П.Н. Страхов (ВНИГНИ)

В качестве примера сопоставим фациальную зональность и емкостные свойства современной и палеопервичной систем кавернозно-порового пространства карбонатных отложений месторождения Карачаганак (1528 шлифов и 8537 определений пористости). Под термином "палеопоры" понимается совокупность современных первичных пустот и их палеоаналогов, прекративших свое существование в результате вторичного минералообразования, методика определения которых описана автором в 1993 г. При изучении современного кавернозно-порового пространства использовалась классификация, предложенная Г.Е. Белозеровой и П.Н. Страховым в 1989 г. (табл. 1). Границы фациальных зон продуктивных отложений месторождения Карачаганак соответствуют схеме, опубликованной в работе [2].

Условия осадкообразования определили характер распространения первичной палеопористости в исследуемом объекте (табл. 2). Как и следовало ожидать, лучшие емкостные свойства изначально были присущи отложениям фаций рифовых кольца и ядра, наихудшие – карбонатным образованиям рифовых склона и шлейфа. Сопоставление фациальной зональности и современной пористости не позволяет получить такую же четкую картину. Это вызвано, прежде всего, характером развития вторичных изменений, определивших преобразование пустотного пространства, что в свою очередь неминуемо повлекло за собой изменение емкостных свойств. Поры, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, утратили свои доминирующие позиции. Их место заняли новообразованные пустоты. Если характер формирования первичного палеопорового пространства является функцией только условий осадкообразования, то развитие других типов пустот контролируется еще рядом факторов. Практически все процессы литогенеза в той или иной степени воздействуют на пустотное пространство.

Са(СО₃)₂ + Mg⁺⁺ ->CaMg(CO₃)₂ + Са⁺⁺

происходит увеличение пористости на 12,5 %. И это действительно справедливо, но только тогда, если реакция завершается и освободившиеся ионы кальция полностью удаляются из системы. Но это происходит не всегда, например, ионы магния могут попадать в отложения в сопровождении карбонатной или сульфатной групп (возникновение такой ситуации при условии сохранения сравнительно хорошей гидродинамической сообщаемости поровых вод с бассейном осадконакопления очень вероятно). Рассмотрим оба варианта.

Как известно [1], карбонат магния – наиболее растворимое соединение данной группы и его попадание в насыщенный раствор карбоната кальция должно привести к осаждению кристаллов доломита, имеющих самое низкое произведение растворимости. И тогда будет протекать реакция

Са(СO₃)₂ + Mg(CO₃)₂ = CaMg(CO₃)₂.

Следовательно, из 100 г кальцита должно образоваться 184 г доломита. Это значит, что из 1 см³ кальцита образуется 1,7 см³ доломита. Безусловно, ни о каком увеличении пористости не может быть и речи. Данная реакция вызовет уменьшение пустотного объема не только осадка, вовлеченного в соответствующие преобразования, но и близлежащих отложений.

2Са(СО₃)₂ + MgSO₄ = = CaMg(CO₃)₂ + CaSO₄ · 2H₂O.

В данных обстоятельствах из 200 г кальцита, вступивших в реакцию, будет образовано 184 г доломита и 172 г гипса, или из 1 см³ кальцита будет образовано 0,85 см³ доломита и 0,77 см³ гипса. Очевидно, это также не должно способствовать увеличению пустотного объема.

Однако, несмотря на то, что в диагенезе возможно протекание процессов, существенно корректирующих характер распределения пустотного пространства в пласте, наиболее значительные преобразования, очевидно, следует ожидать на более поздних стадиях литогенеза. Изменяющиеся физико-химические условия существования карбонатных отложений, вызванных их погружением, определяют характер их структурных и часто минеральных преобразований. Это в свою очередь вызывает общую перестройку пустотного пространства, которая, как правило, осуществляется сразу в двух направлениях. С одной стороны, происходит эволюция пор и каверн, формирование которых началось на стадии седиментогенеза (унаследованного развития), с другой – отмечается развитие пустот на тех участках отложений, которые первоначально были полностью выполнены карбонатным материалом (нового образования). В зависимости от конкретных физико-химических условий залегания карбонатных отложений одни генетические разновидности улучшают свои фильтрационно-емкостные свойства, другие, наоборот, ухудшают.

