|
УДК 532.11 |
© Г .В. Чилингар, Н.А. Еременко, А.Г. Арье, 1997 |
АНОМАЛЬНО ВЫСОКИЕ ПЛАСТОВЫЕ ДАВЛЕНИЯ В ПРИРОДНЫХ ГЕОФЛЮИДОДИНАМИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ
Г.В.
Чилингар (Южнокалифорнийский университет, США), Н.А. Еременко, А.Г. Арье (ВНИГНИ)Проблема создания общей теории формирования избыточных напоров (аномальных давлений) по сравнению с гидростатическими в подземной гидросфере остается дискуссионной до настоящего времени, несмотря на то, что ей посвящено довольно большое число публикаций.
Доминируют две точки зрения. Согласно одной повышение пластового давления определяется уплотняющим воздействием геостатического давления на сминающиеся горные породы и одновременно затрудненным оттоком отжимаемого из них флюида. Согласно другой проявление этого феномена связано с тектонической активностью территории.
Существуют и другие объяснения возникновения повышенного давления в поровом пространстве, заполненном подземными флюидами: например, локальный прогрев некоторого объема подземной гидросферы, образование газовых залежей и т.п. Однако каждое из упомянутых объяснений характеризует лишь частные проявления аномалий и не может претендовать на обоснование факта существования феномена на достаточно обширных территориях Западной Сибири, Северного Предкавказья, Волго-Уральского региона, Туркмении, Азербайджана и др. Более того, доводы, приводимые в пользу той или иной трактовки механизма возникновения аномального давления, при анализе их физического содержания зачастую оказываются недостаточно исчерпывающими.
Так, в одной из последних работ по затронутой теме выдвигается предположение о том, что причиной повышения давления может служить генерация газа [4]. Основным доводом авторов этой работы служит пространственное совпадение аномальных давлений с рассчитанными по Аррениусу положениями газового или нефтяного "окна" для керогена
II и III типов. При этом пористость пород в зоне аномальных давлений изменяется по-разному. До определенной глубины она уменьшается пропорционально расстоянию от устья скважины, а затем стабилизируется и становится индифферентной к этому показателю. Отсюда авторы делают вывод, что при релаксации уплотнения пород на глубине свыше 10 000 футов (~ 3,5 км) образование газа – главная причина возникновения аномального давления.Не будем останавливаться на хорошо известной сомнительности определения положения "пика" газового окна по уравнению Аррениуса. Однако напомним, что образовавшиеся в подземной гидросфере газы будут растворяться прежде всего в поровой воде, что не может привести к сколько-нибудь существенному изменению общего объема порового флюида и вследствие этого вызвать повышение пластового давления. До той поры, пока из раствора не выделилось достаточное число молекул какого-либо газа, в том числе и углеводородного, чтобы сформировать элементарный пузырек, его агрегатное состояние не может определяться понятием газ в физическом смысле, так как меньший объем выделившихся молекул не обладает общими свойствами газа.
Увеличение давления наступает лишь при появлении пузырьков газа и последующем образовании газовой залежи. Иначе говоря, возникновение и повышение аномального давления сопровождают образование и рост газовой залежи. Но для этого необходимо соблюдение условий появления и сохранения в данной обстановке пузырьков газа.
В работе [1] показано, что радиус выделяющегося пузырька газа (
r) из пересыщенного им водного раствора не может быть меньше, чем
где
s- коэффициент поверхностного натяжения;r
- плотность пластовой воды;w0- объем, приходящийся на одну молекулу газа при критических температуре и давлении;
М -масса одной молекулы газа;
k -постоянная Больцмана;
Т -абсолютная температура, К;
Р -пластовое давление.
В противном случае давление на выделившийся газ за счет поверхностного натяжения на стенках пузырька оказывается настолько большим, что приводит к его схлопыванию при малейшей попытке к образованию газовой фазы.
