Сборник - Тезисы конференции Геомодель - 2011
Подождите немного. Документ загружается.
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
Неоген - современные тектонические процессы. Формирование Туапсинского прогиба, как
тектонического элемента, началось на рубеже позднего эоцена – раннего олигоцена, т.е. порядка 34
млн. лет назад. Наиболее интенсивная складчатость наблюдается в ходе последних 5 млн. лет [1].
Более древние складки расположены в тыловой части Туапсинского прогиба в зоне примыкания к
южному склону Большого Кавказа. Наиболее молодые складки расположены в западной
фронтальной части Туапсинского прогиба в области сочленения последнего с валом Шатского
(Рисунок 1).
Рисунок 2. Региональный сейсмогеологический разрез через Туапсинский прогиб.
Известно, что в отложениях майкопа имеется много пластичных глин, срыв проходит, вероятно, по
ним. По этому срыву под давлением сжимающегося Кавказа майкопская толща и более молодые
отложения скользят в сторону вала Шатского.
Расстояние между соседними надвигами 3-10км, общая ширина зоны надвигов 30 – 60 км, амплитуда
отдельных разломов достигает 2.5 км.
В присводовых областях структур указанных складчатых поясов со стороны Кавказского орогена
формировались синтектонические осадки, называемые в зарубежной литературе «слоями роста». Для
них характерно увеличение толщин к подошве растущей структуры. По появлению «слоев роста»
было определено время начала роста каждой из складок. В результате было выяснено, что
часть
складок, расположенных в тыловой части Туапсинского прогиба, начала расти еще в позднем
майкопе. Самые молодые складки, расположенные во фронтальной части, - в понт-меотическое
время.
На основании проведенного анализа было выявлено, что при развитии тектонических деформаций
формируется два основных типа складок: складки пропагации разлома (то есть складки, связанные с
ростом разлома
) и складки срыва (детачмент-складки); поверхность надвига (срыва) формируется в
нижней части майкопской серии (нижний олигоцен). Часть складок развивается по механизму pop-up
(выталкивания) с формированием бескорневых складок.
Складки пропагации разлома возникают тогда, когда срыв, идущий по слою по простиранию,
переходит во взброс или надвиг, секущий слоистость (так называемый рамп, то есть
наклонный и
секущий слоистость разлом). Складки срыва (детачмент-складки) возникают тогда, когда в нижней
части много пластичных пород, а выше – более прочных. Если такую толщу сжимать со срывом в
основании нижней пластичной толщи, то пластичная часть будет сплющиваться, а верхняя мяться в
складки без разломов. Главное отличие складок срыва от
складок пропагации разлома в том, что
складки срыва формируются вначале, а разломы их могут дополнительно осложнять. Пример складки
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
пропагации разлома представлен на Рисунке 3. Из рисунков модели складки и ее трехмерного
представления видно, что она имеет сложное строение. В пределах складки выделено три главных
разлома, кулисообразно подстилающих друг друга с небольшим перекрытием. Протяженность
каждого из разломов около 12-17км, величина перекрытия разломов около 5-7 км.
Рисунок 3. Пример складки пропагации разлома. А) фрагмент сейсмического куба 3Д, Б)
предполагаемая модель складки, В) трехмерное изображение структурной поверхности и главных
разломов.
Пример складки пропагации разлома, развивающейся по механизму выталкивания (pop-up), показан
на Рисунке 4. Данная складка имеет сложное строение, по простиранию делится на две антиклинали,
разделенных неглубокой синклиналью. Эта особенность
хорошо видна на Рисунке 4, Е). Важным
является изменение направления главного разлома: сначала он проходит у одного крыла
антиклинали, затем у другого, затем наблюдается складка типа pop-up, при этом разломы становятся
бескорневыми и затрагивают только верхнюю часть майкопского комплекса. При этом расстояние
между первым и последним профилем около 17 км, смена направления разлома происходит
на
расстоянии всего лишь около 5 км. Амплитуды разломов значительны и достигают 2500м.
Слабый рост складки, исходя из анализа слоев роста, начался с сармата. Существовало 2
интенсивных интервала роста данной складки – понт и апшерон - квартер. В результате второй
стадии активного роста, вероятно, была сформирована складка pop-up, именно поэтому складка
выражена в рельефе современного
дна с относительным превышением до 400 – 600м.