Аналогичная зависимость между размерами кристаллов и их формой описана В.И. Силаевым (1976) при изучении карбонатных пород ордовика Центрального Пай-Хоя. Если кристаллические решетки ориентированы в породе хаотично (микроскопические наблюдения показывают, что в большинстве случаев дело так и обстоит), то создаются условия для контактов между карбонатными кристаллами через вершины и ребра и образования пространства, заполнение которого твердой фазой энергетически невыгодно. При этом образуются межкристаллические поры (класс перекристаллизации). Следовательно, увеличение температуры и давления, при которых протекают процессы перекристаллизации, определяет не только широкое развитие кристаллов больших размеров, но и способствует улучшению емкостных свойств. Карбонатный материал, не использованный растущими кристаллами, частично осаждается в пустотах, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, или же выносится из этих отложений.

Рассмотрим тенденции эволюции пустотного пространства в известняках, которые отслежены по мере воздействия на них процессов перекристаллизации. При изучении особенностей влияния рассматриваемых преобразований на породы использовался не совсем традиционный подход. Было замечено, что процессы перекристаллизации проявляются в карбонатных отложениях неравномерно. Вначале они воздействуют на хемогенный карбонатный материал (микрит), затем затрагивают водоросли, кораллы, мшанки, фораминиферы, моллюски, брахиоподы и в последнюю очередь иглокожие. Аналогичная последовательность выявлена Н.М. Страховым (1958) при описании метасоматического замещения кальцита доломитом.

1-я группа. Порода практически не изменена. Процессы перекристаллизации не затронули ни форменные компоненты, ни хемогенный карбонатный материал (микрит).

2-я группа. Процессы перекристаллизации затронули только хемогенный карбонатный материал. Форменные компоненты изменениям не подвергались.

3-я группа. Порода значительно изменена. Процессы перекристаллизации воздействовали как на хемогенный карбонатный материал, так и на форменные компоненты, природа которых еще достаточно хорошо различима.

4-я группа. Порода подвергалась интенсивному воздействию процессов перекристаллизации, вследствие чего произошла нивелировка структурных различий между форменными компонентами и хемогенным карбонатным материалом.

Проведенные исследования позволили прийти к выводу, что между процессами перекристаллизации и кальцитизации существует определенная связь. Интенсивность заполнения палеопустот кристаллами вторичного кальцита, как правило, мало зависит от типа породы и ее возраста. Определяющую роль в данном случае играет характер развития процессов перекристаллизации в карбонатных отложениях. Так, в известняках 1-й группы месторождений Карачаганак и Тенгиз кристаллами вторичного кальцита заполнено 14,0-44,8 % (в среднем 34,2 %) первоначального объема пустот, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, 2-й группы – 25,0-57,2 % (в среднем 42,1 %), 3-й группы – 59,6-99,7 % (в среднем 78,2 %). Необходимо отметить, что данная зависимость имеет вероятный, а не обязательный характер. Возможность существования кальцитизированных пород 1-й группы и не подвергшихся кальцитизации отложений 3-й группы определяется подвижностью карбонатного материала в водной среде.

Кроме того, процессы перекристаллизации оказали влияние на генезис пустотного пространства известняков (табл. 3). В породах 1-й группы доминируют первичные поры, иногда встречаются остаточные поры после кальцитизации и полностью отсутствуют пустоты унаследованного выщелачивания.

Таким образом, можно говорить, что по мере воздействия процессов перекристаллизации на карбонатные породы происходит сокращение пор и каверн, формирование которых началось на стадии седиментогенеза, и развитие пустот нового образования. Причем если процесс уменьшения емкости и частоты встречаемости унаследованного развития можно считать необратимым, то формирование новообразованных пор – обратимым. Как отмечалось выше, уменьшение температуры и давления (в частности, в случае размыва вышележащих отложений) сопровождается снятием энергетических ограничений заполнения межкристаллических пор твердой фазой.

Последнее положение можно проиллюстрировать на примере перекристаллизованных палеозойских карбонатных отложений Томской области, залегающих на глубине 3,0-3,2 км. Размеры кристаллов матрицы данных пород очень часто превосходят 50-100 мкм. По аналогии с одновозрастными отложениями Прикаспийской впадины, залегающими на глубине более 4,0-4,5 км, можно было бы ожидать существование большого числа крупных пустот нового образования. Однако в действительности это не наблюдается. Проведенные детальные исследования истории развития пустотного пространства (Арабаджи Е.М. и др., 1995; Белозерова Г.Е. и др., 1995) позволили установить, что в прошлом данные отложения имели очень хорошие емкостные свойства (пористость в ряде случаев превышала 20-25 %). Однако в процессе литогенеза большая часть пустот была уничтожена. Причем вместе с пустотами унаследованного развития были ликвидированы и новообразованные поры. Уничтожение большинства последних пустот происходило за счет кристаллизации в них сравнительно мелких карбонатных агрегатов и регенерации формы ограничивающих кристаллов.

