Остаточная вода в обломках и иементе продуктивных отложений юрского возраста Красноленинского свода (западная Сибирь)

УДК 553.98

ОСТАТОЧНАЯ ВОДА В ОБЛОМКАХ И ЦЕМЕНТЕ ПРОДУКТИВНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮРСКОГО ВОЗРАСТА КРАСНОЛЕНИНСКОГО СВОДА

М.Ю.Зубков

Рассмотрено распределение по размерам пор, присутствующих в обломочной части и цементе юрских отложений Красно-ленинского свода. Определены критические размеры микропустот, в которых присутствует остаточная вода, выделены минералы и органические остатки, содержащие остаточную воду. Рассмотрено участие гидротермальных процессов в формировании вторичных пор. Предложена генетическая классификация микропустот.

Ключевые слова: остаточная вода; минеральный состав; породы-коллекторы; размеры пустот; капиллярное давление; смачиваемость; гидротермальные процессы.

Содержание остаточной воды в продуктивных отложениях является одним из важнейших параметров, используемых при подсчете запасов УВ. Однако до настоящего времени никто из специалистов, занимающихся вопросами, связанными с определением этого параметра, не проанализировал, где именно в породах-коллекторах содержится остаточная вода, с какими конкретными минералами и органическими остатками она связана. Существуют лишь самые общие представления и стандартные зависимости рассматриваемого параметра от концентрации в породах глинистых минералов и отдельных их разновидностей [8, 9]. Поэтому целью настоящей статьи является восполнение этого пробела, для чего рассматривается структура порового пространства минералов и их агрегатов различного состава и происхождения путем выделения тех пустот, в которых в природных условиях присутствует остаточная вода.

В качестве основы для написания настоящей статьи послужили результаты изучения 278 снимков, полученных с помощью растрового электронного микроскопа (РЭМ), оборудованного микрозондовым

элементным анализатором, что позволило определить минеральный состав снимаемых микрообъектов. Образцы, использованные для исследований, были отобраны из двух скважин, пробуренных в пределах Красноленинского свода, вскрывших средне- и нижнеюрские продуктивные отложения (пласты Ю^9 и ЮКю соответственно).

При характеристике размеров пустот в зависимости от их морфологии использовалось два параметра. Если пора имела более или менее изометричную форму, то ее размеры характеризовались ее радиусом. В случае, когда пустота имела узкую (щелевидную) форму, т.е. один ее линейный размер резко превышал другие, как например у пор, находящихся между соседними чешуйками слюд и/или хлоритов, то с целью геометрической характеристики принималось значение половины расстояния между соседними чешуйками, т.е. половина ее минимального линейного размера.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Среднеюрские продуктивные отложения (пласты ЮК2-9), из которых были отобраны образцы для

проведения исследований, характеризуются низкими фильтрацион-но-емкостными свойствами (ФЕС). Их пористость в среднем варьирует от 16 до 19 %, проницаемость — от 1 до (7-9)-10-3 мкм2, а коэффициент водоудерживающей способности (А^) изменяется от 40-45 до 55-60 %. В образцах в небольшом количестве присутствуют мелкие открытые поры, диаметр которых редко превышает 100-150 мкм (рис. 1, А), гораздо чаще поры практически полностью заполнены многочисленными агрегатами эпигенетического каолинита (см. рис. 1, Б).

Рассматриваемые продуктивные отложения чаще всего сложены сильноалевритистыми мелкозернистыми песчаниками и песчанистыми крупнозернистыми алевролитами, обычно имеющими слоистую текстуру. Минеральный состав обломочной части представлен кварцем, кислыми плагиоклазами (преимущественно альбитом), калиевым полевым шпатом, щелочными (калинатровыми) полевыми шпатами, слюдами, хлоритами, а также обломками кремнистых и слюдистых или хлорит-серицитовых сланцев. Цементом обычно служат карбонатные (кальцит, сидерит) и гли-

Рис. 1. СНИМКИ РЭМ ПОВЕРХНОСТИ ОБРАЗЦОВ, ОТОБРАННЫХ ИЗ СРЕДНЕ-(пласты ЮК2-9) (А, Б) И НИЖНЕЮРСКИХ (пласт ЮКю) (В, Г) ОТЛОЖЕНИЙ

нистые (преимущественно каолинит) минералы. Кроме того, в небольшом количестве присутствуют мелкозернистые агрегаты рутила (лей-коксен), аутигенный пирит и угле-фицированный растительный детрит.

Образцы, отобранные из нижнеюрских продуктивных отложений (пласт ЮКю), также обладают низкими ФЕС. Так, их пористость в среднем варьирует в пределах от 8-10 до 12-14 % и лишь в единичных образцах достигает 15-16 %. Проницаемость также изменяется в узких пределах — от (1-2) до (4-5) • 10-3 мкм2, изредка поднимаясь до (15-17) • 10-3 мкм2. Значение Квс варьирует в довольно широком диапазоне — от 22-25 до 55-60 %. Породы представлены чаще всего крупнозернистыми песчаниками со значительной примесью гравелито-вой фракции и гравелитами, часто имеющими массивную, реже — прерывистую слоистую текстуру, обусловленную неравномерным распределением в них углисто-слюдистого материала. Набор минералов, входящих в состав обломочной части рассматриваемых отложений, в отличие от среднеюрских, характеризуется очень слабым разнообразием [1]. Породы пласта ЮК10 сложены главным образом кварцем с небольшой примесью щелочных полевых шпатов (альбит и калиевый полевой шпат) и мусковита (см. рис. 1, В). Обломочные зерна кварца часто покрыты регенераци-онными гранями, причем в процессе регенерации новообразованный кварц часто захватывает выросшие раньше его кристаллы каолинита и диккита (см. рис. 1, Г).

