Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Влияние волновых процессов тектогенеза на формирование юрско-меловых отложений ЗСП ] 17
1.1 Циклический характер строения васюганской свиты в общей схеме цикличности платформенного чехла ЗСП 17
1.2. Изучение пространственной неоднородности строения васюганской свиты на основе выделения литотипов и литофаций 41
1.3. Прогноз фациальной неоднородности продуктивных пластов васюганской свиты и контроль распределения фациальньгх обстановок блоковой структурой фундамента 63
1.4. Седиментационная модель формирования верхнеюрских отложений Каймысовского свода 76
1.5. Сейсмогеологический прогноз коллекторов в надугольной толще 88
Глава 2. Критерии фациальной диагностики и фильтрационно-емкостная неоднородность терригенных нефтегазоносных резервуаров 99
2.1. Роль фациального анализа в прогнозе фильтрационной неоднородности
и анизотропии песчаных резервуаров 99
2.2. Последовательность проведения фациального анализа при построении фильтрационно-емкостной модели терригенпых резервуаров 112
2.3. Фациальная диагностика терригенных коллекторов на основе анализа кернового материала, ГИС и седиментационной модели их формирования... 124
Глава 3. Принципы построения литолого-седиментанионной модели резервуара 147
3.1.Общая схема построения литолого-седиментационной модели нефтегазоносных резервуаров 147
3.2. Литолого-седиментационная модель Крапивинского месторождения нефти... 150
3.2.1. Расчленение и корреляция продуктивной части разреза 150
3.2.2. Структурно-палеотектонический анализ 152
3.2.3. Выделение литотипов и литофаций в составе пласта Юі3 154
3.2.4. Подбор седиментационной модели формирования пласта KV 163
3.2.5. Детализация литолого-фациальной модели пласта Юі в соответствии с седиментационной моделью 164
3.2.6. Корректировка зон фациальной неоднородности коллектора с учётом сейсмогеологической интерпретации временных разрезов ОГТ 173
3.2.7. Анализ постседиментационных изменений коллектора 177
3.2.8. Модель нефтенасыщения Юі 179
3.3. Литолого-седиментационная модель Вахской зоны нефтегазонакопления 180
3.3.1. Расчленение и диагностика фациальной группы формирования отложений верхней юры 181
3.3.2. Выделение литотипов отложений верхней юры и их литолого-фациальная характеристика 185
3.3.3. Площадная корреляции дельтовых отложений 195
3.3.4. Подбор седиментационных моделей и характер распределения нефтеносности продуктивных пластов горизонта Юі Вахской площади 199
3.4. Литолого-седиментационная модель Игольского месторождения нефти 208
3.4.1 Расчленение и литологическая характеристика пласта Юі2 208
3.4.2. Выделение литотипов и литофаций пластаЮі 211
3.4.3. Подбор седиментационной модели формирования пласта Юі 214
3.4.4. Прогноз литотипов разреза пласта Ю і2 по данным сейсморазведки 219
3.4.5.Влияние прогнозируемой седиментационной модели продуктивного
коллектора на процессы разработки залежи нефти 220
Глава 4. Использование литолого-седиментационнои модели при оптимизации схем разведки и разработки залежей нефти и газа 227
Заключение 245
Литература
- Изучение пространственной неоднородности строения васюганской свиты на основе выделения литотипов и литофаций
- Последовательность проведения фациального анализа при построении фильтрационно-емкостной модели терригенпых резервуаров
- Расчленение и корреляция продуктивной части разреза
- Выделение литотипов отложений верхней юры и их литолого-фациальная характеристика
Изучение пространственной неоднородности строения васюганской свиты на основе выделения литотипов и литофаций
