Нефтегазоносность карбонатных пород (I~1)

Посмотреть архив целиком

ГЛАВА I. Происхождение и изменения

карбонатных пород


СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ.


Карбонатными породами, как известно, нередко сложены значитель-ные по мощности толщи. Принято считать, что исходным материалом для образования карбонатных пород служили растворенные в водах соли каль-ция и магния. При избыточном количестве последних в водной среде они начинают выделяться в осадок чисто химическим путем, либо при погло-щении из водной среды живыми организмами эти соли попадают в осадок в виде карбонатных скелетных остатков.

Несомненным является наличие в этих породах трех генетических карбонатных составляющих: 1) биогенного, точнее органогенного, карбо-ната, преимущественно СаСО3, в виде скелетных остатков различных ор-ганизмов и водорослей; 2) хемогенного карбоната, осажденного непос-редственно из водных растворов, и 3) обломочного карбоната, представ-ленного различными по размерам ( и форме ) обломками карбонатных по-род ( или уплотненных карбонатных осадков ). Количественные содержа-ния этих карбонатных составляющих в породах ( осадках ) могут варьи-ровать в очень широких пределах.

Соответственно процессы карбонатообразования могут быть органо-генными, хемогенными и чисто механическими.

Главными факторами физико - химических ( и гидродинамических ) условий, контролирующими осаждение карбонатов, являются:

1) состав вод седиментационного бассейна - общая их минерали-зация и солевой состав, поскольку растворимость карбонатов в разных растворах солей ( соответственно в водах различных водоемов ) будет различной;

2) газовый фактор - практически количество растворенной в водах свободной углекислоты (СО2), поскольку повышение или снижение его сдвигает карбонатное равновесие в ту или иную сторону, в частности, для СаСО3: СаСО3 + Н2О + СО2 Са(НСО3)2;

3) температура и давление, изменение которых вызывает изменение содержания в водах свободной СО2. Повышение температуры ( снижение давления ) способствуют удалению СО2 из водной среды и, следовательно, выделению карбонатов в осадок. Наоборот, при понижении температуры вод ( повышении давления ) растворимость СО2 в них возрастает, соот-ветственно повышается растворимость СаСО3, что препятствует его осаж-дению;

4) щелочной резерв (рН) водной среды - для возможностей осадки карбонатов она должна быть щелочной, со значениями рН > 8, при этом не только в поверхностных, но и в придонных слоях бассейна, так как иначе отложения карбонатов вновь будут переходить из осадка в раствор;

5) гидродинамических режим водных бассейнов, который создается различными движениями вод - волновыми, течениями ( со всегда прису-щей им турбулентностью ) и в подчиненной степени приливно - отливными движениями и конвекционными потоками. Все эти переме-щения, перемешивая водные массы, меняют физико - химические условия в различных участках седиментационного бассейна. Кроме того, они вы-зывают горизонтальные переносы осевшего на дно карбонатного матери-ала, пока он еще не зафиксирован в осадок.




ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ И ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ

ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ - ПОРОД


Диагенетические изменения карбонатных осадков, так же как даль-нейшие эпигенетические преобразования уже литифицированных карбо-натных пород, во многом предопределяются условиями образования осад-ков - их вещественным составом и структурными особенностями.

В соответствии с представлениями Н. М. Страхова диагенезом мы будем называть все процессы, происходящие в осадке сразу же после его образования ( седиментации ) до момента полной его литификации и превращения в породу.

Различают стадии раннего и позднего диагенеза, хотя строгого кри-терия этого разграничения не существует. В раннем диагенезисе осадок представляет собой высокопористую, сильно обводненную, резко неурав-новешенную, неустойчивую многокомпонентную физико - химическую систему легкоподвижных и реакционноспособных веществ.

На стадии позднего диагенеза процессы изменения осадков значи-тельно замедляются и в конце ее осадок достигает состояния внутренне уравновешенной системы, т. е. превращается в породу.

Дальнейшие изменения возникшей породы относятся уже к стадии эпигенеза. Можно различать эпигенез "прогрессивный" и "регрессивный ". Для первого Н. Б. Вассоевич в 1957 г. предложил название " катагенез ", получивший широкое распространение. В катагенезе преобразования по-род происходят при постепенном погружении их на большие глубины. В условиях заметного возрастания температуры и давления породы, почти не меняя минеральный состав, испытывают значительное региональное уплотнение. Следствием его является перекристаллизация карбонатного материала ( укрупнение зерен ) с возможным образованием сложных, зубчатых контактов зерен. Имеющиеся в карбонатных породах поры, а также трещины при наличии в разрезах глинистых пород могут заполняться водами, при региональном уплотнении отжимаемыми из глин в больших количествах. Возможно " катагенетическое проникновение " в карбонатные породы вод и другого происхождения, в том числе эндогенного.

Процессы, которые могут происходить в карбонатных осадках в диагенезе и в карбонатных породах в эпигенезе, весьма сходны. К ним относятся уплотнение, цементация, доломитизация, перекристаллизация, сульфатизация, выщелачивание и др.


