Литогенез и минералогия нефтеносных осадочных пород (стр. 1 )

Казанский (приволжский) федеральный университет

литогенез и минералогия нефтеносных осадочных пород

(Учебное пособие)

часть I

(Стадии гипергенеза – диагенеза)

Казань

2010

УДК 552.5

Печатается по решению Редакционно-издательского совета

ФГАОУВПО Казанский (Приволжский) Федеральный университет

методической комиссии геологического факультета

Протокол № от 28 декабря 2010 г.

Научный редактор

докт. геол.-мин. Наук, проф.

Рецензенты:

докт. физ.-мат. наук, профессор

кандидат геол.-мин. наук, доцент ёв

Литогенез и минералогия нефтеносных осадочных пород. Часть I, стадии гипергенеза – диагенеза.

Учебное пособие/ . – Казань: Казанский университет, 2010 – 64с.

В пособии рассматриваются некоторые вопросы современного состояния генетической литологии, связанные с быстрым развитием нефтедобывающей отрасли и пока не нашедшие должного отражения в существующей учебной литературе. Особое внимание уделено вещественному составу минерального скелета пород коллекторов нефти и покрышек, специфике его формирования при наличии природных углеводородов и вызываемых ими биологических процессов. С позиций гидродинамики даны механизмы накопления слоевых последовательностей, в которых могут локализоваться нефтяные залежи.

При написании пособия автором учтён опыт преподавания читаемых им курсов «Литология», «Литогенез в осадочных бассейнах» для специальности 020305.65 – геология и геохимия горючих ископаемых на геологическом и курса «Биоминералогия» - на биолого-почвенном факультетах КФУ.

Пособие ориентировано на аспирантов и студентов, включая магистров, геологического факультета КФУ, специализирующихся в области поисков и разработки месторождений нефти и газа. Оно может оказаться полезным и для сотрудников нефтедобывающих компаний.

содержание

Введение 3

1. Методики минералогических исследований в нефтеносных

осадочных горных породах 6

2. Гипергенные процессы в нефтеносных толщах 10

3. Стадия седиментогенеза 15

3.1 Некоторые общие вопросы современной теории седиментогенеза 15

3.2 Осадочная дифференциация обломочного материала 16

3.3 Химическая и физико-химическая осадочная дифференциация 18

3.4 Роль тектоники, изостазии и уплотнения осадков при формировании структурного плана слоевых комплексов осадочных пород 20

3.5 Механизмы формирования породно-слоевых комплексов 21

4. Стадия диагенеза 25

4.1 Сорбция и катионный обмен при диагенезе осадков 26

4.2 Диагенетическая иллитизация смектита 31

5. Углеводородный эпигенез в нефтеносных породах и его

минеральные индикаторы 33

Заключение 40

Приложение. Основные сведения о структуре, рентгенографической диагностике и генезисе глинистых минералов. 41

Литература 62

Введение

В учебном пособии частично использованы материалы лекций, которые читаются автором в курсах «Литология», «Литогенез в осадочных бассейнах» студентам нефтяной специальности, «Минералогия нефтесодержащих пород» как спецкурс геологической специальности, а так же в курсах «Минералогия почв» и «Биоминералогия» на Биолого-почвенном факультете КГУ. В нём использованы некоторые материалы курсовых и дипломных работ, которые выполнялись под руководством автора. В тексте сознательно отсутствуют разделы, достаточно подробно изложенные в доступной учебной литературе, которая не ориентирована на специфику нефтяной отрасли. Автор выражает глубокую благодарность коллегам: доцентам и ёву, ассистенту и , соавторам по ряду публикаций.

В настоящее время термин «Литогенез» используется в разных смыслах: академиком , создавшим теорию литогенеза [40], в него были включены явления геологической истории стратисферы, в том числе переход неконсолидированного осадка в осадочную горную породу. Т. е. буквально литогенез – образование камня. Всё происходящее после этого обозначалось рядом авторов термином «Эпигенез», - «эпи» значит после [43]. Но с другой стороны в отечественной литературе, вслед за академиком , прочно утвердился термин «Катагенез», объединяющее процессы, вызванные погружением осадочных толщь в зону повышенных температур и давлений. Так как образование камня продолжается, понятие «Литогенез» было позже распространено на любые предметаморфические изменения пород [45]. Тогда термин «Эпигенез» можно использовать для любых постдиагенетических явлений. Принято выделять «фоновые» процессы эпигенеза, реализующиеся по близким механизмам в различных регионах за счёт меняющихся Р, Т, Х параметров среды, что позволяет с единых позиций вести стадиальный анализ осадочных толщь, выделяя его различные уровни на основе общих литолого-минералогических критериев [46], и сохраняя понятие катагенеза в своём исходном смысле. В англоязычной литературе вторичные изменения осадков объединяются общим термином “Diagenesis”. Для обозначения конкретных процессов в этом ряду используются термины типа “Burial metamorphism”.

