«МОСКВА НЕДРА 1993 ББК 26.2 И 38 УДК 550.832.4:553.98 Федеральная целевая программа книгоиздания России Изотова Т.С., Денисов С.Б., Венделынтейн Б.Ю. И 38 Седиментологический анализ данных промысловой геофизики. - M.: ...»

Т.С.ИЗОТОВА

С.Б.ДЕНИСОВ

Б.Ю.ВЕНДЕЛЬШТЕЙН

МОСКВА "НЕДРА" 1993

ББК 26.2

И 38

УДК 550.832.4:553.98

Федеральная целевая программа книгоиздания России

Изотова Т.С., Денисов С.Б., Венделынтейн Б.Ю.

И 38 Седиментологический анализ данных промысловой геофизики. - M.: Недра. - 1993. с. 176 ил.

ISBN 5-247-02461-3

Рассмотрены условия накопления и залегания осадочных и вулканогенно-осадочных горных пород.. Приведены их геофизические и петрофизическйе характеристики. Описана методика седиментологического анализа при поисках и разведке коллекторов нефти и газа, основанная на изучении связей геофизических методов исследования скважин с условиями осадконакопления. Эффективность методики показана на примерах изучения нефтегазоносных пород в различных регионах страны.

Для геофизиков и геологов производственных организаций.

„2503010200 — И 043(01)-93-100 " БВК26.

ПРОИЗВОДСТВШНО-ПРАКТИЧЕСКОЕ ИЗДАНИЕ

Изотова Татьяна Сергеевна Денисов Сергей Борисович Венделынтейн Борис Юрьевич

СЕДИМЕНТОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ДАННЫХ

ПРОМЫСЛОВОЙ ГЕОФИЗИКИ

Заведующий редакцией Л.Е. Игнатьева, редактор издательства Т.К. Рубичская, обложка художника Б.К. Силаев, художественный редактор М.Г. Иванова.

технические редакторы М.Л. Новикова, Н.С. Андрианова, корректор Т.Ю.

Шулъц, операторы Г,Г, Кириллова, И.В. Боева ИБ 9014,:.

s Лицензия ЛР N 010145 от 24 декабря 1992 г. Подписано в печать с репродуцированного оригинал-макета 16.08.93. Формат 60x88 1/16. Гарнитура "Пресс-роман". Печать офсетная. Усл. печ. л. 10,78. Уч.-изд. л. 11,29 Тираж 680 экз.' Зак. N 7^23/2882-2 Набор выполнен на компьютерной технике Издательство "Недра";

12504? Москва, Тверская застава, 3.

Московская типография N 9 НПО "Всесоюзная книжная палата" Министерство печати, и. информации Российской Федерации.

109033 Москва, Волочаевская ул., © Т.С. Изотова, С.Б. Денисов, ISBN 5-247-02461- Б.Ю. Венделыптейн,

ПРЕДИСЛОВИЕ

Успехи поисков, разведки и разработки месторождений полезных ископаемых определяются степенью достоверности геологических моделей, заложенных в основу проведения геологоразведочных работ. Достоверность геологических построений тесно связана с количеством и качеством информации о составе и свойствах пород, слагающих природные резервуары, закономерностях их распространения и промышленной значимости. Основой получения подобной информации является изучение процессов осадконакопления.

Применений седиментологического анализа на всех стадиях геологоразведочных работ на нефть и газ содержит большие возможности в экономии временй и средств, так как позволяет выявлять закономерности распространения коллекторов, а следовательно, определять направление их поисков, разведки, разработки.

Ограниченное на сегодняшний день применение анализа объясняется дефицитом сведений, на основании которых можно судить о генетической природе отложений на пластовом уровне. Это относится в первую очередь к полифациальным средам, где корреляция разрезов по данным стандартной электрометрии содержит большое число некорректных решений при выборе объектов исследования, прослеживания их в региональном, зональном, иногда в локальном плане, а небольшие объемы керна часто не дают целостного представления об условиях образования и распространения объектов прогноза.

Геологи уже более 30 лет используют геофизические исследования скважин для определения условий седиментации пород АГ) в з висимости от вещественного состава (см. рис. 2). У то объясняется тем, что в нефтегазоносных разрезах практически не встречаются мономинеральные глины.

Так, глинам монтмориллонитового состава свойственны наиболее высокие значения AT1 (300-380 мкс/м), низкие сопротивления (0,5-2 Ом'м), и радиоактивность (6-8 мкР/ч). По мере роста содержания гидрослюды, что четко фиксируется уменьшением разбухания пород при бурении, уменьшается до 240 мкс/м, сопротивления и радиоактивность возрастают. Сухарные глины, характеризуются значениями AT ~ 200 -f- мкс/м, рмБК = 1 — 5 0 О м - м, / у « 20 мкР/ч.

Геофизические показатели карбонатных пород зависят, в основном, от степени их глинистости и структурных особенностей и практически не зависят от минерального состава. На рис. 3 показаны количественные соотношения вторичной гамма-активности, удельного электрического сопротивления и интервального времени для карбонатных пород (известняков и доломитов) с разной структурой пор при глинистости менее Рис. 1. Количественные критерии для определения литотипов песчаников.

Песчаники кварцевые: 1 - крупнозернистые, 2 - среднезернистые, 3 - мелкозернистые; песчаники кварц-полевошпатовые:

4 - крупнозернистые, 5 - среднезернистые, 6 - мелкозернистые; песчаники: 7- полевошпат-кварцевые, 5 - глауконитовые, 9 - ожелезненные, 10 - калишпатовые; JJ - граувакки; 12 - конгломераты; цифры в кружках - номера литотипов Рис. 2. Количественные критерии для определения литотипов глин.

Глины: 1 - монтмориллонитовые, 2 - гидрослюдистые, 3 - каолинитовые, 4 сухарные, J - монтмориллонит-гидрослюдистые, 6 - зоны распространения смесей глин разного состава; цифры в кружках - номера литотипов Рис. 3. Геофизические критерии разделения карбонатов по структуре порового пространства.

Известняки (доломить!): } - поровые с к л = " 10 %» 2 - порово-каверново-трещинные с п.бл = 10%;'3 - поровситрещинные с п.бл " 10%. Удельное электрическое сопротивление и вторичная гамма-активность зависят от пористости матрицы: при кп матрицы / ~ 0,01 Ом • м), J n y — 0,2 —0,6. В подобных случаях вторичная (трещинная и каверновая) пористость не существенно влияет на изменение сопротивления. Для пород с низкой первичной пористостью (кп < 5%) трещиноватость и кавернозность меняют значения Б К иногда на два порядка, a J n y - на 50% (см. рис. 3). Интервальное время для карбонатных пород меняется в небольшом диапазоне (160-220 мкс/м), исключение составляют карбонатные породы песчано-алевритовой структуры с высокой (более 10%) пористостью.

Приведенный выше обзор зависимости геофизических характеристик от минерального состава и структурных особенностей пород дает лишь общее представление о пределах возможностей каротажа для определения литотипов. В следующих разделах этот вопрос рассмотрен более детально применительно к отдельным генетическим группам осадочных горных пород.

1.1. ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ Обломочные горные породы образуются в процессе выветривания, переноса и отложения магматических, метаморфических и первично-осадочных пород. Их состав и свойства тесно связаны с составом материнских пород. В процессе физического и химического разрушения последние дробятся на составляющие их кристаллы, либо небольшие куски, которые подвергаются разрушению при физическом и химическом воздействии на них воды и растворов солей при переносе и переотложении.

В результате химического выветривания возникают минеральные новообразования и часто имеет место замещение одних минералов другими, более устойчивыми в конкретной геологической обстановке.

Химические элементы, присутствующие в материнских породах, в зоне выветривания подвергаются окислению либо восстановлению. Окислительно-восстановительный потенциал среды (Eh), окружающей породы, является основным регулирующим фактором минералогического состава частиц осадочного м а т е р и а л а. Окислительная среда преобладает в приповерхностных зонах. Исключение составляют бедные кислородом заболоченные почвы, богатые анаэробными бактериями. Восстановительная среда существует ниже поверхности аэробной зоны, в эвксидных условиях слабо аэрируемых морских водных масс или обогащенных органикой рассольных водоемах. Таким образом, продукты разрушения одной и той же материнской породы могут быть различны в зависимости от того, в каких условиях происходило ее выветривание.

Различные минералы обладают неодинаковой устойчивостью по отношению к химическому и физическому выветриванию как в коре выветривания, так и при последующем переносе. В коре выветривания устойчивость минералов определяется их химическим составом. При разрушении зерен минералов во время переноса особое значение приобретают их физические особенности (твердость, наличие спайности и др.).

Наибольшей устойчивостью к выветриванию обладает кварц.

Он не меняет своего состава даже при тонком измельчении, поэтому широко распространен среди обломочных пород. Многочисленными исследованиями установлен ряд устойчивости к выветриванию минералов изверженных пород. Потенциалы Потенциалы выветривания для некоторых силикатных минералов (по Д. Карроллу, 1970 г.) Роговая обманка П р и м е ч а н и е. Для WPI в числителе - диапазон изменения, в знаменателе - среднее значение. * выветривания (WPI) для пород и минералов служат некоторым ориентиром их устойчивости (табл. 1). Устойчивость кварца принята за единицу. Рост индекса WPI соответствует уменьшению устойчивости минералов при выветривании. Порядок расположения минералов противоположен их порядку в реакционном ряду Боуэна, характеризующем кристаллизацию из силикатных расплавов. Это объясняется соотношением сил связей различных катионов с кислородом. Минералы с относительно небольшим количеством связей Si с О являются неустойчивыми (авгит, биотит) по сравнению с минералами, имеющими много таких связей (тетраэдры кремнезема). Показателем устойчивости минералов может служить величина свободной энергии химической реакции, протекающей при воздействии на них водной среды. Изменение стандартной свободной энергии реакции (Ag0/) представляет собой сумму стандартных свободных энергий образования всех продуктов реакции минус сумма свободных энергий. Чем больше отрицательная величина тем более вероятным должно быть протекание реакции. В табл. 2 приведены данные С.Д. Кертиса о величинах ^ g 0 / д л я основных породообразующих минералов и реакции, протекающие при их выветривании.

Таким образом, состав частиц осадочного материала определяется минералогическим составом материнских пород, величиной окислительно-восстановительного потенциала среды, вмещающей эти породы, степенью разрушаемости минералов, а также их твердостью, первоначальным размером зерен, скоростью осаждения и др.

