книги / Нефтегазовая гидрогеология

Рис. 29. Схема гвдродинамичсского развития природных водонапорных систем (по В. А. Кудрякову).

1 - фундамент (ложе бассейна пластовых вод); 2 - глинистые породы; 3 - породыколлекторы; направление: 4 - движения пластовых вод; 5 - распыленной разгрузки; 6 - участки разгрузки; 7 и 8 - пьезометрические линии соответственно нижнего и верхнего водоносных комплексов; рпр - приведенное давление; I - длина профиля

рактерна для юрского и неокомско-аптского водоносного комп­ лексов, в то время как к меловым и кайнозойским отложениям приурочены в основном инфильтрационные водонапорные сис­ темы.

Как отмечалось выше, в гидрогеологических бассейнах с боль­ шой мощностью осадочного чехла (или в глубокопогруженных частях прогибов) в нижнем этаже бассейна могут располагаться термодегидратационные природные водонапорные системы (рис. 31).

Гидрогеологические бассейны морей и океанов изучены крайне слабо. Их отличительными особенностями являются отсутствие зоны аэрации, наличие толщ, находящихся на различных стади­ ях литогенеза, преимущественное содержание талассогенных вод, преобладание эксфильтрационных природных водонапорных си­ стем. В бассейнах прибрежно-шельфовых областей возможно на­ личие как элизионных (литостатических), так и инфильтрационных природных водонапорных систем. В элизионных природ­ ных водонапорных системах, расположенных в основном под

Рис. 30. Положение природных водонапорных систем в разрезе гидрогеологических бассейнов

Рис. 31. Схема гидродинамической зональности в бассейнах пластовых вод: 1 - крис­ таллический массив; 2 - водонапорная система; 3 - трещинноватость; направление; 4 - движения вод; 5 - инфильтрации метеогенных вод.

Зоны: I - распространения грунтовых геогидродинамических систем, II - распростра­ нения инфильтрационных природных водонапорных систем, III - распространения элизионных природных водонапорных систем, IV - возможного распространения термодегидратационных природных водонапорных систем; 3IB - зеркало грунтовых вод

дном моря, движение вод направлено преимущественно в сто­ рону континента. Разгрузка вод может осуществляться в виде субмаринных источников (см. рис. 6 а) и в пределах суши. В инфильтрационной водонапорной системе в случае, если область питания располагается на высоких гипсометрических отметках (в горных районах) и создается напор, величина ко­ торого выше гидростатического напора морской воды, проис­ ходит разгрузка вод в виде субмаринных источников (см. рис. 6 б). По А. И. Короткову и др. (1980), это явление характерно для гидрогеологических бассейнов «дистального» типа, одно крыло которых высоко поднято, а другое — «дистальное» — опущено ниже уровня моря.

В бассейнах дна внутренних морей также отмечается гидро­ динамическая связь субаэральной и субмаринной частей. Она характерна для Каспийского, Черного, Балтийского и Среди­ земного морей. В Каспийском море это проявляется в виде суб­ маринного грязевого вулканизма, связанного с тектонической зоной, часть которой находится на суше, часть в море, а также в виде субаэральных источников, в которых разгружаются воды субмаринных частей гидрогеологических бассейнов. Свидетель­ ством гидродинамической связи между субмаринной и суба­ эральной частями верхнеюрского карбонатного комплекса в Сочи-Адлерском бассейне является разгрузка на суше сульфид­ ных вод, широко известных под названием мацестинских. По данным P. Р. Арутюнянц, В. В. Иванова, Ю. П. Пастушенко (1977) величины приведенных напоров верхнеюрских вод в пре­ делах разведанной части Сочинского месторождения сульфид­ ных вод возрастают в сторону Черного моря. Это свидетельству­ ет о миграции сульфидных вод из погруженных частей Причер­ номорской впадины в сторону суши и подтверждает мнение о наличии элизионной водонапорной системы литостатического типа. Не исключено, что сероводородное заражение Черного моря связано с проникновением сульфидных вод в морской бас­ сейн из битуминозных карбонатных пород по разломам и зонам трещиноватости.

К гидрогеологическим бассейнам дна Мирового океана относятся субмаринные бассейны котловин, рифтов, желобов, прогибов, суб­ маринные бассейны трещинных и жильно-трещинных вод (по В. А. Кирюхину, Н. И. Толстихину — субмаринные гидрогеологи­ ческие массивы), приуроченные к положительным формам релье­ фа дна океана.

Гидрогеологические бассейны могут содержать в своих недрах залежи нефти и газа. Если в гидрогеологическом бассейне имеют­ ся залежи нефти, газа, газоконденсата, то его следует относить к

нефтегазоносным бассейнам.

