ГЛАВА 1. ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД ПРИ ПОГРУЖЕНИИ

СОДЕРЖАНИЕ

Коллекторский порода глубина нефтегазоносность

Введение

Глава 1. Эволюция осадочных пород при погружении

Глава 2. Факторы влияющие на качество глубокозалегающих различных типов пород

Глава 3. Изменение фазового состояния УВ с глубиной

Заключение

Список литературы

ВВЕДЕНИЕ

Как известно, на малых и умеренных глубинах залежи нефти и газа в значительной мере уже разведаны даже в труднодоступных районах. В связи с этим интенсивно проводятся разведка и освоение недр на глубинах свыше 4-4,5 км. Скважины глубиной более 4 км называют глубокими, более 6 км - сверхглубокими. Успешное проведение работ и получение положительного результата при поисках нефти и газа в таких условиях в значительной степени предопределяются знанием и умением прогнозировать коллекторские свойства пород.

Установлено, что на больших глубинах коллекторами нефти и газа могут быть осадочные породы различного литологического состава: песчано-алевритовые, карбонатные, глинистые, кремнистые, вулканогенно-осадочные и коры выветривания. По мере увеличения глубин залегания пород их пористость (общая и открытая) и проницаемость постепенно понижаются, а плотность возрастает. Изменение этих свойств у каждой литологической разности пород происходит неодинаково.

Целью данной курсовой работы является изучение коллекторских свойств пород на больших глубинах и их нефтегазоносность.

Данная тема хорошо рассматривалась такими авторами, как Прошляков Б.К., Гальянова Т.И., Пименов Ю.Г. [1]

В связи с целью данной курсовой работы сформулированы следующие задачи:

Выяснить, коллекторские свойства пород на больших глубинах;

Выявить нефтегазоносность коллекторских пород;

Изучить факторы, влияющие на качество глубокозалегающих различных типов пород;

Выявить характеристики различных типов пород на больших глубинах и их нефтегазоносность.

Помимо механического уплотнения пород под действием статической нагрузки вышележащих отложений, изменение коллекторских свойств с глубиной обусловлено заполнением межгранулярного, межформенного и внутриформенного порового пространства, а также трещин и каверн аутигенными минералами, явлениями регенерации кварца, плагиоклазов, полевых шпатов, растворением обломочных зерен на контакте друг с другом с возникновением структур растворения (конформных, инкорпорационных, микростилолитовых), перекристаллизацией хемогенных пород.

В связи с этими процессами, сопровождаемыми понижениями фильтрационно-емкостных свойств пород, а также особенностями геологического строения разреза земной коры различают зоны свободного водообмена, затрудненного водообмена и застойных вод, сменяющие последовательно друг друга при погружении осадочных толщ. Эта общая картина, однако, не всегда проявляется.

Изучение керна глубоких скважин и экспериментальные исследования горных пород в напряженных условиях позволяют считать возможным: сохранение породами первичных и наличие малоизмененных коллекторских свойств и возникновение в породах нового (вторичного) порового пространства в процессе их погружения.

Сохранение породами первичных коллекторских свойств предопределяется: литолого-геологическими свойствами пласта (однородность размера обломочных зерен и крупно-среднезернистая структура песчаных пород, наличие межформенной и внутриформенной пористости в известняках, развитие гипергенных каверн и полостей в карбонатных породах, большая мощность пластов-коллекторов), химическими свойствами флюидов; механическим влиянием флюидов.[2].

ГЛАВА 1. ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД ПРИ ПОГРУЖЕНИИ

1.1 ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД В ИСТОРИИ

Эволюция осадочных пород в истории Земли происходит в двух направлениях - седиментогенном и катагенном. Первое из них - это эволюция форм осадочного процесса от древнейшего времени до настоящего.

Она связана с развитием Земли - изменением состава, строения, физических свойств осадочных пород, количественных соотношений между внешними геосферами планеты - литосферой, гидросферой, атмосферой, а позднее и биосферой. Эволюция проявлялась в том, что с течением времени образование одних осадков затухало, а вместо них из родственных компонентов возникали другие, отличающиеся от прежних своим составом, строением и физическими признаками. Второе направление эволюции связано с нарушением физико-химического равновесия между составными частями пород и последних с окружающей средой. Нарушение равновесия наступает вследствие проявления тектонических сил - погружения пород на большую глубину, перекрытия толщами более молодых образований. Поэтому породы испытывают воздействие возрастающего горного (литостатического) давления, повышающихся температур, химически активных жидких и газообразных флюидов, в том числе и углеводородов (УВ). Кроме того, эволюция пород может происходить в результате стресса и внедрения в осадочные породы магматического расплава.