Цементом в нижнеюрских грубозернистых песчаниках и гравелитах часто служит регенерацион-ный кварц (т.е. цемент имеет кремнистый состав), кроме того, очень широко развиты поровый эпигенетический каолинит и дикккит, на долю которых приходится 85-90 % и даже более всех глинистых минералов [1], оставшиеся 10-15 % —

на пленочный эпигенетический ил-лит и смешанослойные образования.

Рассмотрим более подробно распределение микропустот, связанных с различными минералами и ОВ, входящими в состав как обломочной части, так и цемента.

Кварц является самым распространенным компонентом в составе рассматриваемых отложений, причем в наибольшем количестве он встречается в нижнеюрских крупнозернистых песчаниках и гравелитах. Обломочные зерна кварца обычно не содержат микропустот (см. рис. 1). Более того, они часто покрыты гладкими регенерированными гранями. Однако в пласте

200 мм

Г

ЮК10 отмечается не только интенсивная регенерация обломочных зерен кварца, но и образование мелкокристаллических агрегатов эпигенетического (гидротермального [1]) кварца (рис. 2, А). Между новообразованными микроскопическими кристаллами кварца, имеющими размеры от 3 до 30 мкм, отмечаются многочисленные вторичные поры, имеющие радиус от 0,2 до 2,6 мкм (см. рис. 2, А). Описываемые агрегаты эпигенетического микрокристаллического кварца, напоминающие по форме микродрузы, встречены только в нижнеюрских продуктивных отложениях, в среднеюрских их обнаружить не удалось.

А -с открытой порой, Б -с порами, заполненными многочисленными агрегатами эпигенетического каолинита, В -общий вид поверхности грубозернистого кварцевого песчаника с открытыми и заполненными эпигенетическим каолинитом порами, Г - увеличенный фрагмент регенерированных зерен кварца с кристаллами каолинита на их поверхности, часть из которых захвачена гранями кварца в процессе их роста; 1 - поровый каолинит, 2, 4 - кварц, 3, 5, 6 -альбит

Рис. 2. СНИМКИ РЭМ РАЗНОВИДНОСТЕЙ ЭПИГЕНЕТИЧЕСКОГО КВАРЦА

Иногда встречаются поры, заполненные многочисленными агрегатами микросферолитового кремнезема (см. рис. 2, Б), предположительно представленного халцедоном (тонковолокнистый а-кварц). Размеры халцедоновых микросфе-ролитов составляют 0,4-1,0 мкм, пустот между соседними сфероли-тами — 0,03-0,08 мкм, а между их агрегатами — 0,2-2,0 мкм (см. рис. 2, Б). Микрозондовый элементный анализ показал, что вместе с халце-

доновыми микросферолитами присутствует небольшое количество эпигенетического каолинита (в виде единичных микроскопических чешуек). При макроскопическом описании образцов эти рыхлые белые агрегаты часто путают с эпигенетическим поровым каолинитом.

Обломочные зерна полевых шпатов, как и кварц, обычно не содержат микропустоты, напротив, они (чаще всего альбит) иногда подобно кварцу окаймлены регенери-

рованными гранями и приобретают правильную кристаллографическую огранку (см. рис. 1, А). Однако под действием гидротермальных флюидов неустойчивые разновидности полевых шпатов растворяются и вместо них появляются вторичные микропоры (см. рис. 2, В-Е). Вторичные поры возникают в обломочных зернах полевых шпатов, сложенных двумя разновидностями, представляющими собой структуры распада их твердых растворов, называемых пертитами, за счет растворения одного из них, который является неустойчивым по отношению к гидротермальным флюидам. Так, продуктами распада твердого раствора плагиоклазов являются две фазы, одна из которых представлена кислым плагиоклазом (обычно это альбит), а вторая — более основным плагиоклазом, который гораздо менее устойчив, чем альбит, а потому легко растворяется гидротермальными растворами. В результате этого возникают своеобразные микропористые ("сотовые") зерна, сложенные оставшимися пертитами альбитового состава (см. рис. 2, В). Иногда процессы растворения и перекристаллизации приводят к образованию по альбитовым пертитам регенерированных и даже новообразованных мелких кристаллов альбита (см. рис. 2, Г). Длина оставшихся пертитов альбитового состава составляет 5-25 мкм, а ширина — 1-4 мкм (см. рис. 2, В). Размеры перекристаллизованных пертитов аль-битового состава и отдельных кристаллов того же состава изменяются от 2,5 до 24,0 мкм (см. рис. 2, Г). Размеры вторичных пор в первом случае составляют 0,25-1,50 мкм, а во втором — 0,40-4,00 мкм (см. рис. 2, В, Г соответственно).