Складки, которые характеризуются высокой скоростью роста в квартере, хорошо выражены в
современном рельефе, те, которые в квартере практически не росли, в рельефе выражены слабо, либо
совсем не выражены. Складки в различной степени эродированы, наиболее значительной эрозии
подвержены складки, хорошо выраженные в современном рельефе, в первую
очередь складки
тыловой части прогиба.
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
Рисунок 4. Пример Pop-up складки. А, Б, В) – фрагменты сейсмического куба. Г) – трехмерное
изображение структурной поверхности и главных разломов. Д) – предполагаемая модель складки.
В результате проведенной работы была предложена следующая модель формирования складок
Туапсинского прогиба:
• в позднем майкопе со стороны Кавказа начинаются деформации, в низах майкопской серии
образуется детачмент, он начинает
продвигаться с последовательным образованием пологих
взбросов в тыловой части Туапсинского прогиба.
• В миоцене продолжается продвижение детачмента с образованием складок в центральной и
фронтальной частях прогиба, продолжается рост складок в тыловой части Туапсинского прогиба.
• На завершающем этапе наблюдается с одной стороны замедление роста части складок, с другой
стороны возобновление
роста более ранних складок по механизму выталкивания (pop-up).
Благодарности. Авторы благодарны компании ОАО «НК «Роснефть» за возможность использования
материалов.
Литература.
1. Афанасенков А.П., Никишин А.М., Обухов А.Н. Геологическое строение и углеводородный
потенциал Восточно-Черноморского региона. Москва, Научный мир, 2007, 172 с.
2. Туголесов Д.А., Горшков А.С., Мейснер Л
.Б., Соловьев В.В., Хахалев Е.М., Акилова Ю.В.,
Акентьева Г.П., Габидулина И.Н., Коломейцева С.А., Кочнева Т.Ю., Перетурина И.Г., Плашихина
И.Н. Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины. Москва, Недра. 1985,
185с.
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ ОБНАЖЕНИЙ ГОРНЫХ ПОРОД СЕВЕРНОГО КАВКАЗА С
ЦЕЛЬЮ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ОСОБЕННОСТЕЙ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
МАЙКОПСКОЙ СЕРИИ ТУАПСИНСКОГО ПРОГИБА
Митюков А.В.* (ООО «РН-Шельф-Юг»), Альмендингер О.А. (ООО «РН-Шельф-Юг»), Мясоедов
Н.К. (ООО «РН-Шельф-Юг»), Никишин А.М. (МГУ)
Введение. Важной задачей регионально-поискового этапа является выявление
наиболее
перспективных объектов с последующей подготовкой их к бурению. Компания ОАО «НК
«Роснефть» в последние годы провела значительный объем сейсморазведочных работ 2Д и 3Д, в
результате которых в Туапсинском прогибе был выявлен ряд перспективных объектов, связанных с
взбросо-надвиговыми структурами. Детальная интерпретация сейсморазведки позволила обнаружить
в разрезе олигоцена и миоцена
крупные фэновые системы. В связи с отсутствием результатов
бурения для более детального прогнозирования источников сноса и фациальной зональности
перспективных отложений были проведены полевые работы по изучению обнажений горных пород.
Уникальность ситуации Туапсинского прогиба состоит в том, что в его южной сухопутной части
обнажаются отложения майкопской серии от широты города Туапсе
до Сочи-Адлерского района, а
так же на территории республики Абхазия (Рисунок 1). В российском секторе сухопутная часть
Туапсинского прогиба носит название Сочи-Адлерская депрессия. Полевые работы проводились в
несколько сезонов (2007-2009 г.г.), отобранные образцы впоследствии изучались в лаборатории,
результаты исследований были учтены при построении геологической модели Туапсинского прогиба.
Рисунок 1. Сводная геологическая и тектоническая карта Восточно-Черноморского региона.
История формирования Туапсинского прогиба. Начало формирования прогиба приурочено к
границе эоцена и олигоцена. В период позднеюрско-мелового и палеоцен-эоценового времени в
пределах границ современного Туапсинского прогиба существовала шельфовая карбонатная
платформа, являющаяся восточной частью современного вала Шатского. На рубеже эоценового
и
олигоценового времени в связи с началом формирования горно-складчатого сооружения Большого
Кавказа в пределах северо-восточной части вала Шаткого начинает формироваться флексурный
(краевой) прогиб. Формирование прогиба обусловлено развитием деформаций сжатия в пределах
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
зоны современного Большого Кавказа и возможного изгиба коры в пределах восточной части вала
Шатского [Никишин и др., 2010].
