Розділ I. Походження і зміни карбонатних порід

седиментогенезу.

карбонатними породами, як відомо, нерідко складені значною-ні попотужності товщі. Прийнято вважати, що вихідним матеріалом для утвореннякарбонатних порід служили розчинені у водах солі каль-ція і магнію. Принадмірній кількості останніх у водному середовищі вони починають виділятися восад суто хімічним шляхом, або при поглинання-щении з водного середовища живимиорганізмами ці солі потрапляють в осад у вигляді карбонатних скелетнихзалишків.

Безсумнівним є наявність в цих породах трьох генетичнихкарбонатних складових: 1) біогенного, точніше органогенного, карбо-ната,переважно СаСО3, у вигляді скелетних залишків різних ор-ганізмов іводоростей; 2) хемогенного карбонату, обложеного Непос-редственно зводних розчинів, і 3) уламкового карбонату, представ-ленного різнимиза розмірами (і формі) уламками карбонатних по-рід (або ущільненихкарбонатних опадів). Кількісні утримуючи-ня цих карбонатнихскладових в породах (опадах) можуть варьі-ровать в дуже широкихмежах.

Відповідно процеси карбонатообразованія можуть бути органо -генними, хемогеннимі і чисто механічними.

Головними факторами фізико - хімічних (і гідродинамічних)умов, контролюючими осадження карбонатів, є:

1) склад вод седиментаційних басейну - загальна їх мінерал-зація ісольовий склад, оскільки розчинність карбонатів в різних розчинах солей
(Відповідно у водах різних водойм) буде різною;

2) газовий чинник - практично кількість розчиненої у водахвільної вуглекислоти (СО2), оскільки підвищення або зниження його зрушуєкарбонатне рівновагу в ту чи іншу сторону, зокрема, для СаСО3: СаСО3
+ Н2О + СО2 Са (НСО3) 2;

3) температура і тиск, зміна яких викликає змінавмісту у водах вільної СО2. Підвищення температури (зниження тиску
) Сприяють видаленню СО2 з водного середовища і, отже, виділеннякарбонатів в осад. Навпаки, при зниженні температури вод (підвищеннітиску) розчинність СО2 в них зростає, соот-льної підвищуєтьсярозчинність СаСО3, що перешкоджає його осажу-ня;

4) лужний резерв (рН) водного середовища - для можливостей опадикарбонатів вона повинна бути лужний, зі значеннями рН> 8, при цьому нетільки в поверхневих, але і в придонних шарах басейну, бо інакшевідкладення карбонатів знову будуть переходити з осаду в розчин;

5) гідродинамічних режим водних басейнів, який створюєтьсярізними рухами вод - хвильовими, течіями (із завжди прису-щей їмтурбулентністю) і в підпорядкованої ступеня приливно - відпливними рухами іконвекційними потоками. Всі ці переміщення домлення, перемішуючи водні маси,змінюють фізико - хімічні умови в різних ділянках седиментаційнихбасейну. Крім того, вони ви-викликають горизонтальні переноси осів на днокарбонатної матері-ала, поки він ще не зафіксований в осад.

ДІАГЕНЕТІЧЕСКІЕ І Епігенетична

ЗМІНИ карбонатні Опадів - ПОРІД

Діагенетіческіе зміни карбонатних опадів, так само як по-дальшоїепігенетичні перетворення вже літіфіцірованних карбо-натних порід, підчому вирішуються умовами утворення осад-ков - їх речовимскладом та структурними особливостями.

Відповідно до уявлень Н. М. Страхова діагенезом ми будемоназивати всі процеси, що відбуваються в осаді відразу ж після його утворення
(Седиментації) до моменту повної його літіфікаціі і перетворення на породу.

Розрізняють стадії раннього і пізнього діагенеза, хоча суворого крі -терія цього розмежування не існує. У ранньому діагенезісе осадявляє собою високопористие, сильно обводнену, різко неурав -новешенную, нестійку багатокомпонентну фізико - хімічну системулегкорухливою і реакційноздатні речовин.

На стадії пізнього діагенеза процеси зміни опадів значи-тельносповільнюються і в кінці її осад досягає стану внутрішньоврівноваженою системи, тобто перетворюється на породу.