Вопросы цикличности строения осадочных толщ являются наиболее важными при изучении закономерностей развития седиментациопных бассейнов и прогнозе нефтегазоносных песчаных резервуаров. Многочисленными работами [ 26, 49, 50, 55, 64, 70, 74, 75, 76, 77, 81, 86, 88, 101, 103, 104, 107, 110,128, 135, 141, 149 J показано, что платформенный чехол Западно-Сибирской плиты (ЗСП) представляет собой закономерно построенную осадочную толщу, где по разрезу во времени наблюдается определённая периодичность повторения осадочных серий, эпох трансгрессий и регрессий, ориентировки структурных планов локальных поднятий. Накопленная информация по геологическому строению осадочной толщи, позволяет выделить сообщество временных интервалов волнового процесса, проявившихся в особенностях её строения. В качестве таких эталонов для Западно-Сибирской плиты можно принять временные отрезки длительностью 180 млн. лет - крупный седиментационный цикл развития осадочного бассейна [86, 89], 90 млн. лет - эпохи повторения крупных трансгрессий (верхнеюрская) и регрессий (нижнемеловая, олигоценовая), 45 млн. лет - смена длительных периодов прогибания периодами поднятия дна осадочного бассейна [75, 135, 141 ], 18 млн. лет -временной интервал повторения в разрезе осадочных серий [74, 141] и перестройка во времени эллипса тектонических дислокаций структур третьего порядка [64], 3 и 1,5 млн. лет - формирование в разрезе неокома литологических пар "коллектор - покрышка" [49,101]. На основе выше приведённых временных интервалов и с учётом разработок Г.И. Иванова по цикличности строения угленосных формаций [70,71], была синтезирована кинематическая модель процесса осадконакопления платформенного чехла Западно-Сибирской плиты.
Одним из дискуссионных вопросов построения кинематических моделей седиментации является выбор точки отсчёта. Конкретно для Западно-Сибирской плиты она должна соответствовать начальному этапу платформенной стадии её развития, которая, по мнению одних авторов, начинается с раннего или среднего триаса [128], а по суждению других - с ранней юры [26]. В качестве компромисса, за начальный момент платформенного этапа развития взят поздний триас (карнийский век). Тогда, в соответствии с вышеприведённой схемой эталонов периодичностей, по прошествию 180 млн. лет должен закончиться крупный седиментационно-тектоническии цикл, связанный с прогибанием Западно-Сибирской плиты. Действительно, в конце палеогенового периода эта молодая платформа вступила в новый (неотектонический) этап развития, характеризующийся постепенным поднятием северной, восточной и центральной её частей, приведшим к распространению континентального режима осадконакопления [81]. Параллельно с этим процессом, происходят изменения и в тектоническом развитии платформенных поднятий. Преимущественно субмеридиональные деформации земной коры, существовавшие в мезозое и палеоцен-эоцене, изменяются на субширотные в олигоцене.
Принимая за начальную точку отсчёта платформенного этапа развития Западно-Сибирской плиты карнийский ярус и полагая, что амплитуды прогибания выделяемых гармоник находятся в прямой зависимости от их длительности, была построена интерференционная кривая тектонических преобразований (рис. 1.1). і
Условные обозначения: 1-хемогенные части осадочных серий по В.П. Казаринову [74](а) и прогнозируемые (б); 2-ориентировка эллипса дислокаций структур третьего порядка [64](по Е.В. Еханину, И.В. Дербикову); 3-кривые периоднчностей в геологичесих процессах, выделяемые для Зпадно-Сибирской плиты различными авторами: 18- млн. лет -Еханин Е.В. [64] и Казаринов В.П. [74]), 45 млнлет.-Карогодин Ю.Н.[76], 90 млн.лет-Сидоренков А.И. [141], 180 млн.лет-Логвиненко Н.В.[89] и Сидоренков А.И. [141]; 4-трансгрессивно-регрессивные фазы мезоцикла; 5-интерференционная кривая тектонического развития юго-восточного, северного (а) и западного (б) тектонически-активных узлов Западно-Сибирской плиты.
Кинематическая схема осадконакопления отложений платформенного чехла Западно-Сибирской низменности В качестве временной основы для схемы была принята шкала абсолютного возраста, составленная И.И. Нестеровым и В.И. Шпильманом [107, ст. 67].
