petrophysics2004

служат количественные соотношения между этими частями. Напри­

мер, к обломочным относятся породы, содержащие более 50% обло­

мочного материала.

Кобломочным относят грубообломочные, песчаные, алевритовые

иэффузивно-осадочные породы; к группе хемогенных и биогенных

пород - алюминистые, железистые, марганцовистые, кремнистые

фосфатные, карбонатные, сульфатные, соляные, каустобиолиты;

группа глинистых пород подразделяются на гидрослюдистые, као­

линитовые, монтмориллонитовые, хлоритовые. Наибольшую роль при формировании осадочных толщ играют обломочные, карбонатные, глинистые, соляные и сульфатные породы. Породы последних двух

типов в естественном залегании пластичны, их пористость весьма

мала, составляя доли процента.

Пористость обломочных, карбонатных и глинистых пород изме­ няется в широких пределах. Ее конкретное значение для каждой по­ роды определяется многими факторами. Однако наиболее значимы­ ми из них являются: максимальная глубина погружения, содержа­

ние глинистых минералов, интенсивность вторичных процессов,

температура и возраст пород.

3.4.1. Необратимые изменения пористости с глубиной

На рис. 11 показано изменение открытой пористости обломочных

и глинистых пород с глубиной по данным изучения кернов из глубо­ кой Аралеорекой скважины (Прикаспийская впадина). Скважина

вскрыла терригенный разрез пород от неогена до перми.

Коэффициенты общей пористости осадочных пород, как правило,

больше коэффициентов открьггой пористости тех же пород, причем в

чистых высокопористых породах эта разница очень мала, в уплотнен­

ных плохо отсортированных или заглинизированных алевритовых

породах и в глинистых породах она велика и в изучаемой коллекции

достигает 4% в песчано-глинистых и 2% в плотных глинистых извест­

няках. Определение открытой пористости методически проще и при массовых определениях производится чаще. На рис. 5 хорошо видно

значительное уменьшение открытой пористости с глубиной для всех

рассмотренных типов пород. Рассмотрим механизм этого уплотнения. При погружении осадочных пород на большие глубины в процес­ се формирования осадочных бассейнов медленно растут воздейству­ ющие на породу давления и температуры. При этом уменьшается по­ ристость пород, главным образом в результатенеобратимых дефор­

маций. Эти изменения пористости можно наблюдать по данным изучения кернов пород, извлеченных с различных глубин.

Деформацию и изменения физических свойств горных пород в об­

щем случае рассматривают в зависимости от эффективного напря­

жения: Рэф = р-рnл, пластового (порового) давления Рпл и температу­

ры Т; здесь р- среднее нормальное напряжение, отражающее вли­

яние горного давления в данной точке земной коры [15].

При изменении эффективного напряжения происходит объемная

деформация сцементированного каркаса (скелета) породы, несущего на

40

Рис. 11. Изменение открытой пористости песчано-глинистых пород с глуби­

ной (скв. СГ-1 Аралсорская):

а-песчаники; б-аJiеврОJiиты; в-арГИJIJ!иты и rJiииисто-аJiевритовые породы; г­

сводная зависимость

себе нагрузку вышележащей толщи. Под действием изменившегося

пластовогодавлениядополнительновозникаетдеформацияминералов,

слагающих каркас породы, а при изменении температуры интенсифи­

цируются вторичные процессы, изменяются механические свойства

минералов и происходит их тепловое расширение (или сжатие).

Дляопределениясреднегонормальногонапряжениявкаком-тоэле­ ментарном объеме пласта необходимо знать три главных нормальных

напряжения в этом объеме. Величины главных нормальных напряже­ ний зависят в общем случае от веса вышележащих пород, геометрии и

упругих свойств деформируемого пласта, а также конкретнойтектони-

41

ческой обстановки, влияющей на наnряженное состояние nороды в ус­ ловиях естественного залегания. В связи с разнообразием геологичес­ ких условий аналитическое изучение влияния геометрических факто­ ров и тектонических наnряжений на деформацию nластов - сложная

задача, nоэтому для оnределения среднего нормального наnряжения

обычно nользуются более nростыми схемами деформаций.