Подальші зміни виникла породи відносяться вже до стадіїепігенеза. Можна розрізняти епігенез "прогресивний" і "регресивний". Дляперший Н. Б. Вассоевіч в 1957 р. запропонував назву "катагенез",що отримав широке розповсюдження. У катагенезе перетворення по-родвідбуваються при поступовому зануренні їх на великі глибини. В умовахпомітного зростання температури і тиску породи, майже не змінюючимінеральний склад, відчувають значне регіональне ущільнення.
Наслідком його є перекристалізація карбонатної матеріалу (укрупнення зерен) з можливим утворенням складних, зубчастих контактівзерен. Наявні в карбонатних породах пори, а також тріщини при наявності врозрізах глинистих порід можуть заповнюватися водами, при регіональномуущільненні віджимається з глин у великих кількостях. Можливо "катагенетіческое проникнення "в карбонатні породи вод та іншогопоходження, у тому числі ендогенного.

Процеси, які можуть відбуватися в карбонатних опадах в діагенезеі в карбонатних породах в епігенезе, дуже подібні. До них відносятьсяущільнення, цементація, доломітізація, перекристалізація, сульфатізація,вилуговування та ін

Ущільнювачі, Цементація.

Загальновідомо, що ущільнення опадів у діагенезе пов'язано з отжі -маніем з них похованих вод, яке відбувається в основному під впливомвсе зростання навантаження перекривають відкладень. Природ-ничих, ущільненняопадів призводить до зменшення їх вологості, віз-Растану їх щільності і,головне, до скорочення їх пористості. За дан-вим Р. Міллера, для облоги вцілому характерні значення плотнос-тей менш 2 г/см3 і пористості більше 30
%. Значення відповідно рав-ні 2 - 2,2 г/см3 і не менше 30%, відповідаютьвже станом породи, а не осаду.
Відомості про характер ущільнення карбонатних мулів в діагенезе ограни-ченни інеоднозначні. У більшості випадків воно визнається значну, і,головне, що відбувається дуже швидко. При цьому вва-шається, що основнаущільнення карбонатних мулів відбувається в їх са-екпортувати верхніх шарах потужністюдо 0, 5 - 0, 6 м. У. Х. Тафт вказує, що сучасні карбонатні опади
Флоридського затоки найбільш значно ущільнився, судячи зі зменшення їхвологості, у верхньому (15 - 30 см) шарі.

Деякі дослідники ставлять карбонатні породи по спосіб-ності додіагенетіческому ущільнення на друге місце після глин або поруч з ними.
Значним ущільненням та швидкої лити-сифікацію пояснюється основнавтрата карбонатними опадами первонах-чільного високої пористості. Усучасних карбонатних опадах вона становить у середньому 60 - 70%, щорізко контрастує з порістос-ма стародавніх карбонатних порід, яказвичайно має значення близько 2 - 3% і менше, а в карбонатних пластах --колекторах, що містять поклади нафти і газу, в середньому 8 - 10% і менше.

Однак існують думки про те, що у втраті первісноїпористості карбонатних опадів вирішальну роль грало не ущільнення, а "цементація ", тобто процеси мінерального карбонатообразованія. При цьомунаголошується, що втрата пористості карбонатними опадами, зокремаписальні меламі, є прямою функцією глибини їх занурення (виключаючивипадки виникнення в пластах АВПД, впровадження нафти або проявівтектонічних напруг). Таким чином, фактично і тут на обличчявплив на карбонатний осад все зростаючою з глибиною навантаження (тиску), тобто ущільнення.

Таким чином, у різних типах карбонатних порід ущільнення будепроявлятися по - різному, відповідно по - різному відбиваючись у зміні
(Зниження) спочатку високої пористості опадів. Найбільш різкопозначається ущільнення на пелітоморфних карбонатних мулах, значноменше - на карбонатних опадах, що складаються в основному (40 - 50% і більше
) З формених карбонатних утворень; слабо піддаються ущільненнякарбонатні "опади" - продукти різних прижиттєвих органогеннихбудівель.

перекристалізації.

перекристалізації - процес зростання кристалічних зерен, тобтозбільшення їх розмірів, яке відповідно до загальноприйнятих визначеньвідбувається без зміни їх мінерального складу. Однак в останні роки доперекристалізації відносять також і укрупнення зерен, відбувалося дящее припереході нестійких метастабільних модифікацій СаСО3 (арагоніта івисокомагнезіального кальциту) або СаСО3 * MgCO3 (каль-ціевого доломіту,або протодоломіта) в стійкі нізкомагнезі-ний кальцит і доломіт.

