книги / Нефтегазовое дело. Полный курс
.pdfРис. 2.9. Измеренные значения проницаемости в зависимости от измерен ных характерных диаметров поровых каналов для нефтеносных песчаников, представленных на рис. 2.8, а [29]
2.3.5.Т е п л о ф и зи ч е с к и е с в о й с т в а
и теп л овой р е ж и м го р н ы х п о р о д
К оэф ф и ц и ен т теплопроводности м инералов Лм и горны х пород À резко отличаю тся друг от д руга и з -з а н ал и чи я в породах пор и повышенного теплового соп роти влен ия на гран ицах зерен . Н ап р и мер, минерал галит им еет Лм = 25,5 В т /м ■град, а кам ен н ая соль — Л= 7,2 В т/м -град.
У дельная т е п л о е м к о с т ь го р н ы х п ород и з м е н я е т с я от 380 до 2100 Д * /к г • град. У дельная теплоемкость воды равна 4200 Д ж /кгград., что значительно превы ш ает теплоемкость горных пород. По этой при чине теплоемкость водонасыщ енных пород всегда вы ш е теплоемкости сухих пород.
Коэффициенты теплового расш ирения сггорных пород обратно про порциональны соответствую щ им м одулям упругости Е. При нагрева нии или охлаждении в горных породах могут возникать терм ические напряжения. Это происходит при неравномерном нагреве массива по род; при наложении связей, ограничиваю щ их расш ирение пород; при неоднородности их строения. О хлаж дение блока трещ иноватого массива
пород на величину АТ эквивалентно по деф орм ации повышению плас тового давления на некоторую величину Ар. Эта связь определяется следую щ им вы раж ением :
ДГ = Др(1 - 2 rj)/aE . |
(2.12) |
Т ем пература горных пород ф орм ируется тепловы м потоком, иду щим из недр Зем ли, и теплом, получаемы м от Солнца. С увеличением глубины тем пература пород увеличивается со средним геотермическим градиентом Г = 0,03 град/м .
Если на некоторой глубине H fi известна тем пература пород Тп, то геостатическая тем пература на произвольной глубине Н определяется
по ф орм уле |
|
Т = ТП- Г ( Н П- Н ) . |
(2.13) |
Геотермический градиент Г для разны х районов Зем ли изм еняется в ш ироких пределах: от 0,01 на юге А ф рики до 0,67 гр ад /м в районе Пятигорска. На больш их глубинах тем пература горных пород может достигать значительны х величин. Н апример, в П рикаспийской впади не на глубине 12 км породы имею т тем пературу около 300 °С.
Н еф ть и газ, объединяемы е понятием углеводородного раствора, яв ляю тся продуктом процессов, происходящ их в недрах в определенном тем пературном интервале. Генерация углеводородов является разно видностью деф лю идизации органического вещ ества (ОВ), находящ его ся в осадочных породах в рассеянном состоянии. Осадочный бассейн при погруж ении испы ты вает влияние восходящ его теплового потока, кото ры й акти ви зи ру ет процесс неф тегазообразования. Чем интенсивнее прогибание земной коры и погруж ение осадочного бассейна, тем в бо лее вы сокотем пературны е условия попадаю т породы и тем выш е (до определенны х глубин) уровень реализации нефтегазом атеринского по тенциала.
Тепловой (геотермический) реж и м осадочного бассейна зависит от его геоструктурного полож ения и глубины источников тепла. Тепловые потоки относительно высоки в риф товы х зонах, поскольку ри ф ты зак лады ваю тся над мантийными поднятиям и (диапирами). Источниками тепла в р азр езе бассейна могут быть экзотерм ические реакции, про исходящ ие в процессе деструкци и ОВ и некоторы х м инеральны х пре образований. Чем интенсивнее и длительнее погруж ение осадочного бассейна, тем более вы сокую тем п ературу им еет восходящ ий тепло вой поток.