Механизм формирования вторичной пористости в "сотовых" калиевых полевых шпатах точно такой же, как и в рассмотренных зернах альбита. Только в этом случае пертиты возникают вследствие распада твердых растворов щелочных

Рис. 3. СНИМКИ РЭМ ОБЛОМОЧНЫХ ЗЕРЕН МУСКОВИТА (А, Б) И ХЛОРИТА (В, Г), ВСТРЕЧЕННЫХ В ОБРАЗЦАХ, ОТОБРАННЫХ ИЗ СРЕДНЕ- (пласт ЮК2-9) (А, В, Г) И НИЖНЕЮРСКИХ (пласт ЮК10) (Б) ОТЛОЖЕНИЙ

полевых шпатов калиево-натриево-го состава, вследствие чего одни пертиты имеют практически чисто калиевый состав, а другие — натровый с небольшой примесью кальция (плагиоклазовый минал). Калиевые полевые шпаты более устойчивы к воздействию кислых гидротермальных растворов, чем натровые, поэтому пертиты, сложенные альбитом (обычно с небольшой примесью кальция), растворяются, а пертиты, имеющие калиевый состав, остаются, в результате чего возникают "сотовые" зерна калиевых полевых шпатов, содержащие многочисленные вторичные поры продолговатой формы, ориентированные субпараллельно по отношению друг к другу (см. рис. 2, Д, Е). Размеры вторичных пор, возникших за счет растворения альбитовых пертитов, варьируют в пределах от 0,125 до 0,500 мкм (см. рис. 2, Д, Е).

Обломочные зерна слюд, в частности мусковита, встречаются довольно часто в составе рассматриваемых отложений, поэтому мелкие пустоты, присутствующие между их листочками, вносят заметный вклад в суммарный объем микро-пор (рис. 3, А, Б). Часть зерен мусковита имеет преимущественно узкие (щелевидные) микропоры, расположенные субпараллельно по отношению друг к другу между соседними пластинчатыми кристаллами (см. рис. 3, А). Другие, наряду с щелевидными, обладают более крупными "изометричными" микропорами, расположенными между агрегатами чешуевидных кристаллов мусковита (см. рис. 3, Б). Размеры отдельных листочков, слагающих обломочные зерна мусковита, изменяются в широких пределах — от 0,8 до 40,0 мкм и даже более (см. рис. 3, А, Б). Диапазон изменения полуширины узких (щеле-видных) пор, расположенных между соседними листочками, заметно меньше и изменяется от 0,05 до 0,45 мкм. "Изометричные" поры, расположенные между агрегатами че-

шуевидных кристаллов мусковита, крупнее и имеют размеры от 0,55 до 1,20 мкм (см. рис. 3, А, Б). Обратим внимание, что обломочные зерна слюд встречаются как в средне-, так и нижнеюрских отложениях.

В отличие от слюд, обломочные зерна терригенного хлорита наблюдаются только в среднеюрских продуктивных отложениях, в нижнеюрских осадках они полностью отсутствуют. Отдельные пластинки, слагающие зерна хлорита, имеют размеры от 1,5 до 10,0-45,0 мкм и более (см. рис. 3, В, Г). Как и в слюдах, в хлоритах можно условно выделить две основные разновидности пустот. Первая — это узкие (щелевидные) поры, полуширина которых варьирует от 0,1 до 0,5 мкм, и вторая — более "изометричной" формы, расположенная между агрегатами листовидных кристаллов хлорита, размеры этой разновидности пустот изменяются от 0,5 до 1,5 мкм (см. рис. 3, В, Г).

В рассматриваемых отложениях иногда встречаются псевдоморфозы каолинита, развитые по обломочным зернам хлорита, которые полностью наследуют микротекстурные особенности исходного минерала (рис. 4, А, Б). Поэтому по формальному признаку их можно было бы отнести к рассмотренным выше обломкам хлорита. Тем не менее, исходя из того, что они имеют каолинитовый состав, они выделены в отдельную группу обломков. Размеры отдельных чешуек, слагающих рассматриваемые обломки, изменяются в пределах от 2-5 до 20 мкм и более (размеры некоторых листочков выходят за рамки снимков, поэтому их точные размеры определить не представляется возможным). Величина полуширины узких (щелевид-ных) пор между соседними листочками изменяется от 0,05 до 0,50 мкм, а "изометричных" пустот — от 1 до 3 мкм (см. рис. 4, А, Б).

Рис. 4. СНИМКИ РЭМ ПСЕВДОМОРФОЗ КАОЛИНИТА ПО ТЕРРИГЕННОМУ ХЛОРИТУ В ОБРАЗЦАХ, ОТОБРАННЫХ ИЗ ПЛАСТОВ ЮК,

Кроме обломков минералов, в составе рассматриваемых отложений встречается углефицированный растительный детрит, который в большей или меньшей степени сохранил исходную клеточную микротекстуру, с которой связано наличие в них мелких пустот (см. рис. 4, В, Г). Некоторые органические остатки по своей текстуре напоминают слоистые алюмосиликаты типа слюд и хлоритов (см. рис. 4, В), другие имеют явную микроклеточную ("изо-метричную") форму (см. рис. 4, Г). В первой разновидности древесных остатков полуширина щелевидных удлиненных пустот составляет 0,2-0,6 мкм, а более крупные ("изо-метричные") поры обладают размерами, варьирующими от 0,8 до 2,0 мкм (см. рис. 4, В). В углефицированных древесных остатках с сохранившейся клеточной микротекстурой все поры условно можно отнести к "изометричным", имеющим радиус 0,65-3,25 мкм (см. рис. 4, Г).

Обломочные зерна в рассматриваемых отложениях сцементированы кремнистым, глинистым и карбонатным типами цемента. Кремнистый цемент не представляет интереса как потенциальное вместилище вторичных пустот, так как он, наоборот, приводит к регенерации кварцевых зерен и залечиванию пустот и неровностей на их поверхности и между зернами, формируя конформно-регенерационный тип контактов между ними. Другое дело глинистые и карбонатные разновидности цемента. Рассмотрим их более подробно.