У діагенезе перекристалізація відбувається за рахунок частковогорозчинення і перевідкладеного розчиненого карбонату в осаді муловихводами. У епігенезе вона обумовлена більшою мірою розчиняють впливомтиску (при катагенезе) або впливом циркулюючих в породівадозних вод (при регресивному епігенезе). Загальним правилом розчиненняє краща розчинність більш дрібних зерен, за рахунок якої і ростутьзерна, щодо більш великі.

Результатом діагенетіческой перекристалізації служить часткове абоповне перетворення пелітоморфной (колоїдної, тонкозернистий)карбонатної маси в дрібнозернисту. Умовно розмір виникають зеренобмежується межею 0, 05 мм. Як правило, діагенетіческая, особливораннедіагенетіческая, перекристалізація, яка відбувається в помітнообводненій осаді, носить більш-менш рівномірний характер.

Оцінки ролі перекристалізації в зміні пористості порідсуперечливі. Як вважають Г. А. Каледа і Е. А. Калістова, в більшостівипадків перекристалізація знижує пористість, але іноді призводить до їїзростанням. На думку ж К. Б. Прошлякова та ін, вона збільшує об'ємвапняків і доломіту.

Очевидно, вплив перекристалізація на пористість в загальному випадкуможе виражатися по - різному:

1) пористість не буде мінятися, якщо те, що відбувається при перекріс -таллізаціі часткове розчинення і перевідкладеного карбонатних речовин будезбалансованим;

2) пористість може погіршуватися при виникненні компактного складаннякарбонатної маси, що досить поширено при процес-сахдіагенетіческой перекристалізації;

3) пористість може зростати в тих випадках, коли розчиненнякарбонатної матеріалу переважає над перевідкладеного, тобто розчинений-нийкарбонат частково видаляється з породи (випадки, більш типові дляепігенетичною перекристалізації).

ДОЛОМІТІЗАЦІЯ.

Доломітізація, який піддавалися вапняки, може бутидіагенетіческой і епігенетичною. Раннедіагенетіческая седімента-стане інституційно --діагенетіческая доломітізація вапняних мулів, як уже ука-ни опиняються вище,один з найбільш ймовірних і найбільш поширений-них шляхів формуваннядоломітів і первинних вапняно - долом-тових порід. Який виникає при цьомудоломіт може бути як дрібно-, так і тонкозернистим, із зернами (відповідно 0, 01 - 0, 05 і менше 0, 01 мм), що мають здебільшогонеправильні, ізометричний - заокруглені або ромбоедріческіе обриси.

На більш пізніх етапах раннього діагенеза - в пізньому діагенезеформуються відносно більш великі зерна доломіту, розмірами до 0, 05 ічастково до 0, 1 мм. У силу того, що доломіт володіє вищоюкристалізаційної здатністю, ніж кальцит, зерна здебільшого маютьвиразну форму ромбоедрів.

Раннедіагенетіческій доломіт, сформовані в рихлому осаді,розподіляється у вапняній масі більш-менш рівномірно. При цьомунерідко в породах з грудками, оолітамі та іншими подібними карбонатнимиформеними утвореннями останні складені тонко-і дрібнозернистимкальцитом і доломітом одночасно, як без різкого відокремлення їх зерен,так і з окремими переважними концентраціями їх в окремихділянках або концентричних шари.

Пізніше діагенетіческій доломіт виявляє схильність довиборчому розвитку в окремих ділянках тонкозернистий вапняноїмаси. Нерідко дрібні доломітові зерно впроваджуються в периферійних ділянкискелетних опадів та інших формених утворень (рис. 6).

При епігенетичною доломітізаціі вапняків зерна доломіту частішеза все мають розміри більше 0, 1 мм (до 1 - 2 мм і більше) і розподіляютьсяу вапняній масі нерівномірно. Зазвичай вони мають ромбоедріческую форму,нерідко володіючи зональним будовою. Іноді містять мікровключеніякальциту. Вони розвиваються як в зернистою вапняної масі, так і взалишках фауни і в інших формених утвореннях, по периферії і всередині їх
(Мал. 7).

Вищєлачування.

Вищєлачування - це процеси розчинення речовин, супроводжувалося емиевинесенням розчинених компонентів. У породах вона знаходить отраж-ние восвіту різних за формою і розмірами порожнин вищелачі-вання.
Вилуговування можуть піддаватися як карбонатні опади (діагенетіческіе),так і карбонатні породи епігенетичні).

Діагенетіческое вилуговування карбонатних опадів в цілому єдосить обмеженим. Умови їх помітною обводнення, малої рухливостімулових вод і сповільненості дифузійних переміщень речовин створюютьобстановку для переважання в опадах процесів розчинення,супроводжується місцевим, локальним перевідкладеного розчинених компонентів.