Существование самого факта влияния процессов перекристаллизации на характер эволюции пустотного пространства очевидно. Но здесь возникает естественный вопрос – какие причины определяют развитие данных преобразований в карбонатных отложениях? Совершенно ясно, что для их начала недостаточно только достижения температуры и давления определенных критических значений. В противном случае в процессы перекристаллизации вовлекался бы весь карбонатный объект целиком, что в свою очередь определило бы невозможность залегания в непосредственной близости друг от друга перекристаллизованных и неперекристаллизованных пород. Но это противоречит практическим наблюдениям. Безусловно, определенное влияние на характер развития данных преобразований оказывает геохимическая обстановка поровых вод рассматриваемых отложений [3]. Например, в случае насыщения пустотного пространства пород агрессивным флюидом произойдет ослабление внутрикристаллических связей, т.е. уменьшение энергетического барьера, способствующее началу соответствующих преобразований. На это, в частности, косвенно указывает опережающее развитие процессов выщелачивания перед началом перекристаллизации, замеченное при описании карбонатных отложений Волго-Уральской (Суркова Г.И., 1976) и Прикаспийской (Страхов П.Н., 1992) нефтегазоносных провинций. Но, опираясь только на химический фактор, очень сложно дать исчерпывающее объяснение причин развития процессов перекристаллизации.

По данному вопросу на суд читателя выносится новая гипотеза. Предполагается, что основной причиной развития процессов выщелачивания, кальцитизации и перекристаллизации является реакция карбонатных отложений на изменение горного давления. Остановимся на природе данного механизма подробнее. Допустим, что возрастает горное давление, воздействующее на карбонатные отложения, поры которых заполнены водой. Нормальная реакция в этом случае – уменьшение объема пустотного пространства. Учитывая плохую сжимаемость воды, правомерно предположить, что это осуществляется только после удаления ее избыточного количества из сжимаемых пустот. В определенных случаях, когда имеется хорошая гидродинамическая сообщаемость с дренирующей системой (т.е. если создается достаточно высокий градиент давления, превышающий некоторую критическую величину), это произойдет в результате фильтрации, но не всегда. Так, если градиент давления не превышает пороговое значение (в природных условиях это отмечается очень часто (Арье А.Г., 1995), вода из уплотняющихся пустот будет удаляться, но данный процесс станет протекать по закону, существенно отличающемуся от закона Дарси. Основные закономерности гидродинамики медленных потоков подробно описаны в работе А.Г. Арье (1984). В этом случае скорость удаления воды из пустот будет на несколько порядков ниже, чем при фильтрации. Это означает, что внутри карбонатного массива будут находиться пустоты или системы пустот, в которых сравнительно долго существует относительно повышенное гидростатическое давление. Учитывая, что давление положительно влияет на растворимость карбонатных минералов (Файф У. и др., 1981), правомерно сделать предположение о существовании в непосредственной близости растворов различной концентрации. Последнее благодаря диффузионным процессам обусловит перемещение карбонатного материала внутри массива. Карбонатный материал после попадания в область господства пониженных давлений будет способствовать перенасыщению раствора, что повлечет за собой его кристаллизацию. Так как в данном случае маловероятно значительное перенасыщение раствора, то следует ожидать рост монокристаллов, а не образование зародышей (Петров Т.Г. и др., 1983). Иными словами, будет происходить кальцитизация пустотного пространства.

Получается, что изменение горного давления сопровождается перемещением карбонатного материала внутри массива в результате растворения его в одних участках и осаждения в других, что вызывает перераспределение пустотного пространства. По всей видимости, именно данные преобразования, а не "повышенная устойчивость к уплотнению" являются основной причиной сохранения пор и каверн в карбонатных отложениях, залегающих на больших глубинах.