Обломочный материал, образовавшийся* в результате выветривания, отделяется от массивной породы, переносится ветром, потоками воды, ледниками и осаждается на поверхности суши и в водных бассейнах. Ведущими факторами при переносе обломков пород являются динамика среды, петрографо-минеральный, химический состав материнских пород. На путях переноса материал изменяется тем больше, чем дальше источники сноса. Во время транспортировки происходит частичное осаждение обломочного материала, затем он повторно размывается и вновь переносится. Скорость переноса и дальнейшего осаждения частиц зависит от многих факторов: динамики ветра, водных потоков, удельного веса зерен и др. Следует отметить, что масса зерна изменяется пропорционально кубу радиуса (для сфероидов), поэтому сфера диаметром 10 мм в пять раз "больше1^, чем сфера диаметром 2 мм, но по массе она больше в 5 = 1 2 5 раз. Это важно знать, так как масса выражает сопротивление движению, которое нужно преодолеть Величины свободных энергий Гиббса для реакций выветривания (по С.Д. Кертису, 1976 г.) Оливии (фаядит) Пироксен (клиноэнстатит) -87,5 -12, Амфибол (антофиллит) Кальциевый полевой шпат (анортит) (микроклин) для того, чтобы началось перемещение зерен. При транспортировке происходит износ зерен в результате появления трещин, обусловленных столкновением частиц. Поэтому вниз по течению потоков, переносящих зерна, наблюдается уменьшение их размеров, которое можно выразить отрицательным экспоненциальным уравнением W- Жоехр[-а(д:

-хо) ], где W - масса наиболее крупной частицы на расстоянии от места ее происхождения; Wo - масса частицы в какой-либо точке хо; а - постоянная величина потока. Равенство подтверждает наблюдаемое явление, что уменьшение размеров частиц под действием физического износа становится меньше по мере того, как уменьшаются их размеры, Так, например, песчинки кварца могут пройти путь в воде 1000 км, потеряв всего 0,1% массы. Это объясняется тем, что давление, передаваемое от зерна к зерну при столкновении, связано со степенью потери момента, в свою очередь определяемой массой частиц. Так, массы галек и песчаных зерен радиусом 50, 5, 0,5 мм соотносятся между собой как 125 000:125:0,125. Поэтому, чем меньше размер частиц, тем меньше их износ при транспортировке.

Из всего сказанного следует, что при одинаковой динамике выветривания и переноса осадок, образованный из зерен различных минералов, чаще всего будет разнозернистый.

Накопление обломочных зерен при формировании отложений неизбежно приводит к образованию упаковки, определяющей многие валовые свойства пород.

Упаковка частиц в отложениях определяет пористость, проницаемость и прочность. Существуют' разные типы упаковок для скоплений сферических зерен. Наиболее простыми конечными! членами ряда являются кубическая и ромбоэдрическая упаковки, в которых пористость составляет 48 и 26% соответственно. Эти величины можно принять как максимальную и минимальную для примерно равных сфероидных тел. В большей части естественных отложений, сложенных зернистым материалом и не прошедших стадию цементации, пористость имеет промежуточное значение.

На характер упаковки, а следовательно, и на многие свойства отложившихся частиц влияет ряд факторов. Одним из важнейших является форма зерен. Достаточно представить себе различия, возникающие при неправильной упаковке разноосных сфер, кубов и пластин. Очень высокая пористость может возникнуть при накоплении оболомков раковин, когда "дыры" сохраняются, если ранняя цементация препятствовала уплотнению. Во многих свежеотложенных глинах обйаруживается очень высокая (до 90%) исходная пористость, связанная с сетчатой укладкой чешуек глинистых минералов, обусловленной флокуляцией, но уплотнение, как правило, приводит к исчезновению такой пористости.

Пористость естественных песков с одинаковой упаковкой не зависит от размера зерен, однако она может изменяться в зависимости от" сортировки. Эксперименты показали, что между хорошо сортированными и" плохо сортированными песками с одинаковым медианным диаметром зерен разница в пористости достигает 25%.

Обломочный материал, поступивший в водные бассейны, образует осадок, насыщенный водой. В результате последующих химических, биологических, термодинамических процессов он превращается в горную породу.

По размерам обломков породы делятся на два класса:

грубообломочные, в которых содержание обломков, величина которых по длинной оси превышает 1 мм, более 25% (по весу или объему);

мелкообломочные, в которых содержание обломков величиной более 1 мм не превышает 25%.

Грубообломочные /юроды Сцементированные грубообломочные породы^ состоящие из окатанных частиц,' называются конгломератами, из неокатанных - брекчиями. Различают олигомиктовые и полимиктовые конгломераты и брекчии. Олигомиктовые конгломераты сложены обычно гальками наиболее устойчивых к выветриванию пород (кварцевые конгломераты). Они образуются в результате очень длительного переотложения грубообломочного материала, приносимого издалека, либо сравнительно рыхлых пород местного происхождения (конгломераты, состоящие из галек, глин).

Полимиктовые конгломераты сложены галькой разнообразных эффузивных, интрузивных, осадочных и метаморфических пород. Им свойственна пестрота минералогического состава как самих галек, так и цемента, а также плохая сортировка обломков.

Брекчии осадочные образуются вблизи области разрушения материнских пород: обвалы, оползни, осыпи, селевые потоки и др. Поэтому состав их близок к материнским породам, сортировка материала обычно плохая, цемент, как правило, глинистый.

Геофизическая характеристика. Грубообломочные породы по диаграммам каротажа выделяются по следующим показателям:

резкая расчлененность кривых МБК и БК (изменения кажущихся сопротивлений от 1 до 100 Ом*м) в результате неравномерного распределения в породе частиц разной плотности и присутствия обломков, размеры которых соизмеримы или превышают размеры электрических зондов. Характерно несоответствие границ пластов и соотношения значений на кривых электрометрии и интервального времени, свидетельствующие о том, что дифференциация диаграмм не является следствием напластования;

плавная кривая ПС, объединяющая участки с разными неравномерный размыв стенки скважины (наблюдается не всегда).

Для олигомиктовых конгломератов характерно, кроме перечисленных особенностей, слабое расчленение диаграмм гамма-каротажа; значения Iy не превышают 4-6 м к Р / ч для коллекторов и 8-10 мкР/ч - для конгломератов (гравелитов) с большим (более 30% объема) содержанием глинистого цемента.

Полимиктовые конгломераты отличаются повышенными значениями Iy (до 16-20 мкР/ч) и неравномерным распределением этого параметра по пласту.

Пример показаний каротажа в интервалах залегания конгломератов иллюстрирует рис. 4. Сопротивление участков разреза, где залегают конгломераты, достигает 250 Ом "м (см.

кривую МБК в интервалах 4517-4519 м, 4509-4505 м, 4495- м}, аномалия ПС фиксирует разные фильтрационные свойства этих пород, расчлененность кривой ГК не соответствует дифференциации пород по сопротивлению и по скорости распространения упругих волн. Конгломераты и гравелиты в этой части разреза отмечены в поднятом керне. На рис. 4 показан разрез нижневизейских отложений в ДДВ. В толще глин залегает пласт грубообломочных пород, представленный конгломератами, гравелитами, крупнозернистыми песчаниками. В керне подняты кварцевые гравелиты с плохой окатанностью зерен размером 8-10 мм, переходящие в грубозернистые песчаники.

Вынос керна в интервалах отбора снизу вверх составляет 28 и 50%.

На диаграммах МБК сопротивление пород меняется от 2 до 150 Ом'м и более, на диаграммах бокового каротажа фиксируются сопротивления от 20 до 350 Ом 'м. Участки, имеющие наиболее высокое сопротивление, являются уплотненными (см.

кривую AD. Коллекторы сосредоточены в средней части пласта, представлены гравелитами и крупнозернистыми песчаниками (4524-4496 м). Из них при испытании получена нефть дебитом 58 м 3 /сут.

Рис. 4. Геофизическая характеристика конгломератов:

1 - конгломерат; 2 - песчаник крупнозернистый; 3 - аргиллит Песчано-алевролитовые породы Песчаными называют мелкообломочные породы, состоящие из обломков минералов горных пород или скелетных остатков организмов размером от 0,05 до 1 мм. Среди них различают: крупнозернистые (0,5-1 мм), сред незернистые (0,25-0,5 мм), мелкозернистые (0,1-0,25 мм), тонкозернистые (0,05-0,1 мм). Алевролитами называют мелкообломочные породы, состоящие преимущественно из обломков минералов размером 0,005-0,05 мм.

Классификация обломочных пород по размеру зерен в значительной степени условна, так как в природе существуют постепенные переходы от грубообломочных пород до глин. Поэтому названия по содержанию зерен определенного размера приняты разные. Наиболее часто называют породу по преобладанию в ней той или иной фракции. Различны также классификации и номенклатуры песчано-алевролитовых пород, содержащих примеси других компонентов. К чистым относят песчаные и алевролитовые породы, содержащие не более 10% других примесей. Если примеси составляют до 40-50%, добавляется к названию прилагательное (например, известковистый песчаник). В случаях примерно одинакового содержания в породах песчаного, алевритового, глинистого или какого-либа иного материала, их называют смешанными.

В англоязычной литературе принята другая классификация. Обычно выделяют чистые пески (песчаники), их называют арениты - песчаные породы, в которых содержится менее 15% цементирующего вещества, и "грязные" пески (песчаники), их называют вакки, в которых содержится более 15% вмещающего необломочного материала.

По составу слагающего материала песчано-алевролитовые породы подразделяются на мономиктовые, состоящие на 90% из обломков одного минерала, олигомиктовые, состоящие в основном из двух разных минералов либо горных пород и полимиктовые, в состав которых входит более двух разновидностей обломочных минералов.

Кроме породообразующих компонентов в состав песчаников входят второстепенные и акцессорные минералы. Второстепенными могут быть слюды, обломочный глауконит, разнообразные обломки скелетов организмов. Их количество не превышает 5-10%. Акцессорные (дополнительные) минералы чаще всего представлены ильменитом, магнетитом, цирконом, рутилом, гранатом, турмалином и другими минералами. Содержание их ничтожно мало. Бывают случаи сильного насыщения (до 20% и более) песчаников глауконитом, пиритом, магнетитом, амфиболом, пироксеном. t Цемент песчаников и алевролитов слагают аутигенные минералы. Цемент бывает глинистым, карбонатным, кремнистым (из вторичного кварца), железистым, полиминеральным. В нем могут содержаться гидроокислы железа, пирит, марказит и другие минералы. Цемент скрепляет обломки между собой и по способу этого скрепления различают типы цементации: базальный, поровый, соприкосновения, коррозионный, аморфный, тонкоагрегатный и другие.

Химический состав песчаных пород в основном зависит от их минералогического состава. Они характеризуются высоким содержанием кремнезема (S1O2), остальные элементы распределяются в зависимости от типа песчаника: в лититовых разностях, граувакках и аркозах второе место после S1O2 занимают окислы алюминия, в лититовых песчаниках - повышенные концентрации CaO и РегОз, в аркозах и граувакках отмечается увеличение 23.

Геофизическая характеристика песчано-алевролитовыхпород зависит от их пористости, гранулометрического и минералогического состава, а также от характера флюида или газа, содержащегося в пласте. Пористость пород является сложной функцией размера зерен, их сортировки, упаковки и степени цементации. Все перечисленные факторы являются следствием условий переноса, осаждения и литификации осадков.

Изменение пористости в песчаниках фиксируется диаграммой акустического каротажа и, в определенной мере, бокового микрокаротажа, нейтронного гамма-каротажа при любом насыщении.

В водоносных разрезах пористость пород можно определять методами электрометрии (БКЗ, а также ИК и БК - при неглубокой зоне фильтрации промывочной жидкости).

Гранулометрический состав песчаников хорошо, выражает кривая бокового микрокаротажа, записанная спустя 5 сут и более после вскрьггия пласта и не искаженная присутствием в нем остаточной нефти. При отношении УЭС фильтрата промывочной жидкости к УЭС пластовой воды > 3, уменьшению среднего диаметра зерен песчаника соответствует рост сопротивлений на кривой бокового микрокаротажа [20].

