ГЛАВА I. Происхождение и изменения
карбонатных пород
СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ.
Карбонатными породами, как известно, нередко сложены значитель-ные по мощности толщи. Принято считать, что исходным материалом для образования карбонатных пород служили растворенные в водах соли каль-ция и магния. При избыточном количестве последних в водной среде они начинают выделяться в осадок чисто химическим путем, либо при погло-щении из водной среды живыми организмами эти соли попадают в осадок в виде карбонатных скелетных остатков.
Несомненным является наличие в этих породах трех генетических карбонатных составляющих: 1) биогенного, точнее органогенного, карбо-ната, преимущественно СаСО3 , в виде скелетных остатков различных ор-ганизмов и водорослей; 2) хемогенного карбоната, осажденного непос-редственно из водных растворов, и 3) обломочного карбоната, представ-ленного различными по размерам ( и форме ) обломками карбонатных по-род ( или уплотненных карбонатных осадков ). Количественные содержа-ния этих карбонатных составляющих в породах ( осадках ) могут варьи-ровать в очень широких пределах.
Соответственно процессы карбонатообразования могут быть органо-генными, хемогенными и чисто механическими.
Главными факторами физико - химических ( и гидродинамических ) условий, контролирующими осаждение карбонатов, являются:
1) состав вод седиментационного бассейна - общая их минерали-зация и солевой состав, поскольку растворимость карбонатов в разных растворах солей ( соответственно в водах различных водоемов ) будет различной;
2) газовый фактор - практически количество растворенной в водах свободной углекислоты (СО2 ), поскольку повышение или снижение его сдвигает карбонатное равновесие в ту или иную сторону, в частности, для СаСО3 : СаСО3 + Н2 О + СО2 Са(НСО3 )2 ;
3) температура и давление, изменение которых вызывает изменение содержания в водах свободной СО2 . Повышение температуры ( снижение давления ) способствуют удалению СО2 из водной среды и, следовательно, выделению карбонатов в осадок. Наоборот, при понижении температуры вод ( повышении давления ) растворимость СО2 в них возрастает, соот-ветственно повышается растворимость СаСО3 , что препятствует его осаж-дению;
4) щелочной резерв (рН) водной среды - для возможностей осадки карбонатов она должна быть щелочной, со значениями рН > 8, при этом не только в поверхностных, но и в придонных слоях бассейна, так как иначе отложения карбонатов вновь будут переходить из осадка в раствор;
5) гидродинамических режим водных бассейнов, который создается различными движениями вод - волновыми, течениями ( со всегда прису-щей им турбулентностью ) и в подчиненной степени приливно - отливными движениями и конвекционными потоками. Все эти переме-щения, перемешивая водные массы, меняют физико - химические условия в различных участках седиментационного бассейна. Кроме того, они вы-зывают горизонтальные переносы осевшего на дно карбонатного матери-ала, пока он еще не зафиксирован в осадок.
ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ И ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ
ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ - ПОРОД
Диагенетические изменения карбонатных осадков, так же как даль-нейшие эпигенетические преобразования уже литифицированных карбо-натных пород, во многом предопределяются условиями образования осад-ков - их вещественным составом и структурными особенностями.
В соответствии с представлениями Н. М. Страхова диагенезом мы будем называть все процессы, происходящие в осадке сразу же после его образования ( седиментации ) до момента полной его литификации и превращения в породу.
Различают стадии раннего и позднего диагенеза, хотя строгого кри-терия этого разграничения не существует. В раннем диагенезисе осадок представляет собой высокопористую, сильно обводненную, резко неурав-новешенную, неустойчивую многокомпонентную физико - химическую систему легкоподвижных и реакционноспособных веществ.
На стадии позднего диагенеза процессы изменения осадков значи-тельно замедляются и в конце ее осадок достигает состояния внутренне уравновешенной системы, т. е. превращается в породу.