Самым распространенным из эпигенетических глинистых минералов является каолинит, доля которого нередко достигает 75-80 % и более суммарного содержания глин. Анализ полученных снимков РЭМ показал, что, исходя из размеров его кристаллов, можно условно выделить три разновидности каолини-тового цемента.

К первой разновидности относится мелкокристаллический каолинит. Размеры его кристаллов варьируют от 0,6-0,8 до 2,5-3,5 мкм. Они плохо окристаллизованы и не имеют четких граней (рис. 5, А, Б). Размеры узких (щелевидных) пор, расположенных между соседними чешуйками, изменяются от 0,05 до 0,08 мкм, а между их агрегатами — от 0,1 до 1,5 мкм (см. рис. 5, А, Б). Эта разновидность каолинита встречена только в среднеюрских отложениях.

Вторая разновидность (самая многочисленная) представлена сред-некристаллическим каолинитом, размеры кристаллов которого изменяются от 2,5-4,5 до 10,0-15,0 мкм. Они хорошо окристаллизованы, имеют четкие грани и часто образуют многочисленные плотные буклетовидные агрегаты псевдогексагонального габитуса, заполняющие собой поровое пространство (см. рис. 5, В, Г). Отдельные кристаллы обычно плотно прилегают друг к другу, поэтому узкие (щелевидные) поры присутствуют в них в небольшом количестве и их полуширина или полураскрытость составляет от 0,08-0,10 до 0,15-0,25 мкм (см. рис. 5, В, Г). Размеры пор, расположенных между агрегатами эпигенетического каолинита рассматриваемой разновидности, в среднем варьируют от 0,8-1,0 до 2,5-3,0 мкм (см. рис. 5, В, Г). Рассмотренная разновидность каолинита чаще всего встречается в среднеюрских отложениях.

Третья разновидность представлена крупнокристаллическими каолинитом и/или диккитом. Поскольку кристаллы этой разновидности, в отличие от рассмотренных выше (имеющих более или менее изометричную псевдогексагональную форму), обладают таблитчатым габитусом, то их следует характеризовать двумя линейными параметрами — длиной и шириной. Так, их ширина в среднем варьирует от 5 до 8 мкм, а длина — от 10 до 27 мкм, т.е. кристаллы рассматри-

Рис. 5. РАЗНОВИДНОСТИ ЭПИГЕНЕТИЧЕСКОГО КАОЛИНИТА (А-Г) И ДИККИТА Д, Е), ПРИСУТСТВУЮЩИЕ В СРЕДНЕ- (пласты ЮК2-9) (А-Г) И НИЖНЕЮРСКИХ (пласт ЮК10) Д, Е) ОТЛОЖЕНИЯХ

ваемой разновидности каолинита (диккита) попадают в мелкоалевритовую гранулометрическую фракцию [1]. Обычно пластинчатые кристаллы этой разновидности каолинита (диккита) плотно прижаты друг к другу, поэтому узких (щеле-видных) пор в них немного. Их полуширина изменяется в среднем от 0,085 до 0,300 мкм (см. рис. 5, Д Е). Размеры пор, расположенных между агрегатами каолинита (дик-кита), варьируют от 1-2 до 4-5 мкм (см. рис. 5, Д, Е). Эта разновидность каолинита (диккита) встречается только в нижнеюрских отложениях [1, 2].

Вторыми по распространенности эпигенетическими глинистыми минералами после каолинита (дик-кита) являются пленочные гидрослюда и смешанослойные образования (рис. 6, А, Б). Они имеют своеобразную (в виде тонких "рваных" пленок и "усиков") форму кристаллов, поэтому оценить их размеры довольно сложно, можно лишь с известной долей условности принять, что они изменяются в среднем от 2,0-2,5 до 15,0-20,0 мкм (см. рис. 6, А, Б).

Определить ширину узких (ще-левидных) пор, расположенных между соседними пленками, также довольно сложно из-за их необычной формы, поэтому с известной долей условности их полуширина принята равной 0,12-1,5 мкм (см. рис. 6, А, Б).

По тем же причинам (из-за сложной морфологии кристаллов гидрослюды и смешанослойных образований) определение размеров пор, расположенных между агрегатами пленочек и "усиков" гидрослюды и смешанослойных образований, выполнено с известной долей условности. В среднем радиус этих мик-ропор изменяется от 0,15-0,25 до 2,50-3,50 мкм (см. рис. 6, А, Б).

Карбонатный эпигенетический цемент в рассматриваемых отложениях представлен кальцитом и сидеритом. Однако следует отметить,

А, Б - мелкокристаллические плохо ограненные, В, Г - среднекристаллические хорошо ограненные, Д Е - крупнокристаллические хорошо ограненные

что эти названия минералов даются с известной степенью условности по преобладающему компоненту, так как на самом деле они представляют собой твердые растворы на основе трех карбонатных минералов: кальцита, магнезита и сидерита, поэтому кальцит правильнее назвать железисто-магниевым кальцитом, а сидерит — кальциево-маг-ниевым сидеритом.