Минералогический состав песчаников отражают, в основном, диаграммы гамма-каротажа и сопротивлений, фиксирующие содержание глинистых минералов и радиоактивных элементов в породе (уран, торий, калий), а также диаграммы электрометрии, показывающие наличие минералов с аномальной проводимостью (глауконит, пирит),.Это позволяет по комплексу ГИС определять, большую часть минералогических разновидностей песчаных пород. Так, мономиктовые кварцевые разнозернистые (по вертикали) песчаники, представленные на рис. 5, характеризуются дифференциацией диаграммы МБК при отсутствии повторения этой дифференциации на других (KB, БК, ГК, НГК, 7) кривых каротажа. При этом, росту рмвк (уменьшение размера зерен и связанное с этим уменьшение пористости) соответствует рост и падение ЛГ. Чистые от глинистых примесей (Сгл < 10%) (кварцевые песчаники характеризуются также низкой гамма-активностью (до мкР/ч), в водоносной части разреза их сопротивления при равной пористости несколько выше (до 20%), чем у олигомиктовых и полимиктовых разновидностей.

На рис. б показана геофизическая характеристика кварцполевошпатовых песчаников. По данным анализов керна породы представлены крупно-, средне- и мелкозернистыми разностями, обломочная часть которых состоит на 50-70% из полевых шпатов, в основном калиевых, и на 50-30% из кварца.

Полевые шпаты сильно каолинитизированы и серицитизированы.

Лабораторными радиометрическими исследованиями установлена радиоактивность 10 мкР/ч, связанная с повышенными концентрациями калия (0,6-1,4%), урана (до 3'10~4%) и тория (до 9'10~4%). Уран и торий встречаются эпизодически в пробах Аномальная естественная радиоактивность фиксируется диаграммой гамма-каротажа, дифференциация которой не соответствует расчлененности кривых МБК, KB,. Изменение размера зерен показывает кривая МБК. Породы пористые, нефтегазонасыщенные.

Аномальной естественной радиоактивностью, достигающей иногда 36 мкР/ч, характеризуются также «песчаники, содержащие в своем составе более 10% обломков эффузивных пород кислого состава (граувакки). Отличительной особенностью этих пород являются высокие (10-30 Ом *м) сопротивления (обломки зффузивов обычно бывают плотные), практическое отсутствие коллекторов. Кроме того, присутствие кислых эффузивов отражается на диаграммах радиоактивного каротажа одинаковой направленностью кривых ГК и НГК. Это является основным отличием, позволяющим выделять вакки из разновидностей песчаников.

На рис. 7 приведена геофизическая характеристика песчаников, содержащих повышенные концентрации окисного железа. По данным керна песчаники буровато-серые, иногда бурые, крупнозернистые, кварцевые, слабо сцементированные.

Они перекрыты кварц-полевошпатовыми светло-серыми песчаРис. 5. Геофизическая характеристика кварцевых песчаников:

J - песчаник крупнозернистый; 2 - песчаник среднезернистый; 3 - песчаник мелкозернистый; 4 - алевоолиг J Рис. 6. Геофизическая характеристика кварц-полевошпатовых песчаников:

1 - песчаник калишпатовый; 2 - песчаник полимиктовый крупнозернистый; 3 - песчаник полимиктовый среднезернистый;

4 - песчаник полимиктовый мелкозернистый; S - аргиллит углистый Рис. 7. Геофизическая характеристика ожелезиенных песчаников:

1 - песчаник разнозернистый; 2 - песчаник полимиктовый ожелезненный; 3 - песчаник калишпатовый; 4 - алевролит калишпатовый; 5 - алевролит; 6 - аргиллит каолинитовый никами, не содержащими железа и по общей характеристике ГИС контакт железистых песчаников с нежелезистыми можно принять за водогазовый контакт. Однако при испытании объекта получен безводный приток газоконденсата, ГВК на месторождении расположен существенно ниже. Примесь окисного железа в породе повышает ее проводимость и может служить характерным коррелятивом при прослеживании этих пород по площади. Такой же эффект создает насыщение породы глауконитом, пиритом и другими проводящими электрический ток минералами. Эффект снижения сопротивления растет пропорционально пористости породы и процентному содержанию минералов-проводников.

Алевролиты в результате повышенной концентрации глинистой компоненты по геофизической характеристике отличаются от песчаников повышенными значениями естественной гамма-активности (обычно 7-9 мкР/ч), снижением интенсивности вторичного гамма-излучения, а также уменьшением удельного электрического сопротивления. Если алевролиты не содержат тонкодисперсной глинистой фракции, они обычно уплотнены, их удельные сопротивления повышены, иногда достигают 25-50 Ом*м. Радиоактивность таких алевролитов колеблется в пределах 6-7 мкР/ч. Изменения геофизической характеристики в связи с минеральным составом алевролитов не наблюдается, вероятно в связи с тем, что эти породы, в основном, кварцевого состава.

Глинистые породы Глинистые породы занимают промежуточное положение между обломочными и хемогенными отложениями. Они сложены измененными выветриванием обломочными частицами, а также минералами, возникшими при кристаллизации коллоидно-химических продуктов выветривания, состоят из частиц размером < 0,01 мм и содержат обычно свше 30% частиц размером < 0,001 мм.

В зависимости от гранулометрического состава глины имеют следующие структуры: пелитовую, состоящую не более чем на 90% из частиц размером < 0,01 мм; алевропелитовую, характеризующуюся тонкодисперсной глинистой массой с включением алевритовых частиц; псаммитовую, когда в составе глин есть частицы песчаных размеров. По минералогическому составу различают глины каолинитовые, монтмориллонитовые, гидрослюдистые, хлоритовые и др. [30]. Кристаллическая структура глинистых минералов слоистая. Различают двухэтажные (каолинит), трехэтажные силикатные слои (монтмориллонит, гидрослюды) и сочетание слоев обоих типов.

Каолинит образуется за счет полевых шпатов в условиях выветривания. Структура его состоит из чередования слоев гиббсита и кремнезема, межслоевые катионы отсутствуют. Глины каолинитового состава (каолины) образуются из кор выветривания (первичные), либо в процессе переотложения (вторичные). Первичные состоят из каолина с низкой степенью совершенства структуры (есть межслоевые катионы), а также из минералов примесей, таких как кварц, микроклин, гидратированные слюды и др. особых условиях (гумидный климат, угленосные формации) образуются так называемые сухарные глины, состоящие из каолина с высокой степенью структурного совершенства. Им свойственно низкое содержание щелочей, малое количество адсорбционной воды и низкая емкость поглощения.

Монтмориллонитовые глины образуются при переотложении материалов кор выветривания. Они сложены минералами группы монтмориллонита, а также содержат примеси гидрослюд, кварца, полевых шпатов и др. В структуре кристаллической решетки монтмориллонита ион Mg2+ замещает ионы Al Бывают также замещения иона Si4+ ионом Al 3+, иона Al3+ ионом железа Fe 2+. Свободные заряды, образовавшиеся при таком замещении, компенсируются межслоевы-^ш катионами Ca 2+, Na+, и между слоями адсорбируется вода (один-три слоя).

Несбалансированность зарядов и каркасообразующие слои способствуют высокому катионному обмену. В связи с этим монтмориллонитовы е разности глин обладают высокой дисперсностью, пластичностью, адсорбционностью, способностью к набуханию.

Гидрослюдистые глины сложены гидрослюдой мусковитового типа и содержат окись калия (несколко процентов). В качестве примесей встречаются каолинит, монтмориллонит, смешаннослойные образования, хлорит, кварц и др.

Структура кристаллической решетки мусковита состоит из тетраэдрических слоев кремнезема, октаэдрических слоев гиббсита и межслоевых катионов калия. Алюминий может отчасти!

замещаться ионами Fe, F e, Mn и другими, и очень редко Гидрослюдистые глины наиболее распространены и отличаются разнообразием генетических типов. По своим адсорбционным свойствам они занимают промежуточное место между каолинитовыми и монтмориллонитовыми глинами. § Хлоритовые глины встречаются чаще всего в отложениях| эвапоритовых формаций. Минерал хлорит имеет сложную| структуру, состоящую из слоев талька [Mg2(OH2)2Si4Oi0 ], рас| положенных между слоями кремнезема и брусита [Mg(OH)2]f Замещение ионов Si4+ и Fe2+ ионами Al3+ незначительное.

Глины хлоритового состава встречаются редко, характеризуются низкими адсорбционной способностью и степенью катионного обмена.

К смешаннослойным глинистым минералам относят те, в кристаллической структуре которых чередуются различные слои, например, иллит-монтмориллонитовые, монтмориллонит-каолин итовые и другие. Соответственно свойства этих пород зависят от чередующихся слоев и их соотношений в кристаллической решетке.

Геофизическая характеристика глинистых пород связана с их плотностью, структурой и вещественным составом. Эти свойства формируют удельное электрическое сопротивление глин, их разрушаемость в процессе бурения, естественную и вторичную радиоактивность и скорость распространения упругих волн.

Плотность глин увеличивается с глубиной их погружения по экспоненциальному закону. На глубинах около 3 км (условно) глины теряют пластичность и превращаются в аргиллиты.

Удельное электрическое сопротивление глинистых пород соответственно растет по мере их погружения. Однако УЭС глин в большой степени определяется минерализацией насыщающей их пластовой воды, которая в большинстве нефтегазоносных бассейнов также увеличивается с глубиной. В результате гли-" нистые породы одинакового состава могут иметь разную провод и м о с т ь, в з а в и с и м о с т и от глубины их з а л е г а н и я и сопротивления насыщающих их вод. Следовательно, изменение электрического сопротивления глинистых пород необходимо рассматривать с учетом перечисленных выше факторов.

Естественная радиоактивность глинистых пород формируется в результате присутствия радиоактивных минералов, связанных с материалом кор выветривания или измельчения коренных пород и с концентрацией органического вещества, способного адсорбировать элементы уранового ряда.

В зонах формирования океанических рифтов с раздвижением слоев земной коры и поднятием к поверхности мантии формируются магматические породы, представленные базальтами - породами с весьма слабой радиоактивностью. Глины, образовавшиеся при разрушении этих пород, также отличаются низкой радиоактивностью.

Морские бассейны, развивающиеся на мощной континентальной коре в пределах платформы и складчатых областей, питаются осадками разрушающихся интрузивных и эффузивных пород, в основном кислого состава. Эти породы обладают высокой радиоактивностью, которая сохраняется в глинах Рис. 8. Геофизическая характеристика сухарных глин:

1 - уголь; 2 - песчаник калишпатовый крупнозернистый; 3 - песчаник калишпатовый мелкозернистый; 4 - песчаник калишлатовый алевритистый; 5 - сухарная глина; 6 - аргиллит продуктах их разрушения. Глины, образовавшиеся в результате переотложения осадочных пород, имеют низкую радиоактивность.

Следовательно, фон естественной радиоактивности осадочных горных пород определяется перечисленными выше факторами. Приведенные в дальнейшем значения Iy характерны для условий образования пород на континентальной коре.

При прочих равных условиях глины пелитовой структуры отличаются от алевропелитовых и псаммитовых почти вдвое большей электрической проводимостью, большей разрушаемостью при бурении и более низкой (иногда менее 6 мкР/ч) радиоактивностью. Последнее связано с морскими, удаленными от берега, условиями осадконакопления, подобных глин, ограничивающими попадание радиоактивных компонентов в осадок. Чем больше алевритового и псаммитового материала в составе глин, тем выше их сопротивление, скорость распространения упругих волн и меньше степень разрушаемости пород при бурении.