Если nринять, что гравитационные силы, создаваемые весом вы­

шележащих осадков, являются основными и оnределяют наnряжен­

ное состояние бесконечных горизонтальных nластов на различных глу­ бинах залегания, то вследствие осевой симметрии горизонтальные

главные нормальные наnряжения no оси х и у равны между собой и

составляют часть от вертикального главного нормального наnряжения:

где К= v(1-v)- коэффициент бокового распора; v - коэффициент Пуассона изучаемой nороды.

В этом случае среднее нормальное наnряжение

Однако в осадочных nористых nородах, nодвергающихся воздей­

ствию наnряжений, в течение длительного геологического времени

на больших глубинахнеобратимые деформации nодобны nластичес­ ким, nри которых наблюдается релаксация касательных наnряже­

ний и все главные нормальные наnряжения оказываются равны меж­ ду собой. В этих условиях К--+1 и уравнение (3.9) можно заnисать в форме уравнения геостатики:

i=l

где h;- мощность i-го литологически однородного интервала с nлот­

ностью nород 8ni nри 100% влажности; g- ускорение свободного nа­

дения. Нормальное nластовое давление

где 88 ; - nлотность nластовой воды в интервале h;.

Уравнения (3.10) и (3.11) nозволяют оnределить эффективное на­ nряжение для среды, состоящей из горизонтально залегающих бес­

i=l

Или, если восnользоваться средними значениями nлотностей nо-

Выражение для оnределения необратимого изменения коэффи­ циента открытой nористости с глубиной можно nолучить дифферен­ цированием уравнения (3.4):

42

Плотность nородообразующих минералов мало изменяется с глу­ биной. Следовательно, изменение объема nороды nроисходит глав­ ным образом за счет уменьшения nорового nространства nороды. По­

ложив в формуле (3.14) dV = dVп• nолучим:

Введем nонятие коэффициента необратимого уnлотнения nороды

~п (t, Т):

Vп.о d(р-рм) Vп.о g(БrLcp -Бп.вJdh.

Величина коэффициентанеобратимого уnлотнения зависит не

только от литологии и структуры nороды, но и от времени уnлотне­

ния осадка t и его темnературы Т, т.е. от конкретных геологических условий. Подставив выражение (3.16) в (3.15), nолучим дифференци­

альное уравнение для оnределения закономерности уnлотнения оса­

дочных nород:

(3.17)

Коэффициент необратимого уnлотнения nород уменьшается с глу­ биной. Однако это уменьшениеневелико и для nрактических целей

можно восnользоваться его средним значением для оnределенных

литотиnов nород. Наnример, для глинистых nород в разрезе Арал­ сорекой скважины (см. рис. 11, в) градиент открытой nористости

!:J.kn.ol!:J.h уменьшается от -1,3 · 10-4 м-1 в интервале глубин 0-1000 м до значения -0,1· 10-4 м-1 в интервале 5000-6000 м. Коэффициент

необратимого уnлотнения для тех же глинистых nород отклоняется

от среднего значения ~п(t, Т)= 33 · 10-з мпа-1 не более чем на 20%.

Среднее значение коэффициентанеобратимого уnлотнения nес­

чаников1 (см. рис.11, а), также оnределенное no формуле (3.17), в ин­

тервале 1500-2500 м nри среднем геотермическом градиенте

Г=2,2 "С/100 м составляет 16,4 ·1о-з мпа-1.

Интегрирование уравнения (3.17) nозволяет nолучить выражение

для оnисания изменения nористости осадочных nород с глубиной:

где k(п.o)h- nористость на глубине h; k(н.o)h=O --то же на nоверхности.