Уравнение (1) выводится из условия, что
РП=РЛ+Р, (2)
где РП - давление внутри пузырька; РЛ - лапласово давление, т.е. давление, вызванное силами поверхностного натяжения и равное
Рл
= 2s/r . (3)Формулы (1), (2) и (3) показывают, что пузырек не может возникнуть в воде до той поры, пока из раствора одновременно не выделится определенное число молекул. Если оно меньше числа, определяемого формулой
где
W - объем пузырька, пузырек существовать не может. При этом следует иметь в виду, что W0 = 12w , (5) где w - реальный объем одной молекулы газа.Совершенно ясно, что пузырек УВ-газа может образоваться лишь в том случае, когда количество генерированного УВ превышает его предельную растворимость в пластовой воде. Для процессов природной генерации УВ такое условие невыполнимо. Действительно, продукты деструкции органического вещества нефтегазоматеринской толщи поглощаются поровыми водами, растворяясь в них. Поглощение прекращается, как только концентрация раствора достигает предела растворимости, что и приводит к затуханию реакции. Следовательно, легкие УВ не могут выделяться в газовую фазу в зоне генерации и влиять на характер распределения давления в пластах.
Следовательно, объяснить появление аномального давления в регионально распространенных толщах за счет генерации УВ-газа довольно затруднительно.
В свете представлений авторов работы [4] остается выяснить связь между изменением характера пористости флюидонасыщенной породы при ее уплотнении и величиной порового давления.
Известно, что давление уплотнения Рс равно:
РС=РД-РР
, (6)где Рд - горное давление;
Рр - поровое давление флюида.Горное давление с некоторой долей условности без учета коэффициента Пуассона зависит только от глубины положения рассматриваемого элемента пласта, тогда как поровое давление зависит также и от возможностей оттока жидкости из порового пространства. При отсутствии такового Рс
= 0, а Рд = Рр. В этом случае изменение пористости с увеличением Рд прекращается. Однако в реальных условиях абсолютно непроницаемых пород нет, поэтому поровое (пластовое) давление всегда меньше горного и больше или равно гидростатическому.Если при увеличении нагрузки пористость породы не изменяется, что и наблюдали авторы работы [4], это означает, что скорость оттока жидкости из порового пространства породы близка к нулю
( Возможен и второй вариант, когда пористость породы равна нулю.), а поровое давление за счет массы вышележащих пород возрастает (в пределе до величины горного).По существу, аномальное давление следует рассматривать как накопление упругой энергии флюидов в поровом пространстве пласта. Учитывая исключительно низкую сжимаемость конденсированных флюидов (коэффициент сжимаемости воды при температуре 50-100 °С составляет (4-5)
·10-4 МПа-1, для нефти ~ 2·10-3 МПа-1), становится очевидным, что небольшое уменьшение объема порового флюида должно приводить к весьма значительному увеличению давления. Сокращение объема поровой воды за счет сжатия всего на одну стотысячную часть его первоначальной величины приводит к созданию избытка давления в 0,1 МПа, как это следует из приведенных значений коэффициентов сжимаемости и закона Гука.Авторы настоящей публикации считают, что в формировании аномального давления пластовых поровых флюидов решающая роль принадлежит горному давлению. Авторы согласны с тем, что недостаточная разработанность вопроса о релаксирующем факторе влияния горного давления на величину пластового давления поровых флюидов оставляет это предположение дискуссионным, поскольку скорость эвакуации жидкости из сжимаемого порового объема целиком определяет время сохранения аномального пластового давления. В этой связи одна из целей настоящей работы – устранение упомянутого недостатка теоретического обоснования причин возникновения и удержания аномального пластового давления.
Проблема возникновения и существования пластового давления, в том числе и аномального, рассматривается на фоне изучения движения пластовых жидкостей в природных флюидонапорных системах (артезианских бассейнах). Главные причины и механизмы релаксации аномальных напоров (пластовых давлений) в подземной гидросфере могут быть выявлены с помощью анализа природных флюидодинамических процессов на базе использования принципов геофлюидодинамики медленных потоков – сравнительно нового направления региональной подземной гидравлики, которое учитывает влияние фазовых взаимодействий на движение подземных флюидов. При этом необходимо иметь в виду:
1) в дальнейшем пластовое давление мы будем выражать в метрах водяного столба с плотностью 1000 кг/м
3 над точкой его измерения;2) под гидростатическим давлением мы будем понимать давление водяного столба высотой от данной точки до поверхности зеркала грунтовых вод;
3) превышение пластового давления над гидростатическим в заданной точке будем считать аномальным
;4) гидравлическим потенциалом движения подземных флюидов служит гидравлический напор в заданной точке.
