VIP Studio ИНФО Фациальная обусловленность развития коллекторов в рифейских отложениях Юрубчено-Тохомской зоны нефтегазонакопления
levitra bitcoin

+7(495) 725-8986  г. Москва

Журналы

  • Серия
  • Серия
  • Серия
  • Серия
  • Журнал
  • Журнал
  • Журнал
  • Журнал
  • Серия


    Серия "Гуманитарные
    науки"

  • Серия


    Серия
    "Экономика
    и Право"

  • Серия


    Серия
    "Естественные и
    Технические науки"

  • Серия


    Серия
    "Познание"

  • Журнал


    Журнал
    "Минеральные
    ресурсы России"

  • Журнал


    Журнал
    "Геология
    Нефти и Газа"

  • Журнал


    Журнал
    "Маркшейдерия и
    Недропользование"

  • Журнал


    Журнал
    "Земля Сибирь"

В.Г. Кузнецов, Н.М. Скобелева,  (РГУ нефти и газа им. И.М.Губкина)

В.Н. Маркова, О.В. Найденов,  (ООО “Экогеос ЛТД”)

В.Н. Рябченко,  (ООО “Славнефть-Красноярскнефтегаз”)

Журнал «Геология Нефти и Газа» # 2006-5

 

Юрубчено-Тохомская зона нефтегазонакопления является одним из наиболее перспективных объектов добычи УВ-сырья в Восточной Сибири. Она расположена в пределах Камовского свода Байкитской антеклизы и включает Юрубченское, Вэдрэшевское, Куюмбинское и Терско-Камовское месторождения, основные залежи которых связаны с карбонатными отложениями среднего и верхнего рифея.

Геологическое строение Юрубчено-Тохомской зоны нефтегазонакопления описано в ряде работ [1, 3], однако общепринятой модели ее строения до сих пор не сформировано. Дискуссионны вопросы о типах коллекторов, механизме формирования пустотного пространства, а также распределении коллекторов в разрезе и по площади месторождения. Специфика докембрийского карбонатонакопления, в частности преимущественно доломитовый состав отложений, а также отсутствие остатков скелетной биоты и обусловленный ею тип пустотного пространства определили сложный характер как коллекторов, так и природного резервуара в целом. Кроме того, древний возраст и соответственно длительное существование отложений обусловили и интенсивное проявление вторичных процессов, которые также наложили свой отпечаток на коллекторские свойства пород.

Общепринято положение о сложном каверново-трещинном и трещинно-каверновом типе рифейских коллекторов Юрубчено-Тохомской зоны. Учитывая это, значительный практический интерес представляет вопрос о том, какие именно породы обладают наилучшими коллекторскими свойствами, каково значение фациальных условий накопления осадков, а также вторичных преобразований пород, которые в значительной степени предопределяются или по крайней мере связаны с первичными структурами пород.

Основные литологические типы карбонатных пород

Среди карбонатных пород рифея преобладают доломиты, реже встречаются известняки. По структурным показателям выделено несколько основных типов пород. Минеральный состав пород изучался в шлифах с привлечением результатов трехкомпонентного химического карбонатного и рентгеноструктурного анализов. Выделено девять основных типов карбонатных пород, представленных преимущественно доломитами, значительно реже известняками. Среди некарбонатных пород встречены аргиллиты, алевролиты и песчаники, среди глинисто-карбонатных – мергели доломитового и кальцит-доломитового составов. Терригенные породы в разрезе имеют подчиненное значение. В керне цвет рифейских пород разнообразный – бежевый, серый, розовато-серый, зеленовато-серый, реже темно-серый вплоть до черного за счет содержания в них битуминозно-глинистого вещества.

1. Строматолитовые доломиты слагают большую часть разреза и представлены преимущественно пластовыми формами, реже встречаются столбчатые разности. Строматолиты имеют характерные микрослоистые, прерывисто-слоистые, волнисто-слоистые и ажурные текстуры. В строматолитах отмечаются седиментационные фенестральные структуры. Эти образования характеризуются вытянутой, линзовидной, щелевидной формой, в основном они имеют меж- и внутрислоевое распространение. В большинстве случаев фенестры заполнены светло-серым, розовато-серым яснокристаллическим доломитом с гематитом, реже кремнистым веществом или крупнокристаллическим кварцем. Размеры этих минерализованных седиментационных пустот могут достигать 1-3 см. Иногда в центральных частях пустот сохраняется пустотное пространство размером 0,8-1,0 см.

В строматолитовых доломитах наблюдаются текстуры поверхности слоя в виде трещин усыхания, выполненных доломитовым и глинисто-алевритовым материалом. По поверхностям наслоения строматолитовых матов отмечаются тонкие миллиметровые прослойки глинистого вещества, часто насыщенного гематитом.