В соответствии с построенной интерференционной кривой, в истории формирования осадочного чехла ЗСП наблюдается два крупных трансгрессивных (юрский и верхнемеловой) и два регрессивных (нижнемеловой и верхнемеловой палеогеновый) макроцикла. Каждый из макроциклов осложнен, в свою очередь, рядом трансгрессивно-регрессивных циклов высшего порядка (мезоциклами). В целом интерференционная кривая соответствует графику площади развития морского бассейна в мезо-кайнозое Западной Сибири, построенной Ю.Н. Карогодиным [76].
Анализируя приведенную схему в интервале юрского разреза, в ней можно выделить один прогрессивный макроцикл, отображающий общую тенденцию к увеличению амплитуды прогибания от ранней к поздней юре. В тектоническом отношении это связано с трансгрессивной стадией развития платформенного чехла, что проявляется в смене континентального режима осадконакопления (худосейская, горелая, тюменская свиты) прибрежно-морским (васюганская свита), морским (георгиевская свита) и далее глубоководно-морским (баженовская свита). Крупные волны кинематической схемы можно соотносить с мезоциклами геттанг-синемюр-плинсбаха, тоара - раннего келловя и верхнекелловей - волжского ярусов. Они несут на себе более мелкие колебания, сопоставимые с циклами 1,5 и 3 млн. лет, ответственные за формирование отдельных резервуаров.
Признавая цикличность (периодичность), как временную составляющую волнового процесса, необходимо учитывать и пространственную форму его проявления.
Однако при обстоятельных разработках по теории цикличности осадочных толщ в целом и для Западной Сибири в частности, до настоящего времени нет четких представлений о механизме взаимосвязи временной и пространственной формах колебательных процессов седиментации.
Наиболее весомый вклад в решение этого вопроса внесли работы В.И Шпильмана [107] И.А.. Одесского [112, 113] и Ю.А. Мещерякова [93]. Рассматривая пространственную форму развития волнового процесса в седиментологии, следует обратиться к особенностям морфологии современного рельефа. Работами Ю.А. Мещерякова [93] показано, что ныне существующий геоморфологический план Западно-Сибирской плиты связан с проявлением двух факторов. В краевой зоне равнины решающим фактором образования морфоструктур явились неравномерные подвижки отдельных блоков фундамента. Во внутренней зоне участие подвижек блоков фундамента в созидании морфоструктурного плана были менее значительны. Основной причиной рельефообразования здесь выступили общие волнообразные деформации земной поверхности, сформировавшие две системы волн поднятия и опускания земной коры.
Совместное присутствие колебаний различной длительности должно сформировать довольно сложное пространственно-временное интерференционное волновое поле, реконструировать общие черты которого возможно лишь определив периодичности, оказывающие доминирующее влияние на формирование осадочного разреза. То есть, необходимо выявить тот волновой оптимум, который бы мог в деталях объяснить особенности строения платформенного чехла ЗСП. Однако для такого объяснения требуется создать либо саму седиментационную модель, либо иметь достаточно детальный региональный профиль, характеризующий особенности литологического строения выделяемых в осадочном чехле свит и пачек. В качестве последнего, был использован "Генерализованный профиль лито-стратиграфических подразделений в регрессивном полуциклите волжско-неокомского возраста южной половины ЗСП", составленный Л.Я. Трушковой [153]. Уточнённый в соответствии с решениями пятого межведомственного регионального стратиграфического совещания по мезозойским отложениям Западно-Сибирской равнины [121, 126, 164] и дополненный стратиграфическими подразделениями юры и верхнего мела, этот профиль был трансформирован в литолого-стратиграфический разрез-схему (см. рис. 1.2), проходящий через тектонически-активные палеогеоморфологические узлы ЗСП (рис. 1.3а).
