книги из ГПНТБ / Бурштар М.С. Основы теории формирования залежей нефти и газа

содержания глин, уплотнение может быть мерой соотношений объ­ емов (а следовательно, и пористости) уплотненного и неуплотненного осадка. В этом случае под уплотнением можно понимать уменьшение начальной пористости глин под действием собственного веса и веса (нагрузки) вышележащих пород. Так, при начальной пористости глинистого осадка, равной 80% , его уплотнение принимается равным нулю, в то же время при пористости осадка, приближающейся к нулю, его уплотнение будет равным 0,8.

При определении промежуточных величин уплотнения глинистых осадков, имевших первоначальную пористость 80% и обладающих конечной пористостью, равной нулю, может быть использовано эмпирическое уравнение (Уэллер, 1959)

при его промежуточной пористости Р, выраженной в долях единицы. По этой формуле, зная значения промежуточной пористости, можно определять величину уплотнения. Так, если промежуточная пористость глинистого осадка составляет примерно 0,20, то уплотне­

ние выразится величиной, равной 0,75.

Но в уплотняющемся осадке пористость не является одинаковой по всему разрезу: в кровле отложений она будет больше, чем в по­ дошве. Поэтому при определении уплотнения осадок следует разде­

а также рассчитать средневзвешенную по мощности всего глинистого

делить характер уплотнения и величину средней пористости гли­ нистых осадков.

Все сказанное относится к осадочным комплексам, представлен­ ным целиком глинами. Обычно же приходится иметь дело с терригенными комплексами, представленными переслаиванием глинистых и песчаных отложений. В этом случае необходимо установить не только процентное содержание, но и характер распределения этих

1 Подробное описание методики определения степени уплотнения и изме­ нения пористости с глубиной приводится в работе М. С. Бурштара, И. В. Маш­ кова (1963).

30

прослоев в разрезе. Поскольку это не всегда представляется воз­ можным, приходится прибегать к некоторым условностям.

1. Если при изучении фактических разрезов скважин в иссле­ дуемом районе будет установлено, что большая часть песчаных про­ слоев находится в нижней части осадочного комплекса, то можно считать эти песчаные прослои единой толщей; при уплотнении гли­ нистых осадков она играет роль относительно жесткого упора, который не принимает непосредственного участия в уплотнении глин.

2. Если наибольшее количество песчаных прослоев приходится на верхнюю часть осадочного комплекса, то принимается, что эти прослои в совокупности также представляют собой единую толщу, но уже непосредственно влияющую на уплотнение глин и создающую дополнительную гравитационную нагрузку.

3. Если песчаные прослои равномерно распределены по всей глинистой толще, можно принять, что в создании дополнительной гравитационной нагрузки на глины принимает участие только часть от половины общей мощности песков, пропорциональная их процент­ ному содержанию в рассматриваемом комплексе в целом. Осталь­ ная же часть песков относится к нижней части осадочной толщи и наравне с глинами воспринимает на себя нагрузку вышележащих отложений этого комплекса.

Принимая эти условия, мы тем самым получаем возможность для объединения мощностей отдельных глинистых прослоев, разобщен­ ных прослоями песков, в одну общую толщу, которая и используется при расчетах уплотнения глин по описанному нами методу (Бурштар, Машков, 1963).

Обезвоживание осадка, являющееся первой стадией уплотнения

При достижении этого предела наступает следующая стадия уплотне­ ния, т. е. механическая деформация осадка, в течение которой отжатие воды происходит менее интенсивно, но уже в коллекторские горизонты в результате разности давлений: reo статических в глинах и гидростатических в песчаных и карбонатных коллекторах. Однако коллекторские горизонты, представленные песчаными или карбо­ натными образованиями (в различной степени уплотненными), к моменту поступления в них отжатых из глин вод уже заполнены седиментационными водами. Под действием упругих сил воды и в результате разности пластовых давлений в коллекторском гори­ зонте, создаваемой различным его гипсометрическим положением в разрезе и пространстве, пластовые воды будут двигаться в область пониженных пластовых давлений (к зонам разгрузки).