Кроме того, в осадочных толщах могут возникать наложенные явления, способные нарушать закономерности катагенеза в очень широких пределах, не только создавая некие новые характеристики пород, но и изменяя диапазон глубин, на которых они обычно должны проявляться. Более масштабно они реализуется на объектах, где на «нормальный» ход геологических процессов влияют тектонические и техногенные факторы, как и биокосные явления. Под ними, вслед за Вернадским, понимают совокупность взаимодействия живых организмов и метаболитов с минеральным веществом, что всегда происходит в нефтегазоносных толщах. Уже на самых ранних этапах эволюции живые организмы приобрели способность разлагать путём сложных биохимических механизмов породообразующие минералы – силикаты и кварц, обладающие при химическом воздействии очень низкой растворимостью, как и карбонаты. Иначе они не обеспечивали бы себя нужным набором химических элементов.

До недавнего времени минеральный состав осадочных горных пород и явления его трансформации, связанные с формированием или разработкой залежей природных углеводородов, оставался вне сферы интересов геологов-нефтяников и промысловиков. Минеральный скелет коллекторов и покрышек интересовал их преимущественно как носитель параметров проницаемости и пористости, определяющих качество коллекторов и экранирующие свойства покрышек, и принимаемых за константы в ходе мероприятий, реализуемых при нефтедобыче. Хотя явление образования новых минералов, как в самих продуктивных пластах, так и в нефтехимическая
промышленность" href="/text/category/himicheskaya_i_neftehimicheskaya_promishlennostmz/" rel="bookmark">нефтепромысловой арматуре, был известен давно [9]. Первым, кто начал систематические исследования роли связанной с нефтью микрофлоры в процессах изменении ёмкостно - фильтрационных параметров - ФЕС продуктивных пластов был Риф Саитович Сахибгареев [36], для которого автор являлся сначала учителем, а затем последователем и учеником. Работы Сахибгареев заложили основу изучения всей совокупности вторичных изменений нефтеносных пород, которую наверно можно называть «углеводородным эпигенезом», поскольку биокосные процессы могут менять не только структуру, но и минеральный состав пород, особенно их глинистой компоненты, за счёт обогащения пластовых вод рядом новых элементов.

Нужно учесть, что если до начала разработки насыщенная нефтью порода представляет собой относительно стабилизированную систему, то вскрытие пласта, особенно начало закачки опреснённых внешних вод, вызывает резкую смену установившихся в нём равновесий физической, биохимической либо химической природы, затрагивающую как жидкие фазы, так и большинство минералов. В подобной ситуации поведение пласта не может быть описано в полной мере системой простых линейных дифференциальных уравнений для двухфазной фильтрации в пористой среде с постоянными параметрами ФЕС. Поэтому, несмотря на достигнутый в последние годы прогресс в развитии математического моделирования явлений, происходящих в ходе эксплуатации и создании соответствующих компьютерных программ, многое в характере поведении нефтяных залежей при их разработке остаётся непредсказуемым. Предложены сотни технологий увеличения нефтеотдачи коллекторов (МУН), но выбор среди них оптимальной для данного объекта остаётся, в некоторой мере, интуитивным и часто приводит к негативным последствиям, так как нет строгого обоснования природы этих явлений, включая и минералогические.

Определённые проблемы в нефтяной отрасли иногда возникают уже при построении геологической модели промыслового объекта. Широкое развитие клиноформ и слабая латеральная выдержанность продуктивных пластов часто снижает достоверность их корреляции. Не всегда удаётся отличать исходно водоносный участок разреза от обводнённого вторично. В ряде случаев такие задачи успешно решаются с использованием минералогических критериев.