Породы содержат неравномерно распределенное кремнистое вещество, отмечаются каверны выщелачивания, в основном минерализованные, значительно реже открытые.

2. Граноморфные доломиты характеризуются разнообразием форменных элементов, большая часть из которых представлена фитогенными сгустками и комками, в меньшем объеме присутствуют оолито- и онколитоподобные образования, интракласты и строматокласты, а также своеобразные водорослевые формы желвачковых фитолитов.

Водорослевые комки и сгустки сложены пелитоморфно-микрокристаллическим доломитом, их размеры варьируют от 0,05 до 1,50 мм (в основном 0,1-0,5 мм). Форма, в основном округлая, реже вытянутая и овальная. Часто по периферии комка образуется пелитоморфная оболочка толщиной около 0,01 мм, реже наблюдается образование нескольких концентрических слоев вокруг комка, иногда комки имеют радиально-лучистую внутреннюю структуру. Комки и сгустки сцементированы спаритовым доломитом, реже пелитоморфно-микрокристаллическим глинисто-доломитовым веществом.

Ооидные образования округлой формы имеют размер 0,15-0,50 мм. Они слабо выражены и имеют, как правило, единственную пелитоморфную оболочку вокруг однородного микрокристаллического, иногда тонкокристаллического ядра. Довольно редко в шлифах наблюдается оолитовая и оолитоподобная структура доломита. Оолиты округлой или овальной формы размером от 0,05 до 0,25 мм (в основном 0,15-0,25 мм) сцементированы тонко-среднекристаллическим доломитом.

Желвачковые фитолиты являются довольно специфическими водорослевыми образованиями, вскрытыми в некоторых скважинах, например в скв. Куюмбинская-218. Эти водорослевые образования более крупные по сравнению с комками, их преобладающие размеры 0,5-1,0 мм. Желвачковые фитолиты характеризуются в основном удлиненно-овальной, реже овально-бугристой, гроздьевидной, иногда изометричной неправильной формой. При перекристаллизации они часто обнаруживают мелкосгустковое строение, иногда сложены однородным микрокристаллическим доломитом, имеют пятнистую микро-тонкокристаллическую или узорчатую пелитоморфно-микрокристаллическую внутреннюю структуру.

Граноморфные доломиты содержат интракластовый материал, разнообразно распределенный в породах, в основном это хаотически ориентированные обломки пород, более редко – послойное грубопараллельное распределение интракластов. Форма интракластов очень разнообразная: округлая, удлиненная, пластинчатая, овальная, полуугловатая, ажурная, размеры в основном изменяются от 0,5 мм до 6,0 мм. В единичных пластах интракласты достигают длину 6,0 см при ширине 1,5 см. Интракласты характеризуются разнообразными внутренними структурами: комковато-сгустковой, неясно сгустковой, пелитоморфно-микрокристаллической, строматолитовой, редко желвачковой. По периферии многих интракластов отмечается тонкая пелитоморфная водорослевая каемка. Интракластовый материал сцементирован пелитоморфно-микрокристаллическим и микро-тонкокристаллическим доломитом, участками перекристаллизованным, иногда отмечается сгустково-комковатая структура цемента.

Граноморфные доломиты содержат переменное количество (до 25-30 %) неравномерно распределенного терригенного материала алевритовой и песчаной размерностей. Обломочный материал представлен зернами кварца, реже полевых шпатов, обломками кремнистых пород, рудными минералами. Зерна кварца имеют разные сортировку и степень окатанности. В граноморфных доломитах редко содержится глинистое и битуминозно-глинистое вещество.

3. Микритовые доломиты имеют массивную, реже скрытослоистую текстуру; окраска – светло-серая, однородная; излом – раковистый. Породы сложены очень однородным микрозернистым доломитом, иногда в них присутствуют ультратонкие (шириной не более 0,02 мм) прослои-пленки темно-коричневого глинистого вещества. Этот тип пород образует слои мощностью от 20 см до 1,4 м.

4. Разнокристаллические доломиты с реликтовой водорослевой структурой образованы в результате перекристаллизации фитогенных доломитов. Доломиты сложены суб- и эвгедральными кристаллами микро-мелкокристаллической размерности. На фоне кристаллической массы отмечаются реликты строматолитовых и водорослевых комковатых структур. Несмотря на перекристаллизованную основную массу породы, первичная седиментационная структура доломита различается довольно отчетливо.

5. Разнокристаллические доломиты отличаются сильной перекристаллизацией без сохранения реликтов первичной седиментационной структуры. Они сложены эв- и субгедральными кристаллами от микро-тонкокристаллической (0,01-0,10 мм) до среднекристаллической (до 0,5 мм) размерностей. Иногда в шлифах отмечается зональное и послойное распределение кристаллов разного размера, на макроуровне можно отметить ту же тенденцию – чередование слоев с разным размером кристаллов. Мощность таких слоев варьирует от 20 см до первых метров.

