Ответы на вопросы по курсу Литогенетические аспекты нефтегазонос. 1. Понятие литогенеза. Весь цикл образования осадочной породы объединяется термином литогенез
 Скачать 161.75 Kb.
|
|
1. Понятие литогенеза. Весь цикл образования осадочной породы объединяется термином «литогенез». Литогенез – совокупность процессов образования осадков (седиментогенез), превращения осадков в осадочную горную породу (диагенез) и последующего изменения осадочных пород (катагенез), а также процессов гипергенеза. 2. Гипергенез. Типы гипергенеза. Характерные процессы и химические реакции. Гипергенез (выветривание) – это совокупность процессов физико-химической трансформации горных пород в верхних частях земной коры и на ее поверхности, протекающих под воздействием атмосферно-климатических факторов на протяжении всей геологической истории планеты. Типы гипергенеза: физическое и химическое выветривание Физическим выветриванием называется дезинтеграция горной породы, не сопровождающаяся химическими изменениями ее состава. В зависимости от главного действующего фактора и характера разрушения горных пород физическое выветривание делят на температурное и механическое. Температурное выветривание наблюдается во всех климатических зонах, но наиболее интенсивно оно протекает в областях, характеризующихся резкими контрастами температур, сухостью воздуха, отсутствием или слабым развитием растительного покрова. Такими областями являются, прежде всего, тропические и внетропические пустыни. Интенсивно температурное выветривание протекает также на крутых склонах высоких гор.При интенсивных колебаниях температуры на поверхности горных пород происходит шелушение поверхностного слоя в виде концентрических слоев – скорлупок. Это явление называют десквамацией. Механическое выветривание происходит под воздействием таких факторов, как замерзание воды в трещинах и порах горных пород, кристаллизация солей при испарении воды Химическое выветривание - это результат взаимодействия горных пород наружной части литосферы с химически активными элементами атмосферы, гидросферы и биосферы. Химическое выветривание наблюдается повсеместно. Однако наиболее интенсивно оно протекает в областях с влажным климатом и хорошо развитым растительным покровом. Интенсивность процесса резко возрастает с повышением температуры. Поэтому химическое выветривание достигает максимальной интенсивности в зоне влажных тропических лесов. Оно резко замедляется в полярных областях, где средняя температура года ниже 0°. Ослаблено химическое выветривание в аридных тропических и субтропических областях вследствие малого количества осадков и на крутых склонах гор из-за быстрого удаления продуктов выветривания. В результате химического выветривания образуются растворимые и тонкодисперсные продукты выветривания, обладающие повышенной миграционной способностью. 3. Седиментогенез: транспортировка и осаждение. Агенты транспортировки. Распределение кластического материала в водном бассейне. Осаждение из водных растворов. Этапы седиментогенеза: 1) смыв и транспортировка материала; 2) осаждение (седиментация) материала. Образовавшийся осадочный материал в большинстве случаев не остается на месте. Под воздействием внешних сил он перемещается и накапливается в понижениях рельефа суши или на дне водоемов. Транспортировка его осуществляется в водной, воздушной или твердой (ледники) средах. Во всех случаях решающую роль играет сила тяжести. В процессе переноса обломочный материал шлифуется, окатывается и уменьшается в размерах. Быстрее всего окатываются крупные обломки. Осадочный материал, находившиеся в состоянии неустойчивого равновесия, при взаимодействии с окружающей средой, между собой и при участии живых организмов могут перейти в осадок. Места его накопления – водные бассейны и поверхность суши, однако значение первых несравненно выше. При обильном поступлении материала и стабильной обстановке может образовываться мощный слой осадка, и наоборот – периодическое изменение обстановок приводит к формированию тонкого переслаивания осадочных образований, различных по составу, генезису и строению. Осаждение в водных бассейнах представляет собой нефтегазовую седиментацию. В морские бассейны поступают с суши растворенные в воде вещества и часть обломочного материала, не осевшего на путях переноса. Главными агентами переноса в морских бассейнах являются течения и волнения. течения и волнения наиболее интенсивны в периферической части бассейнов. Работа морских течений сочетается с деятельностью волн, причиной возникновения которых являются ветры. 