Епігенетичні вилуговування на противагу діагенетіческомуможе приводити до дуже істотних змін пористості карбонатнихпорід і практично робить досить сильний вплив на формування їхколекторних властивостей. Епігенетичні вилуговування обумовленоциркуляцією по карбонатною порід відносно швидко рухаються,агресивних по відношенню до них вод, будь то води ювенільні або найбільшпоширені вадозние. Природно, що циркуляція останніх можливалише при знаходженні карбонатної породи в поверхневій або приповерхневоїзоні, незалежно від того, виявилися чи породи тут вже пройшовши стадії.катагенеза, або відразу ж після катагенеза. У породах змішаного вапняно
- Доломітового складу різне опір розчинення можуть надаватикальцит і доломіт, оскільки розчинність останнього (за рівних іншихумовах) значно (в 24 рази) менше. Цілком ймовірно, по --різному будуть реагувати на вплив вод також і формені освітирізного ступеня щільності і т.п. І нарешті, селективне розчиненнякарбонатних порід, очевидно, буде залежати від характеру (складу)циркулюючих вод і його змін.

Результатом епігенетичного вилуговування є вознікнове-гомпорожнеч самих різних розмірів, від дрібних часу (до 1 мм) і кавер (більше 1 мм) до великих карстових порожнин, що вимірюються метрами. Фор-ма пірі кавер неправильна, округло - ізометричних, подовжена, щелевидная,залівообразная і т.д.

Зустрічаються порожнечі, що збереглися від вилуговування різнихнекарбонатних мінеральних виділень (ангідрит, Галіт та ін), з релік -товимі обрисами їх кристалічних форм.

Розподіл вторинних пустот вилуговування в карбонатних породах,як правило, досить нерівномірний, розсіяне, плямисте, полосчатиє,лінійне і т.д. Іноді вони розрізняються всередині мінеральних тріщин істілолітов, часто розвиваються по ходу відкритих мікротріщин
(рис. 12).

Сумарний обсяг пір і Каверін вилуговування, якщо вони не під-Вьоргльпізнішим "заліковування" мінеральними новоутворень-ями, може бутизначним. Обумовлена їм вторинна пористість карбонатних поріднерідко перевищує міжзернової пористість і служить основним видом ємностікарбонатної колектора.

СУЛЬФАТІЗАЦІЯ.

Сульфати (гіпс, ангідрит) часто асоціюються з карбонатнимипородами, в яких вони можуть бути генетично як первинними, так івторинними.

Первинні седиментаційних-діагенетіческіе сульфати (ангідрит)спостерігаються в доломітах евапорітових товщ, в розрізі яких поряд зсолями утворюють окремі, іноді потужні пласти. У самих доломітахседиментаційних - діагенетіческіе виділення ангідриту спостерігаються у виглядірозсіяних дрібних зерен і їх агрегатних скупчень, що утворюють різні зарозмірами лінзи, лінзовідние пропласткі і прошаруй.

У ранньому діагенезе в обводнених опадах починається активнеперерозподіл речовин, при якому значно більше неустой-чівие,розчинні і рухливі сульфати проникають в доломітові мули, виділяючись вних там, де це можливо. Нерідко це призводить до утворення порідзмішаного ангідрит - доломітового складу.

Вторинні, позднедіагенетіческіе і особливо епігенетичні,виділ?? ия сульфатів (ангідриту, гіпсу та цементу) можливі в будь-яких карбонат-нихпородах, в самих різних типах доломітів і вапняків. Зазвичай цісульфати ясно-і грубозернисті. Їх виділення відбувається з під-земнихвод, що циркулюють по карбонатною порід. Сульфати (осо-бенно гіпс)пойкілітово проростають карбонатну масу, розвиваються в міжзернової імежформенних порах, виконують різні порожнечі вилуговування та відкритімікротріщини. У всіх випадках сульфатна мінералізація призводить дозапечатування пустот і, таким чином, знижує пористість карбонатноїпороди.