В разнокристаллических доломитах присутствует глинистое и битуминозно-глинистое вещество, неравномерно распределенное в основной массе в виде прерывистых и линзовидных микрослойков, хаотических пятен или в межкристаллических пространствах кристаллов доломита.

Среди известняков преобладают граноморфные породы, реже встречаются строматолитовые, микритовые и перекристаллизованные разности.

6. Граноморфные известняки сложены водорослевыми пелитоморфными комками и микро-тонкокристаллическими сгустками, интракластами и редкими строматокластами, сцементированными спаритом. Граноморфные известняки содержат значительный объем (до 25 %) глинистого вещества, неравномерно распределенного в основной массе породы в виде включений в ядрах и межкристаллическом пространстве кристаллов кальцита, реже линз и карманов неправильной формы.

7. Строматолитовые известняки представлены как пластовыми, так и столбчатыми разновидностями. Текстуры строматолитовых известняков сходны с аналогичными текстурами строматолитовых доломитов. В строматолитовых разностях отмечаются фенестры, выполненные светло-серым, розовато-серым яснокристаллическим кальцитом с гематитом.

8. Микритовые известняки сложены пелитоморфно-микрокристаллическим (0,005-0,050 мм) кальцитом. В разрезе микритовые породы слагают маломощные (не более 0,4 м) прослои.

9. Разнокристаллические известняки с реликтовой водорослевой структурой характеризуются в целом меньшей степенью перекристаллизации известняков, чем доломитов. При перекристаллизации основной карбонатной массы четко различимы реликты первичных строматолитовых и граноморфных структур. Породы сложены ангедральными кристаллами кальцита тонкокристаллической (0,05-0,10 мм) размерности. В известняках отмечаются разрозненные участки гнездообразной формы размером до 1 мм, выполненные более крупнокристаллическим кальцитом с размером кристаллов до 0,25 мм.

Условия образования карбонатных отложений

Состав, структуры, текстуры и комплекс биоты рифейских отложений позволяют считать, что седиментация происходила в теплом мелководном морском бассейне. Преобладание среди карбонатных отложений доломитов свидетельствует о высокой щелочности рифейского бассейна, так как магнезиальные соединения осаждаются при значениях рН не ниже 9. Такую среду создавали цианобактериальные сообщества, которые в процессе жизнедеятельности усваивали растворенный в воде углекислый газ, что вело к повышению рН морской воды до 9,5 и даже 11,0. Последнее и способствовало осаждению магнезиальных соединений.

Формирование в северной части месторождения граноморфных известняков происходило в морском, слабощелочном, неглубоком водоеме, по крайней мере его глубина не выходила за пределы фотической зоны, о чем свидетельствует наличие остатков синезеленых водорослей (цианей) (рис. 1). Граноморфная, в основном сгустково-комковатая структура известняка и невысокое содержание микритового материала свидетельствуют об активной динамике среды осадконакопления.

 

Рис. 1. СХЕМАТИЧЕСКАЯ ФАЦИАЛЬНАЯ КАРТА (А) И ПРИНЦИПИАЛЬНЫЙ ФАЦИАЛЬНО-ПАЛЕОГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОФИЛЬНЫЙ РАЗРЕЗ (Б) РИФЕЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ КУЮМБИНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Зоны распространения разных типов пород: 1 – известняки граноморфные сгустково-комковатые, доломиты, 2 – граноморфные сгустково-комковатые, интракластовые, реже оолитовые, алевритистые и песчаные, участками битуминозно-глинистые, 3 – строматолитовые пластового типа, глинистые, реже песчано-алевритистые; 4 – текстуры поверхности слоя в виде трещин усыхания; зоны интенсивного преобразования пород вторичными процессами: 5 – окремнение и выщелачивание, 6 – перекристаллизация; 7 – предполагаемые разрывные нарушения; 8 – граница фациальных зон (I – мелководная, II – умеренно глубоководная с интенсивным волнением, участками углубляющаяся ниже базиса действия волн, III – крайне мелководная с периодическими осушениями); 9 – скважина

 