4. Диагенез: основные процессы и вещественное выражение. Диагенез (в переводе с греческого — перерождение, преобразование) — совокупность физико-химических процессов преобразования рыхлых осадков в осадочные горные породы. В стадию диагенеза в осадках происходят следующие основные процессы: уплотнение осадка, дегидратация осадка, переработка осадка бактериями, образование устойчивых минеральных модификации, кристаллизация и перекристаллизация. 1. Уплотнение осадка. Только что накопившийся осадок имеет низкую плотность (1,2–1,3г/см  ). По мере погружения осадка на глубину и перекрытия новыми осадками, происходит уплотнение. К концу диагенеза вследствие перегруппировки частиц осадки уплотняются под действием веса вышележащих осадков. Плотность их возрастает до (1,7–1,9 г/см )2. Дегидратация и гидратация. Осадки, возникшие в водной среде, содержат огромное количество воды до 80%. В процессе их уплотнения вода отжимается в вышележащие слои – дегидратация. К концу стадии диагенеза из осадка удаляется 50% воды. Часть воды присоединяется к кристаллической решетке минералов, то есть происходит гидратация. Гематит переходит в лимонит, ангидрит в гипс. Fe2O3 = FeO Fe(OH) Ca [SO4] = Ca[SO4] 2H2O 3. Переработка осадка бактериями. В осадках содержащих органические вещества поселяются бактерии, особенно их много в поверхностном слое. Большое значение имеют сульфат-редуцирующие бактерии, восстанавливающие сульфаты иловых вод до сероводорода. Основная масса сероводорода образуется в результате действия сульфат-редуцирующих бактерий из рода Mikrospira (при отсутствии кислорода), образуется свободный углерод. Ca[SO4] + 2C = CaS +2CO2 CaS+CO2 + H2O = H2S Ca[CO3] Fe(OH)2 + H2S = FeS2 nH2O FeS2 nH2O – гидротоилит. Сероводород в морской воде содержится в небольших количествах и сохраняется только при отсутствии кислорода, поэтому накапливается только во впадинах морского дна. Волны и течения перемешивают только поверхностный слой воды до глубины 200м. Поэтому поверхностные опресненные воды, содержащие кислород не опускаются глубже 200м. Ниже этой зоны кислород постепенно уменьшается и появляется сероводород. Сероводородное заражение известно в Черном, Каспийском, Азовском морях и в некоторых частях Индийского океана. 4. Образование устойчивых минеральных модификации. Минералы, образовавшиеся в экзогенных условиях устойчивы для экзогенных условий. При захоронении осадка условия меняются, появляются новые минералы устойчивые для новых условий. В процессе диагенеза гидротоилит переходит в пирит и марказит, опал в халцедон, арагонит в кальцит. 5. Основные черты литогенеза терригенных отложений. Терригенные отложения – это преимущественно грубые по сортировке осадочные горные породы, сложенные обломками и минеральными зернами часто неодинаковой крупности и степени окатанности. Формирование Т.о. связано с переносом и отложением обломочного материала в наземных условиях или аккумуляцией в морских и пресноводных водоемах. Обломочный материал – это продукты разрушения скальных, полускальных и рыхлых горных пород с наличием более мелкого заполнителя (цемента), представленного рыхлыми (пески) и связными (глины, суглинки, супеси) породами. По сложению Т.о. могут быть сцементированными и достаточно прочными (песчаники, конгломераты, брекчии, алевриты и др.) и рыхлыми (пески, гравий, галечник, щебень, дресва и др.). Т.о. залегают чаще в виде делювиальных шлейфов и осыпных накоплений в пониженных участках склоновых пространств. Они присутствуют как элементы современного рельефа, также встречаются и погребенные (перекрытые с поверхности более молодыми отложениями) формы. Обломочные фракции в таких Т.о. составляют более 50% общего объема породы. Форма обломков чаще плитчатая, чешуйчатая и изометрическая, изначально они характеризуются слабой окатанностью. Перемещаясь потоками по поверхности суши или дну водоемов, терригенные обломки или минеральные частицы шлифуются, истираются и постепенно приобретают окатанную форму. Более интенсивно этот процесс происходит у грубообломочных пород, медленнее – у песчаных частиц. Т.