7.1 Закономірності зміни температури з глибиною

Вивчення закономірностей зміни температури в земній корі з глибиною і розподіл по площі в окремих районах і областях має велике значення для вирішення геологічних і технічних завдань при пошуках, розвідці і розробці покладів нафти і газу. ЗнанНЯ тем­пературного режиму в верхній оболонці земної кори полегшує розуміння процесів, пов’язаних з пізнанням тектоніки окремих регіонів, генезису вуглеводній і їх накопи­чення в покладах, а також закономірностей переходу вуглеводнів з однієї фази в іншу. Крім того, інформація про температурні умови того або іншого регіону потрібна Для успішного проведення будівництва свердловин і експлуатації нафтогазових покладів. Питаннями вивчення температури вземній корі і в цілому Землі займається наука, яку називають геотермією. Відомо, що температура в земній корі з глибиною підвищуєть­ся. Оцінку збільшення температури з глибиною проводять за допомогою понять геоте­рмічного ступеня і геотермічного градієнта.

Геотермічний ступінь {G) — це відстань в метрах, яка відповідає збільшенню тем­ператури гірських порід у земній корі з глибиною по вертикалі. Геотермічний ступінь на глибині (H) визначають за формулою

G = (H -h)/(T -t),

де h — товщина поверхневого шару, нижче якого починає діяти закономірне під­вищення температури; T — температура на глибині H, ⁰C; t — середньорічна темпера­тура у певному районі або області.

Геотермічний ступінь має різні значення залежно від геологічної будови району. Менші значення геотермічного ступеня відзначаються в зонах прояву неотектонічних рухів. Це рухомі пояси земної кори альпійської складчастої системи, райони зрозвит- ком магматизму, вулканізму, в тому числі грязьового. Менш розігрітими є платформні ділянки земної кори. Ha платформах геотермічний ступінь вищий, тому що збільшення температури з глибиною відбувається повільніше порівняно з тектонічно активними зонами. Середнє значення геотермічного ступеня в земній корі в цілому на планеті — 33 м на 1 ⁰C.

Геотермічний градієнт — величина, обернена геотермічному ступеню, тобто кіль­кість градусів Цельсію, що припадають на 100 м збільшення глибини. У середньому геотермічний градієнт дорівнює 3,33 ⁰C на 100 м, однак у різних районах залежно від геологічної будови він також коливається в широких межах., У передгірських прогинах і міжгірних западинах, де породи знаходяться в умовах тектонічних напружень, геоте­рмічний градієнт високий (відповідно геотермічний ступінь зменшується). У межах платформ геотермічний градієнт зменшується. Ha щитах, де на поверхню виходять консолідовані гірські породи, геотермічний градієнт мінімальний і, за даними Д.І. Дья- конова, знижується до 0,9—0,6 ⁰C на 100 м, а геотермічний ступінь, відповідно, є мак­симальним.

Тепло в надрах земної кори генерується тецловими потоками з мантії Землі в ре- зультаті розпаду радіоактивних елементів, гравітаційного ущільнення осадовоі'товщі земної кори і тектонічних пропесів, які зумовлюють деформацію великих мас гірських

4.2 Пористість гірських поріа

Під пористістю породи розуміють наявність у ній пустот (пор, каверн, тріщин тощо), не заповнених твердими речовинами. Пористість визначає здатність породи вміщувати нафту, газ і воду. Вона є ємнісним параметром колектору.

За походженням пори та інші пустоти в породі поділяють:

• на первинні, які утворюються в процесі осадонагромадження, тобто в процесі формування породи на стадії седиментогенезу. До них належать пустоти між зернами і часточками породи, проміжки між площинами нашарування; первинна пористість за­звичай спостерігається в пісках, пісковиках, глинах, конгломератах тощо;

• вторинні, які утворюються у сформованих породах в результаті діагенезу і епігенезу; до них належать пустоти, які утворилися після розкладення організмів, пори розчинення, тріщини, які виникли в результаті зменшення об’єму породи (наприклад, унаслідок перетворення гіпсу в ангідрит), тріщини і пустоти, що пов’язані з кри­сталізацією порід, ерозійними процесами і формуванням кори вивітрювання. Вторинна пористість зазвичай спостерігається в галогенних і карбонатних породах (гіпсах, ангід­ритах, вапняках, доломітах та ін.); до вторинної пористості відносять дуже часто і тріщинуватість гірських порід, що виникла в результаті тектонічних рухів у земній корі (у підручнику тектонічну тріщинуватість гірських порід розглянуто окремо).

Первинна пористість характеризується більш або менш закономірним розподілом у породах і варіює залежно від їх фаціальної мінливості. Вторинна пористість відрізняється локальним розвитком і коливається залежно від дії певних факторів у широких, навіть регіональних, масштабах. Пори різних типів в породі показано на рис. 4.3.

B лабораторних умовах зазвичай визначають пористість і коефіцієнт пористості.

Коефіцієнтом пористості називають відношення об’єму пор зразка породи до видимого об’єму цього зразка:

де m — коефіцієнт пористості; V_n — об’єм пор зразка породи; Vo — видимий об’єм зразка породи.

Пористістю називають відношення об’єму пор зразка породи до видимого об’єму цього зразка, виражене у відсотках:

m, =—100,

^o

леті—пористістьпороди. 4

4.3 Проникність гірських порід

Проникність є одним із найважливіших параметрів, який характеризує колекторні властивості породи. Проникністю гірської породи називають властивість її пропускати рідину (воду, нафту) або газ через себе. Одні породи (наприклад глини) можуть мати велику пористість, але малу проникність, інші (наприклад вапняки), навпаки, — малу пористість, але високу проникність через їхню тріщинуватість. Між пористістю і про­никністю немає функціональної залежності.