В пределах Туапсинского прогиба в майкопское время (олигоцен – ранний миоцен) сформировалась
осадочная линза, которая утонялась как в сторону Кавказа, так и в сторону вала Шатского. Данная
линза заполнялась осадками, которые образовывались за счет эрозии
горных пород, формирующих
растущий ороген Большого Кавказа и возможно в северной части за счет сноса с Русской платформы
через систему палеорек Дон и Кубань. Осадочная линза сложена глинисто-песчаными породами с
общим преобладанием глин и с подчиненным значением горизонтов турбидитовых песчаников.
Стратиграфические подразделения майкопских отложений Туапсинского прогиба. Отложения
майкопской серии
Туапсинского прогиба по сейсмическим данным можно условно разделить на три
части: нижнюю, среднюю и верхнюю. Эти подразделения пока не имеют строго обоснованных
границ. На суше под нижнемайкопскими отложениями авторы подразумевают отложения рюпеля
(мацестинской, хостинской и сочинской свит Сочи-Адлерской депрессии, под среднемайкопскими
отложениями понимаются отложения хата (мысовидненская и кудепстинская свиты
Сочи-Адлерской
депрессии), под верхнемайкопскими отложениями понимаются отложения аквитана и бурдигала
(караджалган, сакараул и коцахур региональной стратиграфической шкалы, принятой на
геологических картах данного региона (Лаврищев и др.)).
Многие вопросы стратиграфии олигоцен-неогеновых отложений Сочи-Адлерского и Абхазского
регионов пока не решены. Поэтому авторы будут использовать результаты определений
фитопланктона из майкопских
глин, сделанные по образцам, отобранным в процессе проведения
полевых работ и исследованных в ГИН РАН (Н.И. Запорожец и М.А. Ахметьев).
Результаты полевых работ.
В Адлерской депрессии по разрезу вдоль реки Псахо имеется непрерывный переход от отложений
шельфовых мергелей верхнего эоцена к толще известковистых глин нижнего олигоцена
мацестинской свиты (возрастные
определения выполнены в МГУ и определения органикостенного
фитопланктона в ГИН РАН, Н. И. Запорожец), при этом толща глин мацестинской свиты вверх по
разрезу резко переходит в турбидитовые отложения. Это может означать, что в начале олигоцена (к
началу формирования майкопской серии) произошло быстрое углубление Туапсинского прогиба до
глубин формирования толщи с
турбидитовыми песчаниками, то есть, до глубин не менее 500 метров.
В нижней части майкопской серии в отложениях мацестинской свиты Сочи-Адлерской депрессии в
районе села Верхней Шиловки в глинах обнаружены глыбы пород эоцена и, возможно, мела. В низах
майкопской серии в разрезе Агойского пляжа (в близи г. Туапсе) (возраст отложений по
определениям
диноцист, сделанные Н. И. Запорожец– ранний олигоцен) имеются многочисленные
глыбы пород эоцена, мела и, возможно, верхней юры. Из этого следует, что вначале олигоцена
Большой Кавказ уже был поднятием и гористой сушей, и в его пределах на поверхность выходили
деформированные осадочные отложения верхней юры(?)-эоцена.
В нижнемайкопских отложениях Сочи-Адлерской депрессии
по результатам минералогического
анализа в песчаниках содержится порядка 30-70% кварца, также наблюдаются песчинки карбонатов,
глин, сланцев, песчаников, кремней (Рисунок 2).
В нижнемайкопских отложениях в республике Абхазия (хадум по местной шкале) в турбидитовых
песчаниках до 60-80% составляют обломки карбонатов (Рисунок 3). Такие толщи часто называются
кальцикластическими подводными фэнами. Их типичные длины составляют порядка от 10 до 120 км
(Payros, Pujate, 2008). Для формирования таких толщ должна была существовать гористая суша в зоне
Большого Кавказа, сложенная в основном карбонатами верхней юры-эоцена и другими осадочными
породами.
В Грузинской части отложения нижней части майкопской серии маломощны (десятки-сотни метров
(Лалиев, 1964) и в основном представлены глинами с редкими прослоями песчаников.
Из всего вышеперечисленного
следует, что ось раннемайкопского трога Туапсинского прогиба
проходила между Гудаутским поднятием и Большим Кавказом, и то, что трог выполаживался и
постепенно исчезал по направлению к Большому Кавказу.