Дальнейшие изменения возникшей породы относятся уже к стадии эпигенеза. Можно различать эпигенез "прогрессивный" и "регрессивный ". Для первого Н. Б. Вассоевич в 1957 г. предложил название " катагенез ", получивший широкое распространение. В катагенезе преобразования по-род происходят при постепенном погружении их на большие глубины. В условиях заметного возрастания температуры и давления породы, почти не меняя минеральный состав, испытывают значительное региональное уплотнение. Следствием его является перекристаллизация карбонатного материала ( укрупнение зерен ) с возможным образованием сложных, зубчатых контактов зерен. Имеющиеся в карбонатных породах поры, а также трещины при наличии в разрезах глинистых пород могут заполняться водами, при региональном уплотнении отжимаемыми из глин в больших количествах. Возможно " катагенетическое проникновение " в карбонатные породы вод и другого происхождения, в том числе эндогенного.
Процессы, которые могут происходить в карбонатных осадках в диагенезе и в карбонатных породах в эпигенезе, весьма сходны. К ним относятся уплотнение, цементация, доломитизация, перекристаллизация, сульфатизация, выщелачивание и др.
УПЛОТНЕНИЕ И ЦЕМЕНТАЦИЯ.
Общеизвестно, что уплотнение осадков в диагенезе связано с отжи-манием из них захороненных вод, которое происходит в основном под влиянием все возрастающей нагрузки перекрывающих отложений. Естес-твенно, уплотнение осадков приводит к уменьшению их влажности, воз-растанию их плотности и, главное, к сокращению их пористости. По дан-ным Р. Миллера, для осадов в целом характерны значения плотнос-тей менее 2 г/см3 и пористости более 30 %. Значения соответственно рав-ные 2 - 2,2 г/см3 и не менее 30 %, отвечают уже состоянию породы, а не осадка.
Сведения о характере уплотнения карбонатных илов в диагенезе ограни-ченны и неоднозначны. В большинстве случаев оно признается значи-тельным, и, главное, происходящим очень быстро . При этом счи-тается, что основное уплотнение карбонатных илов происходит в их са-мых верхних слоях мощностью до 0, 5 - 0, 6 м. У. Х. Тафт указывает, что современные карбонатные осадки Флоридского залива наиболее значительно уплотнятся, судя по уменьшению их влажности, в верхнем ( 15 - 30 см ) слое.
Некоторые исследователи ставят карбонатные породы по способ-ности к диагенетическому уплотнению на второе место после глин или рядом с ними. Значительным уплотнением и быстрой лити-фикацией объясняется основная потеря карбонатными осадками первона-чальной высокой пористости. В современных карбонатных осадках она составляет в среднем 60 - 70 %, что резко контрастирует с пористос-тью древних карбонатных пород, которая обычно имеет значения около 2 - 3 % и менее, а в карбонатных пластах - коллекторах, содержащих залежи нефти и газа, в среднем 8 - 10 % и менее.
Однако существуют мнения о том, что в потере первоначальной пористости карбонатных осадков решающую роль играло не уплотнение, а " цементация ", т. е. процессы минерального карбонатообразования . При этом отмечается, что потеря пористости карбонатными осадками, в частности писчими мелами, является прямой функцией глубины их погружения ( исключая случаи возникновения в пластах АВПД, внедрения нефти или проявлений тектонических напряжений) . Таким образом, фактически и здесь на лицо влияние на карбонатный осадок все возрастающей с глубиной нагрузки ( давления ), т. е. уплотнения.
Таким образом, в разных типах карбонатных пород уплотнение будет проявляться по - разному, соответственно по - разному отражаясь в изменении ( снижении ) первоначально высокой пористости осадков. Наиболее резко сказывается уплотнение на пелитоморфных карбонатных илах, значительно меньше - на карбонатных осадках, состоящих в основном ( 40 - 50 % и более ) из форменных карбонатных образований; слабо подвергаются уплотнению карбонатные " осадки " - продукты различных прижизненных органогенных построек.
ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ.