1. методики минералогических исследований в нефтеносных осадочных горных породах

Методы исследования минерального состава осадочных пород изложены в соответствующей учебной и специальной литературе [35, 28]. Остановимся на методических приёмах, реализация которых необходима для понимания специфики явлений, которые идут в толщах, связанных с накоплением нефти. Оптимальна при этом последовательность: визуальное описание всего керна, изучение петрографических шлифов, рентгенография – выборочно, и только при известном минеральном составе – электронная микроскопия. Основным методом диагностики различных кристаллических фаз, включая минералы, служит дифракция рентгеновских лучей, т. е. фазовый анализ. Используется совокупность рефлексов на картине дифракции с определенными значениями (d HKL) межплоскостных расстояний и относительной интенсивности (I). Сама процедура фазового анализа в настоящее время обычно компьютеризирована с использованием JCDD - интернациональной базы дифрактометрических данных, содержащей значения IHKL и dHKL всех минералов. Она апеллирует к эталонной дифрактограмме, полученной от полностью разориентированного препарата [13]. Влияние текстуры либо явлений типа порядок-беспорядок, как и изоморфизма, не учитывается, что ограничивает возможности метода в исследовании природных полиминеральных систем, где они представлены широко. При использовании серийной аппаратуры и традиционной методики обычно удается однозначно идентифицировать лишь кристаллические фазы, присутствующие в существенной концентрации, а если изучается дисперсная компонента осадочных пород, то лишь с точностью до группы, что объясняет преобладание в ней минералов с пластинчатой формой частиц. В препарате они имеют ориентировку преимущественную вдоль поверхности подложки, т. е. образуют аксиальную текстуру. В результате происходит резкое усиление базальных отражений, что давно используется в рентгенографии глин [35], но одновременно снижается возможность для надёжной регистрации всех иных отражений. Поэтому иногда целесообразно применять некий промежуточный вариант, при котором преимущественная ориентировка сохраняется, но так, чтобы не гасить полностью отражения от других плоскостей. Препарат для такого вида дифрактометрического анализа представлял пасту из порошка с этиленгликолем, притертого на поверхность матового стекла. Это позволяет иметь достаточную разориентацию частиц, лишенных слоистой структуры, и обеспечить необходимую текстурированность частиц у глинистых минералов, одновременно гомогенизируя промежутки между слоями у фаз типа смектита.

Диагностику минералов-примесей, содержание которых на порядок ниже чувствительности стандартного рентгенографического анализа, обеспечивает многократное накопление спектра в цифровой форме при шаговом режиме регистрации с дальнейшей компьютерной обработкой [21]. Съёмка ведётся в линейной шкале обратных межплоскостных расстояний с размерностью 1/Å.

Состав глинистой компоненты осадочных пород определяют по спектрам базальных отражений 00L на ориентированных препаратах фракции < 2,5 мкм [35]. Съёмку следует проводить в воздушно сухом состоянии препарата, а затем после насыщения его этиленгликолем, в некоторых случаях применяют гидразин моногидрат и диметилсульфоксид. Иногда применяют прокаливание препарата до разных температур. Межплоскостные расстояния даются в Å.

Базальные рефлексы характеризуют кристаллическое строение слоистых силикатов в одном направлении - вдоль нормали к плоскостям спайности (оси с* обратной решетки). Для диагностики политипов, а так же для изучения любых преобразований, связанных с изменениями трехмерной структурной периодичности, необходимы отражения общего вида - рефлексы HKL, т. е. полная дифракционная картина объекта. Традиционно такая задача решается методом электронографии от косых текстур [11] однако он вряд ли применим к нашим объектам, так как не допускает присутствия воды и органического вещества в образце - в любом виде и количестве. Кроме того, малый объём вещества не позволяет переносить результаты на всю осадочную породу, что ограничивает его практическое применения. Поэтому использовался метод “рентгеновского сканирования обратного пространства текстур” [20, 12].