Образование пород центральной части месторождения, представленных граноморфными доломитами, происходило в обстановке более глубоководного водоема в условиях повышенной гидродинамической активности, которую характеризуют: текстуры смятия и взламывания, отмечающиеся в строматолитовых доломитах; образование вокруг водорослевых комков пелитоморфных карбонатных каемок; присутствие в разрезах оолитовых пород. Наличие в разрезах несортированных, в разной степени окатанных, интракластовых пород и их смешение с комковато-сгустковым материалом, возможно, отражает штормовые явления, в результате которых отложения легко разрушаются и переоткладываются. Преобладание в разрезах граноморфных пород, с одной стороны, указывает на мелководность бассейна, о чем свидетельствует постоянное нахождение водорослевых образований, с другой – на активную гидродинамику, которая определила трансортировку по дну водорослевых форменных элементов. Объем водной массы был достаточно велик, что и определило возможность появления волнений. Однако значительный процент (от 26 до 52 %) в некоторых разрезах микритовых пород и присутствие в доломитах битуминозно-глинистого вещества свидетельствуют о наличии некоторого рельефа в рифейском бассейне, в пониженных участках которого, ниже базиса действия волн, шло накопление тонкого битуминозно-глинисто-карбонатного материала.

В южной части месторождения (см. рис. 1) формировались строматолитовые доломиты с преобладанием пластовых форм. В этой части бассейна существовали обстановки крайнего мелководья, в которых чередовались затопления и частые периодические осушения осадков. О наличии таких обстановок осадконакопления свидетельствуют седиментационные структуры “птичьего глаза”, а также многочисленные трещины усыхания, выполненные глинисто-карбонатным материалом.

Важно также отметить, что в направлении с севера на юг происходит последовательное сокращение содержания обломочного как песчано-алевритового, так и глинистого материала, т.е. суша как область сноса располагалась севернее. Вместе с тем поставка терригенного материала была относительно ограничена и не подавляла карбонатонакопление.

Вторичные изменения карбонатных пород и их влияние на коллекторские свойства

Постседиментационные изменения карбонатных пород достаточно разнообразны, но наиболее распространены перекристаллизация, выщелачивание, окремнение и трещинообразование.

Перекристаллизация, т.е. укрупнение размеров кристаллов, несмотря на широкое развитие, по-видимому, слабо сказывается на формировании пустотного пространства. По крайней мере, каких-либо значимых закономерностей между степенью перекристаллизации и фильтрационно-емкостными свойствами пород не выявлено. Однако установлено, что иногда в перекристаллизованных доломитах отмечаются мелкие поры перекристаллизации. Эти пустоты имеют неправильную изометричную, реже неправильную удлиненную форму. Их размер составляет 0,1-0,5 мм, достигая 0,8-2,0 мм. Поры ограничены преимущественно идиоморфными ромбоэдрами (0,1-0,2 мм) доломита с примесью тонкодисперсного гематит-глинистого вещества. На стенках некоторых пор отмечаются примазки битумоидов.

Открытая пористость перекристаллизованных доломитов составляет не более 1,5 %. В основном единичные пустоты в перекристаллизованных разностях изолированы, но в единичных случаях поры сообщаются между собой микротрещинами и тогда проницаемость таких пород изменяется от 0,06×10-3 до 3,48×10-3 мкм2.

Существенно большее значение имеют процессы кавернообразования. Наибольшим объемом первичного пустотного пространства обладали пластовые строматолитовые доломиты, о чем свидетельствуют многочисленные фенестры. Развитые в доломитах пустоты имеют линзовидную, щелевидную, реже неправильную форму, гладкие стенки. Иногда фенестры преобразованы процессами выщелачивания, тогда форма этих пустот очень причудливая: амебообразная, извилистая, ажурная, а стенки изрезанные. Размеры таких пустот колеблются от 0,1 до 30,0 мм. В настоящее время эти поры практически полностью залечены светлым разнокристаллическим доломитом, доломитом с гематитом в интерстициях, глинисто-доломитовым веществом, реже доломитом с кварцем и кремнистым веществом. В центральных частях некоторых пустот развиты изолированные угловатые поры размером до 1,0 см.

Большинство строматолитовых доломитов, содержащих такой вид пустот, характеризуется низкими значениями открытой пористости, как правило менее 1 % (0,14-0,98 %). Если центральные части фенестр остаются незаполненными, пористость пород возрастает иногда в 1,5-2,0 раза. Матрица таких пород плотная, непроницаемая. При наличии открытой тектонической трещиноватости породы формируют пласты-коллекторы с проницаемостью до 30 × 10-3 мкм2.

Первоначально пустоты выщелачивания, вероятно, возникали еще на стадии диагенеза, когда в осадке благодаря обилию ОВ генерировалась углекислота, способствующая растворению карбонатов. К концу диагенеза они были полностью залечены яснокристаллическим доломитом.

Наиболее интенсивно процессами выщелачивания преобразованы строматолитовые доломиты, вскрытые в юго-восточной части месторождения (см. рис. 1). В известняках пустот выщелачивания не обнаружено.