Уравнение (3.18) хорошо оnисывает необратимые изменения nо­ ристости осадочных nород не только в разрезе Аралеорекой скважи-

1 Среднее значение плотностей породы и пластовой воды приняты:

бп.ср=2,5 · 10з кr/мз и lia.cp=1,1 · 10з кгfм3

43

ны. Как видно из рис.12, теоретические и экспериментальные дан­ ные согласуются между собой. Коэффициенты необратимого уплот­ нения зависят от типа nород. Наибольшие значения их отмечаются у

глинистых пород и мерrелей, наименьшие - у кварцевых песчани­

ков и уплотненных известняков.

Следует отметить, что уравнение (3.18) является наиболее общим

видом уравнения уплотнения осадочных пород, справедливым вши­

роком диапазоне глубин. В литературе известны и другие выраже­ ния. Они возможны при более приближенном описании статистичес­ ких связей между пористостью и глубиной осадочных пород. Напри­ мер, если в уравнении (3.14) пренебречь изменением полного объема породы dV/V, то в результате решения такого дифференцированно­

го уравнения получим

Для пород данного литологического состава, залегающих в опре­

деленномгеологическомразрезе, значение (30 (t,T) g (Sn.cp- Sв.ср) =const

и уравнение (3.19) приобретает вид, известный в литературе так же как эмпирическое уравнение Л.Ф. Эзи.

Если в дополнение к первому приближению ограничиться в урав­ нении (3.19) первой степенью ряда разложения экспоненциальной

0,8

0,6

0,4

0,2

о

Рис. 12. Необратимое уменьшение коэффициента ·пористости k<п.o)hlk<п.o)h=O

обломочных и карбонатных пород с глубиной h:

1 - теоретические кривые, вычисленные по уравнению (3.18) д.пя различных значе­

ний коэффициента необратимоrо уплотнении при kn.o(h-o)=0,3; 2 - фактически ус­ редненные зависимости по [15]; 3 - третичные глинистые породы Венесуз.лы; 4 - то

же, Северо-Восточноrо предкавказьи; 5 и 6 - песчаники и известняки Северо-Вос­

точноrо Предкавказьи; 7 - мергели Азово-Кубанской впадины. Шифр кривыхко­

эффициент необратимоrо уплотнении ~0(t,Т), мпа-1

44

функции, то получим еще более приближенную линейную зависи­

мость:

(3.20)

Этот вид зависимости Е.И.Стетюха рекомендует для: описания: из­

менения: с глубиной пористости песчаников и известняков, характе­ ризующихся: наименьшими коэффициентаминеобратимого уплотне­ ния:. М Л. Озерекая и Н.В. Подоба для: описания: изменения: пористос­ ти любых пород с глубиной рекомендуют зависимость

где h - глубина залегания: изучаемой породы, км.

Это уравнениечастный случай уравнения: (3.19) при величине

~п(t, Т)= 32 · 10-з Мпа-1, близкой к средней величине коэффициента

необратимого уплотнения: для: широкой гаммы пород от известняков

до глин. Упомянутые исследователи зависимость (3.21) с постоянным

коэффициентом ~п(t, Т) приспосабливают к конкретному типу отло­ жений путем подбора коэффициента k(п.o)h=o· Этот прием, получив­

ший название графо-аналитического метода, оправдывает себя: в том

случае, если усреднение или экстраполяция: кривой производится

приближенно и в сравнительнонебольшом интервале глубин (напри­ мер, до 2000 м).

Таким образом, несмотря: на литологическое различие пород (гли­

нистые породы, песчаники и алевролиты, известняки и мергели), пер­

вичная: пористость пород необратимо и закономерно уменьшается: с

глубиной по одному закону. Даже коэффициент необратимого уплот­

нения: для: исследованных порол изменяется: не столь уж значитель­

но -всего в 3 раза от 16,3 · 10-з до48 · 10-з мпа-1.0днаконельзя:без

разбора использовать эти зависимости для: прогнозной оценки пори­ стости на глубинах, не вскрытых скважинами,- слишком велик раз­ брос значений пористости на одной и той же глубине (см. рис. 5). Этот

разброс существенно снижает достоверность экстраполяции и обус­

ловлен в песчано-глинистых породах двумя: главными причинами:

1) различным содержанием глинистых и карбонатных минералов в

порах породы, отложенных в процессе ее образования:; 2) различной

интенсивностью вторичных катагенетических процессов, сопровож­

даемых переносом минералов в поровом пространстве породы.

