемента по взаимоотношению его с зернами вместе с определением содержания его. Только по одному количеству цемента в породе нельзя судить о степени цементации ее, так как оно может быть одинаковым у разных типов.

Кроме взаимоотношений зерен с цементом, имеются и другие признаки, которые также характеризуют цементацию пород.

О влиянии цемента на пористость и проницаемость песчаников

В нашей работе выяснилась возможность установить функциональную зависимость между количеством цемента и величиной проницаемости. Для исследования были взяты образцы мелкозернистых кварцевых песчаников угерской свиты миоцена (Предкарпатский прогиб), гранулометрический, минералогический состав и контакты зерен которых практически одинаковы, а типы цемента различны.

Проведенное изучение показало, что закономерные обратно пропорциональные зависимости уменьшения проницаемости от увеличения количества цемента можно установить только в пределах выделенных групп типов цементации (равномерных, смешанных и сгустковых). Не учитывая тип цемента по взаимоотношению его с зернами, установить зависимость проницаемости от количества цемента не удается.

Полученные зависимости величины газопроницаемости от содержания различных типов цемента в мелкозернистых кварцевых песчаниках угерской свиты изображены для кальцитового цемента на рис. 4 .

Первая кривая показывает, что при содержании равномерного порового цемента 15% газопроницаемость мелкозернистых песчаников составляет меньше 100 миллидарси, а при 45-50% базального цемента порода становится практически не проницаемой.

На второй кривой видно, что при значительно более высоком содержании неравномерных (сгустковых) цементов (25-50%) песчаники имеют хорошие фильтрационные свойства в отличие от сравниваемых песчаников с равномерными цементами.

На третьей кривой нанесены данные, изображающие зависимость газопроницаемости от увеличения содержания неравномерно-порового цемента до порового. Здесь при содержании цемента 10% газопроницаемость достигает 3300 миллидарси.

Высокие значения проницаемости песчаников с неравномерными цементами, несмотря на значительно большее содержание его по сравнению с некоторыми равномерными типами, объясняются наличием микроучастков и отдельных пор без цемента или не полностью зацементированных. Система этих микроучастков и пор, сообщаясь между собой, минуя зацементированные микроучастки и поры, обусловливает хорошие фильтрационные способности песчаников.

Полученные данные показывают, что: а) содержание цемента в песчаниках - коллекторах нефти и газа - может колебаться от долей процента до 45 % в зависимости от типа цемента, б) коллекторами не могут служить только песчаники и алевролиты с базальным, базально-поровым, порово-базальным и с поровым цементом (песчаники и алевролиты - неколлекторы). При всех других рассмотренных здесь типах цемента (см. таблицу) песчаники могут быть коллекторами нефти и газа.

Изложенное позволяет заключить, что изучение типов цемента по признаку взаимоотношения его с зернами дает возможность правильно и достаточно точно оценивать коллекторские показатели песчаных и алевритовых пород, а самое главное оно позволяет объяснить закономерности в изменении этих показателей.

1. Смирнова Н.В. О типах цемента и влиянии цементации на коллекторские свойства песчаных пород. Тр. ВНИИ, вып. IV. Гостоптехиздат, 1954.

Глины имеют большое значение в геологии нефти и газа. Они присутствуют в различных количествах в большинстве коллекторов, определяют в значительной мере изменение пористости и проницаемости пород и оказывают сильное влияние на нефте- и газоотдачу последних. Особое влияние оказывают глины на приемистость скважин при нагнетании воды в пласт с целью поддержания в нем высокого давления в процессе вторичной разработки залежи. Сжимаемость и уплотняемость осадков обусловливается преимущественно вытеснением воды из глинистых минералов; высокая минерализация вод нефтяных месторождений, вероятно, в значительной степени объясняется освобождением солей, адсорбированных глинистыми минералами; глины служат основным компонентом большинства буровых растворов. В последнее время появилось много новых исследований, посвященных глинам, что должно привлечь к ним еще большее внимание. Читатель, интересующийся вопросами о роли глин и глинистых минералов в геологии нефти и газа, а также о влиянии их на условия добычи последних, отсылается к работам, посвященным этим проблемам [28].

Глинистые минералы¹ входят в состав почти всех коллекторских пород. Они могут присутствовать в них в виде отдельных частиц, рассеянных среди песчаных зерен, заполнять пустоты между ними, образуя цемент, или слагать тонкие прослойки, чередующиеся со слоями песчаных либо карбонатных порол. Поскольку многие глинистые минералы характеризуются пластинчатым габитусом, достаточно небольшого содержания их в осадке, чтобы поверхность песчаных зерен оказалась покрытой тонкой глинистой пленкой. Поэтому даже относительно незначительные количества глин в породе могут оказывать необычайно сильное влияние на такие ее физико-химические свойства, как связанность, адсорбция, поверхностное натяжение на границах раздела фаз капиллярность и смачиваемость. Одни глинистые минералы являются олеофильнымп. другие ‑ гидрофильными.