Понятие о нефтегазоносном бассейне введено в литературу И. О. Бродом и его последователями В. Г. Васильевым, И. В. Вы­ соцким, которые считали, что нефтегазоносный бассейн является частью артезианского (гидрогеологического) бассейна. При этом они исключали его краевые зоны и прежде всего область питания и прилегающую зону активного водообмена, где условия для со­ хранения залежей УВ неблагоприятны. Расплывчатость границ неф­ тегазоносного бассейна (неясность — какую часть гидрогеологи­ ческого бассейна в разрезе и в плане относить к собственно неф­ тегазоносному бассейну) при такой трактовке вызвала впослед-

ствии появление других терминов, например «нефтегазоносный осадочный бассейн» (Н. Б. Вассоевич, 1970), «осадочно-породный депрессионный гидрогеологический бассейн» (М. И. Суббота, А. Ф. Романюк, 1978) и др.

Следует подчеркнуть, что границы нефтегазоносного бассейна должны совмещаться с границами гидрогеологического бассейна. Это положение вытекает из современных представлений о роли гидрогеологических условий в миграции, аккумуляции и консер­ вации скоплений нефти и газа. Прежде всего следует отметить, что область раскрытого залегания водоносных комплексов (область питания) — это неотъемлемый элемент инфильтрационной водо­ напорной системы, определяющий величину напоров и гидроди­ намические условия во всей водонапорной системе, которая мо­ жет включать и залежи УВ, поэтому исключать эту область из неф­ тегазоносного бассейна нельзя. Кроме того, палеогидрогеологические реконструкции показывают, что на элизионных этапах раз­ вития в некоторых бассейнах пластовых вод области питания со­ временных инфильтрационных водонапорных систем были облас­ тями разгрузки и при наличии ловушек аккумулировали УВ. Впос­ ледствии эти скопления могли быть разрушены.

При нефтегазогеологическом районировании широко исполь­ зуют понятия «нефтегазоносная провинция», «нефтегазоносная область», «нефтегазоносный район». Следует отметить, что в ряде случаев границы нефтегазоносных провинций и нефтегазоносных гидрогеологических бассейнов совпадают. Это относится к таким нефтегазоносным гидрогеологическим бассейнам, как ТиманоПечорский, Прикаспийский, Днепровско-Донецкий и др. В от­ дельных случаях в пределах нефтегазоносной провинции выделя­ ют не один, а два и более бассейнов. Например, в пределах ЛеноТунгусской нефтегазоносной провинции на Сибирской платфор­ ме располагаются два нефтегазоносных бассейна — Ангаро-Ленс­ кий и Тунгусский, в рамках Предкавказско-Крымской нефтегазо­ носной провинции, также выделяются два нефтегазоносных гид­ рогеологических бассейна — Западно-Предкавказский и Восточ- но-Предкавказский и т.д. Следовательно, характеризуя гидрогео­ логию нефтегазоносных бассейнов, мы получаем представление и о гидрогеологии нефтегазоносных провинций.

ГЛАВА VI

ОСНОВЫ ГИДРОГЕОТЕРМИИ

Гидрогеотермия — раздел гидрогеологии, посвященный изуче­ нию закономерностей теплопереноса и теплообмена в водонос­ ных толщах литосферы. Гидрогеотермия, как научное направле­ ние, возникла на стыке с геотермией, предметом изучения кото­ рой является тепловое поле Земли. Гидрогеотермические исследо­ вания имеют большое теоретическое и практическое значение, так как позволяют оценить роль природных вод в формировании и распределении теплового поля, т.е. участие вод в термическом ре­ жиме Земли. В то же время знание температур водных растворов литосферы позволяет использовать воды в энергетических и ле­ чебных целях, при оценке перспектив нефтегазоносности недр, а также при поисках, разведке и разработке залежей УВ.

§1. ОБЩИЕ ВОПРОСЫ

Тепловой режим подземных вод зависит от распределения и интенсивности источников тепловой энергии и условий теплопе­ реноса. Выделяются внешние и внутренние источники. К внешним (космическим) источникам тепловой энергии относится солнеч­ ная радиация. Поток солнечной радиации зависит от географичес­ кой широты местности и изменяется во времени. Большая часть энергии этого потока поглощается Землей, что приводит к перио­ дическому изменению температуры на ее поверхности и в приле­ гающих слоях. Глубина проникновения солнечной радиации уве­ личивается с возрастанием амплитуды и периода колебания тем­ пературы на земной поверхности. H. М. Фроловым выделены су­ точные, годовые, вековые и геологические циклы продолжитель­ ностью от земных суток до галактического года.