Минералогический состав глин еще в большей степени влияет на их удельное электрическое сопротивление, естественную и вторичную гамма-активность,, разрушаемость в процессе бурения. Так, глины каолинитового состава в результате низкой адсорбционной способности и низкой емкости поглощения отличаются повышенными удельными электрическими сопротивлениями, достигающими 20 ·. Разрушаемость пород средняя, интервальное время ~ 240-260 мке/м. Если в составе материнских пород преобладали калиевые полевые шпаты и область осаждения глин не была удалена от области Рис. 9. Геофизическая характеристика монтмориллонитовых аргиллитов:

1 - аргиллит монтмориллонитовый; 2 - алевролит Рис. 10. Геофизическая характеристика гидрослюдистых аргиллитов:

1 - песчаник среднезернистый; 2 - песчаник мелкозернистый; 3 - песчаник алевритистый; 4 - алевролит; 5 - аргиллит гидрослюдистый сноса, каолинитовые глины будут характеризоваться аномальной радиоактивностью, иногда достигающей 40 мкР/ч.

Разновидность каолинитовых глин - сухарные глины, содержащие в своем составе малые количества воды и имеющие слабую адсорбционную активность. Поэтому им свойственны высокие (до 50 Ом*м) удельные электрические сопротивления, аномальная радиоактивность до 20 мкР/ч и низкие значения — 200т220 мкс/м, которые характеризуют повышенную плотность этих пород (рис. 8). Поскольку сухарные глины образуются в гумидном климате, им часто сопутствуют прослои углей. Последние отличаются высокими сопротивлениями, снижением Iy и 1пу, резким возрастанием интервального времени до 400 мкс/м.

Глины монтмориллонитового состава, обладающие высоким катионным обменом и легко адсорбирующие воду, характеризуются низким электрическим сопротивлением (при прочих равных условиях), большой степенью разрушаемости в процессе бурения в результате набухания и образования при этом больших каверн в стволе скважины. В кристаллической решетке монтмориллонита отсутствует калий и другие радиоактивные изотопы, поэтому естественная радиоактивность глин сравнительно пониженная (6-8 мкР/ч), нейтронный гамма-карота^к и акустический каротаж характеризуют их невысокую плотность (рис. 9).

Гидрослюдистым глинам свойственны сопротивления 10- Ом*м, средняя (до 5 см размыва ствола скважины) разрушаемость в процессе бурения, естественная радиоактивность в пределах 10-12 мкР/ч и значения интервального времени 260мкс/м (рис. 10).

Глины, в составе которых преобладает хлорит, отличаются повышенными сопротивлениями (10-20 Ом-м), низкой разрушабмостью и естественной радиоактивностью (до 5-6 мкР/ч). В чистом виде они встречаются редко. В лагунных условиях глины смешиваются с гипсом и ангидритом и их геофизические свойства изменяются соответственно содержанию этих примесей: ангридрит способствует росту удельного электрического сопротивления, 1 п у и снижению AT. Присутствие гипса в породе можно распознать по несоответствию величин и AT1 свидетельствующих о повышенном водородосодержании и низкой плотности породы, их высокому удельному электрическому сопротивлению.

Необходимо отметить, что в условиях нефтегазоносных осадочных бассейнов глинистые породы обычно состоят из смеси перечисленных выше минеральных компонентов, поэтому их характеристики на диаграммах ГИС определяются минералами, преобладающими в породе.

В группу карбонатных пород входят известняки и доломиты. Между названными породами есть всевозможные переходы одних разностей в другие.

Известняками называют породы, содержащие свыше 50% карбонатных минералов, в основном кальцита, реже арагонита (СаСОз). Примесями могут быть магнезиальные карбонаты, доломиты, кремнезем, глауконит, гипс, сидерит, окислы железа, глинистые минералы, органическое вещество. При содержании в известняке глин истых частиц более 50% породы называют мергелями.

Доломитами называют породы, которые сложены в основном (более 50%) минералом доломитом [CaMg(C03)2 ]..

В качестве примесей может присутствовать гипс, ангидрит, сульфиды железа, окислы железа, ограническое вещество и др.

Кроме того, в породах могут содержаться примеси обломочных терригенных (кремний, глина) частиц.

Существует множество классификаций карбонатных пород:

по составу, генезису, структурным особенностям и др. Наиболее простой является классификация Моллазала по треугольной д и а г р а м м е [16], где проведены основные л и н и и, соответствующие определенному компонентному составу породы. Таким образом, вся площадь треугольника разбита на область. Каждому номеру выделенной области соответствуют определенные процентные соотношения породообразующих !

компонентов, что позволяет состав породы представить одной цифрой. Например, № 1 - кальцитовый известняк, Ng 5 - порода, состоящая на 75% из кальцита, на 18% из доломита, на 7% из ^ глины и т.д.

Известняки образуются отчасти путем прямого неорганического (хемогенные) или органического (органогенные) осаж-| дения карбоната кальция в морях и лагунах, частично путем замещения других веществ (например, твердых частей организмов) карбонатом кальция, но главным образом путем литификации осадков углекислот кальция. Сходство величин зарядов!

и радиусов ионов Calb и Mg 2+, а также характер структуры!

кристаллической решетки кальцита, способствуют широкому замещению в кальците.ионов C a + ионами Mg. Кальциты с] содержанием MgC03 > 5% называют магнезиальными. Замещение ионов кальция ионами железа Fe2+ приводит к образованию железистых кальцитов. J Различают известняки хемогенные, биохемогенные (биохимическое выпадение карбонатного вещества под воздействием!

водорослей), оолитовые, сферолитовые, обломочные - образованные карбонатными частицами, претерпевшими перед отлоЦ жением перенос и сортировку. Отдельную группу составляют органогенные известняки.

Структурное строение известняков весьма разнообразно.

Различают четыре типа структурных компонентов: зерна, известковый ил (микрит), цемент и поры. Зерна представляют собой дискретные частицы, способные формировать каркас породы, подобно как в песчаниках и алевролитах. Размер зерен обычно > 0,03 мм (условно). Микритом называют частицы диаметром < 0,03 мм, которые слагали ранее известковый ил (хемогенный или механически отложенный). Цементом являются кристаллы кальцита, доломита, заполняющие пространство между зернами.

Различают следующие разновидности зерен: детритовые, органогенные, комки, оолитовые или зерна с оторочкой. Детритовые зерна - обломочные, состоящие из обломков более древних пород, привнесенных в бассейн осадконакопления, или обломков слабо консолидированных осадков, которые затвердевают уже после отложения.

Органогенные зерна могут быть обломочными или необломочными. Они могут состоять из фораминифер, водорослей, брахиопод и других остатков организмов.

Комковатые изестняки представляют собой породы, состоящие из сложных зерен неправильной поверхности, возникших в результате агрегации (присоединения друг к другу) отдельных кусков пород. Например разрушенные водорослевый колонны, обломки которых под действием вод приобрели форму комков. Оолитовые известняки - скопление карбонатных оолитов, сцементированных кальцитом, образуются путем, химического осаждения карбоната кальция в зоне мелкого моря.

Обломочные известняки - это широко распространенные механические образования, сложенные более чем на 50% карбонатными частицами, претерпевшими перенос и сортировку.

По размеру частиц их называют известковыми алевролитами, песчаниками, гравелитами, брекчиями, конгломератами. Среди обломочных известняков различают механокластические, сложенные обломками карбонатных пород, оолитами или их обломками и биокластические, состоящие из обломков скелетов организмов карбонатного состава.

Органогенные известняки разделяются на биоморфные (цельно-ракушечные), органогенно-детритовые (органогеннообломочные) и смешанные (биоморфно-детритовые). Биоморфные могут быть рифовыми и ракушняковыми. К рифовым обычно относят известняки, возникшие непосредственно в результате жизнедеятельности рифостроящих организмов.

Рифы - это необломочные органогенные биоморфные отложения известняков, накопленные организмами, обладающими экологической способностью к возведению волноустойчивых построек, которые представляют собой более или менее жесткие сооружения и характеризуются определенной морфологией.

Главная масса известняков, обладающих органогенными структурами, образовалась секреционным путем. К организмам, способным воздвигать известковые постройки, относятся кораллы, водоросли, мшанки и др. Остатки организмов могут плотно упаковываться, либо образовывать довольно открытые структуры, в которых отсутствует основная масса, но есть цемент контактного типа. Открытые пространства могут быть заполнены микритом, обломочным органогенным материалом, другими обломками.

Биоморфные (или биогермные) известняки делят на две группы: рифовые и банковые. Ракушняковые органогенные известковые отложения (банки), образуются организмами, не способными к созданию жестких волноустойчивых построек (например, устричные банки). Они незначительно возвышаются над уровнем дна.

Есть и другая классификация органогенных известняков, согласно которой последние разделяются на биогермы - рифоподобные куполовидные или линзовидные постройки органического происхождения, включенные в породы разного литологического состава, и биостромы - слоистые образования.

Фитогенные известняки образованы главным образом водорослями.

Доломиты. По отношению весовых количеств кальция к магнию выделяют следующие разновидности доломитов: магнезиальные доломиты - Ca/Mg = 1,0-2,5; доломиты - Ca/Mg = - 1,5-1,7; слабо известковистые доломиты - Ca/Mg = 2,0-3,5.

По своему образованию доломиты делятся на три группы.

1. Первичные (седиментационные) доломиты образуются при непосредственном, химическом осаждении из вод. Для них характерна пелитоморфная, микро- и крупнозернистая структура, компактность упаковки зерен. Особенностью морфологии их тел является пластовое залегание и выдержанность на больших расстояниях. Химический состав устойчивый, близкий к нормальному доломиту. Отсутствует кавернозность и метасоматическое замещение кальцита доломитом. Характерна микрослоистость за счет появления прослоек глинистого материала. При возрастании его доломиты переходят в мергели.

Остатков организмов нет, встречаются только водоросли.

2. Эпигенетические, возникшие в результате изменения!

литифицированных известняков под воздействием просачивающихся по трещинам метеорных вод, либо гидротермальных оастворов.

3. Диагенетические, возникшие в результате химического преобразования известняков, происходящего в процессе диагенеза (замещение части ионов Ca+ ионами Mg 2+ ).

Эти две группы называют еще мета соматическими. Они отличаются неправильной формой тел (например, гнезда, линзы), которые секут первичную слоистость и в пределах которых содержание доломита может резко меняться. Породы пористые и кавернозные.

Несмотря на большое внимание исследователей к процессам доломитизации, процессы эти, происходящие в разных условиях, остаются еще не раскрытыми. На доломитизацию действуют многие факторы, главными из которых являются:

температура, кислотность (рН), щелочной резерв, весовое отношение Mg/Ca в растворе, парциальное давление и др. Весьма сильное воздействие на карбонатные породы оказывают подземные воды, богатые углекислотой, которые при высоких температурах приобретают свойства кислоты, разлагающей силикаты и алюмосиликаты, способной извлекать магний из них, и, в частности, из первичных доломитовых пород. Действия подземных вод способствуют доломитизации известняков, образованию пористой и кавернозной породы. Весьма крупные массивы древних рифов часто почти нацело доломитизирова»

ны.

В зоне выветривания при взаимодействии вод и пород иногда происходят процессы доломитизации - растворения и дезинтеграции доломитов, реже - их окремнение и ожелезнение.

Таким образом, как пластовые, так и метасоматические доломиты представляют собой весьма разнородные образования. Большинство американских исследователей считают, что основная масса доломитов является продуктом замещения и образуется путем растворения - осаждения. Многие аспекты проблем доломитообразования, их минералогии и геохимии до сих пор недостаточно ясны.