Проникність визначають за розміром пор або пустот і порожнин тріщин. Майже всі осадові породи — піски, пісковики, конгломерати, вапняки, доломіти — більшою або меншою мірою проникні. Проте глини, щільні вапняки і доломіти, незважаючи іноді на значну пористість, проникні лише для газу і то за значних перепадів тиску. Це зумовлено малими (субкапілярними) розмірами пор, в яких немає руху рідини і навіть газу за існуючих перепадів тиску в природі.

Експериментально встановлено, що основна маса нафти може рухатись по капілярних порах, розмір яких значно більший за 0,0002 мм, але це питання ще noTpj-

Перевіримо правильність виведеного співвідношення, порівнявши ліву і праву його частини: Па = Па² • Па'¹ = Па.

4. AРт— надлишковий тиск унаслідок збільшення об’єму легких фракцій у вуглеводневій суміші зі збільшенням температури. Ha прикладі вуглеводневої суміші родовища Хассі-Мессауд (Алжир) було показано, що тиск у природному резервуарі в температурних умовах підвищується за рахунок парціальних тисків метану і частково етану. Фракції більш важких вуглеводнів на підвищення тиску через температурні умо­ви впливають мало.

Збільшення об’єму газів у температурних умовах, що приводять до виникнення в природному резервуарі АР_Т, можна врахувати у такий спосіб. Відомо, що для приве­дення об’ємів газу до стандартної температури користуються поправкою на температу- РУ / ~ {T + tcr)/(T + tnn)- Тут T = 273 ⁰C; t„= 20 ⁰C; г_пл — температура пласта, ⁰C. Якщо у цьому виразі /_ст замінити на t_G (температура в пласті за середнього значення геотермічного ступеня для області), то за поправкою fa = (T + to)/(T + t_m) можна при­водити об’єми газів до умов пластових температур, що відповідають середнім значен­ням геотермічного ступеня для області або району.

Температуру в пласті за середнього значення геотермічного ступеня G_cp обчисли­мо за формулою

Ccp= (H-h_c)/(t_G-t),

звідки

t_G=[(H-h_c) + (G_cpt)]/G_cp.

Тут H— глибина пласта, м; A_c — глибина шару від поверхні зі сталою температу­рою, тобто шару, де збільшення температури з глибиною ще не спостерігається, м; t — середньорічна температура повітря на поверхні, ⁰C.

За допомогою величини, оберненої значенню температурної поправки р_т = l//c = (T + tm)/(T + tc), можна враховувати збільшення об’ємів газів у пласті і появу в при­родному резервуарі АРт- Тоді

APT ⁼ Pгідр Рт ^— Pгідр

або

AP_r ⁼ 10^-s H у_в (р_т -1).

Правильність співвідношення перевіряють відповідністю розмірностей лівої і правої частин рівняння: Па= Па, тому що р_т— це співвідношення температур (розмірності скорочуються).

4. ДРкат— надлишковий тиск унаслідок дії катагенетичного фактора, що приво­дить до руйнування і перетворення органічної речовини. Наприклад, у Західнотуркменській западині, за даними O.A. Калятина, E.B. Кучерука, максимальна генерація газу під час катагенезу органічної речовини відбувається вже починаючи з температури 76—84 °С. У загальному випадку можна записати:

APкат ⁼ Pгідр К.кят ~ Pгідр?

де К_кат — коефіцієнт, що показує у скільки разів збільшується пластовий тиск у природному резервуарі внаслідок катагенетичного перетворення органічної речовини. K_mr залежить від багатьох показників: вмісту органічної речовини в породі, температу­ри тощо. Цей коефіцієнт визначають експериментально або емпірично за статистични­ми даними для конкретного району (області). У загальному випадку

АР_тг=Ю-^$Ну_в(К_КйТ-1) [МПа].

Плавність співвідношення перевіряють відповідністю розмірності лівої і правої частин рівняння.

4. АР_Під_Т — надлишковий тиск у колекторі в результаті підтоків у нього напірних флюїдів з нижчезалягаючих утворень. Визначення величини цієї складової у загально-

тріщинами. Ємнісні фактори для тріщинуватих теригенних колекторів ті самі, що і для міжгранулярних колекторів — міжзернові пори плюс порожнинні тріщини, а в карбонат- них породах — каверни, мікрокарстові пустоти, стилолітові порожнини і тріщини.

Роль самих тріщин у загальній місткостітріщинуватого колектору, як правило, не є основною і лише інколи зростає в зонах дроблення гірських порід диз’юнктивних дислокацій.

Тріщинуваті колектори характеризуються різноманітністю іскладністю їх будови, наявністю в них мікротріщин, роль яких є основною у фільтрації флюїдів. Проте не слід змішувати тріщинуваті колектори з порово-тріщинуватими, оскільки у тріщинуватому колекторі міжгранулярна пористість майже відсутня і він характеризується лише йому властивими особливостями, а в порово-тріщинуватому колекторі певну роль відіграє також звичайна пористість порід. Більша частина наявних у тріщинуватих породах пус- тот, що поєднуються широко розвинутою в них сіткою мікротріщин, визначає тип ко- лектору фис. 4.10).