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
0 20406080100
5 1015 253035 455055 657075 859095
Полевые шпаты, %
100
80
60
40
20
0
95
90
85
75
70
65
55
50
45
35
30
25
15
10
5
К
в
а
р
ц
,
%
100
80
60
40
20
0
95
90
85
75
70
65
55
50
45
35
30
25
15
10
5
Л
и
т
о
к
л
а
с
т
ы
,
%
Граувакки
Полевошпатовые
граувакки
Кварцевые
граувакки
Полевошпатовые
Аркозы
Мезомиктовые
Олигомиктовые
Кварцевые
Рисунок 2. А) Вид на обнажение хостинской свиты в районе села Верхняя Шиловка. Б)
Классификационная диаграмма песчаников Сочи-Адлерской депрессии.
В 2010 г. была проведена работа по определению возраста обломков циркона в песчаниках, что
позволило с различными оговорками, реконструировать возраст пород в источнике сноса, за счет
эрозии которого и образовались обломочные
породы с изучаемыми минералами. Исследования
проводились в Санкт-Петербурге (ВСЕГЕИ, Худолей).
По данным исследования наиболее вероятными источниками сноса обломочных пород для
изучавшихся песчаников, пробы которых были взяты в интервале нижнего мела, эоцена, палеоцена и
олигоцена, могли служить фундамент и чехол Русской платформы и Скифской плиты, а также
местные источники сноса –
кристаллические и осадочные породы Кавказа.
Рисунок 3. А) Обнажение в русле ручья, впадающего в реку Баклановка (Аапсты), Республика
Абхазия. Переслаивание турбидитовых песчаников и фоновых глин. Б) Фотография шлифа: песчаник
граувакковый, существенно карбонатный, разнозернистый (состав литокластов: известняки,
мергели- 70-75%;кварцевые песчаники – 7%; 2-3% глинистые породы).
Цирконы с возрастом 2050-2200 млн. лет могли быть принесены из района Украинского щита
(например, Азовского выступа
, который находился на расстоянии около 300-400 км от области
А) Б)
А) Б)
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
седиментации в троге Большого Кавказа). Очевидна их связь с местными источниками, так как
цирконы обычно неокатаны.
Вторая по величине популяция цирконов с возрастами около 200-350 млн. лет произошла, скорее
всего, за счет размыва близких по возрасту магматических комплексов Эльбрусской зоны,
Дзирульского массива и его аналогов. Хотя в настоящее время они обнажены только
в западной
части Большого Кавказа, но аналогичные обломочные цирконы широко распространены и в осадках
на востоке Большого Кавказа (Allen et al. 2006) – аналоги вышеперечисленных зон, вероятно, могли
периодически обнажаться и в этой части региона.
Обломочные цирконы других возрастов имеют меньшее распространение. Обломочные цирконы с
возрастом 550-650 млн. лет и 1000-1850 млн. лет хорошо окатаны и могли
появиться как в результате
длительной транспортировки, так и в результате перемыва относительно древних (домеловых)
песчаников. В пользу дальней транспортировки цирконов с возрастом 1000-1850 млн. лет
свидетельствует то, что именно они доминируют в осадках современной Волги притом, что наиболее
вероятный источник находится на Балтийском щите – граниты рапакиви и Свеконорвежский ороген
(Allen et al. 2006; Bogdanova et al. 2008). Парагнейсы метаморфического
комплекса Большого Кавказа
содержат многочисленные обломочные цирконы с возрастом 550-650 млн. лет (Сомин и др. 2007),
вторичный перемыв которых мог привести к появлению хорошо окатанных зерен, наблюдаемых как
в изучаемых песчаниках, так и в плиоценовых песчаниках на востоке Большого Кавказа (Allen et al.
2006). Хорошо окатанные цирконы архейского возраста произошли, скорее всего, за счет размыва
фундамента
Русской платформы.
Выводы:
В результате проведенных полевых и камеральных работ было сделано несколько выводов о
строении Туапсинского прогиба:
• Заполнение Туапсинского прогиба происходило в глубоководных условиях (более 500 м) c
формированием нескольких фэновых систем. Выявлено две наиболее крупные фэновые системы: 1-я
в районе Сочи-Адлерского района с преимущественно кварцевым составом песчаников, и 2-я
на
территории Абхазии с преимущественно карбонатным составом песчаных горизонтов.
• Севернее г. Туапсе (поселок Агой, агойский тип разреза) предполагается развитие фаций,
характерных для бортовой части Туапсинского прогиба с развитием мощной толщи обломочного
потока с горизонтами турбидитов мощность 0,2-0,4 м.