 

Интервалы кавернозности в разрезах скважин характеризуются слоисто-зональным распределением. При этом участки закарстованных доломитов могут располагаться как непосредственно под рифейской эрозионной поверхностью, так и на значительном расстоянии от нее. Например, в разрезе скв. К-203 закарстованные породы отмечаются на глубине 87 м от поверхности рифей-вендского стратиграфического несогласия.

Основной объем каверн выщелачивания приурочен к строматолитовым доломитам пластового типа, в которых они развиваются по плоскостям нарастания строматолитов и первичным пустотам (рис. 2).

 

Рис. 2. КАВЕРНА ВЫЩЕЛАЧИВАНИЯ, РАЗВИТАЯ ПО ПЕРВИЧНОЙ ПУСТОТЕ В ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗОВАННОМ ДОЛОМИТЕ С РЕЛИКТОВОЙ СТРОМАТОЛИТОВОЙ СТРУКТУРОЙ
По стенкам каверна инкрустирована мелко-крупнокристаллическим доломитом, зонально насыщенным микровростками гематита, с сохранением пустотного пространства

 
 

Рис. 3. КАРСТОВАЯ ПОЛОСТЬ
В ДОЛОМИТЕ
По стенкам полость выполнена тонкополосчатой глинисто-доломитовой
кор­кой, в центральной части – обломками окремнелых доломитов и кремней, сцементированных пористым
алеврит-глинисто-доломит-ангидритовым веществом

 

Мелкие каверны обычно ориентированы по слоистости и приурочены к центральным частям фенестральных структур, а крупные каверны и их скопления могут располагаться как послойно, так и вкрест слоистости по трещинам. В шлифах видно, что большая часть строматолитовых пород, содержащих каверны, в различной степени перекристаллизована вплоть до полностью перекристаллизованных разностей, в которых первичная водорослевая структура устанавливается лишь при макроскопическом изучении.

Большинство каверн выщелачивания заполнено разнокристаллическим доломитом, доломитом с гематитом в межкристаллических пространствах, глинисто-доломитовым материалом, доломитом и кремнистым веществом или их сложными сочетаниями.

Карстовые полости или их отдельные части редко вскрываются скважинами (рис. 3).

При этом полость характеризуется четкими неровными границами и зональным выполнением. Вдоль стенок развита глинисто-доломитовая корка микрокристаллической структуры и тонко-микрослоистой текстуры толщиной до 3 см. Центральная часть заполнена карстовой брекчией, сложенной хаотично ориентированными угловатыми фрагментами размерами от 2-3 мм до 5-10 см, в разной степени окремнелых доломитов и кремней. Обломки погружены в пористый, кавернозный алеврит-глинисто-доломит-ангидритовый матрикс, играющий роль базального цемента. Доломитовое вещество цемента образовано эв- и субгедральными кристаллами доломита размером от 0,02 до 0,10 мм. Глинистое вещество распределено достаточно равномерно в межкристаллическом пространстве доломитовых кристаллов. Карстовая брекчия кавернозна, в ней наблюдаются каверны щелевидной, реже изометричной формы размером от 1 мм до 2 см, развитые вдоль границ обломков и внутри них, а также непосредственно в самом цементе. Стенки каверн инкрустированы микрокристаллическим доломитом, а сами каверны сообщаются друг с другом. В карстовых полостях, расположенных вблизи кровли рифея, встречается ангидрит, который образует шестоватые кристаллы размером 0,5-5,0 мм; его содержание колеблется от 5-10 до 80%.

В центральных частях каверн выщелачивания участками сохраняются пустоты размером до 2,5х1,2 мм, стенки которых инкрустированы мелко-крупнокристаллическим доломитом с примазками гематита

Интервалы закарстованных доломитов характеризуются значениями открытой пористости от 0,11 до 10,00-18,30 %. Проницаемость в закарстованных доломитах обеспечивается главным образом тектоническими трещинами и варьирует в широких пределах – от полностью непроницаемых разностей до пород с проницаемостью (15-25) × 10-3, редко до 310 × 10-3 мкм2.

В процессе формирования пустотного пространства трещинообразование имело важное значение. Выделено три основных типа трещин.