о. широко используются в качестве строительного материала (бутовый камень, материал для балластных призм при дорожном строительстве и др.), в связи с этим они требуют детального исследования выветрелости, прочностных свойств, соотношения обломочного материала и цемента. Для горных территорий Т.о. часто выступают в качестве твердой составляющей селевых потоков, которые представляют большую опасность для населенных пунктов, объектов экономики и инфраструктуры. Для минимизации ущербов от негативных последствий прохождения селей, следует проводить комплекс защитных мероприятий по закреплению, перепланировке Т.о. и недопущению их катастрофического смыва. 6. Основные черты литогенеза карбонатных отложений. В породах, где карбонаты преобладают над другими минералами, постседиментационные преобразования в значительно большей мере зависят от изначальной генетической природы осадка, нежели от прочих глубинных факторов в бассейне породообразования. В карбонатных отложениях процессы перекристаллизации, доломитизации, окремнения, раздоломичивания, сульфатизации и другие, обусловленные изменением гидрохимической обстановки и привносом вещества, в различных регионах могут проявляться на самых ранних стадиях литогенеза и, следовательно, не могут использоваться в качестве реперов при оценке конкретной стадии ката- и метагенеза. 7. Диаграмма Хьюлстрема.  Кривой Hjulström , названный в честь Филип Ххулстром (1902-1982), представляет собой график , используемый гидрологов и геологов , чтобы определить , является ли река будет подрывать , транспорт или хранение осадка. Первоначально он был опубликован в его докторской диссертации «Исследования морфологической активности рек , как показано на реке Fyris . [1] » в 1935 году граф имеет размер частиц осадка и скорость воды во внимание. [2]Верхняя кривая показывает критическую скорость эрозии в см / с как функцию размера частиц в мм, а нижняя кривая показывает скорость осаждения как функцию размера частиц. Обратите внимание, что оси логарифмические . На графике показаны несколько ключевых концепций взаимосвязи между эрозией, переносом и отложениями. Для размеров частиц, где трение является доминирующей силой, предотвращающей эрозию, кривые тесно следуют друг за другом, и требуемая скорость увеличивается с размером частиц. Однако для связных отложений, в основном глины, но также ила , скорость эрозии увеличивается с уменьшением размера зерен , поскольку силы сцепления относительно более важны, когда частицы становятся меньше. С другой стороны, критическая скорость осаждения зависит от скорости осаждения., который уменьшается с уменьшением размера зерна. Кривая Хьюлстрёма показывает, что частицы песка размером около 0,1 мм требуют самой низкой скорости потока для эрозии.Кривая была расширена Оке Сундборгом в 1956 году. Он значительно улучшил уровень детализации связной части диаграммы и добавил линии для различных видов транспорта. Результат называется диаграммой Сундборга или диаграммой Хьюлстрёма-Сундборга в академической литературе. Эта кривая восходит к исследованиям геоморфологии рек в начале 20-го века и в настоящее время имеет не более чем историческую ценность, хотя ее простота все еще привлекательна. К недостаткам этой кривой можно отнести то, что она не принимает во внимание глубину воды и, что более важно, не показывает, что осаждение вызвано замедлением скорости потока, а эрозия вызвана ускорением потока . Безразмерная диаграмма Шилдса теперь единодушно принята для инициирования движения наносов в реках. Во второй половине 20-го века была проделана большая работа над формулами переноса речных наносов, и эту работу следует использовать предпочтительно для кривой Хьюлстрёма. 8. Закон Головкинского-Вальтера. По имени рус. геолога Н.А. Головкинского и нем. геолога И. Вальтера; Golovkinsky–Walter facies law] – возрастное скольжение отдельных литостратиграфич. горизонтов и их границ; явление, обусловленное движением береговой линии. В разрезе осад. толщ друг над другом отлагаются осадки, образующиеся рядом на дне бассейна седиментации. Поэтому при трансгрессии или при регрессии моря горизонтальные зоны осадков (фаций) переходят в разрезах осад. толщ в вертикальные. В результате осадки одной и той же фации в направлении суша–море не являются строго одновозрастными. Этот закон, установленный Н.А. Головкинским (1869), был сформулирован А.