Перекристаллизация - процесс роста кристаллических зерен, т. е. увеличение их размеров, которое согласно общепринятым определениям происходит без изменения их минерального состава. Однако в последние годы к перекристаллизации относят также и укрупнение зерен, происхо-дящее при переходе неустойчивых метастабильных модификаций СаСО3 ( арагонита и высокомагнезиального кальцита ) или СаСО3 * MgCO3 ( каль-циевого доломита, или протодоломита ) в устойчивые низкомагнези-альный кальцит и доломит.
В диагенезе перекристаллизация происходит за счет частичного растворения и переотложения растворенного карбоната в осадке иловыми водами. В эпигенезе она обусловлена в большей степени растворяющим влиянием давления ( при катагенезе ) либо воздействием циркулирующих в породе вадозных вод ( при регрессивном эпигенезе ). Общим правилом растворения является лучшая растворимость более мелких зерен, за счет которой и растут зерна, относительно более крупные.
Результатом диагенетической перекристаллизации служит частичное или полное преобразование пелитоморфной (коллоидной, тонкозернистой ) карбонатной массы в мелкозернистую. Условно размер возникающих зерен ограничивается пределом 0, 05 мм. Как правило, диагенетическая, особенно раннедиагенетическая, перекристаллизация, происходящая в заметно обводненном осадке, носит более или менее равномерный характер.
Оценки роли перекристаллизации в изменении пористости пород противоречивы. Как считают Г. А. Каледа и Е. А. Калистова, в большинстве случаев перекристаллизация снижает пористость, но иногда приводит к ее возрастанию. По мнению же К. Б. Прошлякова и др. , она увеличивает емкость известняков и доломитов.
Очевидно, влияние перекристаллизация на пористость в общем случае может выражаться по - разному:
1) пористость не будет меняться, если происходящее при перекрис-таллизации частичное растворение и переотложение карбонатных веществ будет сбалансированным;
2) пористость может ухудшаться при возникновении компактного сложения карбонатной массы, что довольно распространено при процес-сах диагенетической перекристаллизации;
3) пористость может возрастать в тех случаях, когда растворение карбонатного материала преобладает над переотложение, т. е. растворен-ный карбонат частично удаляется из породы ( случаи, более типичные для эпигенетической перекристаллизации ).
ДОЛОМИТИЗАЦИЯ.
Доломитизация, которой подвергались известняки, может быть диагенетической и эпигенетической. Раннедиагенетическая седимента-ционно - диагенетическая доломитизация известковых илов, как уже ука-зывалось выше, один из наиболее вероятных и наиболее распространен-ных путей формирования доломитов и первичных известково - доломи-товых пород. Возникающий при этом доломит может быть как мелко-, так и тонкозернистым, с зернами ( соответственно 0, 01 - 0, 05 и менее 0, 01 мм ), имеющими большей частью неправильные, изометрично - округленные или ромбоэдрические очертания.
На более поздних этапах раннего диагенеза - в позднем диагенезе формируются относительно более крупные зерна доломита, размерами до 0, 05 и частично до 0, 1 мм. В силу того, что доломит обладает более высокой кристаллизационной способностью, чем кальцит, зерна большей частью имеют отчетливую форму ромбоэдров.
Раннедиагенетический доломит, формируясь в рыхлом осадке, распределяется в известковой массе более или менее равномерно. При этом нередко в породах с комками, оолитами и другими подобными карбонатными форменными образованиями последние сложены тонко- и мелкозернистым кальцитом и доломитом одновременно, как без резкого обособления их зерен, так и с раздельными преимущественными концентрациями их в отдельных участках или концентрических слоях.
Более поздний диагенетический доломит обнаруживает наклонность к избирательному развитию в отдельных участках тонкозернистой известковой массы. Нередко мелкие доломитовые зерно внедряются в переферийные участки скелетных осадков и других форменных образований ( рис. 6).
При эпигенетической доломитизации известняков зерна доломита чаще всего имеют размеры более 0, 1 мм ( до 1 - 2 мм и более ) и распределяются в известковой массе неравномерно. Обычно они имеют ромбоэдрическую форму , нередко обладая зональным строением. Иногда содержат микровключения кальцита. Они развиваются как в зернистой известковой массе, так и в остатках фауны и в других форменных образованиях, по периферии и внутри их ( рис. 7 ).