Объем отжатой из глинистых пород воды определяется по формуле

V = 5 , ( Ä 1 P 1 - Ä a P a ) ,

31

В начале процесса уплотнения глинистых пород происходит только отжатие воды. По мере погружения и увеличения гравита­ ционного давления и температуры в результате преобразования органического вещества происходит генерация углеводородов сна­ чала в газовой фазе, а на более поздних этапах диагенеза и среднего катагенеза — преимущественно в жидкой фазе. Уже в процессе среднего катагенеза, когда уплотнение пород достигает состояния начального метаморфизма (при условии высоких температур — 170° С и выше), генерация углеводородов происходит только в газо­ вой фазе.

В зависимости от геологических условий залегания нефтепроизводящих (глинистых и др.) и проницаемых толщ уплотнение может привести в некоторых случаях к вертикальной миграции (помимо основной — латеральной) как вверх, так и вниз. В ряде нефтеносных районов нефтяные и газовые месторождения расположены ниже поверхности несогласия. В связи с этим есть основания полагать, что нефть и газ могли проникнуть из нефтепроизводящих толщ, расположенных ниже поверхности несогласия, снизу вверх в резуль­ тате уплотнения подстилающих пород или же из отложений, распо­ ложенных выше поверхности несогласия, сверху вниз.

Следует отметить, что степень уплотнения осадков в период гене­ рации углеводородов имеет важное значение не только для миграции и аккумуляции, но и для формирования различных фазово-генети- ческих типов залежей.

Песчаные и карбонатные породы имеют сравнительно меньшую сжимаемость, уплотнение их происходит медленно и подчинено дру­ гим физическим законам, нежели глин. Вытеснение седиментацион­ ных вод из этих пород происходит в основном не за счет уменьшения мощности в результате уплотнения, а вследствие уменьшения по­ ристости в результате цементации пор, механической деформации и др.

Уменьшение пористости песчаных пород с увеличением глубины залегания обусловлено повышением давления и температуры, с кото­ рым связаны обменные реакции между раствором и минералами, слагающими породу. Давление на минералы пород является причи­ ной своеобразных изовалентных и гетеровалентных обменных реак­ ций, при которых из сжатых кристаллических решеток в раствор уходят ионы с большим радиусом, замещаясь ионами с меньшим радиусом. Массовое растворение под давлением приводит к переходу в раствор не только основных породообразующих компонентов Si4 + , A l 3 + , К + , Na+ , Са 2 + , M g 2 + , Fe2 + , но также многих рассеянных и ред-

32

ких элементов, заключенных в кристаллических решетках минералов в виде микровключений и изоморфных примесей. Увеличение мине­ рализации вод и их насыщение разнообразными элементами сопро­ вождаются сложными реакциями в самом растворе и замещением одних минералов другими.

В условиях различных напряжений (высоких в точках стыка обломочных зерен и более низких в порах) растворение основных кластогенных компонентов сопровождается регенерацией и разра­

давлением и переотложение растворившегося материала в порах песчаных пород ведут к снижению пористости и проницаемости песчаников и к ухудшению их коллекторских свойств.

Е . И. Стетюхой (1964). Им выведены формулы и составлены гра­ фики изменения пористости песчаных пород на примере Предкав­ казья.

Уплотнение песчаных пород происходит медленно. При прочих равных условиях медленно протекающее уплотнение песчаных по­ род определяется, видимо, не столько глубиной их залегания, сколько длительностью процесса уплотнения, т. е. геологическим возрастом. К очень медленно идущим в течение геологического времени процес­ сам, соответствующим этапам уплотнения, относятся растворение кремнезема на контактах песчаных зерен и последующее осаждение его в пустотах поровых пространств. В дальнейшем происходит отло­ жение вторичного кварца, доломита, кальцита, ангидрита и других цементирующих веществ. Пористость песчаников понижается, флю­ иды вытесняются из поровых пространств.

По мере погружения песчаники несколько уплотняются под нагрузкой вышележащих толщ. Значительное давление способствует растворению кремнезема в местах соприкосновения зерен, благодаря чему улучшается сообщаемость между порами. Вода, заполняющая поры, также испытывает определенное давление, которое может оказаться меньшим по сравнению с давлением, испытываемым зер­ нами породы, в связи с чем сравнительно слабо растворимый кремне­ зем будет переотлагаться вторично.