Мергели - порода смешанного глинисто-карбонатного состава: 50-75% карбоната и 25-50% нерастворимого остатка (S1O + R2O3). Это пелитоморфные мягкие или твердые породы.

Карбонатная часть представлена микрозернистым или пелитоморфным кальцитом и (или) доломитом. Некарбонатная часть сложена глинистыми материалами - каолинитом, гидрослюдой, монтмориллонитом. Кремнезем содержится в виде мелких опаловых образований (размером не более 0,01 мм). В качестве примесей встречаются обломочные зерна алевритовой размерности кварца, полевого шпата, слюды, глауконита, барита, пирита и др. Структуры мергелей бывают следующие: пелитоморфная, алевропелитоморфная, псаммоалевропелитоморфная и смешанные.

Геофизическая характеристика карбонатных пород определяется их первичной структурой· (матрицей), структурой порового пространства вторичного происхождения (трещины, каверны) и степенью глинистости. Все перечисленные факторы тесно взаимосвязаны, они влияют на электрические, акустические, нейтронные и радиоактивные свойства пород. Отметим, что акустические свойства карбонатных пород меньше, чем в песчаниках, зависят от их пористости. Кривые AK отражают степень жесткости агрегата породы. Минеральный состав карбонатных пород не влияет на их геофизические свойства за исключением случаев существенного обогащения железистыми минералами (сидерит). Сидеритизация приводит к снижению электрического 'сопротивления пород и увеличению их удельного веса. Доломиты отличаются от известняков только присутствием магния в кристаллической решетке, что в какой-то мере меняет структуру породы. Однако влияние структуры кристаллической решетки на изменение физических свойств пород по крайней мере на порядок меньше, чем влияние структуры пор.

Следовательно, отличать эти два типа карбонатов по каротажу можно лишь изучив их предварительно в конкретном разрезе по керну и определив их различие на кривых каротажа.

Структура матрицы карбонатных пород хемогенного происхождения формируется в зависимости от гидродинамической, активности водной среды." При режиме спокойной и временно неспокойной воды образуются пелитоморфные (микритовые) известняки средней глинистости. На диаграммах каротажа они отличаются высокими удельными электрическими сопротивлениями до 250 Ом · м и более, естественной радиа к живностью 3-4 мкР/ч, иногда до 6 мкР/ч, значениями = 160Л80 мкс/м.

Пласты известняков часто переслаиваются с тонкодисперсными глинами.

При слабом и умеренно подвижном гидродинамическом режиме наблюдается укрупнение зерен в структуре карбонатов, в связи с чем снижается их удельное электрическое сопротив-^ ление до 100-150 Ом*м. Возрастает глинистость, что сказывается на увеличении естественной и снижении вторичной гамма-активности.

В зоне разрушения волн формируются карбонатные породы с гравийно-песчаной размерностью зерен и небольшим содержанием микрита. Если пространство между зернами заполнено Рис. 11. Геофизическая характеристика известняков:

1 - аргиллит; 2 - известняк с межзерновой пористостью; 3 - мергель глиной, то породы имеют сравнительно низкие удельные электрические сопротивления (60-80 Ом*м) и повышенную естественную радиоактивность (6-8 мкР/ч). При заполнении пор песчано-алевритовым материалом известняк становится коллектором с поровой емкостью и характеристикой на кривых каротажа, близкой к песчаным породам. Таким образом, методами каротажа с некоторой долей вероятности можно восстанавливать гидродинамический режим моря в период осаждения карбонатных пород. Этот вопрос требует дальнейшей разработки.

Пример геофизической характеристики известняков с зерновой поровой структурой приведен на рис. 11. Продуктивный пласт (интервал 2945-2927 м) имеет удельное электрическое сопротивление 50-120 Ом *м, форма кривой зондирования выположенная, сопротивление зоны фильтрации 10-20 Ом*м, диаметр зоны фильтрации 2d. Естественная радиоактивность Iy - 4 мкР/ч, значения Iny завышены за счет газа в зоне проникновения. Все методы, включая кривую акустического каротажа, фиксируют характеристики, подобные песчаным породам.

По характеру вторичного порового пространства различаются трещинные и кавернозные карбонаты. В природе чаще всего встречаются смешанные типы пор. Соотношение типов пор и характер их насыщения определяют удельное электрическое сопротивление породы и его изменение в радиальном направлении, а также показания нейтронного гамма-каротажа.

Расчетные кривые изменения удельного электрического сопротивления и / п у от соотношения пор разного типа показывают, что при межзерновой пористости ниже 5% трещинная емкость снижает сопротивление блока (рбл) от 2 до 8 раз, однако сопротивление водонасыщенной породы с трещинной емкостью все еще остается высоким. По мере роста межзерновой емкости снижается сопротивление пород и влияние на него проводимости трещин. При &п.бл > > 10% рп.бл^.т 1. Увеличение пористости на десятые доли процента не изменяет показаний на кривых НГК. Поэтому трещиноватые известняки с небольшой межзерновой емкостью характеризуются снижением сопротивления при неизменной величине. Если трещины заполнены нефтью или газом, по данным ГИС они могут быть обнаружены только по кривым МБК, записанным спустя более 5 сут с момента вскрытия пласта.

Известняки, содержащие изолированные каверны, с плохой гидродинамической и электрической сообщаемостью характеризуется высокими значениями рп и пониженными.

Водонасыщенные породы, содержащие каверны, соединенные трещинами, отличаются закономерным снижением сопротивления по мерс роста объема трещинной каверновой и межзерновой емкости. Соответственно закономерно снижается иу.

На рис. 12 показана геофизическая характеристика известняков с каверново-трещинной пористостью, типичным представителем которых являются закарстованные карбонаты, образовавшиеся в результате длительного действия на них пластовых вод. По комплексу ГИС они отличаются низкими ( Ом *М) удельными электрическими сопротивлениями, резким снижением /«у при низкой стабильной естественной радиоактивности (/у = 3 мкР/ч) и большой степени разрушаемости горных пород при бурении скважин.

Несколько иные геофизические показатели наблюдаются в известняках, содержащих микрокаверны, образовавшиеся в результате процессов доломитизации. Этим породам также, как и известнякам с зернистой структурой, свойственны изменения формы кривой зондирования в зависимости от насыщения флюидом или газом, плохая корреляция значений пористости, определенных по керну и акустическому каротажу, что позволяет диагностировать карбонатные разности в разрезе.

Остальные показатели зависят от степени сообщаемости каверн.

Мергели отличаются на диаграммах5 каротажа переходными характеристиками от микритовых известняков к глинам. В зависимости от степени карбонатизации изменяется удельное электрическое сопротивление, естественная радиоактивность, Рис. 12. Геофизическая характеристика карста:

1 - карст; 2 - известняк хемогенный значения /,^, мергелей и степень размываемости стенки скважины в интервалах их залегания.

Среди рифогенных известняков по данным ГИС четко различаются два типа пород: рифовые постройки и породы, сложенные продуктами их переотложения. По комплексу геофизических исследований скважин рифовые тела имеют следующие отличительные характеристики: низкую (1- мкР/ч) естественную радиоактивность и нерасчлененную кривую ГК, слабо расчлененные кривые НГК и электрического сопротивления, / в пределах 100-300 Ом*м. Проницаемые зоны, имеющие повышенные емкостные свойства, отличаются снижением вторичной гамма-активности и сопротивления, глубокой зоной проникновения фильтрата промывочной жидкости в пласт и повышенными (более 180 мкс/м) значениями интервального времени. В целом проницаемые зоны в рифовом теле - это, как правило, каверновые коллекторы с неравномерно распределенными пустотами по объему породы, с неравномерной их сообщаемостью между собой. Подобно описанным выше каверново-поровым известнякам им свойственны различная степень дифференциации кривых КС, НГК, AK. Отличительной чертой рифовых известняков является низкая (почти нулевая) глинистость (см. гл. 4).

Продукты разрушения рифового тела, развитые в предрифовой и чаще зарифовой (прибрежной) зоне шельфа, представлены обычно органогенным, детритом, в разной степени консолидированным. Если породы рыхлые, либо слабо сцементированные, водонасыщенные, им свойственны низкие значения удельных сопротивлений (2-5 Ом*м), отсутствие зоны проникновения, либо небольшие их диаметры (до 2 d c ), значения AT (в зависимости от пористости) от 220 до 260 мкс/м. В случае их уплотнения (повышенной цементации, плотной упаковки тонкого детрита с примесью глины и др.) растет сопротивление, но величина. остается в пределах 240 мкс/м, что свидетельствует о "мягкости" вскрываемых пород. СкЪрость распространения упругих колебаний в плотном рифовом теле высокая, порядка 6000-6800 м/с ( = 165-150 мкс/м).

1.3. ЭВАПОРИТЫ В процессе выпаривания из природных вод осаждаются соли, называемые эвапоритами. Они представляют самостоятельную группу природных осадочных образований гидрохимического происхождения. Образование эвапоритов происходит в мелководном бассейне, отделенном от моря сушей, в котором Испарение происходит в полуизолированных от моря условиях.

Обычная морская вода недонасыщена по отношению ко всем эвапоритовым солям. При возрастании ее концентрации за счет испарения происходит осаждение солей в такой последовательности: кальцит, гипс, галит, эпсомит, каинит, сильвин, карналлит, бишофит, борат магния. Непосредственного выпадения ангидрита из морской воды никогда не наблюдалось. Гипс осаждается в очень соленых рассолах. При захоронении глубже 1 км он становится нестабильным и переходит в ангидрит.

По химическому и минералогическому составу эвапориты делятся на две группы: бессульфатные (хлоридные) и сульфат-;

ные. Породы бессульфатного типа состоят из минералов: галита;

(NaCl)1 сильвина (КС!), карналлита (KMgCh46Н2О), бишофита (MgCl2'6H20). В минеральном составе пород сульфатного типа основную роль играют сульфатные минералы кальция, калия и магния, такие как гипс-ангидрит (CaS04), полигалит и др.

По структурным особенностям соляные породы делят на| микрозернистые (величина зерен < I мм), мелкозернистые} (размер зерен от 1 до 3 мм), среднезерн истые (размер зерен от 3 до 5 мм), крупнозернистые (величина зерен от 5 до 10 мм) и| гигантозернистые (размер зерен > 10 мм). Структурно-текстурные особенности соляных пород обусловлены этапами формирования соляных отложений и отражают стадийность их преобразования. Наиболее распространенной из первичных текстур в соляных породах является массивная и слоистая.

Слоистость отражает годичные и сезонные изменения в процессе отложения осадков. Вторичные структуры и текстуры, возникающие в последующие стадии диагенеза и эпигенеза, иногда полностью преобразуют породу (полная перекристаллизация, частичное наложение вторичных структур на первичные и т.д.).

Для соляных пород характерны примеси глинисто-алевритовой, реже - песчаной фракции, борные минералы (чаще всего среди сульфатных пород), обломки эффузивов.

Геофизическая характеристика бессульфатных (соляных) пород зависит от их минералогического состава и от примесей, которые формируют показания на кривых гамма-каротажа и электрометрии прискважинной зоны. Соляные породы являются диэлектриками. Низкие сопротивления, фиксируемые малыми зондами Б К З, возникают вследствие проводимости промывочной жидкости, размывающей соль в процессе бурения.· В результате в интервалах,залегания пластов соли обычно наблюдается большая кавернозность стенки скважин. Естественная радиоактивность галита и бишофита низкая ( I y - 1-2, мкР/ч), а сильвина и карналлита высокая (до 10-12 мкР/ч) за счет присутствия в кристаллической решетке изотопа 40 K.