Пункт второй изложенной позиции требует некоторых разъяснений. Верхняя точка отсчета может быть выбрана по-разному:
от поверхности Земли – однако при контрастном рельефе территории это может привести к серьезным ошибкам;
от базиса эрозии – при этом в горных районах он может сильно варьировать и не всегда поддается выделению;
от уровня Мирового океана – что почти всегда предопределяет наличие аномального давления, т.е. отсутствие пластов с нормальным гидростатическим давлением. Кроме того, этот уровень подвержен колебаниям во времени и пространстве.
В качестве верхней точки отсчета выбрано зеркало грунтовых вод, поскольку его положение физически определяет величину гидростатического давления в рамках принятого определения. Его сезонные и климатические колебания, как правило (за исключением речных долин), не выходят за пределы 1-2 м и, следовательно, за рамки обычной погрешности при измерении пластовых давлений.
Теоретические принципы флюидодинамики медленных потоков следующие:
1. Перемещение флюидов в пористой среде происходит за счет градиента потенциала, характеризующего фильтрационное поле. В частном случае наличия гравитационного поля он выражается градиентом гидравлического напора:
J = dH/dl, (7)
где Н - гидравлический напор, высота столба флюида плотностью
р = 103 кг/м3 над единой плоскостью сравнения; l - длина пути движения флюида.2. Градиент потенциала может возникать за счет как гравитационных, так и других сил, действующих в границах флюидодинамической системы (поверхностные силы на границах фаз, силы теплового расширения и др.).
3. Зависимость скорости фильтрации флюидов
V от градиента напора с наибольшей адекватностью выражает обобщенный закон фильтрации [2], имеющий вид:
4. Начальный градиент фильтрации
(Под этим термином традиционно понимали такое значение градиента напора, при котором прекращается фильтрация. С точки зрения механики сплошной среды такое значение термина вполне оправдано. Однако в рамках молекулярной физики оно теряет смысл, так как движение поровых жидкостей прекращается только при J =0) J0 служит мерой физического взаимодействия между твердой поверхностью минерального скелета геологической пористой среды и движущимся в ней флюидом и выражается формулой [2]:
где А - постоянная Гамакера
(Средняя интегральная величина ее, установленная экспериментально, для условий природных пористых сред составляет n·10-24 Дж. Такое ее малое значение обусловлено неровностями стенок поровых каналов, снижающими эффект межмолекулярного взаимодействия), учитывающая межмолекулярные взаимодействия на границе жидкость-порода;а - межмолекулярные расстояния в жидкости;
n - пористость среды;
s - удельная поверхность среды.
5. Движение однофазового флюида в пористой среде при J < J0 не прекращается, а переходит в форму дискретно-молекулярного массопереноса, названного файлюацией (filuation, от слова file – ряд, очередь, идти гуськом)( В США сходные предположения высказывал Р Корделл [3]).
6. Файлюационное движение поровых растворов приводит к сепарации их ингредиентов.
7. Непреодолимым препятствием файлюационному потоку служит граница, разделяющая два несмешивающихся флюида (граница фаз агрегатного состояния вещества).
Изложенные принципы учитывают существование начального градиента фильтрации как показателя перехода режима движения жидких поровых флюидов от фильтрации (законы механики сплошной среды) к файлюации (законы молекулярной физики) и наоборот. Его величина вполне поддается лабораторному определению по специально разработанной методике. Она также может быть оценена приближенно с точностью до половины десятичного порядка по формуле
J0=10-4/k0, (10)
полученной путем подстановки соответствующих констант в выражение (9), если
k0 измеряется в мкм2. Для реальных горных пород, слагающих, например, нефтеносный пласт и обладающих проницаемостью 0,1 мкм2, его величина составляет не менее 10-3 м/м.Рассмотрение процессов природного движения подземных вод в свете этих принципов приводит к существенно отличной от традиционной гидродинамической картине такого движения.