  1. Открытые тектонические трещины без следов выщелачивания. Их форма преимущественно прямая, реже изогнутая, участками кулисообразная, реже зигзагообразная и ветвящаяся. Стенки таких трещин ровные, гладкие, трещины тонкие, их ширина редко достигает 0,5 мм (рис. 4).
  2. Тектонические трещины с пустотами выщелачивания по стенкам и в околотрещинном пространстве (рис. 5). Этот тип открытых трещин шириной от 0,01 до нескольких сантиметров образован процессами выщелачивания, приведшими к формированию открытых каверн, приуроченных к стенкам трещин и околотрещинному пространству в основной массе породы. Форма каверн очень разнообразна: изометричная, изрезанная, продолговатая, стенки неровные, их размер от 0,2 мм до 2-3 см. В большинстве случаев размеры пустот выщелачивания при тектонических трещинах меньше, чем пустот, образованных при гипергенном выщелачивании.
  3. Гипергенные каверны и трещины, которые развиваются унаследованно по древним тектоническим трещинам. Эти трещины преимущественно ветвящейся, извилистой, реже более прихотливой Т-, Н-образной формы; стенки трещин часто несут следы выщелачивания. Большинство этих трещин залечено различными минералами и их ассоциациями: зеленым глинистым веществом, кремнисто-глинистым и разнокристаллическим доломитом с гематитом. Ширина трещин варьирует в широких пределах от 0,3 до 10,0 мм. Часть гипергенных трещин непроницаема, реже в них существуют открытые пустоты. По некоторым из таких трещин развиваются каверны разнообразной формы и размеров от менее 0,2 мм до 5-8 см (размер каверн редко больше диаметра керна), большинство из которых являются заполненными. Центральные части крупных каверн в закарстованных доломитах часто остаются незалеченными.
 

Рис. 4. СУБВЕРТИКАЛЬНАЯ ТРЕЩИНА В ОКРЕМНЕЛОМ ГРАНОМОРФНОМ ДОЛОМИТЕ (1), ИНКРУСТИРОВАННАЯ ПО СТЕНКАМ ДОЛОСПАРИТОМ, ОТКРЫТОЙ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТЬЮ (2) С РАСКРЫТОСТЬЮ 0,005-0,020 мм И ПРИМАЗКАМ БИТУМА

 
 

Рис. 5. ДОЛОМИТ ГРАНОМОРФНЫЙ КОМКОВАТО-МЕЛКОИНТРАКЛАСТОВЫЙ СЛАБО ЛОКАЛЬНО ОКРЕМНЕЛЫЙ С СУБВЕРТИКАЛЬНОЙ ТРЕЩИНОЙ, ВЫПОЛНЕННОЙ ДОЛОСПАРИТОМ (1) С КРУПНЫМИ КРИСТАЛЛАМИ АНГИДРИТА (2) И ПЛЕНКАМИ БИТУМА ПО СТЕНКАМ (3)

 

Важным постседиментационным процессом, влияющим на коллекторские свойства пород, служит окремнение, причем важен не объем кремнистого вещества, а его наличие.

Кремнистое вещество в рифейских отложениях распределено очень неравномерно, и основной его объем приурочен к горизонтам фитогенных доломитов. В среднем содержание кремнезема оценивается в 5-7 % объема пород, вскрытых скважинами в пределах Байкитской антеклизы [2].

Окраска окремненных прослоев серая, темно-серая, светло- и темно-коричневая, иногда практически черная. В шлифах окремнение проявляется в следующих формах:

  1. микрокристаллическое кремнистое вещество светло-коричневатое и/или практически бесцветное, неравномерно замещающее, “пропитывающее” основную массу породы;
  2. микро-тонкокристаллический кремнезем, распределенный грубопараллельно напластованию в виде линзочек и прерывистых слойков в строматолитовых доломитах;
  3. микрокристаллический кремнезем, участками замещающий карбонатный цемент и отдельные форменные элементы (комки, сгустки, интракласты) в граноморфных доломитах;
  4. микро-тонкокристаллический кварц и радиально-лучистый халцедон темно-коричневого цвета, выполняющий седиментационные пустоты;
  5. практически полное замещение доломита микро-тонкокристаллическим кремнеземом с сохранением первичной структуры карбоната.

Первые два типа распределения кремнистого вещества отмечаются в основном в строматолитовых породах. Кремнезем, как правило, характеризуется пятнистым, реже послойным, слоисто-зональным, линзовидно-слоистым распределением. Большая часть кремнистого вещества распределена в строматолитах пятнообразно, неравномерно “пропитывая” основную массу карбоната. В этом случае контакт кремнистого вещества с вмещающей карбонатной массой расплывчатый с постепенными переходами. Часто в строматолитовых доломитах отмечается груболинзовидно-слоистое распределение тонко-микрокристаллического кремнезема. В отдельных слоях карбонатный материал полностью замещается тонко-микрокристаллическим кремнистым веществом с сохранением первичной строматолитовой структуры.

Среди граноморфных пород значительно реже встречаются окремнелые разности. Для них характерен третий тип распределения кремнистого вещества, при котором кремнезем замещает как тонко-микрокристаллический цемент, так и пелитоморфные комки. Структура кремнистого вещества в основном микрокристаллическая. Часто вокруг замещенного комка остается пелитоморфный контур шириной до 0,02 мм, иногда в центральных частях комков наблюдается карбонатный материал. В крупных интракластах с внутренней комковатой структурой, если они присутствуют в составе форменных элементов, происходит избирательное замещение доломитового материала микрокристаллическим кремнеземом.