Вторичная радиоактивность соляных пород вызвана ионами Cl, имеющими большой радиус захвата гамма-квантов.

Солесодержащие образования (песчаники, известняки) сравнительно легко выделяются в разрезе по диаграммам каротажа. Им свойственны удельные электрические сопротивления 25-100 Ом *м, иногда достигающие 300 Ом*м, значения вторичной гамма-активности от 2,2 до 5 усл.ед., небольшая естественная радиоактивность пород до 2 м к Р / ч и для песчаных разностей размывы стенок скважины до 40-50 см, увеличивающиеся во времени. Последние объясняются вымыванием соли, являющейся цементирующим веществом в песчанике, что приводит к разрушению породы в прискважинной зоне.

Из сульфатных пород в нефтегазоносных бассейнах чаще всего встречаются ангидрит, реже - гипс. Эти породы также диэлектрики, они очень плотные и не содержат радиоактивных компонентов, поэтому УЭС превышает 500 Ом-м, a Iy < мкР/ч.

Гипс, а также загипсованные известняки, отличаются по комплексу ГИС несоответствием показаний электрического и нейтронного гамма-каротажа: приуОл = ЮОООм -м/ду= 1,2г1, усл. ед., в результате чего интервалы с подобной характеристикой иногда ошибочно относят к продуктивным. Высокие показания 1пу здесь обусловлены наличием химически связанной воды.

1.4. ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ К вулканогенно-осадочным породам относятся породы, частично состоящие из продуктов вулканизма. Они делятся на три группы: обломочные, хемогенные, смешанного состава.

Обломочные породы в свою очередь делятся на тефрогенные, вулкано-терригенные, гиалокластические, туфогенные.

Тефрогенные породы состоят в основном из перемытой тефры (тефра - пепел) и являются продуктами эксплозий, которые подвергались быстрому окатыванию и сортировке (например, пемзовая галька на берегах р. Камчатки). Тефра может быть основного,среднего или кислого состава.Обычно тефрогенные породы состоят из обломочного материала, компоненты которого соответствуют одному расплаву, но встречаются также смеси.

Вулкано-терригенные породы возникают при размыве вулканических построек - лав, тефры разного состава. Исходный материал может быть как однородным, так и полимиктовым.

• Разнообразны также структура и текстура этих пород.

Гиалокластогенные породы состоят из осколков базальтового стекла, обломков базальта. Они возникают в результате быстрого охлаждения и растрескивания базальтовой лавы, либо при гидромагматических эксплозиях, продукты которых переотложены и перемыты. Окатанность и сортировка материалов различные: гелиокластогенные песчаники и алевролиты образуют стратифицированные пласты, в которых появляется сортированность и слоистость. Основным породообразующим материалом является базальтовое стекло, базальтовые литокласты (основные плагиоклазы, пироксены, оливин).

Осадочный вулканогенный материал в седиментационной обстановке может примешиваться к терригенному, и образовывать породы смешанного состава, например, глинистый вулканомиктовый песчаник, терригенно-тефроидный конгломерат й т.п. Смешанные пирокластоосадочные породы называют туффитами.

Туффиты (или туфогенные породы) включают большой спектр пород, отличающихся гранулометрией и составом терригенного и пирокластического (раздробленного вулканического) материала. Различают туфоконгломератыдуфопесчаникн, туфоалевролиты, туфоаргиллиты. По структуре и текстуре породы похожи на тефрогенные, вулканомиктовые.

В результате вулканической деятельности на земную поверхность поступает много разнообразных веществ в виде летучих соединений и растворов (Cu, HCl, HF, СО2, Si, Al, Fe и др.).

Большая часть этих продуктов рассеивается, однако в определенных условиях они могут принимать участие в седиментации, образуя смеси с осадочным материалом, а также самостоятельные (иногда рудоносные) накопления. Эти породы некоторые исследователи относят к хемогенным.

Из вулканогенных осадочных пород нам известна геофизическая характеристика туффитов, в состав которых входят вулканогенные породы кислого состава. Главной особенностью этих пород является их повышенная радиоактивность, которая проявляется на диаграммах PK одинаковой направленностью кривых ГК и НГК, что позволяет однозначно опознавать их по данным ГИС. В остальном геофизическая характеристика туффитов такая же, как и обломочных терригенных пород - конгломератов, песчаников, алевролитов, аргиллитов.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ УСЛОВИЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

ПО КОМПЛЕКСУ ГИС

Процессы осадконакопления формируют лицо (facie) породы, по которому можно определить ряд важных обстоятельств ее образования, таких, например, как природу материнских пород по минералогическому составу, степени геохимических преобразований породообразующих минералов и цементирующего вещества, динамику транспортирующих потоков по окатанности и раздробленности зерен, механизм накопления осадков по сортировке, структуре породы, удаление области седиментации от береговой полосы и ее миграцию по латеральному и горизонтальному распределению литотипов и многое другое. Почему и в какой мере процессы осадконакопления отражаются в диаграммах геофизических исследований скважин? Прежде всего потому, что комплексный анализ физических свойств, таких как электрическая, акустическая проводимость и анизотропия, плотность, водородосодержание, радиоактивность и разрушаемость, поляризуемость позволяет разделять толщу пород на разные по физическим свойствам пласты с большой детальностью, а выявленные закономерности между физическими и минералого-петрографическими свойствами дают возможность с такой же детальностью определять литотипы и их минералого-структурные характеристики (см.

гл. 1).

Дело в том, что степень информативности методов каротажа растет по мере увеличения их количества в прогрессии, близкой к геометрической. Действительно, если рассчитать по известной формуле С = —;—— групп определенного числа геофизических параметров, и считать, что каждая из групп несет определенную информацию, можно определить как растет информативность каротажа при и = 9, т. =A С $ = 126, т.е. в последнем случае получаем 126 пар параметров, содержащих определенные сведения о изучаемом объекте. Поэтому если при помощи методов стандартной электрометрии и ПС в благоприятных случаях можно определить границы залегания всего лишь семи видов литотипов (песчаник, алевролит, глина, известняк, соль, ангидрит), то при использовании полного комплекса ГИС, как показано в гл. 1, можно определить до 30 их разновидностей.

Приведенные простые расчеты наглядно показывают, что в комплексе ГИС содержится огромная информация, большую часть которой мы еще не умеем извлекать. Вероятно в этом содержится будущее ГИС, особенно при умелом использовании электронно-вычислительной техники. Задача, очевидно, состоит в том, чтобы выбор методов был всегда направлен на выявление разных свойств пород.

Вторым важным моментом, способствующим седиментологическому анализу по данным геофизических исследований скважин, является непрерывность информации о прдцессе осадконакопления, содержащейся в диаграммах каротажа.. Она позволяет следить за изменением литологической характеристики с детальностью, сопоставимой с геологическими наблюдениями в обнажениях горных пород, а иногда и превышающей их. Кроме того, комплекс диаграмм каротажа дает возможность наблюдать изменение текстуры породных ассоциаций по вертикали, перерывы в седиментации, цикличность от микро- до макроциклов и другие особенности разреза, которые трудно увидеть даже в обнажениях.

Итак, определим круг известных нам в настоящее время генетических показателей горных пород, которые можно определять по отмеченному выше комплексу геофизических исследований скважин (см. гл. 1). Это прежде всего литотипы и их керегенезы, структура и текстура песчаников и глин» текстура сообществ пород (слоистость, частота и относительная скорость смены фаций), перерывы в осадконакоплении, цикличность.

В предшествующей главе показана возможность детального литологического расчленения разрезов по комплексу геофизических скважинных материалов, подкрепленных керном, которое способствует выявлению парагенезисов литотипов. Из них однозначно опознаются по комплексу ГИС: аркозовые и граувакковые песчаники, уголь, углистые аргиллиты, сухарные глины (континентальные отложения); соль, гипсы, ангидр и т ы, солесодержащие п е с ч а н и к и, г и п с о а н г и д р и т о в ы е аргиллиты (лагунные отложения) ; известняки, доломиты, маргели, мел (морские осадки); туфы, туффиты, туфопесчаники (вулканокластические осадки). Образование других литологических разностей, таких например, как кварцевые и кварц-полевошпатовые песчаники, алевролиты, глины (аргиллиты)" гидрослюдисто-монтмориллонитового состава, могло происходить и. в континентальных, и в мооских обстановках.

Большую информацию об условиях седиментации песчаноалевролитовых и глинистых пород несет анализ структурных и текстурных их особенностей.

Из структурных особенностей обломочных пород методамй каротажа можно определить гранулометрический состав песчаников и алевролитов, а также степень дисперсности глин.

Совместный анализ данных керна и каротажа (см. гл. 1) позволил установить, что изменение среднего диаметра зерен (JXpy песчано- алевритовых пород на диаграммах электрометрии, записанных экранированными зондами (БК, МБК), отражается в виде дифференциации кривых сопротивления, рост которого обратно пропорционален Dcр. Объясняется это тем, что показания на кривых БК и МБК в водонасыщенных участках разреза обусловлены емкостными и фильтрационными свойствами, связанными, в основном, с размером зерен частиц породы и их сортировкой [20]. Такое явление позволяет определять один из важнейших генетических показателей характер слоистости песчано-алевритовых отложений.

Различают трансгрессивный тип градационной слоистости, когда размер зерен песчаника убывает вверх по разрезу, и регрессивный тип - при обратной закономерности распределения частиц в породе [4, 19, 25]. На диаграммах электрометрии, записанных зондами БК и МБК, в первом случае наблюдается рост сопротивления по вертикали, во втором - его уменьшение.

Структура и минералогический состав глинистых пород в благоприятных случаях (большая мощность) также могут служить показателем условий седиментации. Так, по нашим наблюдениям, в пределах нефтегазоносных районов Украины, Северо-Западного Предкавказья, Западной Сибири глинистые породы, образовавшиеся в континентальных условиях, по данным каротажа характеризуются, как правило, повышенными (на 2-20 Ом *М) ПО сравнению с морскими глинами значениями удельных электрических сопротивлений. Причина столь существенного различия в сопротивлениях заключается в структуре (примесях песчано-алевритового материала), степени дисперсности, а также минералогическом составе глин.

Континентальные глины содержат обычно значительное количество песчано-алевритовой фракции, органических остатков и менее дисперсны. Минералогический состав их определяется материалом областей сноса, а также климатическими условиями осадконакопления. В аридных и нивальных условиях преобладает хлорит, гидрослюда, в гумидных - терригенный каолинит [30]. Все перечисленные факторы способствуют повышению удельного электрического сопротивления пород ( см.

гд. 1). Аномально высокими (20-30 Ом *м) удельными электрическими сопротивлениями характеризуются сухарные глины.

Они состоят из каолинита, синтезированного из природных растворов в континентальных (озерно-болотных гумидного литогенеза) условиях [30]. Присутствие в разрезе сухарных глин уверенно диагностируется по комплексу ГИС (см. гл. 1) и является надежным показателем континентального происхождения осадков.