В верхнем гидрогеологическом этаже (до глубины 500-1000 м), водоносные породы которого характеризуются проницаемостью, как правило, более 1 мкм
2 , начальный градиент фильтрации в общем случае не превышает 10-6 -10-5 м/м. В то же время уклоны пьезометрической поверхности для напорных водоносных комплексов вследствие их гидравлической связи с поверхностными водами и рельефом земной поверхности составляют 10-4-10-3 м/м. Естественно, что в таких условиях закон (8) практически всегда переходит в закон Дарси, что приводит к традиционной схеме водообмена.Для нижнего гидрогеологического этажа, залегающего на глубине более
1000 м, характерная проницаемость водоносных комплексов в общем случае составляет 10-3-10-1 мкм2 . Поэтому начальные градиенты фильтрации здесь достигают 10-4-10-2 м/м и более. В то же время градиенты напоров в латеральном направлении для артезианских бассейнов платформенного типа редко превышают 5·10-5 м/м. Следует также отметить, что латеральная неоднородность водоносных комплексов нижнего гидрогеологического этажа весьма велика. При этом, как хорошо известно из практики поисково-разведочных работ на нефть и газ, отложения с повышенной проницаемостью в подавляющем большинстве случаев ограничены по площади. Следовательно, интегральные значения начального градиента фильтрации для таких комплексов реально бывают выше названных значений. Сравнение действующих градиентов напора по латерали с реальными значениями начальных градиентов фильтрации показывает, что в соответствии с законом (8) сквозного латерального фильтрационного потока подземных вод от "областей питания" к "областям разгрузки" по механизму фильтрации практически не наблюдается.Расход фильтрационного потока так мал, что по сравнению с расходом по механизму файлюации его величиной можно пренебречь без существенного ущерба для точности расчетов. Тем не менее фильтрация реализуется по трещинам и плотностям напластования, где сохраняется достаточная проницаемость. Поэтому содержание понятий "область питания" и "область разгрузки" для оценки латерального флюидопереноса не теряет своего физического смысла даже при учете существования движения в режиме файлюации.
Изложенное показывает, что сопоставление действующих градиентов напора с начальными градиентами фильтрации для нижнего гидрогеологического этажа нефтегазоносных бассейнов дает основание считать файлюационное движение преобладающим видом латерального флюидообмена по порам, скорость которого определяется формулой [2]
v=lJ, (11)
где
v - скорость файлюации; l - коэффициент файлюации.Наличие в тех же частях бассейнов градиента напора в вертикальном направлении свидетельствует о потенциальной возможности движения поровых вод вкрест напластования пород. Отмечаемое большинством исследователей падение пористости с глубиной свидетельствует о реальности отжатия поровых флюидов.
Реальные измерения, как правило, показывают, что градиенты напоров по вертикали в осадочно-породных бассейнах, сложенных терригенными образованиями, составляют 10
-3-10-2 м/м [5]. При таких градиентах и названных выше значениях проницаемости и начальных градиентов фильтрации в водоносных пластах флюидообмен реализовался бы в режиме фильтрации. Но через водоупорные толщи, являющиеся основным препятствием для вертикальных потоков, характеризующиеся проницаемостью меньше 10-3 мкм2 и соответственно значениями начального градиента фильтрации, измеряемыми первыми единицами, движение поровых флюидов проходит в режиме файлюации.Таким образом, и в латеральном, и в вертикальном направлении флюидообмен в общем случае может реализоваться в режиме файлюации. Представляется важным сопоставить интенсивность массопереноса в этих направлениях. В соответствии с формулой (11) можно считать, что
где индексы 1 и 2 обозначают соответственно показатели латерального и вертикального движения флюидов. Но, как было оговорено ранее,
l характеризует файлюационную проницаемость песчаных пластов в латеральном направлении, l2 – глинистых пород – в вертикальном. Их отношение по физическому содержанию понятия "коэффициент файлюации", при прочих равных условиях, тождественно отношению квадратов удельных поверхностей [2]. Удельная поверхность песчаных пород как минимум на 1-2 десятичных порядка меньше, чем у глин. Помимо этого, отношение градиента напора по латерали к соответствующей величине по вертикали, как правило, не превосходит 10-2. Подставляя эти значения в формулу (12), будем иметь:v1 ~ v2 ·10-2 ·10 или v1/v2 ~ 10-6.
Другими словами, скорость файлюационного потока в латеральном направлении составляет не более одной миллионной его скорости по вертикали.