На хемогенные породы-коллекторы присутствие глинистых минералов оказывает в общем столь же сильное влияние, что и на обломочные. В карбонатных породах глины распространены либо в виде налетов по плоскостям наслоения, лпбо в виде тонких пропластков [29]. И те и другие могут быть сложены коагулированным коллоидным глинистым материалом, привнесенным в бассейн седиментации, поскольку глинистое вещество обычно легко коагулирует (т.е. собирается в небольшое рыхлые агрегаты или хлопья) при соприкосновении с морской водой. Коллоидное глинистое вещество

может заполнять также полости стилолитов, структур, широко развитых в карбонатных породах. Все основные известняковые и доломитовые формации палеозоя в Иллинойсе, например, содержат глинистый материал, причем в большинстве случаев в виде иллита, но частично также в виде каолинита. Иллит считается аутигенным минералом (образующимся на месте), поскольку он неустойчив в условиях выветривания и в зоне гипергенеза легко переходит в другие минеральные новообразования. Каолинит, возможно, является обломочным.

Анализы глин рентгеновским, оптическим и электронно-микроскопическим методами показывают, что они состоят из агрегатов мельчайших кристаллических частиц глинистых минералов, которые обычно имеют пластинчатую или чешуйчатую форму. Самые мелкие частицы состоят из одного кристалла, более крупные могут быть представлены группами сочлененных кристаллов. Кристаллы состоят из так называемых структурных узлов (building units), которые в свою очередь образуют атомные решетки или слои молекул и являются почти идентичными.

Важное значение глин при изучении коллекторов определяется двумя факторами: 1) мельчайшими размерами отдельных кристаллических частиц, многие из которых не превышают в диаметре 2 мк, а некоторые наиболее активные ‑ 0,2 мк; 2) химической и физической активностью глинистых минералов, особенно представителей группы монтмориллонита. Малый размер частиц обусловливает соответственно большую удельную поверхность глин, чем объясняется высокая поверхностная активность глинистого вещества, присутствующего в коллекторском пласте. Химическая активность глинистых минералов определяется главным образом наличием в них слабо связанных и способных к обмену катионов, или явлением ионного обмена, т. е. замещением ионов раствора ионами твердой фазы при их соприкосновении. В результате ионного обмена изменяются свойства как раствора, так и твердой фазы. Способность осадочных пород, включая коллекторы, к ионному обмену связана в основном с присутствием в них глинистого материала [31].




Физическая активность глинистых минералов определяется особенностями строения их решетки, а именно слоеподобной, напоминающей меха аккордеона их молекулярной структурой. Такое строение решетки глинистых минералов допускает проникновение воды в межслоевое пространство молекул, вследствие чего существенно изменяется их объем. Это обеспечивает гидродинамическое единство даже достаточно мощных толщ тонкодисперсных глинистых пород и позволяет рассматривать их в качестве полупроницаемых мембран. По существу это значит, что могут возникать значительные градиенты гидростатического давления, направленные поперек слоистости, в результате осмотических явлений, которые вызываются различиями в минерализации пластовых вод, содержащихся в отложениях, залегающих ниже и выше глинистой толщи.

Важную хотя и незначительную часть продуктивных песчаных пород составляет вулканический пепел. Подобно глинистым минералам, вулканический пепел уменьшает проницаемость породы-коллектора. Большое количество вулканического пепла содержится в продуктивном песчанике Вудбайн на месторождении Ист-Тексас [18]: суммарное содержание глинистых частиц и вулканического пепла в продуктивной толще колеблется от 30% в северной части залежи до 70 % на отдельных участках ее южной части. Переслаивание песчаников, глинистых пород и вулканического пепла, а также латеральные изменения их относительного содержания в продуктивной толще чрезвычайно затрудняют ее корреляцию в разрезах скважин.

Некоторые песчаные коллекторы полностью или частично состоят из несвязанных, несцементированных песчаных зерен, которые временами в процессе эксплуатации скважин в большом количестве извлекаются вместе с нефтью. Однако в большинстве песчаных коллекторов обломочные зерна связаны между собой тем или иным цементирующим материалом, главным образом карбонатами, кремнеземом или глинистым материалом. Часть цементирующего вещества может быть первичной, отложенной вместе с песчаными зернами и затем в процессе диагенеза¹ перераспределенной химическим путем вокруг них и между ними. Песчаники, сцементированные сингенетичным кремнеземом, называются ортокварцитами в отличие от метакварцитов, или кварцитов метаморфического происхождения. Другая часть цемента может быть вторичным новообразованием, осажденным из водных растворов, которые проникли в осадочные породы после их отложения (см. также стр. 129-131: ).