Основная идея предложенного метода основана на том, что способность глинистых частиц создавать аксиальную текстуру не давится, а максимально используется. В полностью разориентированном порошке каждая создающая дифракцию система плоских сеток кристаллической решетки hkl либо, что то же, каждый узел обратной решетки HKL растянут в обратном пространстве по поверхности сферы с радиусом 1/dhkl. Процедуру обычной порошковой съемки можно представить как движение “точки детектирования” в системе таких вставленных друг в друга сфер от общего центра к периферии. Момент пересечения каждой такой сферы соответствует появлению дифракционного максимума. Если величины межплоскостных расстояний d различных систем плоских сеток одной или нескольких кристаллических фаз достаточно близки, то их сферы сливаются, а дифракционные максимумы накладываются. Но в аксиальной текстуре, где все азимутальные ориентации пластинчатых частиц равновероятны, а их плоскости 00L ориентированы примерно параллельно поверхности подложки, узлы обратной решетки общего положения HKL представляют собой не сферы, а сегменты с угловой полушириной примерно в 25 раз меньше полной сферы. Примерно во столько же раз возрастает и интенсивность дифракционного максимума за счет геометрического фактора. В плоском сечении, задаваемом геометрией рентгеновского гониометра, все сегменты дают дуги, локализованные вдоль прямых, параллельных оси с* (т. е. оси текстуры). Совокупность узлов-дуг, принадлежащих одной прямой, соответствует кристаллографической зоне, т. е. последовательности узлов, отличающихся друг от друга координатой только по одной из осей обратной решётки, например последовательность систем плоских сеток: 111, 112, и т. д. Расстояние в обратном пространстве от прямой, вдоль которой локализованы узлы зоны, до оси текстуры есть координата зоны Вhk с размерностью Å-1. Так как симметрия плоских сеток слоистых силикатов близка гексагональной, координата зоны 11L почти совпадает с координатой зоны 02L, т. е. B11 близко В02. Поэтому в обратном пространстве текстуры зоны группируются попарно: 11L - 02L; 13L - 20L; 22L - 04L; 33L - 06L. На рис.1.1 приведена 1/4 часть сечения обратного пространства текстуры с узлами слюды политипа 1М.

Рис. 1.1. Фрагмент обратного пространства текстуры слюды политипа 1М.

Поскольку обратная решетка центросимметрична, аксиальная текстура имеет по определению плоскость симметрии, перпендикулярную оси текстуры и все четверти плоского сечения симметрично подобны. Узлы с разными знаками L получаются отражением в плоскости, где оси b и b* совпадают. Координаты каждой зоны задают параметры элементарной ячейки ao, bo, γ и значения H, K. В моноклинном приближении, достаточном для глинистых минералов имеем:

BHK = (H2 / ao2 + K2 / bo2)1/2 (1.1)

Для возникновения рентгеновского отражения от системы плоских сеток hkl и его регистрации детектором гониометра нужно выполнить соотношение [20]:

φhkl = nπ ± ρhkl + Θhkl (1.2)

где φhkl - угол образца, Θhkl - угол Брэгга, ρhkl - угол между сетками hkl и осью с*

Если достаточно зафиксировать узкую область спектра, можно использовать обычный дифрактометр в режиме φ = 2θ, сблокировав держатель образца и детектор в соответствующих положениях. Поскольку у глинистых минералов примерно выполняются соотношения: bo ≈ аo и co cos β ≈ - аo / 3, величина ρhkl может быть оценена из простого соотношения [35]:

cos ρhkl ≈ d hkl (H + 3L) / 3d

Чтобы получить полную дифракционную картину достаточно смещать “точку детектирования” параллельно оси с* по прямой “x” с заранее заданной координатой Во ≈ BHK, отвечающей одной из кристаллографических зон. При этом будут в основном регистрироваться отражения только выбранной зоны, а рефлексы других зон и других минералов, не способных текстурироваться, в значительной мере гасятся. Рентгеновский дифрактометр реализующий такую процедуру (приборы фирмы Schimadzu, например) имеют два независимых привода для установки держателя образца и детектора на углы φ, ω по закону:

φ = arc sin [λ/2 ( BHK2 + x 2 )1/2 ] + ω / 2 (1.4)

где λ - длина волны, х – текущая координата, х = n Δx, где n – номер шага сканирования, Δx – величина шага, φ – угол образца, ω – угол детектора.

Ось абсцисс “х” в полученной таким способом дифракционном спектре представляет линейную шкалу текущих координат траектории перемещения “точки детектирования” в обратном пространстве и имеет размерность Å -1. Межплоскостное расстояние максимумов d hkl в Å определяет соотношение:

d hkl = 1 / |ř HKL| = 1 / ( x2 + Bo2 )1/2 (1.5)

Для практический целей интерес представляют три зоны не базальных отражений: зона 11L - 02L, содержащая в основном рефлексы фаз, которые обладают совершенной трехмерной структурой. Зона 13L - 20L, содержащая, в том числе, и рефлексы всех фаз, имеющих регулярные дефекты: смещения слоёв на ± bo /3 и развороты на ± π/3. Хлориты дают рефлексы HKL только в этой зоне. Зона 33L - 06L позволяет относить слоистые силикаты либо к ди-, либо к триоктаэдрическим структурам по величине параметра bо (bо = 6 d060).