Агрегаты порового эпигенетического кальцита состоят из мелких кристаллов, имеющих размеры от 2,0-4,0 до 10,0-13,5 мкм (см. рис. 6, В, Г). Узкие (щелевидные) поры, расположенные между соседними гранями кристаллов кальцита, имеют полуширину, изменяющуюся от 0,25 до 0,80 мкм, а изометричные более крупные поры, расположенные между мелкокристаллическими

Рис. 6. СНИМКИ РЭМ ПЛЕНОЧНОЙ ЭПИГЕНЕТИЧЕСКОЙ ГИДРОСЛЮДЫ И СМЕШАНОСЛОЙНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ (А, Б), ПРИСУТСТВУЮЩИХ В ПОРОВОМ ПРОСТРАНСТВЕ ОБРАЗЦОВ, ОТОБРАННЫХ ИЗ НИЖНЕЮРСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ (пласт ЮК10), И ЭПИГЕНЕТИЧЕСКОГО МАГНЕЗИАЛЬНО-ЖЕЛЕЗИСТОГО КАЛЬЦИТА ИЗ СРЕДНЕ- (пласт ЮК2-9) (В) И НИЖНЕЮРСКИХ (пласт ЮК10) (Г) ОТЛОЖЕНИЙ

В

агрегатами кальцита, обладают размерами, варьирующими от 0,4 до 3,5 мкм (см. рис. 6, В, Г).

Эпигенетический поровый железисто-магнезиальный кальцит встречается как в средне-, так и в нижнеюрских продуктивных отложениях (см. рис. 6, В, Г).

Сидерит (кальциево-магние-вый) в рассматриваемых отложениях отмечается в двух разных по происхождению и морфологии видах. Первая его разновидность наблюдается только в среднеюрских отложениях и представлена мелкими зернами, не имеющими правильной кристаллографической огранки, причем вместе с ними присутствуют очень мелкие, также плохо окристаллизованные зерна каолинита со слабоупорядоченной кристаллической структурой (рис. 7, А, Б). Вероятно, эта разновидность сидерита с присутствующим вместе

с ним каолинитом имеет раннедиа-генетическое происхождение, так как сидерит-каолинитовые агрегаты часто присутствуют в виде микростяжений бурого цвета и имеют довольно крупные размеры (достигающие 0,5-1,0 мм), т.е. они гораздо крупнее окружающих их обломочных зерен, из чего можно заключить, что они отлагались до лити-фикации осадка.

Размеры отдельных зерен сидерита в среднем составляют 0,05-0,60 мкм, а их агрегатов — от 1-2 до 5-6 мкм (см. рис. 7, А, Б). Узкие щелевидные поры в рассматриваемой разновидности сидерита отсутствуют, зато присутствуют микропоры между отдельными зернами и их агрегатами, их радиус варьирует в широких пределах — от 0,075 до 1,000 мкм (см. рис. 7, А, Б).

Вторая разновидность кальцие-во-магниевого сидерита имеет эпи-

генетическое (вероятно, гидротермальное) происхождение. Он заполняет поровое пространство в нижнеюрских грубозернистых песчаниках и гравелитах и представлен мелкокристаллическими агрегатами, сложенными хорошо ограненными кристаллами (см. рис. 7, В, Г). Размеры отдельных кристаллов изменяются от 2,6 до 15,0 мкм. Изредка встречаются узкие (щелевид-ные) поры, расположенные между параллельно ориентированными гранями соседних кристаллов сидерита, полуширина которых составляет 0,25-0,80 мкм (см. рис. 7, В, Г). Пустоты, расположенные между отдельными кристаллами и их агрегатами, имеют размеры от 0,25-0,50 до 3,00-4,00 мкм (см. рис. 7, В, Г).

Довольно обычной примесью в рассматриваемых отложениях является рутил, присутствующий обычно в виде микрозернистых агрегатов (лейкоксен) (см. рис. 7, Д Е). Это вторичный минерал, возникающий вследствие разложения исходных обломочных зерен сфена, ильменита или других неустойчивых минералов, в состав которых входит титан.

Отдельные зерна или кристаллы рутила, присутствующие в составе этих агрегатов, имеют размеры от 0,5-1,5 до 3,0-6,0 мкм, а радиус пор, присутствующих между ними, — от 0,2-0,5 до 1,7-2,3 мкм (см. рис. 7, Д, Е).

Из приведенных данных следует, что основная часть мелких пор возникает в процессе эпигенетических преобразований рассматриваемых отложений и присутствует в новообразованных минералах, представленных карбонатами и глинами, а также в выщелоченных полевых шпатах (по пертитам).

Наиболее интенсивное преобразование гранулярных коллекторов происходит в активных тектонических зонах, где тектонические движения сопровождаются воздействием на осадки гидротермальных флюидов, имеющих низкую минерализацию и кислый состав [5, 6],

Состав карбонатных минералов: В - (Рвод4, Мдо2о, Сао,бб)[СОз), Г - (Рводб, Мд0д9, Сао,б5)[СОз]

OIL AND GAS RESERVOIRS

Рис. 7. СНИМКИ РЭМ ОБРАЗЦОВ С МАГНИЕВО-КАЛЬЦИЕВЫМИ СИДЕРИТАМИ РАННЕДИАГЕНЕТИЧЕСКОГО

что наиболее ярко проявилось в нижнеюрских базальных отложениях шеркалинской свиты в пределах Красноленинского свода [1-4]. Под действием кислых гидротерм протекают следующие основные виды реакций с исходными породообразующими минералами:

Мд-Ре хлорит + 10Н+ ^

^ каолинит + 2Mg2 + + 3Fe2+ + SiO2 + 7H2O,

анортит + H20 + 2Н+ ^ каолинит + Са2+,

2альбит + 2Н20 + 2Н+ ^ ^ каолинит + 2Na + 4SiO2.