Седиментогенная эволюция фиксируется лишь при сравнении осадочных образований, развивавшихся в течение геологически длительных отрезков времени. Н.М. Страхов выделяет при этом четыре этапа в истории Земли: I - древнейший - азойский - более 4,7 млрд. лет, II - архейский, ориентировочный возраст 3-4,7 млрд. лет. III - преимущественно протерозойский этап, ориентировочный возраст 0,57-3 млрд. лет, IV - фанерозойский этап - палеозойские, мезозойские, кайнозойские, включая современные образования, абсолютный возраст - от настоящего времени до 0,57 млрд. лет. [1]

Наиболее интересные с точки зрения нефтегазоносности позднепротерозойские и фанерозойские осадочные породы представлены близкими литологическими типами - песчаниками и алевролитами (полимиктовыми, олигомиктовыми, кварцевыми), известняками, доломитами и разностями промежуточного состава.

Седиментогенная эволюция песчано-алевритовых пород происходит в направлении сокращения доли полимиктовых пород (аркозовых и граувакковых) и увеличения мономинеральных (кварцевых) и олигомиктовых. Такое положение объясняется постепенным разрушением механически и химически малоустойчивых обломочных минералов на путях их переноса в процессе неоднократного переотложения. Роль устойчивых минералов, и в частности кварца, при этом возрастает.

Влияние седиментогенной эволюции на коллекторские свойства осадочных пород с количественных позиций оцениваются трудно. В целом она должна способствовать повышению коллекторских свойств. При этом исходят из следующих представлений: переотложение обломочных зерен сопровождается повышением их отсортированности, совершенствованием формы окатанности, удалением легко деформируемых минеральных частиц (слюды, хлорита, глинистых минералов и др.). Эволюция карбонатных пород, повышение роли биогенных образований (в частности рифовых) с внутри- и межформенными видами пористости также способствуют улучшению коллекторских свойств.

Катагенная эволюция осадочных пород проявляется совершенно иначе.

При седиментогенной эволюции одни породы постепенно (во времени) сменяются другими, часто состоящими из тех же компонентов. При катагенной эволюции изменяется исходная порода вследствие воздействия на нее различных внешних сил. Поэтому нередко нельзя установить первоначальный облик и физические свойства породы, существующей в современных условиях. Интенсивность проявления катагенной эволюции зависит от особенностей геологического развития и сочетания действующих факторов и не всегда от возраста.

Основной движущей силой катагенной эволюции является нарушение физико-химического равновесия между составными частями пород и последних с окружающей средой. Это нарушение равновесия возникает вследствие разных причин, но главным образом в результате тектонических проявлений - плавного погружения или воздымания отдельных территорий или же горообразовательных процессов. При этом изменяются термобарические и геохимические условия, что в конечном итоге и вызывает катагенез пород. Рассмотрим роль отдельных факторов катагенеза.

ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА ЭВЛЮЦИЮ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД (КАТАГЕНЕЗА)

К факторам катагенеза относят: температуру, давление, поровые воды (растворы), литологический состав и геологическое время.

Температура недр возрастает с глубиной и определяется надежной изоляцией от поверхности и приближением к разогретым зонам литосферы. Степень прогрева осадочных толщ зависит также от расстояния до магматических очагов и содержания радиоактивных элементов. Их максимальные количества наблюдаются в сероцветных глинистых породах, особенно обогащенных тонкодисперсным органическим веществом (ОB). Наконец, температура недр зависит от интенсивности циркуляции подземных вод и их Температуры до поступления в данную осадочную толщу. Особое место в температурном режиме недр принадлежит теплопроводности пород.

Теплопроводность зависит от температуры, давления, пористости пород и состава флюидов, заполняющих поры. Она существенно понижается с повышением температуры и несколько возрастает с увеличением давления. При прочих равных условиях теплопроводность тем выше, чем ниже пористость породы. Образцы одной и той же породы с равной пористостью, но водонасыщенные обладают большей теплопроводностью, чем воздушно-сухие. Среди осадочных пород максимальной теплопроводностью обладают каменная соль, ангидриты. Теплопроводность песчаников и известняков в 2-3 раза ниже. Метаморфизация этих пород сопровождается снижением пористости до 1 % и повышением теплопроводности до (35-45) • 10² Вт/(м • К). [1]

Высокая теплопроводность мощной толщи кунгурской каменной соли и ангидритов в Прикаспийской, Днепровско-Донецкой впадинах и других территориях способствует отводу тепла из подсолевых отложений. Например, в Прикаспийской впадине на глубине 3800-4100 м под мощной толщей каменной соли (более 2000 м) температура терригенных пород составляет 58ºC, а по соседству в межкупольных зонах, там, где каменная соль отсутствует, на этой же глубине температура равна 70ºС, т. е. на 12°С выше [1]. Рассмотрение проблемы в целом показывает, что с глубиной разогрев осадочных толщ возрастает, однако интенсивность повышения температуры (геотермический градиент) колеблется в очень широких пределах.