А. Иностранцевым (1872), а позже дополнен и уточнен И. Вальтером (1894). Смена одних осадков другими на поверх. литосферы, в бассейнах седиментации и в разрезах может происходить не только постепенно, но и внезапно. Наблюдается выпадение одной промежуточной фации или ряда их, расположенных по соседству с рассматриваемой, благодаря разл. причинам: тектонич., климатическим, орогидрографич. и др. Син.: закон Головкинского, закон корреляции фаций. 9. Каротажные сигнатуры кластических секвенсов. Секвенс (sequence англ. - последовательность) — основная единица, которая представляет собой более или менее согласную последовательность генетически связанных слоев, образованную за один цикл колебаний уровня моря. Друг от друга секвенсы, как правило, отделяются несогласиями. Это региональные подразделения, распространенные обычно в пределах всего бассейна седиментации. Они отчетливо выделяются в краевых (мелководных) частях бассейнов и часто плохо различимы в глубоководных разрезах. Итак, секвенс образуется в результате заполнения осадками дна бассейна за один цикл колебания относительного (в пределах данного бассейна) уровня моря. Причина этого колебания заключается в трех главных факторах: эвстазии, вертикальных тектонических движенияхдна бассейна (эпейрогении) и количестве поступающего осадочного материала. Роль каждого из этих факторов в конкретном районе может быть различной. Выделяются два типа секвенсов и соответственно два типа их границ. Секвенс первого типа содержит (снизу вверх): полосу осадков низкого уровня моря, трансгрессивную полосу осадков и полосу осадков высокого уровня моря. Нижняя граница секвенса четкая, что обусловлено значительным снижением уровня моря, приводящего часто к субаэральному размыву шельфа и сдвигу седиментации в за-шельфовую (глубоководную) часть бассейна (рис. 6.4.).  Рис. 6.4. Седиментационная модель секвенса первого типа 1 – песчаники и аргиллиты береговой равнины, 2 – мелководные морские песчаники, 3 - шельфовые и склоновые аргиллиты и песчаники, 4 – песчаники подводного конуса выноса, 5 – флювиальные песчаники врезанных равнин, 6 – конденсированные отложения, 7 – граница секвенса первого типа, 8 – парасеквенс. Секвенс второго типа формируется при медленном подъеме уровня моря и его стабилизации. Резкого отступления моря, осушения шельфа и перемещения седиментации в зашельфовую часть бассейна в этом случае не наблюдается. В связи с этим в секвенсе второго типа отсутствует типичный тракт низкого стояния уровня моря. Вместо него при наиболее низком положении уровня моря формируется седиментационная полоса окраины шельфа (окраинно-шельфовый тракт; shelf-margin systems tract), представленная пакетом проградационных и аградационных парасеквенсов (рис. 6.5.). Он мало отличается от нижележащего верхнего тракта подстилающего секвенса, и граница между ними не всегда отчетлива. 10. Структурно-текстурные признаки терригенных отложений. Структурно-текстурные особенности являются результатом динамики и физико-географической обстановки осадконакопления. Одновременно с заложением седиментационных структур и текстур терригенных пород происходит и формирование первичной (седиментационной) пористости. Структура – строение породы, обусловленное величиной, формой зерен, степенью цементации. Текстура – характер взаимного расположения компонентов породы и их пространственная ориентация. Поровое пространство является компонентом структурно-текстурного облика породы. Поры, сформированные на этапе седиментогенеза, называются первичными, или седиментационными. Пустотное пространство, образованное в постседиментационные стадии, считается вторичным, или эпигенетическим. 11. Карбонатные депозитарные системы: обстановки осадконакопления. Неорганические соединения углерода, находящиеся в природных водах в виде производных угольной кислоты, взаимосвязаны друг с другом и образуют карбонатную систему. В контакте с водой диоксид углерода растворяется до наступления равновесия: СО2 (г)  СО2 (р-р) + Н2О Н2СО3 (83)Угольная кислота диссоциирует по первой ступени с образованием ионов водорода и НСО3- - ионов: Н2СО3 Н+ + НСО3- (100)Константа равновесия этого процесса равна:  = 4,45·10-7. (101)Диссоциация угольной кислоты во второй ступени протекает значительно слабее и приводит к появлению СО32- - ионов: НСО3- СО32- + Н+. (102)Константа диссоциации угольной кислоты по второй ступени имеет вид:  = 4,69·10-11. (103)Если известна суммарная активность карбонатов и рН раствора, всегда можно вычислить активность каждого из компонентов карбонатной системы. Для ориентировочных расчетов удобно использовать распределительную диаграмму, которая представляет собой зависимость содержания в мольных долях компонентов карбонатной системы от величины рН раствора (рис.16). Долей соответствующего компонента в карбонатной системе является отношение концентрации компонента к суммарной концентрации компонентов данной системы в растворе. 