3. Різний характер цих трьох основних типів карбонатних осад-ков іподальших діагенетіческіх, головним чином раннедіа-генети-чеських, їхперетворень визначає різний характер їхньої первинної пористості: а) пелітоморфние карбонатні мули ущільнюються (і літіфіціру-ются)дуже швидко, при цьому різко знижується пористість. Збереглася її частканезначна і обумовлена майже винятково але міжзернової порами, порозмірами дуже невеликими; б) карбонатні опади, істотно або переважно перебуваючи-ростуть зформених утворень, має більш жорстку каркасну основу і реагують наущільнення помітно слабкіше. Їх пористість обумовлена між-тавнутріформеннимі постатями, міжзернової пори грають підпорядкованих-ненную роль.
Збереження первинної пористості таких карбонатних осад-ков багато в чомузалежить від кількості хімічно або біохімічно осажу-денногопелітоморфного карбонату та інтенсивності діагенетіческой цементації; в) прижиттєво виникали органогенні карбонатні споруди вже настадії седіментоза мали жорсткий, стійкий каркас, як пра-вило,високопористий. Ущільненню вони майже не піддаються. Збережи-ние вдіагенезе їх значно високої пористості (головним чиномвнутріформенной, частково межформенной і міжзернової) визначаються-ється восновному процесами діагенетіческой мінералізації.

4. Остаточне оформлення колекторських властивостей карбонатних порідвідбувається в епігенезе в результаті розвитку тектонічних тре-щіноватостіі процесів епігенетичного вилуговування і мінера-лообразованія.

тріщинуватості і вилуговування сприяють зростанню про -ніцаемості і пористості карбонатних порід. Процеси сульфатізаціі,окремненія і кальцітізаціі знижують пористість (і проникність)останніх. Епігенетична перекристалізація і доломітізація можутьнадавати на зміну цих параметрів різний вплив, відповід-ногопокращуючи або погіршуючи колекторські властивості порід.

Резіміруя наведені вище дані щодо походженнякарбонатних опадів - порід, про процеси їх діагенетіческіх і епігене -тичні змін та їх вплив на формування колекторських властивостей цихпорід, підкреслимо наступне.

1. Формування ємності карбонатних порід багато в чому предопре-виділяєтьсяумовами карбонатної осадкообразованія. Діагенетіческіе перетворенняокремих типів карбонатних опадів помітно різні.

2. У числі основних типів карбонатних опадів, що виникають приседиментогенезу, можна виділити: а) хімічно і біохімічно обложено-нниепелітоморфние карбонатні мули; б) карбонатні опади, в значну частинуабо переважно (40 - 50% і більше) складені раз-особистими форменимиутвореннями (скелетними залишками, оолітамі, згустками і грудками і т.д.); в) різні органогенні карбонатні споруди, що виникли за рахунокжиттєдіяльності організмів при їх жиз-ни, на місцях проживання.

3. Різний характер цих трьох основних типів карбонатних осад-ков іподальших діагенетіческіх, головним чином раннедіагенеті-чеських, їхперетворень визначає різний характер їхньої первинної пористості: а) пелітоморфние карбонатні мули ущільнюються (і літіфіціру-ются)дуже швидко, при цьому різко знижується пористість. Зберігши-шаяся її частканезначна і обумовлена майже виключно межзер-новими порами, порозмірами дуже невеликими; б) карбонатні опади, істотно або переважно перебуваючи-ростуть зформених утворень, має більш жорстку каркасну основу і реагують наущільнення помітно слабкіше. Їх пористість обумовлена між-тавнутріформеннимі постатями, міжзернової пори грають підпорядкованих-ненную роль.
Збереження первинної пористості таких карбонатних опадів багато в чому залежитьвід кількості хімічно або біохімічно осажденног опелітоморфногокарбонату та інтенсивності діагенетіческой цементації; в) прижиттєво виникали органогенні карбонатні споруди вже настадії седиментогенезу мали жорсткий, стійкий каркас, як правило,високопористий. Ущільненню вони майже не піддаються. Сох-поранення вдіагенезе їх значно високої пористості (головним чиномвнутріформенной, частково межформенной і міжзернової) визначається восновному процесами діагенетіческой мінералізації.

4. Остаточне оформлення колекторських властивостей карбонатних порідпоходить в епігенезе в результаті розвитку тектонічної тріщинуватості іпроцесів епігенетичного вилуговування і мінералообразованія.

тріщинуватості і вилуговування сприяють зростанню проникностіі пористості карбонатних порід. Процеси сульфатізаціі, окремненія ікальцітізаціі знижує пористість (і проникність) останніх.
Епігенетична перекристалізація і доломітізація можуть надавати назміна цих параметрів різний вплив, відповідно покращуючи абопогіршуючи колекторські властивості порід.

Розділ II. Основні оціночні параметри карбонатних колекторів.