• Для майкопской серии района Сочи-Адлерской депрессии по данным возрастов цирконов
источником обломочного материала служили деформированные осадочные комплексы Большого
Кавказа и, возможно, метаморфического ядра Большого Кавказа. В Туапсинском прогибе основным
источником обломочного материала для майкопских песчаников была зона Большого Кавказа и
возможно Русская платформа (последнее актуально для северной части Туапсинского прогиба). Так
как на Большом Кавказе в майкопское время размывались разные комплексы
, то и состав песчаников
в Туапсинском прогибе может быть разным.
Благодарности. Авторы благодарны администрации компании ОАО «НК «Роснефть» за
возможность использования материалов.
Литература.
1. Афанасенков А.П., Никишин А.М., Обухов А.Н. Геологическое строение и углеводородный
потенциал Восточно-Черноморского региона. Москва, Научный мир, 2007, 172 с.
2. Туголесов Д.А., Горшков
А.С., Мейснер Л.Б., Соловьев В.В., Хахалев Е.М., Акилова Ю.В.,
Акентьева Г.П., Габидулина И.Н., Коломейцева С.А., Кочнева Т.Ю., Перетурина И.Г., Плашихина
И.Н. Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины. Москва, Недра. 1985,
185с.
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
ПОВЫШЕНИЕ ЭФФЕКТИВНОСТИ КОМПЛЕКСИРОВАНИЯ МАТЕРИАЛОВ ГИС И
СЕЙСМОРАЗВЕДКИ ДЛЯ РЕШЕНИЯ ЗАДАЧ СЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКОГО
МОДЕЛИРОВАНИЯ.
Черепанов Е.А.* (
ООО «КогалымНИПИнефть»)
Количественные оценки параметров пластов по данным сейсморазведки подразумевают
проведение сейсмической инверсии, которая заключается в преобразовании сейсмических трасс, в
трассы акустического импеданса. В дальнейшем данные по акустическому импедансу используются
для прогноза коллекторских свойств исследуемого интервала. Процесс инверсии подразумевает
использование наряду с сейсмическими данными априорной информации о скорости и акустическом
импедансе, рассчитанными
по разрезу скважин по данным акустического (АК) и гамма-гамма
плотностного (ГГК-п) методов. Достоверность прогноза скоростной модели среды в низкочастотной
области оценивается по сопоставлению полученных по данным сейсморазведки импедансов с
результатами, определенными по данным геофизических исследований скважин (ГИС).
Сложность прогноза заключается в том, что вертикальная разрешенность сейсмического
волнового поля,
которая может служить опорой при интерполяции данных ГИС (коллекторских
свойств в межскважинное пространство), гораздо меньше, чем вертикальная разрешенность данных
ГИС. Результатом сейсмической инверсии является тонкослоистая акустическая модель,
охарактеризованная значениями скорости продольных волн и плотности, которые функционально (в
рамках теории Гассмана) связаны с коллекторскими свойствами пластов. Акустический импеданс,
или акустическая жесткость, которая
математически определяется как произведение скорости
упругих волн в породе на значение плотности, во-первых, в большинстве случаев хорошо
коррелируется с литологией, пористостью и т.д., во-вторых, тесно связана с динамическими
характеристиками отраженных волн, т.е., является связующим физическим параметром при
интегрированной обработке данных каротажа и сейсморазведки.
При комплексировании данных
сейсморазведки и ГИС плотностные характеристики играют
важную роль, как и интервальное время пробега упругой волны.
Анализ предыдущих работ, выполненных на территории Западной Сибири, показывает, что
мероприятия по исправлению кривых АК и ГГК-п либо совсем не производятся, либо выполняются в
неполном объеме. Для получения корректной сейсмогеологической модели, рекомендуется
придерживаться следующей технологии
обработки каротажных кривых.
Для скважин, в которых отсутствуют или забракованы показания ГГК-п и АК необходимо
рассчитать теоретические значения объемной плотности (δ
п
) и интервального времени пробега
упругой волны (Δt).
При этом, в силу ограниченности комплекса ГИС, для привязки сейсмических данных по
глубине, возникает необходимость прогнозирования кривой Δt от кондуктора до забоя, а для решения
задач сейсмической инверсии – восстановление кривой δ
п
в целевом интервале.
Предварительная обработка кривых ГИС должна включать в себя визуальный анализ качества
материалов, увязку кривых по глубине и редакцию пропусков фаз, Z-искажений и стандартизацию
масштабов регистрации кривых. Пример корректировки кривой АК за указанные факторы приведен
на рисунке 1.