Другим процессом, наиболее активно воздействующим при катагенезе на карбонатные отложения, является доломитизация. В случае протекания данных преобразований в условиях доминирования высоких температур и давления в принципе можно ожидать и положительное их влияние на пустотное пространство вследствие формирования новообразованных пустот (Страхов П.Н., 1994). Так как природа развития кристаллической структуры в ходе доломитизации близка той, которая наблюдается в процессе перекристаллизации карбонатных отложений, то возможно формирование межкристаллических пор по рассмотренной выше схеме. Однако в определенных ситуациях улучшение коллекторских свойств доломитов может быть вызвано их вовлечением в процессы перекристаллизации на более поздних этапах развития.

Это хорошо видно на примере доломитов месторождения Карачаганак (Страхов П.Н., 1994). Проведенные детальные литологические исследования показали, что большая часть первоначального пустотного объема была уничтожена в результате развития процессов вторичного ми-нералообразования. Так, сульфаты кальция ряда гипс – ангидрит в среднем заполнили 57,8 % первоначальной емкости пустот, а вторичные кристаллы доломита и кальцита – 20,8 %. Причем если сульфаты кальция оказали воздействие на подавляющую часть пород (следы данных преобразований не были обнаружены только в 57 из 473 образцов), что позволяет предполагать о существовании связи между процессами доломитизации и сульфатизации, то образование в палеопустотах вторичных кристаллов кальцита и доломита произошло только в 52 % образцов (это указывает на случайность совпадения рассматриваемых преобразований).

Кроме того, наблюдаются расхождения в генетических характеристиках современной системы кавернозно-порового пространства сравниваемых пород (табл. 4). В образцах, в которых были зафиксированы следы процессов вторичного минералообразования, более часто встречаются новообразованные поры и отмечаются лучшие емкостные свойства. Если сопоставить полученные результаты с анализом развития процессов перекристаллизации в известняках, то можно прийти к выводу, что доломиты, в палеопустотах которых произошла кристаллизация кальцита и доломита, в основном были перекристаллизованы после завершения процессов доломитизации.

1. Браунлоу А.Х. Геохимия - М Недра, 1980
2. Геология и нефтегазоносность Карачаганакского месторождения / Ред Ю.С. Конова - Саратов Изд-во Саратовского ун-та, 1988
3. Карбонаты: минералогия и химия /Под ред Р.Дж. Ридера - М Мир, 1987
4. Патнис А., Мак-Коннел Дж. Основные черты поведения минералов - М Мир, 1983
5. Селли Р.К. Введение в седиментологию -М Недра, 1981

Studies of carbonate deposits of the Karachaganak and Tengiz fields show that in process of lithogenesis a void space of carbonate deposits was being permanently developed and very sensitive to almost all processes effecting the sedimentary formations discussed. Porosity properties were steadily deteriorating in some voids and improving in others. Owing to this, influence of sedimentary conditions on the void space system structure was gradually weakened.

It was theoretically established that weakening of correlation relationships between sedimentary conditions and porosity properties of carbonate deposits is essentially governed by two sets of factors:

Firstly, carbonate deposits possess an increased chemical activity. In process of lithogenesis they commonly serve as a geochemical barrier that result in a part of voids fillup. Secondly, this occur due to specific reaction of carbonate deposits on geostatic load change resulting in migration of carbonate material and consequently to redistribution of the void space itself inside of a body.

The results obtained are of a certain interest in modelling a structure of natural reservoirs confined to carbonate deposits.

Таблица 1 Генетическая классификационная схема пор и каверн

Таблица 2 Характеристика пустотного пространства карбонатных отложений месторождения Карачаганак

Примечание. Поры I - первичные, II - унаследованного выщелачивания, III - остаточные после вторичного минералообразования, IV - перекристаллизации и доломитизации, V - выщелачивания перекристаллизованных и доломитизированных участков, VI - выщелачивания вдоль трещин

Таблица 3 Емкостные и вероятностные характеристики пор и каверн различного генезиса

Примечания: 1 Поры I - первичные, II - унаследованного выщелачивания, III - остаточные после кальцитизации, IV - перекристаллизации, V - выщелачивания перекристаллизованных участков

2 Числитель - емкость пор и каверн, %, знаменатель - частота встречаемости пор и каверн, %

Таблица 4 Генетические характеристики современной системы кавернозно-порового пространства доломитовых порол месторождения Карачаганак*

*См примечания к табл 2 и 3