Следует также заметить, что на небольших и средних глубинах в отдельных интервалах в соответствии с теплопроводностью пород, зависящей от их литологического состава и плотности, темп повышения температуры вниз по разрезу непостоянен. Поскольку теплопроводность зависит и от степени уплотнения пород, которая с глубиной у всех пород, незаполненных УВ, выравнивается, то в геологическом разрезе на больших глубинах (свыше 4 км) темп повышения температуры с увеличением глубины залегания пород выравнивается (имеются в виду щиты и платформенные области).

Горное или литостатическое давление возрастает с глубиной. Темп нарастания давления непостоянен. Он определяется плотностью пород, в свою очередь зависящей от структуры и литологического состава. Так, например, плотность каменной соли по усредненным данным составляет 2,2 г/см3. Давление, оказываемое толщей соли мощностью 1 км, составляет 0,21 МПа. Плотность хемогенных известняков 2,60-2,70 г/см³. Следовательно, давление, оказываемое километровой толщей таких известняков, достигает 0,25-0,26 МПа. В обломочных породах - песчаниках, алевролитах и промежуточных разностях плотность существенно меняется с глубиной. На небольших глубинах (до 1,5 км) она равна 1,8-2 г/см³, на глубине 4-6 км - 2,5-2,6 г/см³[1]. Следовательно, давление, оказываемое равными по мощности толщами пород, будет изменяться.

В связи с этим горное давление на равных глубинах в разрезах, сложенных неодинаковыми породами, различно. Это обстоятельство необходимо учитывать при решении различных геологических и технических задач.

Гидростатическое давление, которое принимается равным 0,0098 МПа на 10 м водного столба (дистиллированная вода), часто идеализируется, так как природные воды вследствие их минерализации имеют плотность, значительно превышающую 1 г/см³. Например, при минерализации 100 г/л плотность воды составляет 1,07 г/см³, при 200 г/л - 1,14 г/см³. 10-метровый столб такой воды оказывает давление 0,011 МПа. Возможно также и снижение плотности подземных вод за счет разгазирования углекислотой, метаном и другими газами. На основании экспериментальных исследований С.Д. Малинин пришел к выводу о том, что при температуре выше 180 ºC растворимость углекислоты в воде вновь возрастает вплоть до смешения фаз. Это обстоятельство должно сопровождаться повышением плотности раствора. Таким образом, плотности воды и образуемых ею растворов в зависимости от давления, температуры, состава газов и растворенных солей могут существенно варьировать по величине и, следовательно, гидростатическое давление тоже.

В природных условиях существует еще и аномально высокое пластовое давление (АВПД). Такое давление может определяться различными причинами. Оно характерно для пористых пород, перекрытых непроницаемыми, залегающими на средних и особенно на больших глубинах. АВПД часто значительно превышает гидростатическое, а нередко и горное давление. В последнем случае оно может привести к естественному гидроразрыву пласта. АВПД способствует сохранению высоких коллекторских свойств пород, а в случае гидроразрыва - их повышению. В Аралсорской скв. СГ-1 (Прикаспийская впадина) явления естественного гидроразрыва в виде коротких затухающих трещин, заполненных кальцитом, наблюдались в образцах керна, отобранных с глубины более 4000 м. Такие условия оказывают влияние на катагенетические изменения пород, однако они пока мало изучены.

Природные воды, находящиеся в осадках и осадочных горных породах, существенно отличаются, хотя между ними имеется и определенное сходство. Оно заключается в том, что состав основных ионов (Na⁺ , K⁺ , Mg⁺², Ca⁺² , Сl^-1, SO^-1 , НСО₃) в них тождествен и соответствует составу океанических вод. Соотношение между основными ионами и микрокомпонентами как в осадках, так и в порода, залегающих на разных глубинах, неодинаково. Нельзя дать четкого ответа на вопрос, каков состав подземных вод на разных глубинах. Это определяется множеством факторов, например, такими, как геотермический градиент, степень подвижности вод и т. д. Вместе с тем известно, что на небольших глубинах минерализация вод ниже, в их составе заметную роль играют сульфат-ион и гидрокарбонат-ион. В зонах, где температура превышает 40-60 ºC, начинают доминировать ионы хлора, минерализация вод возрастает до 30 г/л, а затем она остается более или менее постоянной, несмотря на дальнейшее повышение температуры по мере увеличения глубины залегания. В подземных водах Прикаспийской впадины при этом происходит понижение содержания ионов Ca⁺² и Mg⁺² и увеличение количества ионов Na⁺.