В перекристаллизованных разностях с реликтовой строматолитовой структурой микрокристаллический крем­незем распределен линзовидно-послойно, подчеркивая первичную седиментационную строматолитовую структуру карбоната. В перекристаллизованных доломитах с неясной седиментационной структурой кремнистое вещество характеризуется пятнистым распределением.

Последний тип распределения кремнезема – это практически полное замещение карбонатного вещества кремнистым. В шлифах такие породы представлены светло-коричневатым кремнистым веществом микро-тонкокристаллической (до 0,1 мм) структуры, в котором обособляются редкие агрегаты с внутренним радиально-лучистым строением. На макроуровне – это прослои и желваки от нескольких до десятков сантиметров светло-коричневатых, светло-серых кремнистых пород с сохранением первичной строматолитовой структуры и текстурой карбоната. В целом строматолитовые разности окремнены более интенсивно, чем граноморфные.

Процесс окремнения, преобладающий, в строматолитовых доломитах, непосредственно влияет на фильтрационно-емкостные свойства пород. В доломитах, содержащих кремнистое вещество, отмечается увеличение густоты как минерализованных, так и открытых трещин (рис. 6).

 

Рис. 6. ДОЛОМИТ СТРОМАТОЛИТОВЫЙ МИКРО-ТОНКОКРИСТАЛЛИЧЕСКИЙ, УЧАСТКАМИ ОКРЕМНЕЛЫЙ МИКРОБРЕКЧИРОВАННЫЙ

 
 

Рис. 7. ГИСТОГРАММА РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ПРОНИЦАЕМОСТИ ДОЛОМИТОВ ОКРЕМНЕЛЫХ (1) (116 обр.) И НЕ СОДЕРЖАЩИХ КРЕМНЕЗЕМА (2) (523 обр.)

 

Установлено, что проницаемость окремнелых доломитов выше, чем неокремнелых разностей (рис. 7). Среди окремнелых доломитов породы с проницаемостью более 1 10-3 мкм2 составляют 24 %, в то время как в неокремнелых доломитах – лишь 11 %. Последнее связано с большей трещиноватостью окремнелых разностей как за счет большей хрупкости кремнистых образований, так плотностной неоднородностью, которая, в свою очередь, способствует трещинообразованию.

Поскольку установлена связь максимальной кавернозности и микротрещиноватости со строматолитовыми доломитами, необходимо попытаться выяснить причину этого, механизмы соответствующих процессов, а затем и фациальную приуроченность, предопределенность этих процессов, что будет иметь прогностическое значение. Для этого прежде всего важно изучить характер разреза, распределение типов пород и их вторичных преобразований по разрезу. Положение различных типов пород в разрезе имеет определенную закономерность, что позволяет говорить о его циклическом строении. В общем виде циклиты имеют трехчленное строение (рис. 8).

На эродированной поверхности подстилающих отложений располагаются микрослойки или линзочки кварцевого песчано-алевритового материала или грубых интракластовых, нередко окремнелых доломитов, причем характер интракластов отражает состав и структуру подстилающих пород. Залегающий выше, на обломочных или интракластовых породах, а иногда непосредственно на поверхности перерыва, нижний элемент циклитов сложен микрозернистыми доломитами, в той или иной степени глинистыми и микрослоистыми, реже сгустково-комковатыми и строматолитовыми.

В средних элементах строматолитовые доломиты переслаиваются с интракластовыми, оолито-онколитовыми, комковато-сгустковыми и микрозернистыми доломитами. В отдельных циклитах наряду со слоистыми строматолитами имеются также столбчатые и бугристые утолщения строматолитовых прослоев высотой до 15 см с довольно крутыми боковыми поверхностями. Окремнение этих элементов в целом достаточно ограничено и представлено в основном тонкой импрегнацией кремнеземом карбонатной породы.

 

Рис. 8. СТРОЕНИЕ ТИПОВОГО ЦИКЛИТА РИФЕЙСКИХ КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Доломиты: 1 – микрокристаллические, 2 – глинистые, 3 – сгустково-комковатые, 4 – онколит-интракластовые: а – кремневые, б – доломитовые, 5 – строматолитовые микрослоистые с фибровыми прослоями, 6 – строматолитовые горизонтально тонкослоистые, 7 – строматолитовые бугорчатые и столбчатые, 8 – строматолитовые с узорчатыми прослоями; типы окремнения: 9 – пористые корки с реликтами исходных карбонатных пород, 10 – линзовидно-послойное, 11 – агатовидный кремнезем в кавернах, 12 – тонкая импрегнация доломитов халцедоном; I, II, III – нижний, средний и верхний элементы циклита

 

Верхние элементы циклитов сложены микрослоистыми, часто окремнелыми строматолитами доломитами с прослоями глинисто-кремнистых пород. В кровле циклитов встречаются трещины усыхания, которые рассекают окремнелые строматолитовые доломиты и заполнены обломками как вышележащих, так и подстилающих микрослоистых и строматолитовых доломитов, видимо, оторвавшихся при осушении и высыхании последних. Эта ситуация свидетельствует о более раннем окремнении, чем растрескивание кровельных отложений. При этом здесь развиты практически все виды окремнения, причем отдельные пятна и гнезда кремнезема нередко соединяются и образуют кремневые корки – панцири.