12. Классификации карбонатных пород. Классификация карбонатных пород Основная классификация проводится по минеральному составу: известняки – кальцит или арагонит (редко); -доломиты; -сидериты; -магнезиты; -анкериты; -родохрозиты. 1. Основными компонентами современных карбонатов и древних известняков являются: зерна (аллохемы), ил (микрит), цемент и реже терригенные зерна. Карбонатные зерна подразделяются на биогенные и абиогенные. 2. Доломиты – породы, более чем на 50% сложенные минералом доломитом: CaMg(CO3)2 По структуре доломиты подразделяются на яснозернистые и пелитоморфные. Среди первых можно выделить кристаллически зернистые, биоморфные (реликтовые), обломочные (брекчиевидные) и др. 3. Сидериты – породы, сложенные в основном одноименным минералом FeCO3 либо родственным ему сидероплезитом (FeCO3 >80 %, MgCO3 – до 20%); иногда с примесью кристаллов анкерита Ca(Fe,Mg)(CO3)2. Они образуют конкреционные стяжения в глинах, аргиллитах и алевролитах, иногда в песчаниках и углях. Обычно содержат примеси: глинистых частиц, обломков кварца и силикатных минералов алевритовой размерности, фрагментов унифицированного и тонкодисперсного ОВ, пирита и других сульфидов 4. Магнезиты – породы с кристаллически-зернистыми структурами, образованные агрегатами одноименного минерала MgCO3. В большинстве своем они имеют постседиментационный генезис. В частности, магнезиты рифейского возраста Южно-Уральского месторождения Сатка и других подобных объектов возникли за счет преобразования доломитов при позднем катагенезе. Допускают возможность седиментогенного формирования рифейских и палеозойских магнезитов в особых условиях сверхаридного климата. 5. Анкери́т — минерал, сложный карбонат из группы доломита, в котором часть Mg замещена Fe2+. Химический состав Ca(Mg, Fe) [СО3]2, иногда усложняется примесями Mn2+, CO2+. 6. Родохрозиты – основная руда на марганец 13. Классификация пустот в карбонатных породах. Типы пустотного пространства карбонатных пород-коллекторов весьма разнообразны по происхождению, размерам и форме. Формирование пустот происходит на всех этапах -- при образовании осадка, его преобразовании в породу, на стадии существования породы и ее поверхностном выветривании. При этом каждый этап не только имеет свои особенности и присущие ему процессы, дающие в результате ту или иную структуру пустотного пространства, но эти процессы по разному проявляются в различных по фациальной природе и первичной структуре карбонатных отложениях. При осаждении тонкозернистого карбонатного материала хемогенных пелитоморфных и микрозернистых известняков и доломитов, а также биогенных, но состоящих из чрезвычайно мелких органических остатков, например кокколитофорид, образующих в итоге мел и близкие к нему породы, формируются высокопористые (порядка 70--80 %) и относительно равномернопористые пластичные насыщенные водой илы с межзерновой или, при биогенной садке, межраковинной и внутрираковинной пористостью, но размеры пустот не более тысячных долей миллиметра. При формировании карбонатных осадков, состоящих из форменных элементов, в них образуются внутрискелетные и межформенные пустоты. Их размер определяется размером соответствующих форменных элементов, а их форма и сообщаемость --морфологией и отсортированностью фрагментов. В биогермных породах образуются внутрискелетные и межскелетные пустоты, причем наряду с относительно небольшими пустотами возникают и очень крупные, размерами в метры, пещеровидные пустоты. Существенные изменения пустотного пространства карбонатных пород происходят на стадиях диа-, ката- и гипергенеза. Важны в этом плане процессы уплотнения и цементации, перекристаллизации, доломитизации, выщелачивания, кальцитизации и сульфатизации, трещинообразования. Уплотнение карбонатных осадков и пород происходит иначе, чем в терригенных и глинистых. Биогермные и частично цельнораковинные мелководные образования уже на стадии седиментации формируются как практически твердые осадки. В многочисленных пустотах из морских