С увеличением глинистости пористость пород уменьшается: (рис. 7). Эта зависимость лежит в основе определения: пористости пород по данным метода самопроизвольной поляризации. Отклонение зависи­

мости изменения: пористости пород с глубиной может быть связано с

растворением минералов и их переотложением в результате мигра­

ции пластовых вод.

Б.К. Прошляков пришел к выводу, что в ряде нефтегазоносных бассейнов огромная: масса карбонатных минералов, отложенных пер­

воначально в песчано-алевритовых породах, выносится: из этих по­

род в интервале глубин от О до 2000 м и переотлагается на глубинах

свыше 2300 м. Это ведет к нарушению закономерности изменения: по-

45

Рис. 14. Влияние эпиrенетических процессовна характер изменения откры­ той пористости песчано-алевритовых пород с r.J!:убиной (по Б. К. Прошл.якову):

а- песчаио-алевритовые породы; б- rJIИиистые породы. 1 -Восточное Предкавка­ зье; 2 - Прикаспийская впадина; 3 - Южный Маи!Ъ1ШJ18к; 4 - Вояrоrрадское По­

вояжье

ристости пород с глубиной (рис. 8). Зависимость становится более

сложной, она отклоняется от экспоненты.

Интенсификация вторичных процессов характерна также для оса­ дочных пород, залегающих вблизи фундамента. Здесь наблюдается

циркуляция активных минерализованных растворов в зонах повы­

шенной вертикальной и субвертикальной проницаемости осадочного

чехла, связанной с тектонической активностью фундамента. Во всех

этих случаях большую роль в создании фильтрационных потоков

минерализованных вод играет термодинамический градиент давле­

ния поровых вод, направление которого может изменяться в зависи­

мости от нагревания или охлаждения горных пород [17]. Это также

может приводить к непредсказуемым изменениям пористости пород

в естественном залегании, на глубине под влиянием гидротермаль­

ных процессов, как это имеет место, например, в нижнеюрских отло­

жениях (тюменская свита) в Западной Сибири.

В то же время уплотнение глинистых пород, при котором интен­

сивность минерального массопереноса существенно меньше, проис­

ходит по экспоненциальным зависимостям с достаточно высоким кор­

реляционным отношением. По этой же причине, а также в связи с зат­

рудненным оттоком вод при уплотнении глинистых пород их возраст

и толщина будут являться главными факторами, определяющими

величину ~0(t, Т).

46

Для одновозрастных (плиоцен) глинистых пород разреза про­ дуктивной толщи Азербайджана получена приближенная связь (по

Л.А. Буряковекому и др., 1982 г.) между ~n(t, Т) и толщиной глини­

стых пластов 11hrл• характеризующая влияние оттока пластовой

воды: ~n(t, Т)= (73,2-19,6lg 11hгл) · 10-3.

Таким образом, при нормальном гидростатическом давлении по­

ровых вод, отсутствии значительных перерывов в осадконакоплении,

тектонических нарушений, вызывающих резкое изменение гипсомет­

рии пород, глинистые породы уплотняются закономерно, изменение

их пористости с глубиной может быть описано сложными экспонен­

циальными зависимостями. Эти свойс·гва глинистых пород на прак­

тике широко используются для прогнозирования аномальных дав­

лений в осадочных толщах [16]. Можно также прогнозировать порис­

тость глинистых пород на глубинах, не вскрытых скважинами.