А
При толщине континентальной коры 40— 50 км средняя плотность теплового потока составляет примерно 55 м В т/м 2. В областях с океани ческой корой толщ иной 12— 14 км средняя плотность потока прибли жается к 60 м В т/м 2, в риф товы х зонах — до 100 м В т/м 2 и выше.
Аномалии теплового поля во многом связаны с изменением тепло проводности пород, которая изм еняется в процессе их уплотнения, пе рекристаллизации и удаления флю идов. П ри постоянном глубинном тепловом потоке это о тр аж ается на геотермическом градиенте, кото рый возрастает при сниж ении теплопроводности. Уплотнение пород в катагенезе приводит к сниж ению градиента тем ператур по вертикали.
Под действием возрастаю щ ей с глубиной тем пературы флю иды р а зогреваются, отчего внутрипластовое давление аномально увеличива ется. Это приводит к тому, что разогреты е ф лю иды периодически про рываются в более вы сокие части осадочного р азреза. М игрирую щ ие вверх флюиды являю тся мощным теплоносителем, который дополни тельно прогревает вы ш ележ ащ ие осадочные толщи.
На рис. 2.10 приведена схема распределения предельны х тем пера тур и глубин сущ ествования углеводородных зал еж ей флю идов разно го состава. Для обычной нефти предельная тем пература сущ ествования составляет 140 'С, для легкой неф ти — 180 'С, для газоконденсатов — от 200 до 300 СС. Газ м ож ет вы держ ивать тем пературу и сущ ествовать выше 300 ‘С.
140 “С
180 "С
200 С
?00"С
Геотермический градиент. “С/100 м
Рис. 2.10. Схема распределения предельных температур существования углеводородных флюидов в осадочных бассейнах
П ри низких тем п ер ату р ах тр еб у ется больш ое по геологическим масш табам время, чтобы ОВ достигло заметного уровня зрелости. Если в истории погружения слоя температура его пород не превосходит £ = 50 °С, то ОВ достигает стадии начала неф теобразования по прош ествии одного м иллиарда лет. При £ = 140 'С органическое вещ ество пород достигает стадии начала нефтеобразования за врем я примерно в один миллион лет.
2 .3.6. |
Г о р н о е и п л а ст о в о е д а в л е н и е |
|
Горные породы, окруж аю щ ие скваж ину, находятся в слож |
ном напряж енном состоянии, обусловленном весом вы ш ележ ащ их по род и тектоническими процессами в данном геологическом регионе. Со вокупность этих напряж ений назы вается го р н ы е д ар ен и ем .
П ри бурении скваж ин на суш е горное (гео стати ч еско е, л и т о с т а ти ч еское) давление на глубине z, обусловленное весом вы ш ележ ащ их
пород, определяется: |
|
РГ= РП92, |
(2.14) |
где рп — средняя плотность вы ш ележ ащ их горных пород.
Боковое давление (радиальное упругое напряж ение) в горных поро дах определяется как доля горного (геостатического) давления:
Рб = £ Р г, |
(2-15) |
где £ = г]/( 1 - г)) — коэф ф ициент бокового распора горной породы. Горные породы не являю тся идеально упругими тверды м и телами,
и в них в разной степени п роявляется вязкость, которая обусловливает такие процессы, как релаксация напряж ений и ползучесть. В резу л ь тате вековых реологических процессов в земной коре происходит р е лаксация напряж ений, в резул ьтате чего значения бокового и горного давлений вы равниваю тся, а коэф ф ициент » 1. В практике бурения ш ироко использую т понятия градиента горного и градиента пластового давления по глубине, значения которых равны отношению соответству ющего давления к глубине залегания пород.
П оры и треш ины горных пород заполнены ж идкостям и и газами (флю идами), испытываю щ ими некоторое давление, которое назы вает
ся п л асто в ы м давлением.