К внутренним (планетарным) источникам тепловой энергии относится энергия, выделяющаяся в результате распада радиоак­ тивных элементов (урана, тория и др.), — радиогенная. По мне­ нию П. Н. Кропоткина и Е. А. Любимовой, основные источники глубинного тепла связаны с гравитационной энергией (упругой энергией сжатой планеты, энергией гравитационной дифферен­ циации), а также с ротационной энергией (замедлением скорости вращения Земли, изменением колебаний скорости вращения Зем­ ли и т.п.). По расчетам названных исследователей количество теп­ ловой энергии, выделяющейся при этих процессах, сопоставимо с

количеством радиогенной теплоты. Кроме того, по В. Д. Косареву, тепловая энергия выделяется при геохимических реакциях, а так­ же в результате физико-химических процессов, протекающих в ядре и мантии Земли.

Передача теплоты в пределах земной коры представляет собой сложный процесс распространения тепловой энергии в твердом породообразующем скелете и заполняющих поры породы жидко­ стях и газах. В литосфере теплоперенос осуществляется главным образом за счет теплопроводности и конвекции. Следовательно, общий тепловой поток g (Вт/м2) представляет собой сумму кондук-

Кондуктивная теплопроводность qm горных пород имеет атом­ но-молекулярный характер, возникает в неравновесных системах при наличии градиента температур и описывается уравнением Фурье

^ = -Я . grad Г, (VI.2)

где X — коэффициент теплопроводности среды, в которой рас­ пространяется тепло; grad 71= ДТ/АН — приращение температуры ДГ в интервале глубин ДЯ.

Численно величина X соответствует количеству теплоты, про­ ходящему в единицу времени через единицу площади при сниже­ нии температуры на один градус на единице длины, и измеряется в Вт/(м-°С). Коэффициент теплопроводности пород зависит от со­ става пород, их петрофизических свойств, термодинамических ус­ ловий и определяется по данным лабораторных исследований. Среди осадочных пород наибольшей теплопроводностью облада­ ют каменная соль, ангидрит, наименьшей — глины. Песчаники, алевролиты, известняки и доломиты характеризуются средней теп­ лопроводностью. Последняя зависит также от количества, состава и структуры цемента в породах. Минимальной теплопроводнос­ тью обладает глинистый цемент, максимальной —кварцевый. Су­ щественное влияние на ее величину оказывает и влагонасыщенность: у сухих пород она ниже, чем у водонасыщенных. Понижа­ ется теплопроводность и в нефтенасыщенных породах.

Под конвекцией понимается передача теплоты в горных поро­ дах движущимся потоком подземных вод. Водные растворы явля­ ются важнейшим фактором перераспределения теплоты в недрах. Конвективная составляющая плотности теплового потока

(VI.3)

где С — удельная теплоемкость; v — скорость фильтрации; t — температура подземных вод.

Удельной теплоемкостью называется отношение теплоемкости к массе тела, измеряется она в Дж/ (кг-°С).

Оценка роли конвективного теплопереноса осуществлялась Н. А. Огильви, Е. Н. Люстих, H. М. Кругликовым и др. Для выяв­ ления возможного теплового эффекта, который создают воды, дви­ жущиеся из более погруженных участков гидрогеологического бас­ сейна в приподнятые, H. М. Кругликов провел расчеты, показав­ шие, что при увеличении скорости фильтрационного потока, теп­ ловое воздействие вод пропорционально возрастает.

В пределах локальных структур определение зависимости вели­ чины температуры от скорости фильтрации проводилось М. М. Митником (1989). Результаты гидрогеотермического моде­ лирования показали, что величина температурной аномалии отра­ жает влияние скорости движения подземных вод по наклонному пласту. При этом над крылом структуры с движением вод вверх по возрастанию пласта формируются положительные тепловая и тем­ пературная аномалии, а над крылом структуры с нисходящим дви­ жением вод — отрицательные. Установлено, что величина тепло­ вого потока над структурой зависит от скорости фильтрации. Чем больше скорость фильтрации, тем больше плотность теплового потока в своде структуры.

А. А. Крупник, используя при диагностировании особенностей режима эксфильтрационных вод трансформанты геотермического поля, включающие первую и вторую производные температуры по глубине, отмечает, что доля конвективной составляющей в сум­ марном тепловом потоке может быть значительной, изменяясь от 25 до 50 %.

Основными геотермическими параметрами при изучении теп­ лового режима литосферных вод являются геотермический гради­ ент и геотермическая ступень.

Геотермический градиент — прирост температуры на единицу

ветственно А, и hr

Обычно геотермический градиент относят к интервалу глубин 100 м, в этом случае он выражается в ‘С/100 м.