Мощность таких циклитов колеблется в широких пределах – от первых десятков сантиметров до 4,0-4,5 м при средней мощности, определенной по разрезам нескольких скважин, 1,5-2,0 м. Средние элементы циклитов характеризуются максимальной мощностью – до 1 м, иногда достигая 3 м. Мощность верхних окремнелых элементов существенно меньше – 0,4, редко до 1,4 м.

Как отмечалось, воды рифейского бассейна характеризовались высокой щелочностью, а в этих средах существенно увеличивается растворимость кремнезема. Кроме того, растворимость кремнезема растет при наличие Mg и высоком значении магний-кальциевого отношения [4].

При обмелении и осушении ситуация кардинально менялась. Во-первых, шло поверхностное карстование, что и привело к формированию каверн, и, во-вторых, при осушении и смешении с метеорными водами снижается соленость, уменьшается концентрация Mg, резко понижается pH и кремнезем выпадает в осадок, замещая карбонатный материал. Подобные осушения даже при незначительных понижениях уровня моря происходили в зоне крайнего мелководья, где развиты строматолитовые доломиты, и именно здесь отмечается максимальное окремнение и выщелачивание, поэтому отложения этой зоны характеризуются максимальными значениями фильтрационно-емкостных свойств.

Заключение

В результате изучения структуры пустотного пространства установлено три основных типа – трещинный, каверново-трещинный и трещинно-каверновый. При этом практически весь объем открытого пустотного пространства карбонатных пород образован в результате вторичных процессов тектонической трещиноватости и выщелачивания. Довольно высокие емкостные свойства пород обеспечиваются в основном кавернами выщелачивания, а фильтрационные – открытыми тектоническими трещинами.

Изучение распределения по площади месторождения типов пород и их преобразованности постседиментационными процессами показывает, что наиболее интенсивно процессами перекристаллизации, окремнения и выщелачивания преобразованы разрезы юго-­восточной части месторождения, в которых значительный процент составляют пластовые строматолитовые доломиты. Породы этой зоны и обладают наибольшим объемом первичного пустотного пространства.

Таким образом, первичные условия накопления осадков, а именно крайняя мелководность и соответственно частые осушения в зоне развития строматолитовых доломитов, обусловили максимальное проявление здесь вторичных процессов и формирование трещинно-кавернового и каверново-трещинного типов пустотного пространства. Другими словами, формирование коллекторов опосредован­но связано с фациальной природой отложений и именно крайне мелководные фации строматолитовых доломитов являются наиболее благоприятными для развития коллекторов лучшего для данной площади качества. Это не исключает развития других типов коллекторов, в частности чисто трещинного типа, в других фациальных зонах.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ:
1. Конторович А.Э. Геологическое строение и условия формирования гигантской Юрубчено-Тохомской зоны нефтегезонакопления в верхнем протерозое Сибирской платформы / А.Э.Конторович, А.Н.Изосимова, А.А.Конторович и др. // Геология и геофизика. – 1996. – Т. 37. – № 8.
2. Пустыльников А.М. Происхождение и формы выделения кремнезема в рифейских отложениях Байкитской антеклизы (Сибирская платформа) в связи с проблемой формирования трещинно-каверновых коллекторов / А.М.Пустыльников, Л.Г.Вакуленко // Геология и геофизика. – 1997. – Т. 38. – № 12.
3. Харахинов В.В. Новые данные о геологическом строении Куюмбинского месторождения Юрубчено-Тохомской зоны нефтегезонакопления / В.В.Харахинов, В.Н.Нестеров, Е.П.Соколов, С.И.Шленкин // Геология нефти и газа. – 2000. – № 5.
4. Laschet Ch. On the Origin of Cherts // Facies. – 1984. – Vol. 10.


©  В.Г. Кузнецов, Н.М. Скобелева, В.Н. Маркова, О.В. Найденов, В.Н. Рябченко, Журнал "Геология Нефти и Газа" - 2006-5.
 

 

 

SCROLL TO TOP
viagra bitcoin buy

������ ����������� �������@Mail.ru