По мере увеличения относительного содержания цемента кластическая порода может постепенно переходить в хемогенную. Так, например, чистый кварцевый песчаник с возрастанием количества доломитового цемента может на протяжении нескольких миль или даже на еще более коротком расстоянии всего нескольких сотен футов преобразоваться сначала в доломитизированный песчаник, а затем и в песчаный доломит. Повышение содержания в породе кремнистого цемента может привести к переходу рыхлого песка в кварцитовый песчаник и, наконец, в песчаный кварцит.

Различные латеральные видоизменения одновозрастных эквивалентных осадочных пород связаны с понятием о фациях². Фации могут иметь локальное или региональное распространение. Различные литологические изменения называются литофациями, биологические ‑ биофациями. Карты литофаций описаны на стр. 549-550. Наиболее значительные литофациальные изменения коллекторов наблюдаются при переходе проницаемых пород в менее проницаемые. Подобные явления имеют большое значение в связи с разработкой залежей нефти и газа, локализацией ловушек и региональным перемещением флюидов в коллекторах.

Обломочные известняки (иногда называемые еще калькаренитами) и доломиты состоят из зерен кальцита и доломита, подвергшихся, подобно зернам кварца, переносу

¹«Диагенез объединяет совокупность процессов, ведущих к литификации породы или преобразованию вновь отложившихся осадков в отвердевшую породу» [1].

²В советской литературе термин «фация» понимается значительно шире. ‑ Прим. ред.

и переотложению. Зерна обломочных карбонатов могут состоять из раковин, раковинного детритуса, обломков ракушняка и оолитов. Такие породы всегда более или менее сцементированы перекристаллизованным кальцитом, и в случае, если процесс цементации заходит далеко, они могут стать похожими на хемогенные известняки и доломиты. Однако на поверхностях выветрелых обломочных карбонатных пород часто можно наблюдать косую слоистость, а под микроскопом изредка различимы контуры обломочных зерен. Образованные таким путем карбонатные породы, очевидно, обладают значительной пористостью и потому являются хорошими коллекторами. Они, вероятно, слагают значительно большую часть коллекторов, чем это принято считать.

Порода-коллектор – это горная порода, способная вмещать в свои поры флюиды и способная отдавать эти флюиды в процессе разработки, т.е. порода должна обладать емкостными и фильтрационными свойствами, иначе это наз-ся коллекторскими свойствами, и к ним относятся пористость и проницаемость.

Ø Породы-коллекторы могут иметь первичную и вторичную пористость:

Ø Первичная пористость обр-ся при формировании самой горной породы. Напр.: осадконакопление, обр-е магматических пород. Вторичная пористость обр-ся если на г.п. деуствуют какие-либо процессы или явления. Напр.: тектонические процессы, растворение пород, просадка (явление).

По коллекторским св-вам выделяют 4 группы пород-коллекторов. Классификация Дахнова: 1 Кварцевые; 2 Кварц-полишпатовые; 3 Карбонатные; 4 Эвапоритовые (гипс-ангидритовые)

Тип пустотного пространства, обусловленный происхождени­ем породы, определяет ее физические свойства, по­этому он положен в основу наиболее часто используемой клас­сификации пород-коллекторов (табл.1).

Коллектор Литологический состав
Тип Порода
1.Поровый 1.Пористая 1.Терригенные, несцементированные и сцементированные гранулярные по­роды (пески, песчаники, алевролиты, переотложенные известняки)
2.Каверновый 2.Кавернозная 2.Карбонатные крупно- и мелкокавер­нозные породы (известняки, доломи­ты, доломитизированные известняки)
3.Трещинный 3.Трещиноватая 3.Плотные непроницаемые породы (плотные известняки, мергели, алев­ролиты, сланцы), в том числе и маг­матические
4.Трещинно-поровый 4.Трещиновато-пористая 4.Терригенные, сцементированные гра­нулярные породы (песчаники, алев­ролиты, переотложенные известняки)
5.Трещинно-каверновый 5.Трещиновато-кавернозная 5.Карбонатные и реже хемогенные по­роды
6.Трещинно-порово-каверновый 6.Трещиновато-пористокавернозная 6.Карбонатные, терригенные и реже хемогенные породы
7.Кавернопоровый 7.Кавернозно-пористая 7.Терригенные и карбонатные породы

Ø По происхождению горные породы делят на три класса:

· маг­матические (изверженные), обр-шиеся в рез-те за­стывания и кристаллизации магматической массы;

· осадочные, явл-ся продуктами разрушения литосферы и жизнедея­тельности организмов;

· метаморфические, которые обр-сь из осадочных и магматических в результате их физ. и хим. изменений под действием высоких P, T и хим. воздействий.