Построение такой схемы, как уже отмечалось выше, невозможно без решения вопросов о доминирующей периодичности седиментации и длины ее волны в масштабах рассматриваемого литолого-стратиграфического профиля. Анализ доли вклада выделяемых периодичностей в процесс формирования осадочного разреза показал, что наиболее приемлемой получилась схема, где доминирующую роль в формировании осадочного чехла играет периодичность 18 млн. лет, длина волны которой соизмерима с субширотными размерами Западно-Сибирской плиты.
Последовательность проведения фациального анализа при построении фильтрационно-емкостной модели терригенпых резервуаров
В то же время, приведённая на рис. 2,9, б гистограмма указывает на опережающее обводнение баровых песчаников, относительно коллекторов руслового генезиса. Полученные результаты можно связывать с различиями в фильтрационно-ем костной макронеоднородности строения этих разнофациальных образований. В баровых песчаниках происходит интенсивное продвижение ограниченных объёмов нефти по относительно маломощной зоне выскопроницаемого коллектора в кровле пласта (см. рис.2.7, Б), после чего наступает обводнение скважины. В русловых песчаниках фильтрационно-емкостные характеристики пласта по разрезу однородны и приток нефти осуществляется по всей его толщине (см. рис. 2.7, А).
Рассматривая коллекторы хаотичной и упорядоченной слоистости с позиции возможного потенциала добычи из них углеводородного сырья, следует отметить, что отсутствие пространственной анизотропии (слоистой неоднородности) и макронеоднородности фильтрационнло-емкостных свойств (ФЕС) в хаотичнослоистых песчаниках, позволяет достигать в них большего коэффициента извлечения нефти при более низких темпах отбора.
Эффективность эксплуатации упорядоченнослоистых коллекторов зависит от выбранной технологической схемы разработки. Избирательно упорядоченная слоистость реагирует на систему расположения нагнетательных скважин, бурение горизонтальных скважин, гидроразрывы (см. рис. 2.9, А). При правильной постановке этих мероприятий, учитывающих особенности макро - и микрофильтрационной неоднородности разрабатываемого коллектора, эксплуатационные характеристики его будут улучшаться, а при неправильной — ухудшаться.
Связывая тип (упорядоченная и хаотичная) и масштабы развития слоистой неоднородности в меэюскважинном пространстве, следует отметить, что именно эта неоднородность контролирует коэффициент «охвата» залежи по площади и является основным резервом повышения эффективности разработки залелсей УВ. Возможность направленного бурения скважин, проведения гидроразрывов пласта и применения методов увеличения нефтеотдачи (МУН) позволяют активно использовать эту неоднородность в процессах эксплуатации низкопроницаемых коллекторов.
Четвёртый тип - микрослоистая неоднородность, изучает фильтрационную неоднородность в пределах отдельно взятого прослоя. Здесь анизотропия проницаемости связана с распределением зерновой матрицы коллектора (рис. 2.10), где по направлению вдоль удлинения зёрен движущиеся углеводороды будут испытывать меньшее сопротивление, чем перпендикулярно к нему.
Проведённые исследования [47] показывают, что в процессе седиментации направленный поток водной среды влияет на ориентировку зёрен обломочного материала в осадке. Зёрна породообразующих минералов своим удлинением, которое обусловлено различной степенью механического разрушения по минералогическим осям (см. рис. 2.10, В), ориентируются вдоль направления водного потока (см. рис. 2.10, А).
По этому же направлению отмечаются максимальные значения проницаемости при равных значениях пористости (см. рис. 2.10, Б). Связано это с различием количества пор разного диаметра.
Так, из рис. 2.10, г следует, что при общем равенстве пор размером до 3,8 мкм, в образце ориентированном вдоль удлинения зерен (образец А) поры размером 7,8 мкм составляют 22% , а поры размером 10,4 мкм 43%.
В образце, перпендикулярном ему (образец Б), эти значения соответственно составляют 52% и 7%, отражая более плотную упаковку зёрен по этому направлению.