Определение принадлежности минералов группы слюд к определённым политипным модификациям, что может иметь большое прикладное значение, обычно проводится по рефлексам типа ±11L соответствующей зоны. Принято относить двухслойный моноклинный политип 2М1 диоктаэдрической слюды к обломочному (аллотигенному) мусковиту, а однослойный моноклинный 1М политип связывать с процессами трансформации или перекристаллизации за счёт повышения температур и давлений на стадии катагенеза. В целом такая концепция справедлива, но следует иметь ввиду, что все вторичные слюды осадочных пород, образованные в ходе иллитизации смектита, формируются из отдельных наноблоков, каждый из которых может иметь структуру любого политипа, создавая трёхмерные смешаноблочные ансамбли [27].

Структура глинистых минералов и некоторые вопросы их генетической природы рассматриваются в Приложении.

2. гипергенные процессы в нефтеносных толщах

Первую стадию литогенеза в широком смысле этого термина формирует явления деструкции механической, физической, биологической, химической, биохимической природы, традиционно именуемые гипергенезом. Рассмотрим последние два, поскольку первые подробно изложены в учебниках [4, 31].

Отметим, что основное отличие химической деструкции минералов от биологической заключается в принципиально различном способе достижения своей устойчивости каждым из данных механизмов. Расчёт термодинамики межфазных равновесий требует расчёта всех реакций, в которых изучаемый компонент в данной системе принимает участие. Но количество и механизмы таких реакций в названных процессах сильно различны. При «абиогенном» гипергенезе полностью доминирует инконгруэнтный гидролиз, под которым “…понимают процесс растворения минерала с одновременным образованием вторичного твердого продукта, не тождественного по элементному составу исходной фазе” [15] (с. 15). Многостадийность преобразований обеспечивает возможность полного разложения, в конечном счёте, кристаллических фаз с крайне низкой растворимостью. Инконгруэнтный гидролиз силикатов - это необратимый и неравновесный процесс, однако, при изучении геохимической эволюции материнских пород в зонах гипергенеза может быть применим принцип частичного равновесия [15], когда неравновесная в целом система находится в равновесии в отношении, по крайней мере, к одной из реакций. Установление частичных равновесий необходимо для того, что образование промежуточных продуктов на пути к полному равновесию быстрее снижает общую свободную энергию системы, чем синтез стабильных конечных фаз. На каждой стадии инконгруэнтного растворения возникают вторичные фазы, равновесные с фильтратом, который по-прежнему не находится в равновесии с исходной породой. «Абиогенный» профиль выветривания развивается от состояния, когда химизм растворов и новообразованных фаз задаёт наличие реликтов материнских пород, до стационарного состояния, когда на границах зон в корах выветривания устанавливается подвижное равновесие. Механизм подчиняется законам термодинамики, и полностью отвечает ряду химической устойчивости. Поэтому зональность кор выветривания не зависит от времени их формирования, а в составе минералов почти отсутствуют метастабильные смешанослойные фазы, так как из механизмов кристаллогенеза преобладает прямой синтез из раствора. Даже триоктаэдрические слюды, весьма склонные к трансформации через смешанослойные фазы, образуют в месторождениях эллювиальных каолинов либо эпитаксию, либо «эндотаксию» каолинита по биотиту при структурном контроле механизма “dissolution-precipitation” [19].

При биокосных процессах термодинамические пределы растворимости не играют столь существенной роли. Энергетические затраты, необходимые для полного разрушения структуры кристаллов и переведения её фрагментов в раствор могут быть всегда восполнены энергетикой самих живых клеток и реализация механизма инконгруэнтного растворения становится избыточной. Энергетический потенциал литотрофных организмов не ограничен [10]. В то же время, независимо от роли биоценоза в общей энергетике гипергенеза, он может затрагивать только кинетику процессов, влияя тем самым на скорость реакций, но не изменение стандартной свободной энергии [38]. Если процесс невыгоден термодинамически, то наличие живых организмов этого не меняет.