Карбонатные образования, присутствующие в виде обломков раковин, зерен известняка и др., также могут растворяться при больших давлениях и температурах. Растворимость карбонатов повышается в присутствии углекислоты и углекислого аммония, образующихся при разложении органических остатков. При много­ кратном повторении погружения и разгрузки горной породы от напря­ жения образуются разрывы и трещины, в которые устремляются флюиды, способствующие переотложению кальцита, доломита и ан­ гидрита, что в свою очередь обусловливает вытеснение подвижных веществ из поровых пространств.

При длительном (в геологическом аспекте времени) воздействии нарастающей нагрузки процесс уплотнения может продолжаться практически до полного исчезновения пор. При этом происходит необратимая деформация, с которой связаны эпигенетические пре­ образования в поровом пространстве.

Как указывает В. М. Добрынин (1965), длительное воздействие нагрузки и растворение минерального скелета приводят к необра­ тимому уменьшению пористости с глубиной при уплотнении грану­ лярных пород в результате более плотной укладки зерен и образова­ ния вторичных минеральных соединений в порах. Он отмечает также, что, несмотря на литологическое различие пород (глины, песчаники, известняки, мергели), а следовательно, и неодинаковую интенсив­ ность эпигенетических процессов в них, характер изменения пори­ стости этих пород с глубиной один и тот же. Даже средние значения коэффициентов необратимого уплотнения пород изменяются в узких

пород является основным фактором изменения их пористости с глу­ биной. На фоне механического уплотнения проявляются физикохимические процессы в период эпигенеза.

В карбонатных породах может образоваться вторичная пористость вследствие избирательного растворения минерального скелета вы­ сокотемпературными водами на глубине или же карстования во время древних размывов. Она может возникнуть и в результате частичной доломитизации карбонатных пород.

При определении степени уплотнения пород в зависимости от глубины становится очевидной необходимость учитывать разнооб­ разие литолого-петрографических свойств пород и различные фи­ зико-химические условия породообразования. В. М. Добрынин при­ водит интересные данные. Например, в случае углеводородного заполнения пор породы или в случае аномально высокого пласто­ вого давления скорость растворения и переотложения минеральных соединений уменьшается. Наличие зерен кальцита в кварцевом песчанике способствует возрастанию скорости заполнения порового пространства эпигенетическими минералами. Безусловно, немалое значение при уплотнении песчаников имеют величина зерен и их отсортированность. Процессы уплотнения осадочных пород рас­ смотрены нами не с точки зрения анализа факторов, способству­ ющих формированию породы и ее уплотнению, а с точки зрения энергетической стороны этого вопроса, определяющей движение под­ земных вод, являющихся основным агентом переноса углеводородов.

При определении характера уплотнения осадков и движения седиментационных вод весьма важным является значение величин гидродинамических нагрузок на каждом этапе геологического раз­ вития. С целью определения их нами впервые была разработана методика построения региональных схематических карт палеогидродинамической обстановки и составлены такие карты для Северного Кавказа (Бурштар, 1963; Бурштар, Назаров, 1970).

34

седиментационные воды мигрируют вверх по региональному наклону. Пластовое давление в коллекторе при этом создается за счет отжатия вод из уплотняющихся глин: часть геостатического давления, превышающая гидростатический напор, передается на пластовые воды.

Пластовое давление в коллекторе при поступлении вод сверху

иснизу прямо пропорционально гидростатическому давлению,

их контакта с коллектором. Это давление определяется мощностью осадочной толщи от уровня осадконакопления до середины пластаколлектора.

Движение седиментационных (элизионных) вод в интервале глу­ бин от 0 до 2500 м будет направлено от осевых частей депрессионных зон к бортовым частям или зонам поднятий. Таким образом, гидро­ динамический максимум до глубины 2500 м будет совпадать с осевыми

шей гидродинамической энергией обладают зоны разгрузки седи­ ментационных вод — гидродинамические минимумы. Если гидро­ динамические максимумы, смещаясь, мигрируют по направлению зон нефтегазонакопления, то гидродинамические минимумы сохра­ няют свое местоположение в унаследованном плане. Поэтому место­ рождения нефти и газа концентрируются главным образом в пределах крупных тектонических элементов и локальных поднятий, разви­ вающихся унаследованно.