Стандартизация показаний нейтронных методов (НКТ, НГК), АК и ГГК-п осуществляется
на
основании сопоставления распределений и зависимостей типа НКТ=f(БК) и НКТ=f(АК) в
нормируемой и опорной скважине. Для нормировки показаний НКТ и АК, в качестве опорной
желательно выбирать скважину, охарактеризованную представительным керновым материалом, в
которой выполнено вертикальное сейсмическое профилирование.
Нормировка показаний ГГК-п осуществляется путем сопоставления их распределений с
распределением плотности
насыщенной породы по керну. Контроль нормировки НКТ также
осуществляется по сопоставлению распределений водородосодержания (нейтронной пористости),
рассчитанного по стандартным алгоритмам в опорной и нормируемой скважине.
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
Рисунок 1. Пример коррекции кривых АК - за «пропуск фаз» и за влияния каверн
Восстановление кривых Δt в интервалах отсутствия их регистрации проводится на основе
зависимостей вида Δt=f(J
n
, Н) (где J
n
-показания нейтронного метода, Н – абс. глубина). Пример такой
зависимости приведен на рисунке 2.
Рисунок 2. Пример зависимости между показаниями АК (Δt) и НКТ
Прогноз плотности, необходимой для расчета акустического импеданса среды по данным
ГИС, обычно проводится по кривой ГГК-п. На месторождениях Западной Сибири, кривые ГГК-п как
правило записаны в небольшом количестве скважин. Зачастую, после оценки качества записи в
некоторых скважинах кривые
бракуются. В остальных скважинах остаются диаграммы плотностного
метода с крайне низким качеством. В первую очередь это связано со значительным влиянием на
показания ГГК-п каверн в интервалах размытых глин и углей, а так же слабой связью аномалий с
литологией и керновыми определениями. Обычно, последнее обстоятельство связано с превышением
скорости записи при
регистрации диаграмм.
Исходя из этого, кривую плотности рекомендуется пересчитывать на основании модели
материального баланса:
δ
п
=
Σ(
Vi*
δ
i
)/
Σ(
Vi) (1),
где
δ
п
– плотность горной породы, а
δ
i
– плотность i-го компонента породы с объемом Vi.
Для терригенной горной породы уравнение (1) можно представить в виде:
«Геомодель – 2011» - 13ая конференции по проблемам комплексной
интерпретации геолого-геофизических данных.
Россия, г. Геленджик, 11 – 15 сентября, 2011 г.
δ
п
=
δ
ск
*(1-К
п
-К
гл
) +
δ
гл
*К
гл
+
δ
пз
*К
п
(2),
где
δ
ск
и
δ
гл
– минеральные плотности песчано-алевритовой матрицы (скелета) породы и глинистого
цемента,
δ
ПЗ
–плотность порозаполняющего флюида, К
П
и К
гл
- коэффициенты пористости и объемной
глинистости соответственно.
Параметры Кп и Кгл определяются на осовании комплексной интерпретации материалов ГИС
(например, по комплексу НКТ+ПС или АК+ПС) в поточечном виде.
В практике применения вышеописанных подходов на месторождениях Западной Сибири
рассчитанные кривые интервального времени и плотности, как правило, имеют хорошее качество,
достаточное для
решения задачи привязки сейсмических данных к скважинным данным.
Скорость пробега упругой волны рассчитывается как:
V
p
=10
6
/Δt (3),
где Δt – интервальное время пробега упругой волны по АК в мкс/м.
а акустический импеданс –
AI=V
p
·
δ
п
(4).
На рисунке 3 представлены примеры распределения скоростей и акустических импедансов,
определенных по ГИС для разных литотипов горных пород. На рисунке 4 приведены распределения
скоростей и акустических импедансов для коллекторов и неколлекторов.
Рисунок 3. Пример распределения скоростей и акустических импедансов
для различных литотипов по данным ГИС
Рисунок 4. Пример распределения скоростей и акустических импедансов
для коллекторов и неколлекторов по данным ГИС
Как видно из примеров распределений скоростей и акустических импедансов (рис.3), в
разрезе юрских отложений уверенно выделяются три группы литотипов, имеющие разную
акустическую контрастность: 1 – низкоскоростные интервалы глин и углей (Vp<3300 AI<8000); 2 –
среднескоростные интервалы песчаников и аргиллитов (3300<Vp<4100, 8000<AI<10300); 3 –
высокоскоростные разности карбонатных
песчаников (Vp>4100, AI>10300). При этом если по
значению скоростей интервалы коллекторов и неколлекторов практически не отличаются, то по
значениям акустического импеданса существует некая дифференциация.