Таким образом, в результате воздействия этих флюидов происходит прогрессивное образование эпигенетического порового каолинита (диккита), Кроме того, в поро-вый раствор поступают двух- и одновалентные катионы, которые в нем накапливаются. Если в поровой воде в достаточной концентрации присутствуют карбонат-ионы, то при достижении произведения растворимости карбонатных минералов (например, вследствие увеличения значения р11 гидротермального раствора) возможо образование эпигенетических поровых карбонатов, представленных кальцитом, доломитом, сидеритом или их твердыми растворами в соответствии с упрощенным (схематичным) уравнением

Са2+ + Мд2+ + Ре2+ + 2Н- +

+ СО23 ^

Исходя из уравнения (4), образование эпигенетических карбонатов наиболее вероятно в случае снижения порового давления, вследствие чего растворенный в гидротермальном флюиде углекислый газ выделяется в свободную фазу. Такой вариант возможен при образовании трещин в осадочной толще под действием тектонических напряжений, по которым происходит разгрузка пластового дав-

1 - многочисленные мелкие зерна сидерита, имеющие состав (Саод2, Мдо,25, Рво,бз)[СОз] с каолинитом, 2 - зерно апатита, 3-5 - кварц (А); 6 - альбит, 1 - угле-фицированный растительный детрит, 2 - мелкокристаллический сидерит состава (Сао,о5, Мдо,25, Рво,7о)[СОз] (В); состав сидерита - (Сао.ю, Мдо,17, Рво,7з)[СОз] (Б); (Сао,о7, Мдо,33, Рео,бо)[СО3] (Г); левая часть снимка Б сделана в обычном, правая - в КОМПО-режимах, мелкие зерна сидерита на правом снимке выделяются светло-серым цветом

ления и миграция углекислого газа в ближайшие вышележащие проницаемые горизонты. Известно [5, 6], что процесс разгазирования приводит не только к образованию карбонатных минералов в соответствии

с уравнением (4), но и к калиевому метасоматозу, в результате которого становится возможным возникновение эпигенетической гидрослюды, смешанослойных образований (см. рис. 6, А, Б) и даже адуляра [1].

Кроме катионов, в процессе гидротермального воздействия, в соответствии с уравнениями (1-3), в поровую воду поступает кремнезем (за исключением реакции кислотного гидролиза с участием анортита), который (кремнезем) обычно отлагается на поверхности кварцевых зерен, придавая им совершенную кристаллографическую огранку (см. рис. 1, В, Г), либо из него вырастают новообразованные мелкие кристаллы кварца (см. рис. 2, А), либо, наконец, в случае резкого падения по-рового давления и температуры, он может выделиться в виде микрозернистой практически не ограненной массы мелких зерен в структурной форме халцедона (см. рис. 2, Б). Если растворенный кремнезем может удаляться вместе с раствором из зон реакции с исходными минералами, то в соответствии с реакциями (1) и (3) в осадках будет формироваться вторичная емкость, причем максимально возможная вторичная пористость возникнет за счет растворения альбита согласно (3). Именно такая ситуация наблюдается при растворении плагиоклазо-вых пертитов — от основных до самых кислых (см. рис. 2, В, Г).

Самым активным нейтрализатором кислых гидротерм выступает хлорит (уравнение (1). Если, в силу низкой проницаемости осадков, процесс массопереноса затруднен и отсутствует свободное поровое пространство для роста новообразованных кристаллов каолинита, то каолинит замещает исходный обломочный хлорит, формируя псевдоморфозы (см. рис. 4, А, Б). Однако основная масса эпигенетического (гидротермального) каолинита и/или диккита, образующегося в соответствии с уравнениями (1-3), отлагалась в открытых порах (см. рис. 1, 5).

Прежде чем решить, в каких из рассмотренных разновидностях микропуст может содержаться остаточная вода, напомним, что подразумевается под термином "остаточная вода". Остаточная вода — это

вода, оставшаяся в УВ-залежи после ее формирования [4, 7]. Ее содержание обычно выражают через коэффициент остаточной водона-сыщенности (Кво), характеризующий долю порового пространства породы, занятого ею (выражается в процентах или долях единицы). Исходя из приведенного определения остаточной водонасыщенности, значение Кво не является константой, напротив, оно будет изменяться по высоте залежи от максимального значения (Кво ), соответствующего величине Кво (водонасыщен-ность в зоне, содержащей остаточную нефть, что соответствует положению водонефтяного контакта (ВНК), до минимального значения (Кво , ) в самой верхней (Апикальной) части УВ-залежи [1]. В петро-физической литературе под "остаточной водонасыщенностью" обычно понимается именно минимальное значение Кво, поэтому для краткости вместо термина Кво . будет использоваться обычно употребляемый термин Кво.

Для определения значений Кво в рассматриваемых отложениях воспользуемся методикой расчета величин капиллярных давлений (Як) в этих отложениях, подробно описанной в работе [4]. Для этого, используя в качестве исходной информации материалы по подсчету запасов, примем, что высота УВ-залежи в среднеюрских отложениях рассматриваемой площади составляет 60 м, а в нижнеюрских отложениях — 80 м. Так как нефть, присутствующая в средне- и нижнеюрских отложениях, легкая, то для оценочных расчетов примем, что её плотность равна 0,7 г/см3, а значение поверхностного натяжения на границе нефть — вода в пластовых условиях составляет 45-10-3 Н/м [4]. Тогда в соответствии с известным уравнением

якла6 = МРв- РнКг}/10стВн,

где Рк б — значение капиллярного давления, определенное в лабора-

торных условиях (в атмосферных условиях); Л — высота залежи; рв, рн — плотность воды и нефти соответственно; ствг, ствн — значения поверхностного натяжения на границах вода — газ и вода — нефть соответственно, значения Рк б для средне- и верхнеюрских отложений равны соответственно (2,88 и 3,84)-105 Па.