ВЫЩЕЛАЧИВАНИЕ.
Выщелачивание - это процессы растворения веществ, сопровожда-емые выносом растворенных компонентов. В породах она находит отраже-ние в образовании различных по форме и размерам пустот выщелачи-вания. Выщелачиванию могут подвергаться как карбонатные осадки (диагенетические ), так и карбонатные породы эпигенетическое ).
Диагенетическое выщелачивание карбонатных осадков в целом является довольно ограниченным. Условия их заметной обводненности, малой подвижности иловых вод и замедленности диффузионных перемещений веществ создают обстановку для преобладания в осадках процессов растворения, сопровождаемого местным, локальным переотложением растворенных компонентов.
Эпигенетическое выщелачивание в противоположность диагенетическому может приводить к весьма существенным изменениям пористости карбонатных пород и практически оказывает весьма сильное влияние на формирование их коллекторских свойств. Эпигенетическое выщелачивание обусловлено циркуляцией по карбонатным породам относительно быстро движущихся, агрессивных по отношению к ним вод, будь то воды ювенильные или наиболее распространенные вадозные. Естественно, что циркуляция последних возможна лишь при нахождении карбонатной породы в поверхностной или приповерхностной зоне, независимо от того, оказались ли породы здесь уже пройдя стадии. катагенеза, либо сразу же после катагенеза. В породах смешанного известково - доломитового состава различное сопротивление растворению могут оказывать кальцит и доломит, поскольку растворимость последнего ( при равных прочих условиях ) значительно ( в 24 раза ) меньше. По всей вероятности, по - разному будут реагировать на воздействие вод также и форменные образования различной степени плотности и т. п. И наконец, селективное растворение карбонатных пород, очевидно, будет зависеть от характера ( состава ) циркулирующих вод и его изменений.
Результатом эпигенетического выщелачивания является возникнове-ние пустот самых различных размеров: от мелких пор ( до 1 мм ) и каверен ( более 1 мм ) до крупных карстовых полостей, измеряемых метрами. Фор-ма пор и каверен неправильная, округло - изометрическая, удлиненная, щелевидная, заливообразная и т.д.
Встречаются пустоты, сохранившиеся от выщелачивания различных некарбонатных минеральных выделений ( ангидрит, галит и др.), с релик-товыми очертаниями их кристаллических форм.
Распределение вторичных пустот выщелачивания в карбонатных породах, как правило, весьма неравномерное, рассеянное, пятнистое, полосчатое, линейное и т.д. Иногда они различаются внутри минеральных трещин и стилолитов, часто развиваются по ходу открытых микротрещин
( рис. 12).
Суммарный объем пор и каверин выщелачивания, если они не под-верглись позднейшему " залечиванию " минеральными новообразовани-ями, может быть значительным. Обусловленная им вторичная пористость карбонатных пород нередко превышает межзерновую пористость и служит основным видом емкости карбонатного коллектора.
СУЛЬФАТИЗАЦИЯ.
Сульфаты ( гипс, ангидрит ) часто ассоциируются с карбонатными породами, в которых они могут быть генетически как первичными, так и вторичными.
Первичные седиментационно -диагенетические сульфаты (ангидрит ) наблюдаются в доломитах эвапоритовых толщ, в разрезе которых наряду с солями образуют отдельные, иногда мощные пласты. В самих доломитах седиментационно - диагенетические выделения ангидрита наблюдаются в виде рассеянных мелких зерен и их агрегатных скоплений, образующих различные по размерам линзы, линзовидные пропластки и прослои.
В раннем диагенезе в обводненных осадках начинается активное перераспределение веществ, при котором значительно более неустой-чивые, растворимые и подвижные сульфаты проникают в доломитовые илы, выделяясь в них там, где это возможно. Нередко это приводит к образованию пород смешанного ангидрит - доломитового состава.