В норм альны х условиях пластовое давление р п ф лю идов на глубине
z равно гидростатическом у давлению столба пресной воды: |
|
PÜ =Рь9г, |
(2.16) |
где р — плотность пресной воды; g — ускорение силы тяж ести . |
|
|
\ |
85 |
Пластовое давление назы ваю т аномально вы соким (АВПД) в слу- |
|
|
чае, когда |
|
|
Р „> 1,2рвдг, |
(2.17) |
|
и аномально низким (АНПД), когда |
|
|
Р„ < 0,8pBgz. |
(2.18) |
|
С увеличением глубины бурения возрастает вероятность встречи с аномальным давлением.
Пористость является ф ункцией эф ф ективного напряж ения в ске лете пород:
<Vt, = Рг " Рп> |
(2.19) |
где pt — геостатическое давление, создаваем ое весом вы ш ележ ащ его массива осадочных пород; р п — давление ж идкости в порах.
Это соотношение означает, что в осадочной толхце вес вы ш ележ а щего слоя осадочных пород п оддерж и вается совместным действием эффективных напряж ений в скелете, передаю щ ихся от кристалла к кристаллу на контактах зерен, и давлением ж идкости в порах. Свой ство упругоемкости горных пород отраж ает их способность к изм ене нию объема пор и трещ ин в процессе нестационарной ф ильтрации. Упругоемкость ф ильтрую щ их массивов проявляется в их деф орм ации, возникающей в результате изм енения пьезометрического напора (пла стового давления) в области ф ильтрации .
Для характеристики гидрогеологических условий, в которых осущ е ствляется бурение, удобно пользоваться величиной относительного пла стового давления, которое назы ваю т коэф ф ициенщ ом ан о м ал ьн о сти пластового давления:
(2.20)
Pb9Z
Большая глубина скваж ин и наличие горного и пластового давлений оказьтают существенное влияние на технологию бурения. При бурении очень важно обеспечить такое давление в скваж ине (противодавление), которое компенсировало бы пластовое (поровое) давление насыщ ающ их пласты флюидов. Условие создания нормального противодавления за счет подбора бурового раствора необходимой плотности р имеет сле дующий вид:
Л>ир= 7>в(Рп+ 0,ю ). |
(2.21) |
|
2 |
.4. |
ГЕОДИНАМ ИКА ЗЕМ Н ОЙ КОРЫ |
2 |
.4.1, |
Т ек то н и к а л и т о с ф е р н ы х плит |
|
|
Д ля нефтедобы ваю щ их компаний явл яется крайне акту ал ь |
ным реш ение проблемы аварийности и сниж ения эколого-экономичес ких рисков. Н еож иданное возникновение аварийны х ситуаций на про м ы слах зачастую связано с недооценкой пространственно-временны х изменений состояния зем ны х недр. С ерьезны е компании не хотят ста вить на карту собственный престиж , поэтому начинаю т обращ ать вни мание на геодинамические процессы.
Согласно теории дрейф а континентов или теории т е к т о н и к и л и т о с ф е р н ы х п л и т на планете сущ ествовал единый суперконтинент, который примерно 150— 180 млн лет назад раскололся на части, и эти части -м атерики начали дрейф овать по поверхности Земли. Одной из причин дрейф а континентов мог стать, например, рост разм еров Земли (рис. 2.11).
Рис. 2.11. Схематическое изображение растущей Земли
В середине XX в. появилась концепция спребинга океанического дна. Океанологи обнаруж или, что на данном историческом этапе дно океа нов расходится в разны е стороны. При этом в одних м естах (рифтовые зоны) участки земной коры (плиты) раздвигаю тся, а в других м естах — сжимаю тся. Причиной происходящ его являю тся мощные конвекцион ные потоки горячей магмы. Горячая магма в своем непрерывном дви ж ении увлекает за собой огромные участки земной коры вместе с кон тинентами.
Д виж ущ аяся вдоль подош вы плит горячая магма за счет вязкост ных эф ф ектов оказы вает на них сдвигаю щ ее усилие (рис. 2.12). Темпе-
ратура магмы падает, а вязкость возрастает по м ере приближ ения к подошве плиты. О вязкости горячей магмы можно судить по вязкости изливающейся лавы. Ж и дкие базальтовы е лавы имею т тем пературу 1Ш>—1200 С и плотность до 2,8 т /с м 6. В ы соковязкие л авы имею т тем - пературу 700— 900 С и плотность 2,2 г / CM:i.К оэф ф ици ент вязкости рас плавленной магмы примерно равен 1000 Па • с, что в миллион раз боль ше вязкости воды.