Процессы разложения, трансформации, перекристаллизации или синтеза многих минералов в результате жизнедеятельности различных организмов имеют значительно более широкое распространение, чем это представлялось до недавнего времени. Штаммом [52] создана стройная теория, касающаяся механизма и кинетики растворения минералов в процессе выветривания под действием двух основных реагентов - протона и ряда органических лигандов. Им на примере процессов растворения оксидов металлов экспериментально доказано, что скорость растворения зависит от концентрации на поверхности минерала протонированных комплексов и (либо) комплексов с органическими лигандами. В обзоре Хочеллы [50] приведены примеры таких взаимодействий с другими минералами и дана обширная библиография. Нас интересуют лишь те из них, которые происходят в коллекторах и покрышках нефти и имеют общетеоретическое и прикладное значение [10]. Хотя многие из процессов гипергенеза идут с участием органического вещества, есть принципиальные различия между явлениями собственно биогенной и химической природы, в которых роль биоценозов ограничена изменениями характеристик водного раствора, прежде всего величин его Eh и рН. К ним относится насыщение пластового флюида углекислотой в результате биогенного окисления нефти по реакции Холодова [41]. Кроме снижения рН этот процесс сопровождается повышением пластового давления и выделением тепла, что превращает саму формируемую залежь в природный топливный элемент, создающий над ней электрическое поле [42]. Биокосные взаимодействия микрофлоры пласта с его минеральным скелетом, меняющие установившиеся равновесия, начинаются вместе с гравитационным разделением флюида, когда в коллекторе возникнет близкое соотношение воды и нефти. Затем они локализуются в зонах ВНК.

Известно, что скорость разложения ряда силикатов некоторыми живыми организмами или их метаболитами биокосным путём во много раз выше, чем при воздействии любых неорганических растворителей с реальной для всех природных объектов концентрацией [3, 29, 49]. Поэтому нужно рассмотреть, прежде всего, реакционный ряд устойчивости минералов, аналогичный ряду Голдича, реализующийся не в корах выветривания, а в системах, содержащих специфические сообщества организмов, способных осуществлять биокосное разложение минерального скелета пород. Ранее такой анализ был проделан в работе [25], графический результат которого, с небольшими изменениями, приведён на рис.2.1. Показано, что главную роль играет не растворяющая способность простых органических кислот, а специфичное воздействие ряда высокомолекулярных соединений, которые реализуют достаточно сложные биохимические, в том числе возможно и ферментативные механизмы. Во всех случаях реализуется механизм гидролиза, а различия сводятся к тому, что служит источником протонов: вода или органические комплексы - доноры.

Рассмотрим с помощью рисунка 2.1 особенности поведения минералов в зонах с близким содержанием воды и нефти, которыми могут быть временные и современные ВНК, как и области природного или техногенного внедрения внешних вод иного состава. Отметим, что в коллекторах, сохранивших только остаточную воду, она быстро насыщается, блокируя все вторичные процессы.

Рис. 2.1 Ряды гипергенной устойчивости минералов для абиогенных и биокосных процессов; названия фаз, с резко различной для них устойчивостью, подчёркнуты.

Основной объём обладающих открытой пористостью терригенных (или обломочных) горных пород, – песчаников и алевролитов - составляют три компоненты: кварц, полевой шпат и обломки тонкозернистых изверженных (эффузивных) или метаморфических пород (яшмы, кремни или роговики). По преобладающей компоненте соответственно выделяют кварцевые песчаники, аркозы и граувакки. Оценим их устойчивость в нефтеносных толщах.

Химическая устойчивость кварца примерно постоянна до рН ≤ 14, когда она резко падает. При «нормальном» катагенезе коррозия кварцевых зёрен и их регенерация начинается только на поздней его стадии. Порода приобретает кварцитовидный облик, при котором пустоты между обломками кварца почти полностью исчезают. Биокосные процессы способны привести к этому итогу на любых глубинах, как путём прямого и не зависящего от РТ параметров растворения с образованием лабильных органно-кремнезёмных комплексов, так и за счёт повышения рН при насыщении раствора щелочными элементами разлагаемых полевых шпатов, либо при биологическом связывании части Н1+ вплоть до рН > 14, при котором становится возможен синтез брусита [23]. Но так происходит лишь до тех пор, пока механизм кристаллогенеза ограничен синтезом из истинного водного раствора. Если глинозём в абиогенной среде, практически неподвижный при близких к нейтральным значениях рН, будет сразу связываться в структуре фаз AlO(OH) или каолинита, то для биокосных систем у алюминия, кремния и, наверно, у ряда других элементов появляется подвижность за счёт образования комплексов с органическими молекулами.