Глинистые осадки приконтинентальной части морей и океанов формируются, в основном, из взвесей, поступающих с речными стоками прилегающего континента. Они высокодисперсны, не содержат примеси песчано-алевритового материала, или содержат его в небольших количествах, сложены, в основном, гидрослюдой, глауконитом,.монтмориллонитом в разных соотношениях [19, 25, 26, 30]. Из перечисленных минералов повышенной электрической проводимостью отличаются глауконит и монтмориллонит. Большие концентрации глауконита в составе пород возможны в условиях интенсивной аутигенной переработки первичного материала, что характерно для морских осадков. Монтмориллонитовый состав глин, который преобладает в морских отлолсениях, способствует снижению их электрического сопротивления, естественной радиоактивности, а также повышенной разрушаемости в процессе бурения.

Еще одним показателем условий седиментации глинистых пород является их естественная радиоактивность. Она формируется при действии двух факторов: присутствия радиоактивных минералов, связанных с материалом кор выветривания, или измельчением коренных пород; с концентрацией органического вещества в составе глин, отложенных в остановках с застойным гидродинамическим режимом (болота речных долин и надводных частей дельт, застойные иловые фации лагун и авандельт, пелагические фации с апоксидным, бескислородным режимом и т.п.).

В.Н. Дахновым (1956 г.) отмечалась повышенная радиоактивность глинистых пород морского глубоководного происхождения - глобигеринского, радиолярневого илов и тонкодисперсных битуминозных глин. К числу возможных причин их радиоактивности автор относил восстановительный характер среды, в условиях которой происходит выпадение урана из растворов. Повышенная радиоактивность морских- глин отмечается также другими авторами.

Однако наши наблюдения показывают, что для глинистых пород морского происхождения характерна, как правило, сравнительно низкая радиоактивность J y ^ 12 мкР/ч. По-видимому из этого правила есть исключения, например обогащенные органическими остатками высокорадиоактивные глины на границе понта и меотиса Западно-Кубанского прогиба, бажениты Западной Сибири, маркирующие горизонты вулканического пепла в морских глинах и т.д.

Важным генетическим признаком является текстура сообществ пород, которая выражается в образовании слоев, отличен ющихся по литологическому составу, либо благодаря наличию слоевых швов, как результата перерыва в седиментации. Каждому слою или шву отвечает определенная обстановка в осадконакоплении. Слоистость возникает в результате смены фаций или гидродинамического режима осадочных потоков. Мощность и протяженность отдельных слоев могут быть различными.

Для характеристики слоистости породых ассоциаций (стратиграфических комплексов, продуктивных горизонтов и т.п.) достаточно вычислить среднюю мощность пластов (IIL) в заданном интервале, используя для этого кривые бокового микрокаротажа:йь = ^ h i Z n t где - число пластов. При h i > 4 м текстура сообществ пород относится к грубослоистой, что характерно для морских условий седиментации (авандельты, пляжи, шельф); если 4 м > Л/, > 2 м, текстуру называем среднеслоистой. Тонкослоистая текстура чаще всего встречается в континентальных (реки, озера, болота) и в прибрежно-морских условиях (надводная дельта). Микрослоистые разрезы Vil < 0,8 м) характеризуют либо крайне неустойчивый режим осадконакопления (например, флиш), либо дистальные области дельт при мелководном спокойном режиме (размывание песчано-алевро-глинистых частиц при условии слабо расчлененного рельефа).

По степени слоистости, а также по частоте смены литотипов (KL) В пределах стратиграфического комплекса, продуктивного горизонта, либо какого-либо другого объекта можно характеризовать устойчивость режима седиментации. Количественно Kl вычисляется по формуле: KL = QIL^)/H, где - доля мощности определенного литотипа в общей мощности H объекта.

Сравнительное постоянство в режиме осадконакопления (Kl > 0,8) свидетельствует о морских условиях седиментации объекта. Полифациальным разрезам свойственны KL < 0, [20].

Третьим параметром, характеризующим текстуру сообществ пород является резкость перехода одного литотипа в другой, которая обусловлена временным интервалом смены геологической обстановки. Она проявляется на диаграммах электрометрии (БК, МБК) в виде степени четкости границ определенных литотипов. Условно можно говорить о трех степенях четкости границ. Изменение в два раза удельного сопротивления пласта мощностью более 2 м на кривой МБК в интервале глубин 0,8-1 м можно классифицировать как первую степень четкости, свидетельствующую о сравнительно быстрой смене обстановки осадконакопления. Например, быстрая трансгрессия моря на диаграммах каротажа опознается по резкому контакту песчаника и глины или песчаника и известняка. Перерывы в осадконакоплении также фиксируются по резкой смене литотипов - изменению сопротивления глин в глинистой толще и т.п.

Вторая степень четкости границ характеризуется изменением вдвое сопротивлений на кривых МБК в интервале глубин от 1-4 м, что характерно для большинства разрезов терригенного осадконакопления континентальных формаций. Если же на кривых электрометрии, записанных экранированными зондами, наблюдается постепенный переход одного литотипа в другой (градационная слоистость), можно предполагать прибрежно-морской режим седиментации.

Важным признаком условий осадконакопления является Кцесч — 2 Лиесч/H. Преобладание песчано-алевритовых разностей над глинистыми в терригенном разрезе (КПесч > 0,5) свидетельствует о русле реки, устьевом, либо волноприбойном баре (Кпесч > 0,7) и т.п. Преобладание глинистых пластов в продуктивном горизонте (-Кпесч < 0, 3 ) свидетельствует об удалении от источника транспортировки песчаного материала (речки), что характерно для поймы, болот, дистальных областей баров, бассейновых фаций.

Комплексное осмысление перечисленных геофизических показателей является основой седиментологического каротажного анализа, который предполагает определенный уровень познаний в области седиментологии и каротажа. Поэтому, мы сочли целесообразным процесс описания анализа предварить кратким изложением основных понятий седименталогии, которые сосредоточены в монографиях [2, 4, 18 - 21, 26, 27, 29, 30, 35].

2.1. КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ОБСТАНОВКИ

ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

К континентальным относят отложения пустинь, временных и постоянных речных потоков (пролювия, аллювия), озер, ледниковых наносов. Из обширного перечня нам удалось характеризовать по комплексу ГИС лишь аллювиальные отложения, а именно пролювий, равнинный и пойменный аллювий.

2.1.1. Пролювиальная формация Пролювиальные отложения образуются в результате переноса водными потоками продуктов разрушения пород горных районов, либо областей активно растущих грабенов. Характерны для областей с расчлененным рельефом, особенно в аридных климатических зонах. Эпизодичность выпадения атмосферных осадков препятствует образованию постоянных водостоков. Редкие и кратковременные ливневые дожди способствуют формированию селей, гряземутьевых потоков, которые, вырываясь в межгорные долины, образуют конусы выноса, сложенные осадками подгорновеерного фаЦиального пояса. В межселевые периоды такие конусы питаются осадками, приносимыми горными реками. В пределах конуса выноса обломочный материал дифференцирован по размеру зерен следующим образом:

от вершины конуса к его подножью постепенно уменьшается размер зерна от галечного до лессовых суспензий. На самой периферии иногда откладываются алевро-глинистые осадки.

Обломочный материал обычно слабо сортированный и плохо окатанный. Минералогический состав пород разнообразен, так как слагается минералами материнских пород, еще не претерпевших существенных изменений.

На краях активно формирующихся грабенов образуются фандельты - это внедрение конусов выноса в близко расположенные водные бассейны. Распространение обломочного материала в морском бассейне может достигать нескольких!

километров. Для прибрежных зон характерна градационная!

Фации пролювия широко развиты в каменноугольных отложениях Днепровско-Донецкой впадины (ДДВ). Вдоль юго-западного борта развивающегося грабена в турнейское время у подножья выступов Украинского кристаллического массива!

накапливались пролювиальные отложения, образуя конусы^ выноса. В.прибрежно-морской полосе формировались фандель-| Типичным представителем подобных скоплений пролюви-| альных отложений является разрез Яблуновского газоконден-J сатного месторождения. Здесь вскрыта мощная толща терригенных и карбонатных отложений турнейского яруса.

Терригенные породы, к которым приурочены залежи углеводо-f родов, представлены конгломератами, гравелитами, полимик-| товыми песчаниками от крупно- до мелкозернистых разностей,] ожелезненными песчаниками, аргиллитами. Близкое расстоя- ние от области сноса - Украинского кристаллического массива!

- способствовало сохранению аркозовых песчаников с большими концентрациями, калиевых полевых шпатов, граувакков, микропегматитов и других разностей минералов и пород.

Подобное разнообразие минералогического состава обломочных пород способствует формированию аномальных харак-J теристик на кривых каротажа (рис. 13). Основной особенностью!

подобных разрезов является неодинаковая дифференциация!

кривых всех методов ГИС. Так, расчлененности кривых МБК| и БК не соответствует изменение показаний на кривой ГК. Это означает, что естественная радиоактивность пород не связана с их глинистостью. Это же подтверждается разными соотношениями аномалий ГК и НГК, не соответствующими общим I стандартам (см. рис. 13, интервал 4684-4664 м).

Второй особенностью пролювиальных отложений является i аномально высокая радиоактивность пород, превышающая в;

отдельных случаях 24 мкР/ч, что является следствием скопле- j ния минералов уранового ряда, калиевых полевых шпатов и | На рис. 13 показана геофизическая характеристика участка разреза турнейских отложений, по которой можно восстано-J вить картину колебания береговой линии в это геологическое!

время: в интервале 4732-4720 м залегает "железистая пачка",!

представленная пестроцветными аркозовыми песчаниками и | красноцветными аргиллитами, формирование которых можно| объяснить окислением в прибрежно-морской полосе обломочРис. 13. Геофизическая характеристика пролювиальных отложений (скв. Яблуновской площади).

Породы: 1 - песчаник, 2 - песчаник кварц-полевошпатовый, 3 - песчаник полевошпат-кварцевый, 4 - песчаник кварц-полевошпатовый ожелезненный, S - аргиллит, 6 - аргиллит гидрослюдисто-монтмориллонитовый, 7 - конгломераты, граувакки; структура пород: 8 - крупнозернистая, 9 - среднезернистая, 10 - мелкозернистая, 11 - пелитовая ных пород гранитного состава. Железистым песчаникам свойственна повышенная электропроводность, что позволяет выделять их в разрезе по сопротивлениям, не превышающим Ом*м даже в случаях 80 % нефтегазонасыщения. Поскольку в составе пород сохраняются определенные количества калиевых полевых шпатов, им свойственна также повышенная радиоактивность. Выше залегают конгломераты, также аномально радиоактивные, состоящие из обломков материнских гранитогнейсов. С глубины 4710 м пачка песчаников имеет четко выраженную градационную слоистость регрессивно-трансгрессивного типа (см. рис. 13, интервал 4710-4684 м). Здесь заметно снижение естественной радиоактивности пород; на сводных диаграммах комплекса ГИС показания соответствуют привычным стандартам, характерным для пород с нормальной естественной радиоактивностью, прослойки глин имеют низкое УЭС, повышенную разрушаемость. Все перечисленные показатели характерны для отложений морского генезиса [2, 20, 30].

Новый седиментационный цикл знаменуется снова отложениями конгломератов (интервал 4684-4666 м), которые сменяются по в е р т и к а л и п е с ч а н о - г л и н и с т ы м и п о р о д а м и прибрежно-морской формации (интервал 4666-4656 м). Подобное переслаивание пород, характеризующее колебания процесса формирования грабена, происходило до конца турне.