и иловых вод уже на стадии седиментогенеза и особенно диагенеза выделяется хемогенный кальцит, который сокращает пористость, но одновременно за счет цементации создает жесткий каркас, поэтому породы при дальнейшем погружении практически не уплотняются и сокращения пористости за этот счет не происходит. Мелководные карбонатные осадки, состоящие из форменных элементов, литифицируются за счет раннедиагенетической цементации очень быстро. Это значительно сокращает пористость, но одновременно и «консервирует» структуру порового пространства, т. е. предохраняет от последующего сокращения пустот за счет уплотнения. Пелитоморфные и микрозернистые карбонатные илы мелководных обстановок также быстро литифицируются за счет цементации. Вместе с тем они сохраняют способность уплотняться в процессе прогрессивного катагенеза при возрастании давления.Иначе происходят процессы уплотнения и цементации в глубоководных карбонатных осадках, планктоногенных по своей природе, что установлено по материалам глубоководного бурения. На первой стадии (стадия илов), охватывающей около 10 млн. лет и мощность порядка 200--300 м, пористость уменьшается. 14. Закон Дарси. Закон Дарси характеризует поток флюида через пористую среду. Простейший случай движения флюида через пористую среду это линейный поток однофазного флюида под действием постоянного градиента давлений с сохранением насыщенности среды этим флюидом с течением времени. Стационарное состояние: давление, скорость флюида меняются мгновенно; порода полностью насыщена, разность давлений сохраняется постоянной. Так же принимается что между флюидом и средой нет химических реакций. v=−k∗dPμ∗dx,v=−k∗dPμ∗dx, где vv – скорость флюида, см/с kk – проницаемость породы, Дарси dPdP – градиент давлений в направлении потока, атм/см μμ – вязкость, мПасмПас Одномерная эмпирическая зависимость была разработана французским инженером Анри Дарси в 1856 году в ходе изучения потока воды через песочные фильтры для очистки воды. Эксперименты были проведены только для воды, и влияние плотности жидкости и вязкости исследованы не были. Последующие исследователи повторили эксперимент для разных условий, и было обнаружено, что закон Дарси может применяться и к другим жидкостям, а не только к воде, константа пропорциональности в действительности равна отношению проницаемости к вязкости, закон Дарси не зависит от направления потока в гравитационном поле. 15. Характер взаимосвязи между пористостью и проницаемостью. Теоретически, для хорошо отсортированного материала (песок мономиктовый) проницаемость не зависит от пористости. Для реальных коллекторов в общем случае более пористые породы являются более проницаемыми. Зависимость проницаемости от размера пор для фильтрации через капиллярные поры идеально пористой среды оценивается из соотношения уравнений Пуазейля и Дарси. В этом случае пористая среда представляется в виде системы прямых трубок одинакового сечения длиной L, равной длине пористой среды. Уравнение Пуазейля описывает объёмную скорость течения жидкости через такую пористую среду:  , (1.22)где r – радиус порового канала; L – длина порового канала; n – число пор, приходящихся на единицу площади фильтрации; F – площадь фильтрации; m – вязкость жидкости; DР – перепад давлений. Коэффициент пористости среды, через которую проходит фильтрация:  . (1.23)Следовательно, уравнение (1.22) можно переписать следующим образом:  . (1.24)Из уравнения Дарси следует, что:  . (1.25)Приравняв правые части уравнений (1.24) и (1.25) получим взаимосвязь пористости и проницаемости:  . (1.26)Из чего следует, что размер порового канала будет равен:  . (1.27)Если выразить проницаемость в мкм2, то радиус поровых каналов (в мкм) будет равен:  . (1.28)Уравнения 1.26 -1.28 характеризуют взаимосвязь между пористостью проницаемостью и рариусом порового канала. Соотношения (1.25) - (1.28) справедливы только для идеальной пористой среды (например, кварцевый песок). Для реальных условий используется эмпирическое уравнение Ф.И. Котякова:  , (1.29)где R – радиус пор; j – структурный коэффициент, описывающий извилистость порового пространства. Значение j можно оценить путём измерения электросопротивления пород. Для керамических пористых сред при изменении пористости от 0,39 до 0,28, по экспериментальным данным, j изменяется от 1,7 до 2,6. Структурный коэффициент для зернистых пород можно приблизительно оценить по эмпирической формуле:  . (1.30)Для оценки коэффициента проницаемости при фильтрации через каналы используются соотношения уравнений Пуазейля и Дарси.  