Реальное появление органно-минеральных композиций нужно учитывать для осмысления данных многочисленных экспериментов по сорбции разных органических веществ и металлов (прежде всего – U и Ni) [32] коллекторами нефти и почвами, которые с чисто физической точки зрения выполнялись на модельной смеси минералов вполне корректно. Но в ходе растворения любой растворитель контактирует с поверхностью твёрдой фазы. Поэтому центром сорбции становятся не только (скорее всего, и не столько) дефекты структур кристаллов, но и органические молекулы, служащих донорами протонов [10] в биокосных явлениях и способные к взаимодействиям с органическими и металл-органическими соединениями. Кроме того, образование жесткой связи между органическим веществом и минеральным скелетом может привести к частичной гидрофобизации пород, что играет важную роль в нефтедобыче.

Среди калиевых полевых при одинаковом химическом составе ортоклаз более устойчив к биокосному разложению, чем микроклин, скорее всего из-за меньшей удельной поверхности двойниковых швов [25]. В нейтральной среде они химически довольно устойчивы, а при снижении рН обычно замещаются каолинитом, сбрасывая избыток SiO2 в виде вторичного кварца. При падении пластового давления такие песчаники могут заметно уплотняться, частично теряя ФЕС [36]. Основные и средние плагиоклазы чаще всего «не доходят» до бассейна седиментации или разлагаются в силу более низкой устойчивости в процессе переотложения обломочного материала. Присутствующий в тонкой фракции терригенных пород альбит в основном представлен малоразмерными ламелями, возникшими при распаде твёрдого раствора NaAlSi3O8 - KAlSi3O8. Кроме альбита, при разложении зёрен КПШ в тонкую фракцию могут попасть и тонкие пластинки слюды, образованные в ходе метасоматического процесса серицитизации. Наибольшей устойчивостью к биокосному разложению среди полевых шпатов обладает альбит [25], что объясняет потребность пластового биоценоза именно в калии, а не натрии. Поэтому соотношение концентраций альбит / КПШ (или амплитуд их рефлекса 020) для близких по своей природе пород применимо как критерий интенсивности накопления в них нефти [3].

Слагающие основную массу многих граувакк компоненты, содержащие фазы с катионами переменной валентности, в условиях обычного гипергенеза мало устойчивы, поскольку при окислении быстро нарушается баланс зарядов кристаллических решеток. По породам состава базальтоидов развиваются Mg, Fe хлориты, затем и железистый смектит - нонтронит. Обломки таких пород сильно изменены ещё до поступления в осадок. Напротив, биокосные явления почти не затрагивают минералов, содержащих структурное железо, которое за счёт образования оксидных плёнок делает поверхности зёрен недоступными для биохимических реагентов, и замыкают ряд устойчивости оксиды Fe, Mn, Ti. Поэтому в коллекторах нефти мы часто видим выделения сидерита при полном отсутствии кальцита или доломита, который, по непонятной до конца причине, становится в биокосном процессе менее устойчив, чем кальцит [36].

Мусковит является наиболее устойчивым силикатом, как в биокосных процессах, так и при химических воздействиях. Он плохо разлагается даже реагентами на основе плавиковой кислоты. В тонкой фракции нефтеносных карбонатных пород все диоктаэдрические слюды исчезают после полевых шпатов и кварца. Если при любом механизме деградации каркасных либо координационных структур процесс заканчивается появлением фрагментов с размерами меньше критических, обеспечивающих устойчивость фаз в данной системе [2], то даже одиночный 2:1 слой всегда имеет в двух направлениях размер много больше критического [25]. Поэтому фазам из 2:1 слоёв проще создавать связь с органическим веществом или трансформироваться в иные слоистые и смешанослойные фазы, чем растворяться нацело как кварц и ПШ.