Вторичные, позднедиагенетические и особенно эпигенетические, выделения сульфатов ( ангидрита и гипса ) возможны в любых карбонат-ных породах, в самых различных типах доломитов и известняков. Обычно эти сульфаты ясно- и крупнозернистые. Их выделение происходит из под-земных вод, циркулирующих по карбонатным породам. Сульфаты ( осо-бенно гипс ) пойкилитово прорастают карбонатную массу, развиваются в межзерновых и межформенных порах, выполняют различные пустоты выщелачивания и открытые микротрещины. Во всех случаях сульфатная минерализация приводит к запечатыванию пустот и, таким образом, снижает пористость карбонатной породы.
3. Различный характер этих трех основных типов карбонатных осад-ков и последующих диагенетических, главным образом раннедиа-генети-ческих, их преобразований определяет различный характер их первичной пористости:
а) пелитоморфные карбонатные илы уплотняются ( и литифициру-ются ) весьма быстро, при этом резко снижается пористость. Сохранившаяся ее доля незначительна и обусловлена почти исключитель-но межзерновыми порами, по размерам очень небольшими;
б) карбонатные осадки, существенно или преимущественно состоя-щие из форменных образований, имеют более жесткую каркасную основу и реагируют на уплотнение заметно слабее. Их пористость обусловлена меж- и внутриформенными пустотами, межзерновые поры играют подчи-ненную роль. Сохранение первичной пористости таких карбонатных осад-ков во многом зависит от количества химически или биохимически осаж-денного пелитоморфного карбоната и интенсивности диагенетической цементации;
в) прижизненно возникавшие органогенные карбонатные постройки уже на стадии седиментоза имели жесткий, устойчивый каркас, как пра-вило, высокопористый. Уплотнению они почти не подвергаются. Сохране-ние в диагенезе их значительно высокой пористости ( главным образом внутриформенной, частично межформенной и межзерновой ) определя-ется в основном процессами диагенетической минерализации.
4. Окончательное оформление коллекторских свойств карбонатных пород происходит в эпигенезе в результате развития тектонических тре-щиноватости и процессов эпигенетического выщелачивания и минера-лообразования.
Трещиноватость и выщелачивание способствуют возрастанию про-ницаемости и пористости карбонатных пород. Процессы сульфатизации, окремнения и кальцитизации снижают пористость ( и проницаемость ) последних. Эпигенетическая перекристаллизация и доломитизация могут оказывать на изменение этих параметров различное влияние, соответ-ственно улучшая или ухудшая коллекторские свойства пород.
Резимируя приведенные выше данные относительно происхождения карбонатных осадков - пород, о процессах их диагенетических и эпигене-тических изменений и их влиянии на формирование коллекторских свойств этих пород, подчеркнем следующее.
1. Формирование емкости карбонатных пород во многом предопре-деляется условиями карбонатного осадкообразования. Диагенетические преобразования отдельных типов карбонатных осадков заметно различны.
2. В числе основных типов карбонатных осадков, возникающих при седиментогенезе, можно выделить: а) химически и биохимически осажде-нные пелитоморфные карбонатные илы; б) карбонатные осадки, в значи-тельной части или преимущественно ( 40 - 50 % и более ) сложенные раз-личными форменными образованиями ( скелетными остатками, оолитами, сгустками и комками и т. д. ); в) различные органогенные карбонатные постройки, возникшие за счет жизнедеятельности организмов при их жиз-ни, на местах обитания.
3. Различный характер этих трех основных типов карбонатных осад-ков и последующих диагенетических, главным образом раннедиагенети-ческих, их преобразований определяет различный характер их первичной пористости:
а) пелитоморфные карбонатные илы уплотняются ( и литифициру-ются ) весьма быстро, при этом резко снижается пористость. Сохранив-шаяся ее доля незначительна и обусловлена почти исключительно межзер-новыми порами, по размерам очень небольшими;
б) карбонатные осадки, существенно или преимущественно состоя-щие из форменных образований, имеют более жесткую каркасную основу и реагируют на уплотнение заметно слабее. Их пористость обусловлена меж- и внутриформенными пустотами, межзерновые
29-04-2015, 00:47