Микрослоистая фильтрационно-емкостная неоднородность песчаников (по данным В.П. Меркулова, Л.А. Краснощёковой) В целом рост общей величины пор большого диаметра приводит к увеличению значений пористости, проницаемости и эффективности процесса вытеснения жидкости из порового пространства (рис. 2.11). Однако различия в соотношении поровых каналов разного диаметра неоднозначно влияют на проницаемость коллектора и характер вытеснения из него флюида. Так, если сравнивать результаты исследований образцов 3 и 4 на рис. 2.11, то значения их проницаемости контролируются процентным содержанием пор наибольшей размерности - 10 микрон (см. рис. 2.11, Б), а характеристика вытеснения флюида (см. рис. 2.11, А)- общим соотношением пор различного диаметра (см. рис. 2.11 Б). Из вышеизложенного следует, что фациальные условия формирования песчаного пласта оказывают прямое влияние на все уровни неоднородности его коллекторских свойств. Поэтому фациальная диагностика осадочных образований является основным элементом исследований при построении фильтрационно-емкостной модели терригенного резервуара.
Конкретизируя влияние отдельных составляющих признаков фации (слоистость, фильтрационно-емкостная макронеоднородность и др.) на процессы разработки залежей нефти, можно отметить, что по своему генетическому признаку фация (бар, русловой вал, приливно-отливной вал) предопределяет зависимости пористости и проницаемости коллектора. Текстурные особенности фации, связанные с формированием упорядоченной и хаотичной слоистости, определяют анизотропию фильтрации и контролируют коэффициенты охвата залежи нефти по разрезу и площади при её разработке.
Пространственная взаимосвязь фациально разнородных песчаных тел (дельтовые протоки, прибрежно-морские бары) в рамках подобранной седиментационной модели (модель дельтовой седиментации) даёт представление о характере переслаивания литологических разностей в разрезе и масштабах гидродинамической изоляции отдельных частей коллектора, влияющей на работу эксплуатационных скважин при проектировании систем разработки залежей.
Расчленение и корреляция продуктивной части разреза
Процессы позднего диагенеза обуславливаются в первую очередь различиями в концентрациях ионов, образовавшихся на стадии раннего диагенеза. Это приводит к активному перемещению вещества и усилению процессов конкрециеобразования, которое растягивается на значительный промежуток времени и захватывает субаквальные осадки до глубины десятков - сотен метров. При окислении рассеянного органического вещества в раннем диагенезе выделяется большая масса двуокиси углерода и карбонаты твёрдой фазы переходят в растворимые бикарбонаты. Перемещение этих растворов приводит к обратному выпадению карбонатных минералов, но на других, главным образом проницаемых участках, что и определяет конкреционную форму новообразований.
Катагенез - основная стадия в жизни осадочных пород. Положение верхней и нижней границы этой зоны непостоянно. Верхняя граница совпадает с нижней границей диагенеза, а нижняя - с изотермой 200 С. В связи с различной величиной геотермического градиента для разных регионов, глубина положения нижней границы зоны катагенеза варьирует в широких пределах.
Интенсивность и последствия преобразования породы на стадии катагенеза определяются с одной стороны свойствами самих пород, что в основном связано с условиями их осадконакопления, а с другой - внешними факторами.
К свойствам пород относятся её минеральный состав, структура, физико-химические параметры (химическая устойчивость, твёрдость, пластичность, пористость, проницаемость и др.).
В качестве внешнего фактора выступают температура, давление (литостатическое, стресс, гидростатическое), растворённые в воде минеральные и газообразные вещества, щёлочно-кислотные свойства подземных вод, окислительно-восстановительная обстановка, естественная радиоактивность, а также продолжительность воздействия всех этих факторов.
В целом вторичные преобразования породы связаны со следующими процессами: уплотнением породы и отжатием поровых вод, растворением неустойчивых соединений, минеральными новообразованиями, перекристаллизацией минеральных соединений.
Уплотнение осадочных пород осуществляется в две стадии. На первой, под действием горного давления происходит перегруппировка обломочных частиц в более плотную их упаковку, что приводит к уменьшению пористости породы.