Несомненно, что в зонах высокого разогрева, там, где температура приближается к 200°С, в подземных водах возрастает количество и некоторых других веществ, например кремнезема, однако его роль по сравнению с ионами Сl^-1 , Ca⁺² , Mg⁺² , Na⁺ , K⁺ остается незначительной.

В подземных водах, помимо продуктов растворения минеральной части содержатся еще и органические соединения (фенолы, бензол и др.), которые оказывают существенное влияние на процессы катагенеза.

Анализ вод из разных районов показывает, что несмотря на их различный химический состав, имеется явная тенденция к понижению рН с увеличением глубины залегания. Следует при этом помнить, что рН при нагревании воды понижается. Например, по данным А.В. Копелиовича, нагревание дистиллированной воды (рН 7) от 20 до 100 ºС сопровождается понижением рН до 6 [1]. В лабораторных условиях рН природных вод обычно определяют при комнатной температуре, поэтому результаты измерений оказываются выше, чем фактические значения в природных условиях. Возможно, что падение рН с глубиной - одна из причин сохранения высоких коллекторских свойств в карбонатных породах на больших глубинах.

Газы существенно влияют на процессы катагенеза. Основными компонентами природных газовых смесей являются углекислота, метан и его гомологи, азот, сероводород, водород, гелий и др. Количественные соотношения между газами варьируют в широких пределах. Нередко встречаются почти монокомпонентные газы (например, метановые). Установлено, что состав природных газов в существенной мере зависит от термобарических условий и состава OB, представляющего собой главный продукт, из которого получаются газы. Кроме того, некоторые газы образуются вследствие реакции между минералами и природными водами. Среди газов, распространенных в осадочной оболочке, наиболее химически активными являются углекислота и сероводород, содержание которых колеблется в широких пределах, однако в большинстве углеводородных месторождений измеряется долями и первыми единицами процента.

В глобальном плане выделил в геологическом разрезе четыре зоны образования газов, сменяющие друг друга по мере увеличения глубины залегания. В верхней, биохимической зоне мощностью 50-100 м формируются преимущественно углекислота, в некоторых случаях метан и азот, а в осадках, накопившихся на суше, и кислород. С точки зрения литогенеза - это зона течения диагенетических процессов. В интервале глубин 50-100 м и несколько глубже располагается переходная зона, в которой затухают биохимические процессы и активизируются чисто химические. Состав газа остается прежним, за исключением кислорода, который практически полностью расходуется на биохимические процессы. В интервале глубин, примерно от 1 до 7 км выделяется термокаталитическая зона. Здесь активизируются термохимические процессы. Повышение температуры (более 50 ºC) ускоряет распад и гидрогенизацию OB, способствует образованию УВ, углекислоты, сероводорода. Для генерации сероводорода большое значение имеет также наличие таких исходных продуктов, как ангидриты и, сульфат-ионы. Характерно, что повышенные и высокие концентрации сероводорода и углекислоты приурочены в основном к карбонатным коллекторам, соседствующими с сульфатсодержащими толщами или содержащими рассеянные сульфатные минералы. Растворенные в воде углекислота и сероводород понижают рН растворов и этим предупреждают выделение карбоната кальция. Присутствие этих газов является одной из причин сохранения и даже повышения коллекторских свойств карбонатных пород. Газовая метановая зона располагается ниже 6-7 км. Ее верхняя граница проводится по температуре 200 ºC, выше которой жидкие УВ начинают различаться. Основным газовым компонентом здесь является метан с небольшой примесью CO2 и N. Нижняя граница зоны проводится на глубине 12-13 км (при геотермическом градиенте 33°С /1 км), где температура воды достигает критического значения. Ниже расположенную глубинную область является зоной водяного пара.[3]

Катагенная эволюция осадочных горных пород происходит вследствие нарушения физико-химического равновесия между составными частями пород или между составными частями пород и окружающей средой. При этом активно проявляются вышеперечисленные факторы. В зависимости от состава пород и проявления тех или иных факторов или их сочетаний эволюция в каждом конкретном случае будет иметь свои особенности.