Иначе себя ведут триоктаэдрические слюды, которые при гипергенных условиях могут образовать смешанослойные фазы типа флогопит-вермикулит или гидробиотита. Допускается образование мономинерального вермикулита на завершающей стадии этого процесса [35], хотя по нашим данным это мало вероятно без вклада низкотемпературного метасоматоза [18]. В любом случае продукты частичного выветривания или диоктаэдритизации биотитов играют важную роль при формировании минерального облика глинистых компонент терригенных пород, включая вероятно и появление железистых иллитов [7].

Хлориты, обладают относительно слабой устойчивостью при любом типе гипергенеза, что зависит от содержания в их структуре Fe2+ и Fe3+. Минералы группы шамозита, обрастающие в виде щёток обломочные зёрна и создающие с началом разработки серьёзные проблемы на ряде промысловых объектов Западной Сибири, Северного моря, или Алжира, растворяются даже слабым раствором HCl. При высокой интенсивности биокосных процессов помимо разложения все хлориты, трансформируются с появлением в их структуре диоктаэдрических сеток и слоёв (см. Приложение).

Источником каолинита служат как коры выветривания гумидных зон, так полевые шпаты обломочных и глинистых пород. При высокой устойчивости к любым неорганическим растворителям каолинит разлагается бактериями [48] со скоростью уступающей лишь фазам Al(OH)3 [25] с которых начинается ряд биокосного разложения. Сопоставление этих рядов показывает, что минералы только меняются своими местами без появления новых кристаллических фаз.

3. стадия седиментогенеза

Совмещённый процесс переноса и осаждения исходного для образования осадочных пород материала отвечает стадии седиментогенеза. Не вдаваясь в детали формализма, описывающие механизмы происходящих здесь, и хорошо изложенных в специальной литературе явлений [31, 37], следует рассмотреть более подробно те, которые касаются формирования нефтеносных толщ, или ещё не вошли в основные учебники по литологии. Основное внимание мы уделим закономерностям формирования структуры обломочных пород, и их фациальной принадлежности, в зависимости от изменения скорости водного потока, условий и последовательности седиментации, поскольку именно они в значительной мере задают геологическую модель эксплуатируемой залежи. Механизмы седиментации карбонатов с оптимальной детальностью изложены в учебнике [28], а их роль в формировании пустотного пространства этих пород рассмотрена при анализе этапов истории промысловых объектов [33].

3.1 Некоторые общие вопросы современной теории седиментогенеза

Большой фактический материал, существенно сменивший традиционные представления о накоплении осадков, был получен за последние десятилетия специалистами в области морской геологии. Выяснилось, что основной объём обломочного материала поставляется в места седиментации крупными реками и локализуется при определяющем участии их дельтовых систем. За изобату 3000м попадает от него только 8%, а средняя толщина всех морских осадков не превышает 160м. При этом в аккумуляции обломков участвует менее 40% площади дна бассейнов. Скорость накопления осадков крайне неравномерна. В так называемых «областях лавинной седиментации» она может достигать от 1000 до 10000м за 1000 лет (при 4м за 1000 лет у черноморского побережья Кавказа). К ним относятся и сами дельты, и являющиеся их продолжением на шельфе желоба, протяженностью до нескольких тысяч километров, а так же участки континентального склона, куда часть неконсолидированных осадков переносится по глубоководным желобам. Значительное количество таких же осадков может перемещаться по поверхности дна шельфа турбидитами [30]. Затем в пространственно связанной с дельтами динамичной среде происходит перемещение обломков течениями различной природы. Отметим попутно, что массоперенос больших объёмов происходит в океане на любых глубинах и не только за счёт стационарных течений типа Гольфстрима. Земля представляет собой в её современном виде глобальную тепловую машину, топкой которой служит экваториальная зона океана, холодильником - Антарктида, в меньшей степени Гренландия. Скорость течений такой природы достигает м/сек. Для нас важно то, что в этом круговороте участвует планктон, масса которого составляет определяющую часть биомассы земли. Многие его представители, фильтруя через себя воду, накапливают дисперсные частицы минералов. При высокой скорости седиментации, если это органическое вещество не успевает окислиться, вся его дальнейшая химическая история связана с силикатами. За счёт градиента температур и, как следствие, плотности, возникает апвеллинг, т. е. подъём глубинных вод с растворёнными в них компонентами вверх вдоль континентального склона. Снижение парциального давления СО2 может при этом стимулировать осаждение полу аморфных фосфатов (эффект Батурина).

Из за большого объема этот материал размещен на нескольких страницах: 1 2 3 4