Движение седиментационных вод по коллекторам происходит за счет постоянного поступления дополнительных порций воды из уплотняющихся глин и частично за счет уплотнения самих кол­ лекторов, в результате чего нарушается пластовое гидродинами­ ческое равновесие. На глубинах свыше 3000 м уплотнение пород достигает предельных значений, в связи с чем движение пластовых вод крайне замедляется. Участки с близкими к нулевым величинами столба отжатой воды на глубинах меньше 3000 м чаще всего соответ­ ствуют центральным частям гидродинамических минимумов. Породы в их пределах уплотняются крайне слабо (практически почти не­ уплотняются) из-за стабилизации или крайне незначительного роста геостатической нагрузки. На этой стадии часто имеют место внутрирезервуарная миграция и скрытая разгрузка флюидов.

Наиболее интенсивное отжатие седиментационных вод из глин и песчаников происходит в интервале глубин 500—2500 м. Причем глины уплотняются значительнее, чем песчаники (в среднем в 2,3

36

Этапу седиментационного уплотнения осадков под действием собственного веса и веса 200-метрового столба морской воды соот­ ветствует этап седиментационного водообмена, а этапу уплотнения осадков и пород под действием вышележащей толщи осадков — этап гравитационного водообмена. Большие абсолютные величины объ­ емов воды, отжатой из глин в коллекторы, не могут служить крите­ рием для сравнительной оценки процессов водообмена в различных структурно-фациальных зонах, поскольку одинаковые количества воды переходят в коллекторские горизонты за различные проме­ жутки времени. Для такого рода сопоставлений удобной единицей является безразмерная величина — цикл водообмена, — означа­ ющая полную смену вод в коллекторских горизонтах отдельных стратиграфических комплексов.

Для определения числа циклов водообмена за определенный период времени используется отношение объема воды, эмигриро­ вавшей из глин за этот отрезок времени, к объему норового простран­ ства коллектора в конце этого же времени (периода). Определяемое расчетным.путем (Бурштар, 1963) число циклов седиментационного и гравитационного водообмена является комплексным и итоговым показателем процессов как уплотнения глинистых и песчаных осад­ ков в целом, так и перераспределения вод в изучаемой осадочной толще, в частности.

Число циклов водообмена (особенно гравитационного) и их про­ должительность позволяют достаточно точно составить первые представления о гидродинамических и гидрогеологических условиях,

интенсивностью и продолжительностью в зависимости от тектони­ ческого режима, характера нагрузки (мощности) и т. п. Это и обусло­ вливает дифференцированный характер изменения объемов выжатой из глинистых осадков воды, а также количество и продолжительность циклов седиментационного и гравитационного водообмена.

Поскольку в течение этапа гравитационного уплотнения гли­ нистых осадков выжимание вод происходит в пласты-коллекторы, а объем порового пространства этих пластов уменьшается с течением времени по мере роста на них нагрузок, то изменяется соответственно и интенсивность водообмена, следовательно, число и продолжитель­ ность циклов гравитационного водообмена позволяют косвенно оценить его характер. Структурно-фациальные зоны, в пределах которых наблюдается наибольшее число, а следовательно, и наи­ меньшая продолжительность каждого цикла гравитационного водообмена, будут отличаться наиболее интенсивным водооб­ меном.

37

Водообмен и вызывающее его гравитационное уплотнение, про­ исходят особенно активно в период региональных погружений. Поэтому наиболее благоприятные условия для транспортировки - углеводородов элизионными водами (первичная и вторичная мигра­ ция) будут также соответствовать этим периодам.

Наблюдаемая в настоящее время на молодых платформах и в гео­ синклинальных областях незавершенность циклов водообмена и продолжающийся процесс уплотнения осадков (особенно для моло­ дых стратиграфических комплексов) свидетельствуют о продолже­ нии (или по крайней мере о тенденции к продолжению) движения элизионных вод и миграции углеводородов.

П е р е н о с т е п л а (геотермический фактор). К числу важ­ ных факторов, определяющих направление движения вод и процессы миграции нефти и газа, относится геотермический фактор. Он имеет огромное значение в переносе тепла из глубин в осадочный чехол. В процессе теплового переноса происходит понижение температур­ ных градиентов, выравнивание их. Основным агентом, транспорти­ рующим тепло, являются подземные воды, обладающие высокой теплоемкостью. Они аккумулируют в себе огромную тепловую энер­ гию и распределяют ее в верхних слоях литосферы.