После перегруппировки частиц дальнейшее уплотнение породы за счёт возрастающего давления связано с растворением частиц в точках их соприкосновения.
Перешедшие в раствор элементы могут здесь же перейти в твёрдую фазу и образовать регенерационный цемент, уменьшив поровое пространство породы. Однако новообразованные регенерационные каёмки кварца и полевого шпата имеют меньшую гидрофильность, вследствие чего для пород с большой удельной поверхностью фильтрации даже очень тонкая каёмка новообразованного кварца и полевого шпата значительно уменьшает содержание остаточной воды и увеличивает эффективную пористость [134].
Растворение составных частей породы обусловлено изменением термобарических и геохимических условий. Это приводит к растворению ряда минералов и органических соединений в подземных водах, нефтях, конденсатах и образованию в породах каверн и расширению трещин. Перешедшие в растворы химические элементы повышают минерализацию подземных вод и при изменении внешних факторов они (элементы) могут вновь выделится из раствора в поровое пространство.
Большую роль в процессе катагенеза играют органические соединения (битумоиды, карбоновые и гуминовые кислоты), присутствующие в подземных водах и способствующие растворению ряда минеральных образований. Вследствие этого в объёме региональных нефтегазоносных горизонтов процессы преобразования песчаных пород проявляются более значительно.
Минеральные новообразования широко распространены в осадочных породах.
Вторичные образования формируются из растворённых в подземных водах элементов при изменении термобарических условий и чаще всего представлены породообразующими минералами - кварцем, кальцитом, полевыми шпатами, халцедоном, гидрослюдой, хлоритом и др.
Аутигенный (новообразованный) кальцит выделяется из пластовых вод при повышенных температурах (выше 60-70С), заполняя при этом зияющие трещины, поры и каверны. Кремнезём образуется в зонах повышенных температур и давлений в нейтральной или слабо кислой среде. В песчаниках и алевролитах он обычно выделяется в виде регенерационных каёмок, а в доломитах в виде идиоморфных кристаллов кварца или неправильных выделений халцедона. Для зон повышенных температур характерны вторичные образования удлинённо-пластинчатых гидрослюд, пачек каолинита и таблитчатого хлорита. Взаимодействие органических остатков и битумов с пластовыми водами приводит к образованию сульфидов железа. Воздействие на сульфиды железа богатых кислородом вод провоцирует появление гидроокислов железа.
Перекристаллизация вещества заключается в преобразовании кристаллических зёрен без изменения их состава и структуры кристаллической решётки, в укрупнении кристаллов за счёт слияния нескольких зёрен, изменении формы кристаллов и приспособлении их к поверхностям соседних минералов, освобождении от примесей. Перекристаллизация сопровождается уменьшением объёма породы, её уплотнением, увеличением устойчивости системы в новых термобарических условиях.
Наиболее характерна перекристаллизация для хемогенных и органогенных образований - кальцит, доломит, гипс и др.
Почти во всех песчано-алевритовых породах протекают процессы регенерации, связанные с окремнением и карбонатизацией породы.
Кремнистый цемент. Повышенная окремнённость песчаников может быть связана с циркуляцией растворов, насыщенных кремнезёмом, либо кремнезёмом, перешедшим в поровый раствор вследствие растворения зёрен кварца на контактах в результате горного давления. В ряде случаев регенерационный кварцевый цемент связан с кремнезёмом, «освободившемся» при каолинизации гидрослюд и биотита.
Кальцитовий цемент в гранулярных нефтегазоносных коллекторах распространён весьма широко, хотя распределение его отличается неравномерностью, составляя от единиц до десятков процентов. Отмечаются и разные типы цементации (поровый, порово-базальный и базальньш). Лучшие коллекторы с кальцитовым цементом характеризуются поровым типом цемента.