и . (1.31)Причем, пористая среда представляет собой систему трубок. Общая площадь пор через которые происходит фильтрация равна: F = π · r2, откуда π = F/ r2. Подставив эту величину в уравнение Пуазейля и сократив одинаковые параметры в (1.29) получим:  . (1.32)Если r измеряется в [см], а коэффициент проницаемости в [Д] (1Д = 10-8см). то вводится соответствующий коэффициент пересчета = 9,869·10 –9. Тогда, коэффициент проницаемости при фильтрации через капилляр оценивается: Кпр = r2 /(8·9,869·10 –9) = 12,5 · 106 r2. (1.33) Оценка проницаемости для фильтрации через трещиноватые поры оценивается из соотношения уравнений Букингема и Дарси. 16. Простые природные резервуары УВ. Порядок природного резервуара определяют по характеру взаимоотношения между элементами, образующими резервуар, - простой (совершенный и несовершенный) и сложный. ٭Использование этих понятий вызвано тем, что между пластамиколлекторами нередко залегают пачки-проводники, т.е. между коллекторами отсутствуют флюидоупоры. В этих случаях пласты могут иметь единый водонефтяной или газоводяной контакты и между ними имеется гидродинамическая связь. Простой совершенный природный резервуар - это пласт-коллектор с перекрывающими и подстилающими флюидоупорами (покрышка + коллектор + покрышка). 12 Простой несовершенный природный резервуар - часть простого совершенного и представляет собой пластколлектор с перекрывающей и/или подстилающей промежуточными пачками либо сочетание пласта-коллектора с нижним или верхним флюидоупорами. 17. Сложные природные резервуары УВ. Сложный природный резервуар - совокупность нескольких пластов-коллекторов при различных сочетаниях флюидоупоров и промежуточных пачек. При этом флюидоупоры и сверху и снизу должны быть едиными для всех пластов-коллекторов 18. Литогенетические этапы формирования коллекторских свойств пород. Литогенез - вся совокупность процессов образования и эволюции осадочных горных пород (Haug, 1907). В настоящее время под литогенезом понимаются все процессы, непосредственно связанные с образованием (стадия седиментогенеза), последующими превращениями осадка в породу (стадия диагенеза), ее изменениями до превращения в метаморфическую породу (стадия катагенеза) (Геологический словарь, 1978). Формирование коллекторских свойств осадочных пород представляет собой сложный процесс, протекающий на всех стадиях литогенеза. Седиментогенез - стадия образование осадка. Н.Б. Вассоевич (1957, 1962) под седиментогенезом понимал именно выпадение осадка от первого момента его пребывания на дне водоема до наступления стадии диагенеза, т.е. до наступления такого момента, когда между средой в осадке и водой в бассейне седиментации не наступит геохимическое противоречие. Н.М.Страхов (1953, 1960) в понятие седиментогенеза включает и предысторию осадка: мобилизация веществ в коре выветривания, перенос веществ и осадконакопление на водосборных площадях, осадконакопление в конечных водоемах стока. Коллекторские свойства на первых стадиях литогенеза определяются составом исходного материала и условиями формирования отложений. К последним относятся: - способ, длительность и протяженность переноса обломочного материала; - тип водоема осаждения и его гидродинамика; - его тектоническое положение и климат; - физико-химическая характеристика среды отложения. Стадию диагенеза происходит преобразование осадка в осадочную породу. Осадки, выпавшие в стадию седиментогенеза и устойчиво зафиксированные, то есть не размытые, представляют собой насыщенную водой и газом рыхлую систему. В составе осадка кроме обломочных частиц, выпавших из раствора веществ, органических остатков присутствует кислород и живые организмы. Таким образом, осадок представляет собой сложную, неуравновешенную, многокомпонентную систему. Диагенез представляет собой уравновешивание сложной многокомпонентной системы в новых физико-химических условиях. Катагенез — это стадия преобразования и изменения вещественных и структурно-текстурных особенностей осадочных горных пород под воздействием глубинных температур (Т = от 20—25 до 200 ± 25 °С) и давлений (Р = от 10 до 200 МПа), при активном участии флюидной газоводной фазы — генерируемой самими породами и отчасти привнесенной из нижележащих геосфер. |