В процессе формирования осадков и погружения пласта заключенные в нем поровые флюиды приобретают напор Н, равный
H=Z+P/rg, (13)
где
Z - высота над плоскостью сравнения; Р - давление, возникающее во флюиде за счет массы перекрывающих пород; r - плотность пластового флюида.В соответствии с законом Гука
Р =
p0 – DW/bW , (14)Где
p0 - геостатическое давление на пласт; b - коэффициент упругоемкости пласта; DW/W - относительное изменение объема пласта.В условиях, когда деформация пласта происходит за счет геостатического давления, можно записать, что
D
W/W = Dm/m, (15)где
Dm- изменение первоначальной толщины m пласта.Равенство (15) предполагает одноосное сжатие, что, как правило, и характерно для пластов, имеющих широкое латеральное распространение.
В рассматриваемой постановке задачи при достаточно больших изменениях горного (геостатического) давления можно считать, что уменьшение толщины пласта определяется исключительно сокращением объема порового пространства. При этом имеется в виду, что величина такого сокращения равна объему эмигрировавшей жидкости (в общем случае поровой воды).
Отсюда, поскольку в условиях нижнего гидрогеологического этажа флюидообмен реализуется в режиме файлюации,
D
m=lJt, (16)где
l - коэффициент файлюации в вертикальном направлении; J - градиент напора в том же направлении; t - текущее время.Коэффициент упругоемкости пласта можно выразить через его фильтрационно-емкостные характеристики:
b
= k0/cm , (17)где
c коэффициент пьезопроводности; k0 ~ коэффициент проницаемости по Дарси; m - динамический коэффициент вязкости жидкости.Исходя из (16) и (17) формула (14) может быть записана в виде
Если учесть, что
p0 ~ rngh, где rп - плотность породы, a h - глубина залегания пласта от поверхности, то окончательно будем иметь
и вследствие этого из (13):
Полученное выражение позволяет вычислить возможное превышение в пласте реального гидравлического напора над гидростатическим по формуле
где Нг
= Z + h - гидростатический напор.Действительно, деформация породы с глубиной постепенно затухает и в ее поровом пространстве давление приближается к гидростатическому, не зависящему от массы вышележащих пород.
Формула (21), по существу, решает поставленную задачу. Из нее следует, что разность в правой ее части всегда положительна и достигает максимального значения при
lJt = 0, т.е. при отсутствии оттока поровой жидкости. Во всех остальных случаях понятно, что с нарастанием времени снижается градиент напора между соседними пластами (J). Разность между геостатическим и гидростатическим напорами (DH) в пределе стремится к нулю, т.е.
Равенство (22) достигается через время
Реальная продолжительность периода релаксации может быть вычислена следующим образом. Если взять глинистую покрышку толщиной 50 м и принять ее коэффициент упругоемкости в соответствии с ее коэффициентом проницаемости, предположим 10
-15 мкм2, равным 10-3 м-1, что вполне реально, то числитель формулы (23) при h = 1500 м, rп = 2300 кг/м3 и r = 1000 кг/м3 составит ~ 100 м. Коэффициент файлюации для воды может быть вычислен по формуле
Для рассматриваемых условий при
n ~ 0,1 l ~ 10-10 м/сут, следовательно, можно записать, что время релаксации по (23) составит приблизительно 27/J млн лет и, поскольку градиент напора к настоящему времени составляет в среднем 10-2 м/м, для полной релаксации избытка пластового давления в коллекторе, перекрытом глинистой покрышкой, в условиях поставленной задачи потребуется около 3 млрд лет( Не следует забывать, что в силу приблизительности значений расчетных параметров погрешность результата оценки составляет ориентировочно один десятичный порядок, т.е. реальный результат находится в интервале 0,3-3,0 млрд лет.).Приведенные соображения позволяют оценить порядок величины избытка давления в пласте относительно гидростатического на той же глубине, используя для этого формулы (17) и (21).