Формирование карбонатных минералов, рассеянных в терригенных породах, Н.М. Страхов [146] связывает с проявлением биогенных процессов на стадии диагенеза, когда развитие микроорганизмов способствует разрушению органического вещества, содержащегося в осадке. В результате этого выделяется двуокись углерода, обогащающая придонный осадок бикарбонатом и карбонатом. Рассматривая механизм карбонатной цементации песков в диагенезе за счёт выжимания растворённого вещества из смежных глин, им же показано, что в терригенных коллекторах прослои песчаников с карбонатным цементом могут обладать большой протяжённостью, формируя непроницаемые разделы в объёме пласта.
Выделение литотипов отложений верхней юры и их литолого-фациальная характеристика
Согласно Р.Ч. Селли [139], покровный характер развития песчаной толщи в сочетании с увеличением зернистости материала от подошвы к кровле пласта, что хорошо согласуется со строением резервуара Юм на Крапивинской площади, может свидетельствовать о его принадлежности либо к регрессивным песчаникам (см. рис. 2.21), либо к дельтовому комплексу (см. рис. 2.19). По особенностям строения песчаников эти две обстановки трудно различимы и одним из критериев для их разделения может служить наличие элементов внутриформационного перерыва (присутствие гальки, обломков костей наземных животных и растений и т. д), характерных для русловых систем дельтового комплекса [139, с. 153].
Как показывают исследования кернового материала, прослои, содержащие включения гальки и окатышей аргиллитов, выявлены в скважинах 187, 156, 102, 200, 203. Наличие в керне крупных растительных остатков, пирита, характерная слоистость выделенных литофаций и присутствие в керне галечных образований - дают основание связывать накопление пласта Юм Крапивинского месторождения с дельтовой обстановкой. На переходный (дельтовый) характер строения коллектора указывает фациальная интерпретация песчаников по генетическим диаграммам Р. Пассега и Г. Рожкова в скв. 220, согласно которой формирование коллектора было связано как с русловыми, так и с прибрежно-морскими отложениями. Не противоречит этому и блоковый вид каротажных кривых. ПС в скв. 222, 220, 221, 223 свойственный потоковым фациям и воронковидный в скважинах северной части месторождения характерный для баровых и прибрежно-морских регрессивных песчаников.
В соответствии с фациальной интерпретацей ГИС (см. рис. 2.19), для дельтовых отложений блоковая и колоколовидная форма кривой ПС (разрезы второго литотипа) связана с осадками дельтовых проток и каналов. Воронковидная форма кривой ПС (разрезы первого и четвёртого литотипов) свойственна устьевым и морским барам, сложнопостроенная форма кривой ПС (третий литотип разреза) характерна для переходно-дельтовых отложений. Тип прогнозируемой палеодельты может быть определён исходя как из общей палеогеографии территории в целом, так и палеогеоморфологии Крапивинского поднятия на момент формирования паста Ю і3.
По данньм палеогеогрфических реконструкций (см. рис. 3.3), в келловее и Оксфорде на исследуемой территории преобладал мелководно-морской (келловей) и прибрежно-морской (оксфорд) режимы осадконакопления [82]. Обширная площадь келловейского морского бассейна (1,5 млн. км), обусловила довольно активную волноприбойную деятельность морского побережья [82 - стр. 232], а регрессивный характер направленности тектонического процесса способствовал широкому развитию речных систем и поступлению значительных объёмов грубообломочного материала в осадочный бассейн.
Всё это должно было отразиться на типе строения оксфордских дельтовых систем. В соответствии с проведёнными исследованиями по строению дельтовых комплексов, учитывающими форму приёмного бассейна, его глубину, гидродинамическую активность морского побережья, представления о режиме речных потоков [35], дельты подугольной толщи могли относиться к серповидному, либо промежуточному серповидно-лопастному (см. рис. 2.20) типу. К наиболее изученным дельтам этого типа относятся дельты рек Сан-Франсиску, Роны (волновые процессы) и Меконга (приливно-волновые процессы).