Геотермическая ступень — расстояние по вертикали на протя­ жении которого температура изменяется на ГС:

Геотермический градиент, отнесенный к интервалу 100 м, и геотермическая ступень связаны соотношением:

В вертикальном разрезе земной коры имеет место геотерми­ ческая зональность. Большинство исследователей выделяют две зоны: гелиотермозону, включающую верхнюю оболочку земной коры, в пределах которой гидрогеотермический режим форми­ руется под воздействием солнечной радиации, и геотермозону. Последняя включает нижние слои земной коры и верхнюю ман­ тию. Гидрогеотермический режим в пределах геотермозоны за­ висит от эндогенных источников тепла. За нижнюю границу ге­ лиотермозоны обычно принимают нейтральный слой. При этом под нейтральным слоем понимается слой годовых теплообменов, температура которого на его нижней границе относительно постоянная для каждой данной точки земной поверхности. Глу­ бина залегания нейтрального слоя колеблется в широких преде­ лах — от десятка до нескольких десятков метров. Для большей части территории нашей страны мощность слоя годовых теплообменов близка к 25 м. В геокриологии вместо термина «нейт­ ральный слой» используется понятие «слой нулевых годовых амплитуд», глубина залегания которого в областях развития криолитозоны зависит от мощности сезонноталого или сезонно­ мерзлого слоя.

Учитывая точку зрения H. М. Фролова, доказывающего, что влияние солнечной радиации распространяется на всю земную кору и проявляется в многовековых и галактических циклах, Б. И. Писарский (1980) предлагает выделять в разрезе три зоны: гелиотермозону, гелиогеотермозону и геотермозону. При этом предлагается глубину первой зоны ограничивать нейтральным слоем, в котором преобладает влияние инсоляции (зона разви­ тия преимущественно верховодки и грунтовых вод) и темпера­ тура вод близка к среднегодовой температуре воздуха. К гелиогеотермозоне относится зона, располагающаяся между нейтраль­ ным слоем и границей многовековых колебаний температуры под влиянием климата (глубина 1-3 км). Ее гидрогеотермичес­ кий режим находится под влиянием как солнечной радиации,

так и внутренних источников тепловой энергии земных недр. В нижней зоне — геотермозоне — преобладает влияние внутриземной теплоты.

Температура подземных вод нефтегазоносных бассейнов изме­ няется в широких пределах: от отрицательных значений в области развития криолитозоны до нескольких сот градусов в наиболее погруженных частях осадочных бассейнов и прогибов.

Величины геотермического градиента в осадочном чехле раз­ новозрастных структур изменяются в широком диапазоне. Сводки данных по изменению геотермических градиентов в осадочном чехле разновозрастных структур приведены Б. Ф. Маврицким (1971) и в книге «Тепловой режим недр СССР» (1970 г.). На основании этих данных составлена табл. 10, из которой видно, что в областях докембрийской складчатости в чехле платформ средние значения геотермического градиента составляют 1,8- 2,7°С/100 м. В областях палеозойской складчатости на платфор­ мах геотермический градиент выше — 3-5вС/100 м, в области раз­ вития кайнозойской складчатости — 3-4вС/100 м, причем наибо­ лее высокие его значения отмечены в межгорных впадинах и про­ гибах: так, в Куринской впадине он составляет в среднем 3,5°С/ 100 м. Наибольшие величины геотермического градиента фикси­ руются в Восточном Предкавказье в Терско-Каспийском проги­ бе — до 5°С/100 м.

Величины геотермических градиентов зависят от многих фак­ торов, прежде всего от термических свойств горных пород (теп­ лопроводности) , а также от их состава, водонасыщенности и т.п. На рис. 32,а приведены сведения, полученные на основе замеров температур в скважинах, а на рис. 32,6 — с учетом по­ правки на нестационарность современного геотермического поля Западно-Сибирского бассейна, обусловленную влиянием кли­ мата в позднечетвертичное время. Как видно из рис. 32, геотер­ мические градиенты песчаных и глинистых пород различны. Причем в южных районах их величины в глинистых и десчаных породах возрастают с глубиной, что свидетельствует о росте теп­ лового потока. По скважинам Широтного Приобья и северной части бассейна фиксируется более сложное соотношение этих параметров. Обращает на себя внимание скачок геотермических градиентов в интервале глубин 1-1,2 км, который сохраняется и после введения поправки. Это свидетельствует о резком возрас­ тании коэффициента теплопроводности на таких глубинах на одну и ту же величину по всем районам Широтного Приобья и северной части бассейна. Ниже уровня 1,2 км отмечается тен­ денция снижения геотермического градиента. Знание величины