Воспользуемся другим известным уравнением, полученным Лапласом,

Рк = 2aBrcos е/Гк,

где 9 — краевой угол смачивания между мениском на границе вода — воздух и твердой поверхностью, который для гидрофильных пород обычно принимается близким к 0. Поэтому для оценочных расчетов можно воспользоваться упрощенной записью этой формулы:

Гк = 2°вг/Рк-

Используя эту формулу, несложно определить граничные значения радиусов каналов (гкгр) в породах рассматриваемых отложений, в которых при принятых условиях будет содержаться остаточная вода. Таким образом, поры, присутствующие в рассматриваемых отложениях, размеры которых < гкгр, окажутся заполненными остаточной водой. Так, для сред-неюрских отложений гкгр составит 0,50 мкм, а для нижнеюрских — 0,38 мкм. Здесь, однако, следует отметить, что полученные граничные значения радиусов пор и каналов в коллекторах справедливы для гидрофильных коллекторов, каковыми являются среднеюрские отложения. Нижнеюрские осадки в большей или меньшей степени гид-рофобизованы [1], из-за этого значение cose < 1, поэтому значение гкгр на самом деле будет еще меньше.

Если все типы пустот, встреченных в обломках минералов и цементе, начиная от самых мелких (узких щелевидных между соседни-

Рис. 8. СОПОСТАВЛЕНИЕ РАЗМЕРОВ МИКРОПОР, СОДЕРЖАЩИХСЯ В РАЗЛИЧНЫХ МИНЕРАЛАХ И ИХ АГРЕГАТАХ

Кв - кварц, Аб - альбит, КПШ - калиевый полевой шпат, Мс - мусковит, Хл - хлорит, Кт - каолинит, Гс - гидрослюда, ССО - смешанослойные образования, Кц -кальцит, Сд - сидерит, Рт - рутил, м.з. - мелкозернистый, с.з. - среднезернистый, кр.з. - крупнозернистый

ми кристаллами) до самых крупных (расположенных между их агрегатами), нанести на график для анализа распределения их по размерам, то легко заметить, что все они занимают приблизительно один диапазон, изменяющийся от 0,05-0,08 до 1,50-3,50 мкм (рис. 8).

Из полученных данных следует, что остаточная вода содержится во всех рассмотренных выше минеральных и органических компонентах, исключая лишь углефициро-ванный растительный детрит с ячеистой микротекстурой (см. рис. 8).

Самые крупные из рассмотренных выше пустот, имеющих радиус примерно более 0,4-0,5 мкм (присутствующих обычно между агрегатами эпигенетических минералов), содержат подвижные флюиды, представленные УВ и поровой водой, остаточная вода обычно присутствует в более мелких пустотах (см. рис. 8).

Судя по результатам изучения вещественного состава рассматриваемых отложений, в среднеюрских продуктивных пластах остаточная вода связана со следующими минеральными и органическими компонентами, расположенными в порядке убывания ее содержания в них: эпигенетический поровый каолинит, обломки терригенных слюд, ранне-диагенетический сидерит, обломочный хлорит, эпигенетический кальцит и углефицированный растительный детрит. С остальными минералами, а именно микропертитовыми калиевым полевым шпатом и альбитом, а также микрозернистым рутилом (лейкоксеном) связано незначительное количество остаточной воды.

В нижнеюрских отложениях остаточная вода присутствует в следующих минеральных и органических компонентах, также расположенных в порядке убывания ее содержания в них: эпигенетический поровый каолинит (диккит), обломки слюды, эпигенетическая гидрослюда и смешанослойные образования, эпигенетический микрокри-

сталлический сидерит, микрокристаллический и микросферолитовый эпигенетический кварц, углефицирован-ный растительный детрит. С остальными минералами, а именно микро-пертитовым альбитом, рутилом (лей-коксеном) и эпигенетическим кальцитом, связано незначительное количество остаточной воды. Однако в некоторых случаях, когда значительная часть порового пространства занята эпигенетическим кальцитом, он переходит на первое место по содержанию остаточной воды.

Таким образом, в обломочной части рассматриваемых отложений остаточная вода присутствует главным образом в обломках слюд, хлоритов и органическом детрите. Поры, присутствующие в этих минералах и органическом детрите, можно условно назвать "седиментоген-ными", так как обломочный материал накапливался в седиментогенезе.

Микропоры, присутствующие в сидеритовых микростяжениях, условно назовем "раннедиагенетиче-скими" — по времени их возникновения.

Наконец, пустоты, присутствующие в "сотовых" полевых шпатах,

глинистом и карбонатном цементе, относятся к наиболее поздним по времени образования, и их условно можно назвать "эпигенетическими" или "катагенетическими". Поскольку в формировании эпигенетических минералов активное участие принимали гидротермальные растворы [1-4], то их можно назвать "эпигенетическими гидротермальными".