При прогнозировании пористости алевритовых пород задача ус­

ложняется практически трудно предсказуемым влиянием глинисто­

сти и вторичных изменений порового пространства, о чем шла речь

выше. Большое влияние на интенсивность вторичных преобразова­

ний алевритовых пород имеет температура, его трудно отделить от

влияния возраста пород.

Задачу прогнозирования пористости алевритовых пород можно

решить, если изучать только одновозрастные песчаники преимуще­

ственно кварцевого состава, имеющие максимальное значение ко­

эффициента пористости, т. е. если ограничиться прогнозированием свойств наиболее чистых и хорошо отсортированных разностей, в которых вторичные процессы оказали минимальное влияние. Вли­

47

диапазоне проявляется весьма четко, если сопоставить коэффици­

енты необратимого уплотнения для этих пород со значением геотер­

мического градиента в каждом районе (рис.16).

Если породы, залегающие на вскрытой скважинами глубине h1, имели коэффициент максимальной открытой пористости k(п.o)hl• то

при коэффициентенеобратимого уплотнения 13п(t, Т) породы этого же

возраста при погружении на глубину h = h1+8.h будут иметь новое

значение максимальной пористости k(п.o)h• которое можно найти из

уравнения (3.18):

На рис. 11 изображены четыре графика зависимостей, получен­

ных по уравнению (3.22) для значений &п.ср = 2,5 · 103 кгjм3 и &в.с =

= 1,1 · 103 кг;мзичетырехзначенийгеотермическихградиентов.На­

пример, если девонский кварцевый песчаник Волго-Уральской про­

винции, вскрытый скважиной на глубине h1 = 2000 м имеет макси­

мальную пористость kп.о = 25%, то при геотермическом градиенте в

разрезе Г100 = 2 "С/100 м на глубине h = 7000 м (.!lh = 7000-2000 = = 5000 м) его пористость составит kп.о =10% (рис. 11 ). Тот же песчаник

при геотермическом градиенте Г100 = 3 "С/100 м имел бы пористость

Пористость карбонатных пород может изменяться в широких пре­ делах. Чистые карбонатные породы, образующиеся из неуплотнен­ ных карбонатных илов, состоящих из метастабильного арагонита,

имеют пористость до 70-90%. Карбонатные илы в зоне диагенеза до­ вольно быстро уплотняются, кристаллизуются и переходят в равно-

48

Гloo=l,43 ·с;100 м

Puc.l7. Необратимое уменьшение максимального коэффициента пористос­ ти kn.o чистых кварцевых песчаников с глубиной погружения для районов с разными значениями геотермического градиента Г100

весноесостояние-- превращаются в хемогенную горную породу. Тол­ щина зоны диагенеза составляет 10--50 м и более.

При последующем погружении (зона катагенеза) происходит уп­

лотнение, перекристаллизация, доломитизация горных пород, ра­

створение неустойчивых соединений, образование новых минералов.

Первичная межкристаллическая пористость карбонатных пород на

глубинах залегания промышленных залежей нефти и газа уменьша­

ется до значений, при которых породы становятся практически не­

проницаемыми, хрупкими, в них развивается микротрещиноватость

тектонического или другого происхождения. Под влиянием минера­

лизованных растворов, мигрирующих по микротрещинам, последние

расширяются и образуются карстовые пустоты. Порода вновь при­ обретает свойство проводить флюиды и газ за счет вторичного обра­

зования трещинно-кавернозного пространства.

Е. М. Смехов предложил подразделять трещины на микротрещи­

ны С раскрЫТОСТЬЮ ОТ 10 • 1о-б ДО 100 • 1о-б М И макротреЩИНЫ С рас­ КрЫТОСТЬЮ более 100 · lQ-6 М.

В процессе доломитизации карбонатных пород объем их умень­ шается примерно на 12,3%. Неравномерная доломитизация породы

приводит к увеличению ее пористости, появлению микротрещинова­

тости. Доломитизированные известняки часто имеют более высокую

пористость.