Пористість відноситься до числа найбільш важливих параметрів, необ-дімихдля підрахунку запасів флюїда, тому дуже велике значення має її точневизначення. Відкрита пористість карбонатних колектив-торів різного типузмінюється в широких межах, від часток відсотка до 30 - 35%. Внаслідокрізноманіття форм пустотного простору, що характеризує карбонатніпороди - колектори, при вивченні їх потрібен спеціальний підхід. Особливовеликі труднощі Возника-ють при устанвленіі ємності колекторівтріщин і каверною типу.

Розрізняють три види пористості: загальну (фізичну або абсолют-ну),відкриту (насичення) і ефективну (корисну або дінамічес-ку). Підзагальної розуміється пористість, що характеризує обсяг усіх пустот породи,включаючи пори, каверни, тріщини, що повідомляються між собою та ізольовані.
Відкритої називають пористість, що включає обсяг тільки сполучених міжсобою пір. Відкрита пористість менше загальної на обсяг ізольованих пір.
Ефективна пористість характеризує ту частину обсягу, що зайнятарухаються в порах флюїдом (нафтою, газом) за повного насичення поровогопростору цим флюїдом.

Ефективна (корисна) пористість в розумінні більшості ви -слідчих визначається обсягом поровое системи, здатної вмес-титьнафту і газ, з урахуванням залишкової (зв'язаної) водонасиченому.

Поняття ефективної пористості, запропоноване Л. С. Лейбензон (1947
), Характеризує вільний обсяг системи взаємопов'язаних пір з урахуваннямпорового простору, зайнятого пов'язаної (залишковою) водою. Цей видпористості по суті характеризує корисну ємність порід для нафти ігазу і відображає газонефтенасищенность. Її визначають по різниці обсягу відвідкритих пір і обсягу, займаного залишковою водою.

Загальну пористість порід визначають методом А. Мелчера (1921). Длявстановлення відкритої пористості найчастіше використовують метод І. А.
Преображенського, застосовуючи для заповнення пустот очищений керо-син ізважування попередньо екстрагованого і висушеного зразка вповітрі і гасі. Аналогічно визначається пористість по воді.

Дуже великий вплив на величину відкритої пористості надаючи-ютьрізні способи зняття поверхневої плівки, так як в Залежно відпереважного розвитку пір, кавер і тріщин при обробці зразківвтрачається різну кількість гасу або води. З великих ка-вірнийвідбувається механічне витікання рідини, тому при Взвесь-шіванііреєструється менший обсяг, ніж фактичний обсяг рідин-ти, що увійшла дозразок при насишеніі під вакуумом.

Залишкова водонасиченому.

Поняття про остаточний водонасиченому.

Осадові породи, які є колекторами нафти і газу,накопичуються в основному у водних басейнах, завдяки чому пустотніпростір їх заповнене водою.

Велика частина води, що виявляється в порові просторах све -жевипавшіх опадів, отжімаетсяя і повертається в гідросферу ще на ранніхетапах діагенеза, але помітне її кількість зберігається в облогу-чной товщінавіть при досить великих навантаженнях верхніх шарів. Одним з найважливішихвластивостей води, що мають першочергове значення для геологічних процесів,є її здатність проникати через товщу порід. Підвищення температуриі тиску супроводжується розривом водневих зв'язків молекул води тазбільшенням її проникаючих властивостей. Водневі зв'язку обумовлюютьнадзвичайну силу зчеплення води, яка виявляється в її високому поверхневомунатягу, а також незвичайну здатність води змочувати різніречовини.

При подальшому зануренні порід, що супроводжується поступового-вимпідвищенням температури середовища, порові води можуть сильно вимірюв-нить своюструктуру, а відповідно і в'язкість, тому вони слід придбати танутьздатність до циркуляції через товщі, раніше служили для них водоупором.
Потік таких вод за відомим законам піде в напрямку зон зниженихтисків, де відбудеться їх розвантаження та переміщення в більш високігоризонти земної кори, аж до денної поверхні.

Таким чином, за тривалий період формування осадових товщпростір між зернами, кристалами, уламками повністю заповнитьсяводою, зв'язок якої з твердими частинками порід буде різною. УНадалі в процесі утворення нафтових і газових покладів відбуваєтьсявитіснення води з пористих середовищ знову прийшли флюїдом. Витіснення водиз пористих середовищ нафтою і газом відбувається під тиском, але незважаючи наце частина її зберігається, будучи утримана силами молекулярноговзаємодії. Кількість і характер розподілу залишкової водирізні й залежать від складності будови пористого середовища, величини питомоїповерхні, а також від поверхневих свойст попрод. Цю збереженучастина води дослідники називають залишкової, похованої, пов'язаної,іноді реліктової.

