книги / Нефтегазовое дело. Полный курс

Рис. 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 :

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

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.

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

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:

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

С увеличением глубины бурения возрастает вероятность встречи с аномальным давлением.

Пористость является ф ункцией эф ф ективного напряж ения в ске­ лете пород:

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:

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.

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.