УПЛОТНЕНИЕ И ЦЕМЕНТАЦИЯ.


Общеизвестно, что уплотнение осадков в диагенезе связано с отжи-манием из них захороненных вод, которое происходит в основном под влиянием все возрастающей нагрузки перекрывающих отложений. Естес-твенно, уплотнение осадков приводит к уменьшению их влажности, воз-растанию их плотности и, главное, к сокращению их пористости. По дан-ным Р. Миллера, для осадов в целом характерны значения плотнос-тей менее 2 г/см3 и пористости более 30 %. Значения соответственно рав-ные 2 - 2,2 г/см3 и не менее 30 %, отвечают уже состоянию породы, а не осадка.

Сведения о характере уплотнения карбонатных илов в диагенезе ограни-ченны и неоднозначны. В большинстве случаев оно признается значи-тельным, и, главное, происходящим очень быстро . При этом счи-тается, что основное уплотнение карбонатных илов происходит в их са-мых верхних слоях мощностью до 0, 5 - 0, 6 м. У. Х. Тафт указывает, что современные карбонатные осадки Флоридского залива наиболее значительно уплотнятся, судя по уменьшению их влажности, в верхнем ( 15 - 30 см ) слое.

Некоторые исследователи ставят карбонатные породы по способ-ности к диагенетическому уплотнению на второе место после глин или рядом с ними. Значительным уплотнением и быстрой лити-фикацией объясняется основная потеря карбонатными осадками первона-чальной высокой пористости. В современных карбонатных осадках она составляет в среднем 60 - 70 %, что резко контрастирует с пористос-тью древних карбонатных пород, которая обычно имеет значения около 2 - 3 % и менее, а в карбонатных пластах - коллекторах, содержащих залежи нефти и газа, в среднем 8 - 10 % и менее.

Однако существуют мнения о том, что в потере первоначальной пористости карбонатных осадков решающую роль играло не уплотнение, а " цементация ", т. е. процессы минерального карбонатообразования . При этом отмечается, что потеря пористости карбонатными осадками, в частности писчими мелами, является прямой функцией глубины их погружения ( исключая случаи возникновения в пластах АВПД, внедрения нефти или проявлений тектонических напряжений) . Таким образом, фактически и здесь на лицо влияние на карбонатный осадок все возрастающей с глубиной нагрузки ( давления ), т. е. уплотнения.

Таким образом, в разных типах карбонатных пород уплотнение будет проявляться по - разному, соответственно по - разному отражаясь в изменении ( снижении ) первоначально высокой пористости осадков. Наиболее резко сказывается уплотнение на пелитоморфных карбонатных илах, значительно меньше - на карбонатных осадках, состоящих в основном ( 40 - 50 % и более ) из форменных карбонатных образований; слабо подвергаются уплотнению карбонатные " осадки " - продукты различных прижизненных органогенных построек.


ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ.


Перекристаллизация - процесс роста кристаллических зерен, т. е. увеличение их размеров, которое согласно общепринятым определениям происходит без изменения их минерального состава. Однако в последние годы к перекристаллизации относят также и укрупнение зерен, происхо-дящее при переходе неустойчивых метастабильных модификаций СаСО3 ( арагонита и высокомагнезиального кальцита ) или СаСО3* MgCO3 ( каль-циевого доломита, или протодоломита ) в устойчивые низкомагнези-альный кальцит и доломит.

В диагенезе перекристаллизация происходит за счет частичного растворения и переотложения растворенного карбоната в осадке иловыми водами. В эпигенезе она обусловлена в большей степени растворяющим влиянием давления ( при катагенезе ) либо воздействием циркулирующих в породе вадозных вод ( при регрессивном эпигенезе ). Общим правилом растворения является лучшая растворимость более мелких зерен, за счет которой и растут зерна, относительно более крупные.

Результатом диагенетической перекристаллизации служит частичное или полное преобразование пелитоморфной (коллоидной, тонкозернистой ) карбонатной массы в мелкозернистую. Условно размер возникающих зерен ограничивается пределом 0, 05 мм. Как правило, диагенетическая, особенно раннедиагенетическая, перекристаллизация, происходящая в заметно обводненном осадке, носит более или менее равномерный характер.

Оценки роли перекристаллизации в изменении пористости пород противоречивы. Как считают Г. А. Каледа и Е. А. Калистова, в большинстве случаев перекристаллизация снижает пористость, но иногда приводит к ее возрастанию. По мнению же К. Б. Прошлякова и др. , она увеличивает емкость известняков и доломитов.

Очевидно, влияние перекристаллизация на пористость в общем случае может выражаться по - разному:

1) пористость не будет меняться, если происходящее при перекрис-таллизации частичное растворение и переотложение карбонатных веществ будет сбалансированным;


Случайные файлы

Файл
48732.rtf
94285.rtf
42651.rtf
35865.rtf
15506-1.rtf




Чтобы не видеть здесь видео-рекламу достаточно стать зарегистрированным пользователем.
Чтобы не видеть никакую рекламу на сайте, нужно стать VIP-пользователем.
Это можно сделать совершенно бесплатно. Читайте подробности тут.