~ - |
-- |
|
- — |
|
А---- |
|
|
------- 3 |
|
||||
|
|
Океан |
|
5 км |
W |
|
\хчллЛЛЛЛЛХЧЛЛДАVЧЧЧ^ЧЧ.Ч\ ЧЧЧЧЧVA44\\\AA\\\V'чччу |
||||||
|
|
Земная кора |
|
à КАГ |
W |
|
700 °С; |
|
К)5 Па-с |
|
|
*\\\v |
|
|
\ |
- F - |
500 км |
|||
)200°С |
|
Ю4 Па-с- |
7 4 |
1 |
||
1400°С |
|
10* Па-с |
— Ч |
5 |
|
|
1600°С |
|
102 Пас |
-------- ^ |
£ |
f |
|
|
|
|
Скорость^ |
со |
|
|
1счсння w магмы
Рис. 2.12. Схема теплового и гидродинамического воздействия мантии на литосферу
Насыщенный газами слой подвижной мантии поднимается от ядра до земной коры. По м ере подъема магмы давление в ее объеме ум ень шается, и расплав вспенивается за счет вы деления пузы рьков раство ренных газов. Д алее расплавленное вещ ество мантии разд ел яется на два расходящ ихся потока, которы е создаю т в земной коре растягиваю щие напряжения и разры ваю т земную кору. В таком случае говорят, что океаническое дно подвергается спредингу (рис. 2.13).
Поднимающийся из глубин горячий поток магмы, раздвигая земную кору, образует срединно-океанический хребет — гигантское горное со оружение. С рединно-океанические хребты (р и ф то вы е зоны) обнару жены посередине А тлантического, Тихого и Индийского океанов. И з рифтовой зоны за счет спрединга поступаю т все новые и новые порции мантийного вещ ества, которы е по обе стороны хребта ф ормирую т мо лодую океаническую кору. О бщ ая протяж енность риф товы х зон в оке анах достигает 80 тыс. км.
Рифтовые зоны являю тся трещ инам и в земной коре и постоянно заполняются поступаю щ ей снизу горячей магмой, образую щ ей б азал ь товый слой океанической коры. В р езу л ьтате этого процесса об разу ется новая зем ная кора. С корость спрединга зависи т от м естополож е ния рифтовой зоны и варьи рует от 1 до 17 см /год. В А тлантическом
океане скорость спрединга составл яет прим ерно 5 см /год, в Тихом океане — 12 см/год. Таким образом, площ адь новой земной коры е ж е годно у вели чи вается на 3,0 км 2. С ам ы е древние осадочные породы, сохран ивш иеся в океанических прогибах, имею т ю рский возраст (около 150 млн лет), что значительно меньш е возраста многих пород, зал ега ю щ их на суше.
г
Рис. 2ЛЗ. Типы границ литосферных плит [49J:
а — дивергентные границы; раскрытие рифтов, вызывающих процесс спрединга; б — конвергентные границы; субдукция (погружение) океа нической коры под континентальную; в — трансформные границы; г — коллизионные границы
И з -за высокой пористости изли ваю щ аяся в риф товой зоне магма им еет низкую плотность. По этой причине отм етка океанского дна в рай оне риф тов по условию изостазии на 3 км вы ш е остального лож а океа на. Д алее газы на протяж ении миллионов лет вы ходят ди ф ф узией в воду, пузы рьки исчезаю т, горная порода уплотняется, уровень дна по м ере удаления от риф та пониж ается.