Прежде чем переходить к теплопереносу, связанному с движением подземных вод, необходимо кратко остановиться на общих вопросах, касающихся процессов формирования естественного теплового поля в осадочной толще.

Безусловно, главную роль в создании теплового поля Земли играют планетарные источники тепла и прежде всего радиогенные. Кроме того, большое значение имеют преобразования гравитацион­ ной энергии в процессе формирования планеты — гравигенное тепло и изменения георотационного режима — ротационногенное тепло.

По данным некоторых исследователей (А. А. Любимов, Г. Н . Ста­ рикова, 1966) потенциальная гравитационная энергия современной расслоенной Земли составляет 2,5-103 8 эрг, или 9000 кал на 1 г земного вещества. Тепловая энергия, образующаяся в результате замедления вращения Земли, составляет примерно 20—30% от величины радиогенного тепла.

Большую роль в энергетике земной коры играют геологические процессы — тектонические, метаморфические и магматические. Нас прежде всего интересуют тектонические и метаморфические процессы, приводящие к превращениям внутриземной энергии из одной формы в другую и перераспределению ее между различными зонами земного шара.

Общей причиной тектонических процессов является изменение объема земных масс и их перераспределение внутри Земли, что при­ водит к сложным движениям этих масс, появлению напряжений, особенно сильно проявляющихся в верхних частях земной коры. Не вдаваясь в подробности, можно отметить, что тектонические процессы в энергетическом отношении создают небольшой количе­ ственный эффект. Так, по подсчетам Ж. Гогеля, общее количество

38

энергии, участвующей в тектонических процессах с учетом энер­ гии горообразования, деформации, в среднем составляет около 3-102 5 эрг/год, или всего 2,4-101 0 кал/с.

Определенное место в тепловом балансе недр Земли занимают метаморфические процессы. Первые стадии физико-химических пре­ образований, сопровождающие формирование горных пород, — диагенез, эпигенез и отчасти метагенез, осуществляются в самой верхней части литосферы. На этих стадиях наиболее распространены окислительно-восстановительные превращения минерального веще­ ства, явления растворения и кристаллизации, реакции гидратации — дегидратации. Все эти процессы происходят при активном участии тепловой энергии.

Небезынтересно отметить некоторые энергетические превраще­ ния сопровождающие литификацию тонкодисперсных осадков. Так, П. Ф. Швецов (1966) указывает, что происходящее при захоронении глинистых отложений уменьшение удельной поверхности частиц скелета в результате их уплотнения (под действием нагрузки выше­ лежащих пород около 250 кгс/см2 ) приводит к выделению тепла. Запас поверхностной энергии глинистых частиц составляет по его данным 1200 ккал на 1 м 3 неуплотненной породы. Следовательно, полное выделение энергии при уплотнении глинистой толщи перво­ начальной мощностью, например, 1 км даст экзотермический эффект

в120 ккал на 1 см2 поверхности.

П.Ф. Швецов считает, что напряженный тепловой режим в зоне развития майкопских отложений Предкавказья объясняется именно экзотермическим эффектом в результате уплотнения.

Наиболее глубокие преобразования пород происходят на стадии их метаморфизма. Здесь основным агентом является температура, заметно возрастающая с глубиной. В орогенных подвижных зонах, где на больших глубинах (до 20 км) температура достигает 600— 700° С и более, мощные толщи пород охвачены региональным мета­ морфизмом. Следствием прогрессивного метаморфизма являются дегидратация и декарбонатизация горных пород. На ранних стадиях метаморфического изменения пород происходит дегидратация мине­ ральных соединений, содержащих кристаллизационную воду (типа гипса CaS04 -2H2 0). Общий тепловой эффект этой реакции равен

различных природных соединений происходит выделение тепла в аналогичных количествах. На последующих стадиях метаморфизма дегидратация захватывает уже не кристаллизационную воду, а кон­ ституционную .

Имеющиеся данные показывают, что средний удельный тепловой эффект метаморфических реакций составляет около 100 кал/г, а осредненный во времени удельный энергетический эффект регионального метаморфизма составляет 10"1 1 —10~101 2 кал/(см3 • сек) (Зверев, По­ ляк, 1970).

39