Таким образом, структура по-рового пространства погружающихся осадков постоянно изменяется и в значительной степени это касается мелких пустот, в которых содержится остаточная вода. В наиболее эпигенетически (в том числе гидротермально) преобразованных нижнеюрских коллекторах основная часть остаточной воды содержится в новообразованных глинистых минералах, представленных каолинитом (диккитом), гидрослюдой и смешанослойными образованиями, а также близких по времени образования микрокристаллических и микросферолитовых агрегатах кварца и халцедона. Из седименто-генных пустот, содержащих остаточную воду, сохранившихся в рассматриваемых отложениях, можно

RESIDUAL WATER IN FRAGMENTS AND CEMENT OF JURASSIC PRODUCTIVE DEPOSITS OF KRASNOLENIN ARCH

Zubkov M.Yu.

Distribution of pores by sizes presenting in fragmental part and cement of Jurassic deposits of Krasnolenin arch is considered in the article. Critical sizes of microinterstices with presence of residual water were established, minerals and organic remnants containing residual water were distinguished. Participation of hydrothermal processes in secondary pores formation is considered. Genetic classification of microinterstices is proposed.

Key words: residual water; mineral compozition; reservoir rocks; sizes of pores; capillary pressure; wettability; hydrothermal processes.

отметить лишь микропоры, присутствующие в обломочных зернах мусковита.

Выводы

На примере рассмотренных средне- и нижнеюрских отложений Красноленинского свода показано, что остаточная вода присутствует в них как в обломочной, так и цементирующей частях осадков. По времени и способу возникновения мелких пустот, в которых содержится связанная вода, их можно условно подразделить на седиментогенные (содержащиеся в обломочных зернах, например, терригенных слюдах и хлоритах, а также в углефи-цированном растительном детрите), раннедиагенетические (в микростяжениях сидерита), эпи- или катаге-нетические гидротермальные (пустоты, возникшие за счет выщелоченных гидротермальными растворами неустойчивых пертитов, присутствующих в обломочных зернах полевых шпатов, а также в новообразованных микрокристаллических и микросферолитовых агрегатах кварца, и, наконец, в глинистых и карбонатных минералах, выросших в поровом пространстве пород).

Основная часть остаточной воды в рассматриваемых отложениях присутствует в микропустотах эпигенетического каолинита и/или диккита, возникших вследствие разложения неустойчивых обломочных минералов под действием гидротермальных флюидов [1-4].

Значительная часть остаточной воды содержится также в обломках хлорита (среднеюрские отложения) и слюд (средне- и нижнеюрские отложения).

Микропустоты, присутствующие в обломочной и цементирующей частях рассмотренных отложений, можно условно разделить по их размерам на два класса. Первый — субмикроскопический. К этому классу относятся субмикроскопические пустоты, присутствующие между соседними кристаллами, например, слюд, хлоритов, каолинита (диккита) и карбонатов. Эти пустоты обычно имеют узкий (щелевид-ный) облик и характеризуются размерами их полуширины, варьирующей в среднем от 0,03-0,05 до 0,30-0,60 мкм. Эти поры в подавляющем большинстве случаев заполнены остаточной ("неподвижной") водой. Второй класс — это микроскопические поры, присутствующие обычно между агрегатами эпигенетических минералов или в обломках "сотовых" полевых шпатов (между сохранившимися пертитами). Эти пустоты имеют более крупные размеры, изменяющиеся в среднем от 0,65-1,00 до 3,50-5,00 мкм. В них содержатся подвижные флюиды, представленные УВ и поровой водой.

Литература

1. Зубков М.Ю. Гидротермальные процессы в шеркалинской пачке Талин-ского месторождения (Западная Сибирь) / М.Ю.Зубков, С.В.Дворак,

Е.А.Романов, В.Я.Чухланцева // Литология и полез. ископаемые. — 1991. — № 3.

2. Зубков М.Ю. Прогноз зон повышенной нефтегазовой продуктивности тектоно-гидротермального происхождения на основе комплексирования геофизических методов и тектонофизи-ческого моделирования. Геологической службе России 300 лет / М.Ю.Зубков, П.М.Бондаренко, А.В.Гетман // Международная геофизическая конференция. Тез. докладов. — СПб., 2000.

3. Зубков М.Ю. Экспериментальное моделирование процесса формирования вторичных коллекторов под действием гидротермальных флюидов различного состава / М.Ю.Зубков, Г.Ю.Шведенков // Пути реализации нефтегазового потенциала ХМАО (Пятая научно-практическая конференция). Т. I. — Ханты-Мансийск, 2002.

4. Зубков М.Ю. Остаточная водо-насыщенность и капиллярное давление в углеводородной залежи / М.Ю.Зуб-ков, В.В.Колпаков // Горные ведомости. - 2010. - № 7 (74).

5. Набоко С.И. Физико-химические условия гидротермальной калишпа-тизации и альбитизации // Проблемы петрологии и генетической минералогии. Т. II. - М.: Наука, 1970.

6. Набоко С.И. Элементы-индикаторы в эксгаляционном и гидротермальном процессах / С.И.Набоко, С.Ф.Главатских // Вулканология и сейсмология. — 1985. — № 4.

7. Словарь по геологии нефти и газа. - Л.: Недра, 1988.

8. Тиаб Дж. Петрофизика: теория и практика изучения коллекторских свойств горных пород и движения пластовых флюидов / Дж.Тиаб, Эрл Ч.До-нальдсон // Пер. с английского. - М.: Изд-во ООО "Премиум Инжиниринг", 2009.

9. Элланский М.М. Петрофизиче-ские основы комплексной интерпретации данных геофизических исследований скважин (методическое пособие). -М.: Изд-во ГЕРС, 2001.

© М.Ю.Зубков, 2013

Михаил Юрьевич Зубков, директор,

кандидат геолого-минералогических наук, ZubkovMYu@mail.ru.