Ø Все г.п. могут быть коллекторами нефти и газа. В осн., скопления нефти и газа приурочены к осадочным породам, которые также в зависимости от происхождения под­разделяются на три группы: терригенные, состоящие из обло­мочного материала (пески, песчаники, алевролиты, глины, ар­гиллиты и др.); хемогенные, образовавшиеся из мин.в-в, выпавших из водных растворов в рез-те хим. и биохим. реакций или температурных изме­нений (каменная соль, гипсы, ангидриды, доломиты, некоторые известняки и другие); органогенные, сложенные из скелетных остатков животн. и растит. мира (мел, известняки и т. п.).

Ø Коллекторские свойства г.п. в 1 очередь обусловливаются наличием в них пустот (пор, трещин и ка­верн). Поры - это пустоты, образованные межзерновыми про­странствами и представляющие собой сложные капиллярные системы. Трещины - пустоты, образовавш в рез раз­рушения сплошности породы, как правило, под действием ме­ханических напряжений. Каверны - пустоты значительного размера (более 1-3 мм), образовавш в рез выщелачивания г.п. Чаще коллекторы бывают смешанного типа, особенно трещинно-порового. Коллектор порового и трещинно-порового типов как правило связан с терригенными породами. В них содержит­ся около 60% мировых запасов нефти и 76% запасов газа. Коллектор трещинного и кавернового типов характерны для карбонатных пород. В терригенных и карбонатных породах со­держится 99% мировых запасов нефти и газа.

4.

Схема определения приведенного
Пластовое давление и температура


Пластовое давление – это Р, при котором нефть, газ вода находятся в пустотах коллектора в естественных условиях залегания.

Природа и величина этого давления обусловлены тем, что продуктивная часть пласта связана или была связана ранее с выходом пласта на поверхность, через который проис­ходило его питание водой.




Разность уровней, часто значительная, между областью питания на поверхности и глубиной залегания продуктивной части пласта и определила наличие в поровом пространстве избыточного давления, называемого пластовым.

Pпл измеряют в скважинах с помощью скважинных манометров или рассчитывают по положению уровня жидкости в скважине. Так как за счет веса столба жидкости давление у подошвы пласта выше, чем у кровли, то определение Pпл принято проводить в точке, соответствую­щей середине продуктивного пласта.

Pпл и уровень жидкости измеряют в нера­ботающих или специально для этого остановленных скважинах. Это позволяет избежать ошибок, связанных с процессом пере­распределения давления при движении жидкости по пласту и в скважине.


Если уровень жидкости в скважине расположен ниже ее устья, о чем можно судить по отсутствию избыточного давления на устье скважины, то Pпл можно рассчитать по ф: , где Н — высота столба жидкости в скважине.


Если в неработающей скважине имеется избыточное давле­ние на устье, то его учитывают при расчете пластового давления по ф: ,ру — устьевое давление.

В связи с наличием потока тепла от ядра Земли к поверхно­сти с глубиной возрастает и температура пластов.

Для характеристики пластовой температуры пользуются понятием геометрическая ступень и геом.градиент.

Геом.ступень – это увеличение T в земной коре по вертикали на каждые 33 м (увеличив.на 1 С)

Геометрический градиент – величина, на которую возрастает температура с увеличением глубины на каждые 100 м. Для различных районов в зависимости от теплофизических свойств пород, толщины осадочного слоя пород и наличия циркуляции подземных вод он может изменяться от 1 до 12 К на 100 м. Наиболее часто встречающееся его значение 3 К на 100 м.

По известному геотермическому градиенту можно рассчитать пластовую температуру, которую можно ожидать на данной глубине , где — температура нейтрального слоя; Г — геотермический градиент; Н — глубина, на которой определяется температура, h0 — глубина нейтрального слоя. Под нейтральным слоем, под­разумевают слой земли, ниже которого не сказываются сезон­ные колебания температуры. Для большинства районов страны он находится на глубине 3—5 м. Температура в этом слое мо­жет быть принята равной среднегодовой температуре воздуха в данном районе.

Пластовые давление и температура несут информацию об энергетическом состоянии залежи. От них зависит большинство физических характеристик пород и насыщающих жидкостей и газов, фазовое состояние углеводородов в залежи.

Читайте также: