Глины и глинистые породы

(Слайд1G1_11)

Глины и глинистые породы (аргиллиты, глинистые сланцы) составляют около 60% всех осадочных пород.

Глины содержат более 50% пелитовых частиц размером < 0,01 мм и не менее 25% частиц размером < 0,001 мм.

Глины характеризуются пластичностью, зависящей от степени дисперсности слагающих их минеральных частиц, и способностью к ионному обмену.

Образование и преобразование глинистых осадков связано со сложными физико-химическими процессами, в которых ведущими являются коллоидные. В глинах заключена основная масса органического углерода, содержащаяся в осадочных породах. Многие исследователи относят глины к основным нефтегазоматеринским породам.

Под воздействием процессов диагенеза и эпигенеза глины уплотняются, пористость их уменьшается, они отдают поровую воду и постепенно теряют пластичность, превращаясь в уплотненные разности. При дальнейшем метаморфизме глины и аргиллиты преобразуются в глинистые сланцы. В более глубоких зонах метаморфизма происходит полная перекристаллизация глинистой массы; с появлением поглощенных оснований и привносом щелочей и щелочноземельных элементов глинистые сланцы переходят в филлиты и другие кристаллические сланцы.

По минеральному составу глины относятся к сложным полидисперсным и полиминеральным породам, состоящим из ассоциаций глинистых и неглинистых минералов (первичных и вторичных, кристаллических и аморфных), содержащим различное органическое вещество, поглощенные катионы, растворимые соли и способным удерживать воду.

В.И. Лучицкий (1932) разделяет глины по минеральному составу на три основных типа:

1) каолиновые;

2) монотермитовые;

3) монтмо-риллонитовые (бентонитовые).

И.И. Гинзбург (1941) различает в коре выветривания три главных типа глинистых пород:

1) каолиновые;

2) галлуазитовые и ферригаллуазитовые;

3) монтмориллонитовые и ферримонтмориллонитовые.

(Слайд1G1_111)

В зависимости от геохимических условий среды образуются различные глинистые минералы:

- каолинит характерен для кислой и слабокислой среды;

- аллофан — для слабокислой; галлуазит и щелочьсодержащий каолинит известны в слабокислых и нейтральных средах;

- Mg-монтмориллониты, бейделлит, леверрьерит и гидрослюды — в слабощелочной и нейтральной средах;

- Са-, Mg-монтмориллониты, частично бейделлиты и гидрослюды характерны для щелочной среды;

- Са-монтмориллониты и щелочные (Na — К) монтмориллониты обычны для сильнощелочной среды (Теодорович, 1958).

Минералы группы глин с отношением Аl2О3(или R2O3) к SiO2от 1:1 до 1:2 свойственны кислой и слабокислой средам, от 1:1 до 1:3 — нейтральной, от 1:3 до 1:6 — щелочной.

В бассейне осадконакопления глинистые минералы распределяются следующим образом (Ратеев, 1954).

1. В зоне образования континентальных отложений преобладает каолинит, а гидрослюды имеют подчиненное значение.

2. В опресненной зоне водоема наиболее развиты гидрослюды, а количество каолинита уменьшается.

3. В переходной зоне от опресненной к морской исчезает каолинит и исключительно распространяются гидрослюдисто-хлоритовые ассоциации минералов без заметной примеси минералов группы монтмориллонита.

4. В морской зоне отмечается гидрослюдисто-монтмориллонитовый состав минералов с увеличением монтмориллонита (с иллитовым характером гидрослюд).

При изучении морских осадков Р.Е. Грим (1956) обнаружил иллит, каолинит и монтмориллонит; последний, по его мнению, продукт вулканической деятельности. Присутствие в морских осадках чуждого щелочной среде каолинита указывает на то, что он принесен с суши. Лагунные осадки характеризуются присутствием иллита и реже монтмориллонита. Более древние глинистые породы содержат преимущественно иллит, хлорит, в небольшом количестве каолинит, реже иллит-монтмориллонит. В более молодых породах обычно наблюдаются совместно монтмориллонит и каолинит.

Изучение минерального состава глинистых пород ввиду его сложности проводят комплексно с помощью анализов:

- гранулометрического,

- петрографического,

- химического,

- термического,

- электронномикроскопического,

- рентгеноструктурного,

- спектрального,

- спектрофотометрического.

По структуре глины могут быть аморфными, скрыто-, микро- и яснокристаллическими, а также смешанного строения.

 

(Слайд1G1_112)

Глинистые минералы, присутствующие почти во всех осадочных породах-коллекторах, содержатся как в виде отдельных зерен, так и в виде аморфной массы, заполняющей пустоты и трещины. Глинистое вещество, рассеянное в том или ином виде и количество в песчаных породах, служит цементом. Влияние глинистых минералов на свойства нефтяного пласта определяется двумя факторами:

1. Микроскопической величиной кристаллов глинистых минералов — обычно до 2 мк, реже до 0,2 мк в диаметре.

2. Химической и физической неустойчивостью глинистых минералов, особенно минералов группы монтмориллонита при соприкосновении с раствором.

Малый размер глинистых частиц сказывается на удельной поверхности, которая предопределяет степень активности поверхностных явлений, имеющих место в нефтяных и газовых пластах.

Химическая неустойчивость глинистых минералов обусловлена в основном процессами свободного катионного обмена или способностью к обмену оснований, т. е. ионов раствора на ионы кристаллической решетки глин. В результате катионного обмена свойства раствора и твердого тела подвергаются изменению. Большая часть свойств осадочных пород, в том числе пород-коллекторов, определяемых ионным обменом, обязана содержанию в них глинистых минералов. Физическая неустойчивость глинистых минералов связана со строением их кристаллической решетки или с их молекулярной структурой — способностью кристаллической решетки удерживать ионы ОН—и Н+, что приводит к увеличению объема глин.

Присутствие глины в осадочных породах-коллекторах отрицательно сказывается на их пористости и проницаемости. Особенно это относится к монтмориллонитовым разностям.

Наличие глины влияет на приемистость скважин при закачке воды с целью поддержания пластового давления. Одна из главных причин уменьшения приемистости — разбухание пород на забое скважины при вскрытии пласта сильным щелочным глинистым раствором, применяемым при бурении скважин, или пресной водой.

Глинистые породы вследствие практической непроницаемости играют роль покрышек нефтяных и газовых залежей. Наилучшими покрышками среди глин являются монтмориллонитовые, в большей степени обеспечивающие изоляцию залежей нефти и газа и их сохранность.

 

Хемогенные породы

(Слайд1G1_12)

Главными хемогенными породами-коллекторами являются карбонатные породы — известняки, доломиты, более второстепенную роль играют каменная соль, ангидриты и гипс. Ряд исследователей по сочетанию в разрезе различных хемогенных пород морского генезиса выделяют эвапориты (эвапоритовые серии, толщи).

В период слабого погружения краевых частей бассейна в неглубоко залегающем континентальном шельфе создаются благоприятные условия для обильного развития морской фауны, особенно мелководной, имеющей раковины из арагонита. После отмирания животных арагонит раковин превращается в кальцит. Соли кальция и магния поступают в морской бассейн вместе с водами материков и осаждаются в виде кальцита и доломита. Постепенное опускание шельфа создает условия для длительного осаждения карбонатов как химического, так и органического происхождения. К органогенным известнякам относят водорослевые, фораминиферовые, криноидные, рифогенные, органогенно-обломочные и др. Обычно органогенные известняки содержат от 50 до 99,75% карбоната кальция и магния, до 4% карбоната железа, до 37% кремнокислоты и около 19% глин.

Один из наиболее распространенных типов хемогенного карбоната кальция — микрозернистый известняк. При значительном пресыщении СаСО3, подвижности вод и наличия в них минеральных суспензий углекислого кальция и коллоидов выделяется СаСО3микрозернистого строения. Подобные условия характерны для мелководных участков теплых морей.

По мере накопления известковистого ила происходит постепенное обезвоживание ого и разрастание ранее выпавших зерен угле-кислого кальция. Микрозернистый известковый материал постепенно отвердевает.

По своему генезису известковистый ил — органогенно-хемогенная порода, сформировавшаяся в условиях накопления известковистых остатков организмов одновременно с выделением из воды неорганического кальцита. Однородность мела весьма велика — 92—97% СаСО3(Сергеев, 1959). В большинстве случаев в структуре мела преобладают частицы диаметром 0,05—0,005 мм, среднее со-держание их около 80%. Частицы размером меньше 0,5 мк отсутствуют; частиц крупнее 0,05 мм (преимущественно 0,1—0,05 мм) до 15%; частиц более 1 мм нет. Значительное содержание частиц диаметром 0,05—0,01 мм (от 16 до 70%) позволяет считать, что в ряде случаев мел, являясь коллектором, может вести себя так же, как тонкозернистый алевролит, в котором в основном развита тонкоалевритовая фракция — 0,05—0,01 мм.

При карбонатном преимущественно сложении хемогенных пород их текстура кристаллическая от крупно- и средне- до мелкозернистой. С ростом содержания в породе кремнистых компонентов образуются песчаные, окремнелые или сланцеватые известняки и доломиты.

 

(Слайд1G1_121)

Доломит может образоваться в результате первичного, или сингенетического, процесса, а также при замещении кальция магнием морской воды в процессе диагенеза.

Первично органогенным доломит не бывает; в качестве первичного хемогенного карбоната он развит относительно ограниченно. Основная масса осадочного доломита представляет собой продукт замещения углекислого кальция, преимущественно при диагенезе осадка, что устанавливается по реликтовым органогенным структурам многих доломитов или по замещению микрозернистого известняка более крупнозернистым ромбоэдрическим доломитом (Теодорович, 1958).

Существуют три основные точки зрения на образование осадочного доломита:

1) путем доломитизации сформированных известняков при эпигенезе;

2) путем доломитизации известковых илов при диагенезе последних;

3) путем химического осаждения доломита из растворов и накопления его в виде осадка на дне бассейна седиментации.

По Г.И. Теодоровичу, доломитообразование может протекать различными путями; процессы доломитизации могут быть разно-образными, с преимущественным развитием доломитизации замещения известкового осадка.

При фильтрации сульфатных вод через доломит возникает процесс раздоломичивания, в результате которого образуются вторичные известняки и известковистые доломиты. При дальнейшем воздействии вод из доломитовых пород выщелачивается вторичный кальцит. Порода становится все более пористой и кавернозной и может перейти в доломитовую муку (частицы размером от 0,25 до 0,01 мм) с пористостью 33—54%.

М.С. Швецов (1948), исходя из генезиса известняков, подразделяет их на:

1) безусловно органогенные (зоогенные и фитогенные);

2) химические и бактериальные (оолитовые, микрозернистые, известковые туфы);

3) обломочные;

4) неизвестного происхождения (микрозернистые);

5) перекристаллизованные (или вторичные).

Г.И. Теодорович (1958) дифференцирует известняки и доломиты по структурным признакам и прежде всего по преобладанию в них цементируемого материала и содержанию основной минеральной массы.

Разделение пород ряда известняк — доломит приведенов таблице.

Схема разделения пород ряда известняк - доломит

По Вишнякову (1933 г.)	По Теодоровичу (1931-1935 гг.)
Породы	Содержание, % кальцита   доломита	Порода	Содержание, %   кальцита   доломита окиси магния
Известняк	100-95	0-5	Известняк	100-95	0-5	0-1,09
Доломитизированный (доломитистый) известняк	95-75	5-25	Слабо доломитовый известняк	95-80	5-20	1,09-4,37
Доломитовый известняк	75-50	25-50	Доломитовый известняк	80-65	20-35	4,37-7,65
Известковый доломит	50-25	50-75	Сильно доломитовый известняк	65-50	35-50	7,65-10,93
Известковистый доломит	25-5	75-95	Сильно известковистый доломит	50-35	50-65	10,93-14,21
Доломит	5-0	95-100	Известковистый доломит	35-20	65-80	14,21-17,49
			Слабо известковистый доломит	20-5	80-95	17,49-20,77
			Доломит	5-0	95-100	20,77-21,86

 

 

Система известняк — доломит — глина в зависимости от содержания глинистых частиц, по Г.И. Теодоровичу (1958), приведена в таблице.

Классификация глинисто-карбонатных пород системы известняк — доломит — глина(по Теодоровичу, 1958)

 

Порода	Содержание, % глинистого материала кальцита доломита
Группа глин
Глина	100-90	0-10	0-10
Известковистая глина	90-70	5-30	0-15
Доломитистая глина	90-70	0-15	5-30
Группа мергелей
Глинистый мергель (известковый)	70-50	15-50	0-25
Глинистый мергель доломитовый	70-50	0-25	15-50
Мергель (известковый)	50-30	25-70	0-35
Мергель доломитовый.	50-30	0-35	25-70
Группа известняков
Глинистый известняк	30-10	35-90	0-45
Слабо глинистый известняк	5-10	95-85	0-5
Известняк	0-5	100-90	0-5
Слабо доломитовый известняк	0-5	95-80	5-20
Слабо глинистый доломитовый известняк	5-10	95-45	5-47,5
Доломитовый известняк	0-5	80-65	15-35
Сильно доломитовый известняк	0-5	65-47,5	30-50
Группа доломитов
Глинистый доломит	30-10	0-45	35-90
Слабо глинистый доломит	5-10	0-5	95-85
Слабо глинистый известковый доломит	5-10	5-47,5	90-45
Доломит	0-5	0-5	100-90
Слабо известковистый доломит	0-5	5-20	95-80
Известковистый доломит	0-5	15-35	80-65
Сильно известковистый доломит	0-5	30-50	65-47,5

 

 

Мергелем называется известково-глинистая порода, у которой глинистые частицы сцементированы карбонатным материалом.

Обычно под мергелем понимают породу с содержанием СаСО325— 50%. При большем содержании СаСО3породу называют мергелистым известняком, а при меньшем — глинистым мергелем.

Мергелевые породы вследствие тонкоразвитой системы пор практически не являются коллекторами и только, будучи трещиноватыми, представляют интерес как коллекторы.

 

(Слайд1G1_122)

Известняки и доломиты содержат почти 1/2 всех известных мировых запасов нефти. Высокопродуктивные залежи нефти, связанные с карбонатными трещиноватыми породами палеозойского возраста, выявлены в пределах Русской платформы и Предуральского прогиба; газовые и нефтяные залежи в различных по возрасту карбонатных породах известны на Украине, в Бухарской депрессии, на Северном Кавказе и в других пунктах.

Карбонатные коллекторы широко развиты в пермском бассейне Западного Техаса, встречаются и в других нефтеносных провинциях США. Девонские известняковые и доломитовые рифовые отложения являются коллекторами нефти многих месторождений Западной Канады. В Мексике и Венесуэле многие нефтяные залежи содержат известняки мелового возраста. На Среднем Востоке, главным образом в Ираке, Иране, Кувейте и Саудовской Аравии, значительную часть нефти добывают из юрских, олигоценовых и миоценовых известняковых коллекторов.

Разрез месторождения Ледюк, Альберта, Канада.

 

Каменная соль, гипс и ангидриты, содержащие прослои и линзы карбонатов, в результате выщелачивающего действия подземных вод и образующихся вследствие этого каналов и каверн, могут служить коллекторами. В СССР, на Шебелинском газовом месторождении Восточной Украины, одним из таких коллекторов газа является нижнеангидритовый горизонт нижней перми. В США такой же ангидритовый газоносный горизонт имеется в Коттон Валей и ангидритовый нефтяной горизонт — в толще Аппер Коменч на структуре Пайн Айленд в Луизиане (Пирсон, 1961).

Под эвапоритами Л. Слосс (1961) подразумевает образования соленосных формаций. Для всех эвапоритовых толщ характерно следующее:

а) связь исключительно с морскими отложениями;

б) цикличность «эвапоритовых серий» (калиевые и натриевые соли, ангидрит и доломит, с которыми обычно ассоциируют известняки и связаны многочисленные промышленные скопления нефти и газа);

в) аналогичная цикличность по простиранию пород.

На основании анализа условий осадконакопления и палеотектоники Л. Слосс разделяет эвапоритовые толщи на несколько типов:

а) эвапориты центральных частей бассейнов седиментации;

б) эвапориты краевых частей бассейнов седиментации;

в) эвапориты шельфовой зоны.

Эвапориты центральных частей бассейнов имеют небольшие мощности и характеризуются соленосными фациями в центральных частях внутренних (кратогенных) бассейнов, которые очень медленно прогибались и были удалены от источников терригенного матери-ала. Карбонатные породы нормального состава приурочены к периферическим частям внутреннего бассейна. В них встречаются промышленные залежи нефти, например, на северо-востоке штата Монтана в антиклинальных поднятиях, в полосе развития карбонатных отмелей миссисипского возраста краевой части бассейна Уиллистон.

При благоприятной обстановке в периферических частях бассейна развиваются барьерные рифы. С зонами барьерных рифов часто связаны участки повышенной пористости и проницаемости пород не только в рифах, но и в обломочном материале, образовавшемся за счет разрушения рифов и скопившемся на стороне, обращенной к центру бассейна. К подобным зонам приурочены скопления нефти и газа в отложениях силура юго-восточной части Мичиганского бассейна и предположительно среднедевонские залежи северо-восточной части Монтаны и северо-западной части Северной Дакоты, а также скопления нефти и газа в верхнеюрских отложениях Южного Арканзаса и Северной Луизианы.

(Слайд1G1_123)

Эвапоритовые толщи краевых частей бассейнов отличаются неполнотой циклов. В цикле осадконакопления карбонатных и соленосных пород очень редко представлен галит и почти не встречаются калиевые соли. С эвапоритовыми отложениями краевых частей бассейнов связано большое количество крупных залежей нефти и газа. К этому типу относятся эвапоритовые отложения, ограниченные барьерными рифами (например, среднепермские отложения Западного Техаса — Нью-Мексико), полосой отмелей (например, миссисипские отложения бассейна Уиллистон, отложения, развитые в толще верхнего девона на юге и юго-западе Альберты, Канада).

Эвапориты шельфовой зоны образуются вблизи мелководных шельфов и не имеют четкого зонального развития. Это красноцветные образования, переслаивающиеся с глинами и алевролитами континентального происхождения или с карбонатными отложениями; эвапоритовый цикл последних обычно заканчивается тонкозернистыми карбонатами, оолитами и другими хемогенными осадками.

В миссисипских отложениях шельфовой зоны Вайоминга коллекторы, содержащие крупные скопления нефти, связаны с доломитами, приуроченными к эвапоритовым толщам.

Все известные в Северной Америке промышленные скопления нефти, связанные с эвапоритовыми сериями, приурочены к карбонатным коллекторам. Образование проницаемых разностей карбонатов (коллекторы нефти и газа) эвапоритового цикла является главным образом результатом процесса доломитизации.

Из рассмотрения эвапоритовых формаций следует, что соли могут служить практически непроницаемыми покрышками, а проницаемые карбонаты эвапоритового цикла осадконакопления — коллекторами нефти и газа.