Дуже вдалим є термін "залишкова вода", застосований у
1955 С. Л. Закс, який вважав, що залишкова вода - це вода,залишилася в поровое просторі пласта при формуванні покладів нафти ігазу. Природно, що різне будова пустотного простору-ства шару уцілому і визначає розміщення залишкової води в колектив-лихо. Оскількизбереження її в породах обумовлено силами молеку-лярні - поверхневоготяжіння, можна і потрібно використовувати як синонім термін "пов'язана",визначаючи цим характер взаємозв'язку води з породами.

У нафтово пластах частина води може бути і у вільному відбутися у-яніі ввигляді водоносних пропластков за рахунок недостатнього тиску або об'ємувитісняючої флюїда - нафти або газу. Це ж явище може спостерігатися і впріконтурной частині родовища. Але при повному за-полнению пастки нафтоюабо газом кількість залишилася води мусить визначатися передовсімструктурними особливостями порового прос-транства: розміром, процентнимспіввідношенням дрібних і великих пір, звивистістю їх стінок, тобто величиноювнутрішньої питомою поверх-ності каналів, поверхневими властивостями порід іпластових рідин-тей. Гідрофільні і олефільние властивості самих порід маютьпри збереженні-неніі залишкової води в порові каналах величезне значення.
Збільшення вмісту органічних і глинистих сумішей, облажался високоїсорбционной здатністю, приводить до підвищеного вмісту залишкової водив пласті - колекторі. Різний мінеральний склад гірських порід визначаєнеоднакові поверхневі властивості, в тому числі і смачіваемость.
Смачіваемость пористого середовища різними флюїдами є одним знайважливіших параметрів, що визначають залишкову водонефтенасищенность,швидкість витіснення, капілярну просочення і відносну проникністьпорід. Завдяки їй в породах з однаковими фільтраційними властивостямикількість утриманої води в порові каналах буде різним. Зберігаючись впористої середовищі за рахунок сил молекулярного зчеплення, залишкова (пов'язана
) Вода має неоднаковий характер розподілу: ст вигляді плівок різноїтовщини вона розташовується у великих і дрібних порові каналах, заповнюєкути і звивисті ділянки і майже повністю займає дрібні порирозміром менше 1 мкм.

Породи - колектори, фільтраційні властивості що обумовлюються вленітріщинами, не можуть містити вільної води, тому що в зв'язку з відсутністювеликих сполучених порові каналів філтрація вод по них неможлива.

Проникність.

Проникність - властивість породи, що визначає можливість про -ходіння флюїдів через сполучені пори, тріщини, каверни. Проні-цаемостьє мірою фільтраційної провідності породи і відно-сітся до числанайбільш важливих параметрів колектора. Стала швидкість течії ійого напрямок пов'язані з різними фізичними властивостями що рухаєтьсяфлюїда, а також особливостями геометрії по-рового простору (розмірипоперечного перерізу і форм порові ка-наловили, їх розподіл у поромобсязі, що зумовлюють пропускну здатність пористого середовища).
Проникність тісно пов'язана зі структурою пустотного простору, томудослідження різних видів її дає можливість глибше зрозуміти характерпористого середовища.

Проникність вимірюється в Дарсі по імені Анрі Дарсі, який запропонував в 1856м. рівняння для визначення фільтрації

де Q - об'ємна витрата рідини в одиницю часу; k - постійнапроникності; s - площа поперечного перерізу; - в'язкість рідини;

- гідравлічний градієнт або різниця в тиску в напрямкутечії x.

Це рівняння дана для ламінарного течії флюїдів в пористих середовищах,при заданому значенні k швидкість фільтрації через породи прямопропорційна перепаду тиску.

При дослідженні провідності пористого середовища виділяють три ви-дапроникності: абсолютну, ефективну і відносну.

Фільтрація флюїдів через пористі середовища підкоряється закону Дарсі, вякому зроблено припущення, що в шарі один флюїд, полнос-ма насичуєпустотні простір порід. Цю проніцаемоть на-викликають абсолютною. Уприроді пласт - колектор містить у різних кількостях газ, нафта,воду, при чому в залежності від ступеня насичений-вання один з флюїдів володієбільшу здатність переміщення.