Так, значение коэффициента пьезопроводности для неколлекторских песчано-глинистых толщ меловых отложений Западно-Сибирского осадочно-породного бассейна с проницаемостью, меньшей или равной 1
·10-3 мкм2, оценивается значением 103 м2/сут, или 1,16·10-2 м2 /с. С учетом того, что вязкость воды на глубине залегания подошвы меловой толщи (2000 м) составляет (4-5) ·10-4 Па·с, в соответствии с формулой (17) упругоемкость толщи с проницаемостью 10-16 м2 , средней для меловых осадков, составит ~2,0·10-11 Па-1, или 1,7·10-7 м-1. При этом rп ~ 2,3•103 кг/м3, r ~ 103 кг/м3, h ~ 2000 м, l ~ 10-10 м/сут, t ~ 5,0·1010 сут (130 млн лет) и m = 100 м, J = 10-2. Из формулы (21) будем иметь:
Полученный результат показывает, что в 100-м толще неокомских пород Западной Сибири, погруженной на глубину 2000 м, в процессе ее уплотнения за счет массы вышележащих пород может образоваться аномальное давление, превышающее гидростатическое для этой глубины на 1 МПа, что соответствует реальным измерениям.
Авторы отдают себе отчет в том, что условия поставленной задачи идеализированы и проведенный расчет сугубо ориентировочный. В реальных условиях практически не существует покрышек с однородной проницаемостью. Может случиться, что на некоторых территориях возникают вертикальные фильтрационные потоки, например, за счет опесчанивания флюидоупоров, трещинообразования или тектонических дислокаций и разрывов. В таких ситуациях процесс релаксации пойдет более интенсивно. Тем не менее приведенные тектонические эффекты и контрольные расчеты показывают, что главной причиной избыточного напора в пластах-коллекторах в общем случае служит геостатическое давление. При этом нельзя отрицать, что дополнительное давление в пластах параллельно может создаваться и другими процессами, в частности образованием газа из рассеянного органического вещества. Однако при анализе таких механизмов всегда следует ориентироваться на принципы геофлюидодинамики медленных потоков и обязательно контролировать, допустимо ли оперировать формулами и понятиями подземной гидравлики для оценки потенциальных возможностей таких процессов в отношении создания избыточных напоров и их удержания в течение достаточно продолжительного времени.
Изложенное позволяет сформулировать следующие выводы по существу поставленной задачи.
1. Основной причиной возникновения аномальных пластовых давлений в коллекторах подземной гидросферы является геостатическое давление.
В отдельных случаях в качестве дополнительных в создании аномальных давлений могут принимать участие процессы теплового расширения, тектонические эффекты, образование газов и т.д.
2. Механизм возникновения повышенных пластовых давлений состоит в том, что в ходе геологического развития по мере погружения территории пласт-коллектор, принимая на себя нагрузку от вышезалегающих отложений, сжимается, создавая упругое напряжение в содержащихся в нем поровых флюидах. Часть поровых флюидов эмигрирует из пласта в режиме файлюации, в результате чего минеральный скелет коллектора принимает на себя все большую долю горного давления.
3. Современное состояние пьезометрического поля того или иного пласта в ненарушенных антропогенным влиянием условиях определяется наложением двух основных процессов: изменения горного давления и эмиграции поровой жидкости.
ЛИТЕРАТУРА
The problem concerning general theory of excessive head pressures generation as compared with hydrostatic in the subsurface of underground hydrosphere remains controversial up to now. In the article presented, the problem of formation pressure origination and existence including abnormal is discussed against the background of studying formation fluids movement in natural fluid head systems. Main reasons and mechanisms of abnormal head pressures relaxation (formation pressures) in underground hydrosphere may be revealed by natural fluiddynamic processes analysis on the basis of using the principles of slow flows geofluiddynamics taking into consideration an effect of phases interactions on subsurface fluids movement. The authors' conclusions are as follows:
1. The chief cause of abnormal formation pressures origination in reservoirs of underground hydrosphere appears to be a geostatical pressure. In some cases as additional in producing abnormal pressures the processes of heat expansion, tectonic effects, gas generation etc. may participate.
2. Mechanism of increased formation pressures origination lies in the fact that while subsiding during geological development of the territory, reservoir bed assuming a load from above lying deposits is squeezed and produces an elastic stress in pore fluids contained in it. Some pore fluids emigrate from reservoir in regime of failuation resulting that mineral skeleton of the reservoir assumes ever increased share of rock pressure.
3. Current state of piezometric field of one or another reservoir under conditions not disturbed by anthropogene effect is controlled by combination of two main processes: rock pressure change and pore liquid emigration.