На рис. 3.11 приведено сопоставление сводного стратиграфического разреза дельтового комплекса р. Сан-Франсиску и разрез пласта Юі Крапивинского месторождения на примере скважины 156. Представленные разрезы похожи как по последовательности переслаивания осадочных пачек, так и по особенностям их литологического состава. В целом фронт выбранного типа дельты включает систему пляжевых валов, развитых параллельно береговой линии (рис. 3.12). Продвижение береговой линии осуществляется за счёт наращивания валов в сторону моря, вследствие перемещения устьевого бара, приуроченного к головной части руслового потока дельты.
С учётом выделенных типов разреза пласта Юі , их предварительной фациальной интерпретации по данным литологического описания и изучения кернового материала, область развития системы пляжевых валов (баров) соответствует северной и частично центральной частям Крапивинской площади (скв. 203, 195, 214, 213 и др.). Зона развития значительного по размерам дельтового рукава локализована, вероятно, в юго-западной части поднятия (скв. 220, 223, 222), а переходная зона расположена между двумя вышеназванными (рис. 3.13).
Как следует из седиментационной модели, формирование пласта Ю северной части Крапивинского месторождения связано с комплексом баровьгх построек регрессирующего моря (рис. 3.13).
Внутреннее строение подобных резервуаров хорошо изучено на примере нижнемеловых песчаников Северной Америки и изложено в работах Ч.Э.Б Конибира и Р.Ч Селли [45, 80]. Так, на месторождении Пембино (Северная Америка) регрессивный
Сопоставление седиментационной обстановки пласта Юі Крапивинского месторождения с фациальной обстановкой серповидной дельты
Достаточно образно чередование высокопроницаемых и низко проницаемых коллекторов при формировании регрессивных осадочных серий описал Р.Ч. Селли на примере меловых песчаников Скалистых гор [139J. Он пишет: «Имея форму покровов, эти песчаники хорошо и однозначно интерпретируются. Однако отыскать участки с хорошими коллекторскими свойствами не так просто. За счёт глинистого матрикса значения пористости и проницаемости коллектора низкие. Оптимальные свойства отмечаются в кровле пласта на участках, где повышенная пористость обусловлена значительным снижением в песчанике глинистого материала вследствие высокой степени его сортировки в мощных песчаных бенчах. Поскольку последние встречаются в виде узких полос шириной около 3-5 км, локализовать их не всегда просто, и даже когда они найдены, нелегко установить их региональный тренд».
Приведённая цитата хорошо подтверждается особенностью строения пласта KV В северной части Крапивинского месторождения, где на фоне «чешуйчатого» прилегания баровых построек отмечается чередование разрезов первого (высокопроницаемого) и четвёртого (низкопроницаемого) типов. Формирование такой последовательности связано с неравномерной скоростью продвижения береговой зоны, Ч.Э.Б. Конибир так объясняет
Сопоставление литолого-фациальной (А) и седиментационной (Б) моделей Крапивинского месторождения это: «В периоды седиментации, когда скорость осадко накопления достаточно высокая, у береговой линии накапливается преимущественно тонкозернистый материал.
Это проявляется в быстром росте в сторону моря береговых песчано-алеврито-иловых равнин. В периоды, когда скорость осадконакопления намного ниже, отлагающийся материал вдоль береговой линии перемывается под действием течений и волновой деятельности. Ил выносится и из оставшегося песка образуется пляж (см. рис. 3.12). Развитие береговых валов определяется периодичностью накопления осадков у берега. Наступает время, когда скорость седиментации увеличивается настолько, что она подавляет процессы вымывания, приводящие к сортировке песка и его накоплению» [80].
Сходные по особенностям геологическим строения коллектора Крапивинского месторождения - залежи нефти и газа в меловых и каменноугольных песчаниках на месторождениях Бербанк, Сейсфорд, Гамельтон-Лейк, Саскачеван и др. Так, на месторождении Бербанк промышленная нефтеносность связана с рядом песчаных тел позднекарбонового возраста, которые образуют четыре параллельных и дугообразных зоны (рис. 3.16, в). Песчаные тела, составляющие центральную и северную зоны, расположены эшелонировано