Ефективна проникність - це здатність породи пропускати флюїду присутності інших насищающі пласт флюїдів. Ефективна газо -, водо-інефтепроніцаемость різна для різних порід і визна-нийекспериментальним шляхом. Природно, що при наявності двох або трьохнасичує пористу середу фаз ефективна проникність в порівнянні забсолютної знижується, при цьому зміни її залежать від ря-да факторів іперш за все від складності будови порового простору-ства. Розбуханняглинистих часток, наявність адсорбційних плівок, гідрофільність абоолефільность поверхонь, морфологія, розміри і звивистість поровіканалів - все це впливає на ефективну проникність.

Відношення ефективною для даного флюїда проникності до абсолютноїпроникності називається відносної проникністю. Відноснапроникність для газу, нафти, води коливається від нуля при низькійнасиченості до 1 при 100% - ном насичення. Відносна проникністьпороди для будь-якого флюїда зростає із збільшенням її насиченості цимфлюїдом і досягає максимального значення при повному насиченні.

Аналіз дослідних даних вивчення фільтраційних властивостей свідчать про "успіш -ність про неоднакове характері зміни проникності в кар-бонатнихпородах з різним типом пустотного простору. Совер-шенно очевидно,що карбонатні колектори порового, тріщини і каверни типіввідрізняються як абсолютною величиною проникності, визначеної влабораторних умовах, так і характером зміни її в трьох досліджуванихнапрямках.

карбонатною колекторам порового типу не властива анізотро-Піяпроникності пористого середовища, і в них не спостерігається різкого з-трансформаційних змінфільтруючих властивостей в якому - то одному з трьох напрямків. Цесущественное відміну фільтраційних властивостей карбонатних кол-лекторів відтеригенних, в яких також переважають порові канали.

При наявності каверн або великих пустот, тобто в каверн - поровое типіколектора, максимальними значеннями проникності має напрямок знайвищою інтенсивністю їх развітія.Но навіть у таких випадках ми неспостерігаємо такої різниці за паралельним і перпендіку-лярні напрямками,як в песначо - алеврітових породах. Порові тип колектора характеризуєтьсяпроникністю практично однаковий-вої у всіх трьох напрямках;тріщинні тип карбонатних колекторів, не дивлячись на незначніабсолютні значення проникності, визна-поділені в лабораторних умовах,відрізняється анізотропного проніца-емості, при цьому межі змінисягають одного - двох порядків. Слід підкреслити, що фільтраційнівластивості тріщинуватих кар-бонатних порід в природних умовах значновище значень, що отримуються в лабораторії, що обумовлено дослідженнямпорід з наявністю лише мікротріщин.

Розділ III. Умови формування пустотного простору.

1. Розчинність карбонатних порід.

Розвиток і формування порового простору карбонатних по-родтісно пов'язане з процесом розчинення і вилуговування. Винос цихсполук у розчиненому стані є причиною утворення пір,кавер і порожнеч, а також пріячіной розширення тріщин.

Встановлено, що розчинність крісталлііческіх речовин залежить від їхприроди, розчинюючої здатності розчинника і знаходиться в тісному зв'язкуз термодинамічними умовами. Неоднакова розч-рімость частиноккристалічного речовини визначається їх розміром. Ряд дослідників (
Баклі, 1954; Теодорович, 1950) показали, що рас-творимо часток гіпсурозміром 2 мм на 20% менше, ніж часток 0, 3 мм, і що тонкозернистірізниці кальциту значно швидше розчиняю-ться, ніж великі кристали.

Дослідженнями Ф. Бірха, вперше наведеними в роботі Міллера (1959
), Було доведено, що расстворімость вапняку помітно знижується, післятого, як його піддають великим довленію (табл. 19). Міллер пов'язує цезниження з перекристалізацією речовини під великим тиском, якавикликає збільшення розмірів часток. Очерет-видно, цим можна пояснити майжеповна відсутність часу розчинення у сильно метаморфізованних порід. Нарозчинність карбонатних мінералів впливає і розмір розчиняються частинок.
Чим більше вони тонкодіс-персня, тим більше розчинні. Неоднаковарозчинність різних за розміром частинок способствуетт росту більш великихзерен за рахунок розч-ренію дрібних.

Сильне розчиняє дію підземних вод, багатих углекис-лотой,зазначалося В. І. Вернадським (1934), який писав, що така воданабуває властивостей кислоти і здатна розкладати силікати і алюмосилікати.
Оскільки провідності порід неоднакові, то процес-си розчинення непоширюються рівномірно по всьому обрію. Ймовірно, вони присвячені дотим тектонічним ділянкам і струектурам, які найбільш п