Вдоль осевой части хребтов проходит глубокая впадина — риф т. Впадина-рифт делит хребет на два гребня. Глубина риф та до 2 км, ш и рина — до 30 км. На дне ри ф та наблю даю тся откры ты е молодые тр е щины. Во впадине-риф те океанских хребтов отм ечается повыш енный тепловой поток, достигающ ий «ураганных» значений — 1500 м В т/м 2. Среднепланетарное значение теплового потока, поступающ его из недр, равно 59 м В т/м 2. М ощность выноса глубинного тепла по всей поверхно сти Земного шара составляет 3,1 • 1013 Вт. Таким образом, Землю можно рассматривать как огромную тепловую машину.
Территории, где сталкиваю тся расходящ иеся от рифтовы х зон пли ты земной коры (рис. 2.13, б), назы ваю тся зонами субдукции (или надви га). Плотность океанической литосф еры больше, чем плотность конти нентальной. При столкновении двух плит одна из них — более тяж ел ая, уходит под другую, в р езультате возникаю т пониж ения — океаничес кие желоба. Здесь потоки магмы начинаю т свое погруж ение и затяги ва ют вглубь Земли океанические плиты . Ж елоба находятся не в середине океана, а вблизи суши. Вдоль материковой стороны океанических ж е лобов располагаются островные и континентальны е дуги, где происхо дят сильные зем летрясения и вулканические изверж ения. Чем глубж е одна плита подныривает под другую , тем она более разогревается. Г лу бина погружения плит в мантию м ож ет достигать 500 км и более. На глубине более 100 км горные породы начинаю т плавиться, что приво дит к образованию вулканических комплексов.
Существует ещ е один тип границ литосф ерны х плит, где они сме щаются горизонтально друг относительно друга (рис. 2.13, в). Они полу чили названия т р а н с ф о р м н ы х разломов, так как передаю т движ ение от одной зоны к другой.
Когда сталкиваю тся континентальны е плиты (рис. 2.13, г), происхо дит их коллизия, они сж им аю тся и образую т складки и горные системы вроде Кавказа и Гималаев. В м естах земной коры, где поля сж им аю щих напряжений превы ш аю т критические значения, происходят зем летрясения.
Тектоника литосф ерны х плит им еет глобальный характер. Вся ли тосфера разделена на семь крупны х и несколько м алы х тектонически обособленных плит (рис. 2.14). Основанием д л я их вы деления и прове дения границ м еж ду ними послуж ило разм ещ ение очагов зем летрясе ний. Основное вы деление сейсмической энергии происходит на грани цах между плитами.
Почти все землетрясения происходят в пределах Тихоокеанского (75 %) и Альпийского (23 %) поясов. Тихоокеанский пояс проходит по границе
\
океан— суша. Его сейсм ическая энергия приурочена к эпицентрам, иду щим по контуру Тихого океана. А льпийский пояс проходит по С реди земноморью и далее по горным сооруж ениям И талии, Турции, С ред ней А зии, П амира, Западного К итая. Н аиболее активны кора и верхняя м антия до глубин 100 км. Высокие ш ироты северного и южного полуш а рий Зем ли малосейсмичны.
Э/ b ^ 2 ! Z Z l S [ ^ J 4
Рис. 2.14. Литосферные плиты Земли. Среди малых плит:
X — Хуан-де-Фука; Ко ■— Кокос; К — Кари; А — Аравийская; Ktn — Китайская; И — Индокитайская; О — Охотская; Ф — Филиппинская.
Î — дивергентные границы (оси спрединга); 2 — конвергентные гра ницы (зоны субдукции и зоны коллизии); 3 — трансформные разломы; 4 — векторы движений литосферных плит
П одвиж ность магмы явл яется основной причиной возникновения спрединга, субдукции и, в конечном счете, причиной возникновения больш их горизонтальны х н апряж ен ий и тектонических движ ений в земной коре. Л итосф ерны е плиты дви ж утся от осей спрединга к зонам субдукции. И зверж ен и я вулканов, зем летрясения, образование р азр ы вов и складок — это проявления внутренней активности Земли. Часто эти явления становятся причиной аварий при бурении и эксплуатации неф тяны х и газовы х скважин.