Мощности микроциклов колеблются от 2 до 10 м. Наблюдается тенденция роста во времени мощности песчаников в периоды морских трансгрессий (см. рис. 13, интервал 4646-4634 м) и продолжительность этих периодов. Представленный на рис. разрез характерен для образований фандельты.

Текстуры литом пролювиального происхождения отличаются грубослоистостью (hi; > 4 м, реже Hl > 2 м), степень песчанистости колеблется, в больших пределах (Кпесч = 0,8·?

г0,5) В литомах нередко наблюдаются чередования пород пролювиального происхождения с аллювиальными болотными, озерными, что создает полифациальные текстуры (KL ^ 0,5). В аридных зонах в условиях, аналогичных девону и дурнею ДДВ (рифтовая долина или грабенообразный внутриплатформенный прогиб), образуется латеральный фациальный парагенез: подгорный веер - веерная дельта - карбонатный шельф - отложения глубоководного веера выноса. В случае мелкозернистой веернообломочной субформации усиливается дифференциация кривых МБК в связи с уменьшением диаметра зерен, увеличением алевритистой и аргиллитовой компоненты в разрезе при одновременном росте концентрации растительной органики как в глинистых, так и в песчано-алевритовых породах, что повышает их естественную радиоактивность и снижает акустическую жесткость.

2.1.2. Равнинно-аллювиальная формация Аллювиальные равнинные отложения приурочены к речным долинам. На их формирование оказывает влияние множество факторов, таких как дебит речных потоков, рельеф местности, характер размываемых пород. Осадки в руслах равнинных рек отличаются от горных меньшим разнообразием минералогического состава, лучшей сортировкой и окатанноет ыо зерен породообразующих минералов, особой косой слоистостью отложений. Б долинах рек по течению крупность материала уменьшается. Русловые отложения сложены обычно хорошо промытым ритмично сортированным песчаным материалом с крупной косой слоистостью, с градацией зерен по мере заполнения речной долины от конгломератов, галечника, песчаника, алевролита до илистых отложений закрывающегося русла. Мощность осадков связана с глубиной реки и изменяется в пределах 10-30 м. Ширина речной долины достигает десятки километров. В плоских аллювиальных равнинах со слабым градиентом местности реки меандрируют, создавая врезы или так называемые меандровые бары.

Бары меандров также характеризуются утолщением снизу вверх размеров зерен породообразующих минералов, однако градационная слоистость имеет "гирляндно-лестничный" вид, что обусловлено частой перемежаемостью песчано-алевритового материала с прослоями иловых аргиллитов, образующихся на приподнятых участках аллювиальной долины.

Характерной особенностью аллювиальной равнины является параллельность фациальной зональности направлению движения основного осадочного потока (реки). Скорость этого потока, и, следовательно, его энергия, в среднем значительно ' ниже, чем те же параметры осадочных потоков горных и подгорных рек. Различие в скорости осадочного потока на поперечном профиле через аллювиальную долину определяет триаду фациальных зон: аллювиально-русловую (скорость и энергия потока максимальны), аллювиально-пойменную (медленное движение водной массы) и аллювиально-застойную (озерно-болотную), где линейное однонаправленное движение водной массы практически отсутствует [2, 4, 19, 25].

Состав и стоение пород аллювиально-русловой субформации зависят от климатических и тектонических условий области седиментации. Эти же факторы определяют характер латеральных связей между субформ а днями равнинного аллювия. Для отложений разветвленных рек характерно резкое преобладание в поперечном профиле речной долины руслового аллювия над аллювиально-пойменной и аллювиально-застойной субформациями, отлолсения которых редуцированы по объему. Русловый аллювий представлен здесь мощными пластами и пачками песчаников, сложенных отдельными крупными и мелкими линзами, слившимися в единое тело. Русловый аллювий меандрирующих рек образует крупные разобщенные песчаные линзы, залегающие среди глинисто-алевритовых пород поймы и озерно-болотной фациальной зоны [2, 4, 19, 25, 30].

Процесс диагностики генезиса аллювиальных песчаников и выявление закономерности их распространения покажем на примере нижневизейских отложений ДДВ.

Определение генезиса песчаников горизонта В19 на участке Анастасьевка-Гадяч (рис. 14, 15) осуществлялось по целому комплексу признаков. Данные ГИС были дополнены сведениями о структурных и текстурных особенностях пород, наличии в них растительных остатков, характера контакта слоев и т.д.

Каждый из признаков несет свою информацию о динамике водной среды, ее энергии, способе и длительности транспортировки обломочного материала, степени удаленности суши, климате и т.п. При изучении песчаников учтен весь комплекс признаков, так как только понимание их различных сочетаний позволяет наиболее объективно выяснить условия и среду осадкообразования.

Из всего объема скважин, каротаж и керн которых подвергался литолого-фациальному анализу, выделим лишь несколько, характеризующих разные обстановки осадконакопления.

По данным комплекса ГИС горизонт Bi9 в пределах Анастасиевского газоконденсатного месторождения представлен серией песчаных пластов, разделенных прослоями аргиллитов (см.

рис. 14). Их обычно нумеруют порядковыми номерами сверху вниз. На представленном рисунке показана каротажная характеристика этих пластов. По кривым бокового микрокаротажа можно судить об изменении размера зерен по вертикали: в интервале 4550-4545,5 м залегает тонкозернистый песчаник с повышенной глинистостью, который сменяется вверх по разрезу среднезернистым (4545-4542 м), затем наблюдается постепенная глинизация породы (см. рис. 14, кривая гамма-каротажа) и заканчивается разрез тонкозернистым песчаником и глиной с пелитовой структурой. Подобная структура видна и в песчаном пласте (интервал 4521-4515 м) с той лишь разницей, что от подошвы к кровле пласта его глинизация уменьшается. Между песчаными пластами залегает пачка глин и глинистых конгломератов (интервал 4539-4521 м).

Рис. 14. Геофизическая характеристика аллювиально-русловых отложений (скв. 73 Анастасьевской площади):

Породы: 1 - песчаник, 2 - песчаник кварц-полевошпатовый, 3 - песчаник глинистый, 4 - аргиллит гидрослгадисто-монтмориллонитовый, 5 - аргиллит, 6 - конгломерат, 7 - конгломерат глинистый; структура пород: 8 - крупнозернистая, 9 - среднезернистая; IO - мелкозернистая, Jl - тонкозернистая, 12 - пелитовая Рис. 15. Геофизическая характеристика отложений русел рек и заболоченных равнин (скв. 2 Гадячской площади).

Породы: 1 - песчаник, 2 - песчаник глинистый, 3 - песчаник алевритистый, 4 - песчаник полевошпат-кварцевый, 5 - алевролит, 6 - аргиллит, 7 - аргиллит гидрослюдистый, 8 - уголь; структура пород: 9 - среднезернистая, JO- мелкозернистая, 11 - тонкозернистая, 12 - алевритовая Третий и второй пласты псчаников имеют такой же характер слоистости, однако третий заканчивается глинистым конгломератом, а второй - пластом пелитовых глин. Первый пласт по структуре подобен четвертому, но последний более тонкозернист.

По структуре пород, неоднородной текстуре пачек, повышенной глинистости и радиоактивности представленный на рис. 14 комплекс можно отнести к аллювиально-русловым отложениям. Заиливание русел, периодический их возврат в точку наблюдения, а также присутствие в разрезе глинистых конгломератов указывают на слабо, меандрирующий тип палеорек. Рельеф местности был достаточно расчленен и площадь меандра небольшой, так как нет заболоченных равнин. Прослои глин пелитовой структуры и глинистых конгломератов свидетельствует о том, что эти породы отлагались по берегу реки.

В скв. 73 Анастасиевской площади поднят и детально изучен керн в интервале глубин 4503-4480 м. Песчаники в этом интервале разнозернистые, с уменьшением размеров зерен от подошвы (2-4 мм) к кровле (0,5-1 мм) пласта, плохо сортированные, наблюдается уменьшение размера зерен снизу вверх в каждом слойке. Границы слоев довольно четкие. Слойчатость косая, однонаправленная под углом 25-30 в подошве пласта и примерно 10-15° в ег0 кровле. В нижней части пласта обнаружены грубые обломки коры деревьев. В верхней части заметны следы заиления, песчаники постепенно переходят в алевролиты, а затем, в интервале 4479-4475 м - в аргиллиты с волнистой горизонтальной слоистостью, иногда штриховатослоистые, с обилием корешков растений, ориентированных вкрест напластования, и растительного детрита, расположенного по напластованию слоев. Песчаники подобного типа встречены в керне многих скважин Южно-Афанасьевской и Глинско-Розбышевской площадей.

Из приведенных описаний керна следует, что процесс седиментации терригенного материала происходил в условиях однонаправленного движения воды - об этом свидетельствует косая однонаправленная слоистость, иногда с клиновидным строением отдельных слойков, а также ориентировка наиболее крупных обломков по течению воды. Динамика и степень турбулентности вод были высокими, так как углы наклона серий очень крутые, а песчаный материал неотсортированный, разнозернистый (так называемый свал). Динамика потока с течением времени постепенно ослабевала, уменьшалась размерность зерен, углы наклона плоскостей седиментации вверх по разрезу песчаного пласта, появилась волнисто-горизонтальная штриховка слоистости. Интенсивность и направление водных потоков постоянно менялись. Об этом говорит послойная гранулометрическая сортировка (результат сезонности в накоплении осадков), изменение направления падений слойков. После отложения песчаников на их месте фиксируются явные признаки суши - корешки и обилие детрита растений, который на дальние расстояния транспортироваться не может.

Сочетание перечисленных параметров наводит на мысль, что отложение песчанного материала происходило в руслах палеорек, что подтверждает и дополняет выводы, полученные при интерпритации данных ГИС.

Южнее, в пределах Гадячской площади, каротажная характеристика горизонта Big несколько иная (см. рис. 15). В нижней части (интервал 4790-4764 м) горизонт представлен тонкослоистой неоднородной толщей, состоящей из переслаивания тонкозернистых песчаников, алевролитов, аргиллитов и углей. По текстуре пачек и парагенезису литотипов можно судить о том, что эти породы отлагались в условиях заболоченной равнины. В верхней части горизонта Big скв. 2 Гадячской площади встречен также песчаник (см. рис. 15, интервал 4756м) полимиктовый, для которого характерны изменение глинистости по вертикали (см. кривую ГК), разнозернистая структура, с преобладанием тонко-и мелкозернистых разностей (см. кривые МБК, БК). Описанные породы, по-видимому, формировались в условиях менее расчлененного рельефа, чем на Анастасиевской площади при меньшей скорости течения вод, ближе к берегу моря, т.е. в условиях подобных надводной дельте, однако еще здесь не было заметного влияния морских волновых процессов. В кровле горизонта Big наблюдаемого участка (см. рис. 15) образуется континентальный режим, о чем свидетельствуют пласты высокорадиоактивных глин и алевролитов.

Каротажная характеристика отложений речных долин серпуховского возраста в ДДВ показана на рис. 16. Скопления мелко-, реже среднезернистых кварц-полевошпатовых песчаников отличаются средней расчлененностью кривых МБК, что свидетельствует о достаточно хорошей сортировке зерен, изменениями естественной радиоактивности от 4 до 8 мкР/ч в зависимости от процентного соотношения кварца, полевых шпатов (см. рис. 16, интервал 3980-3966 м).

Попытаемся по каротажной характеристике аргументировать природу системы рек на участке Дорошевской площади.

Прежде всего отметим, что русло палеореки, пересеченное скв.