книги / Нефтегазовая гидрогеология
..pdfв общем достаточно точные результаты; погрешность 2 — 4 % при таких условиях не имеет существенного значения.
Указывая на значительные погрешности, возникающие вслед ствие условности выбора плоскости сравнения, И. К. Зерчанинов предложил метод попарного последовательного сопоставления на поров скважин по выбранным профилям. В основе метода лежит уравнение
Р'пр = ( V / + *YP, + Р2) / 2 ~ h2p2, |
(ШЛО) |
где р ' — разница приведенных давлений в сравниваемых сква жинах; hjH Pj — статический уровень и плотность воды в первой (по выбранному профилю) скважине; h2 n р2 — то же, во второй (следующей по выбранному профилю) скважине; i — разница глу бин вскрытия пласта в двух скважинах.
Как можно заметить, данный метод основан на формуле А. И. Силина-Бекчурина (III.9), но отличается отказом от об щей плоскости сравнения.
Еще один уточненный способ расчета приведенных давлений предложен В. В. Ягодиным. По этому способу приведенное давле ние рассчитывается на основе эмпирических кривых изменения плотности вод в зависимости от глубины, характерных для данно го конкретного района. Таким образом, представляется возмож ность избавиться от погрешности, связанной с допущением пря молинейной зависимости плотности от глубины.
Расчет приведенного давления по В. В. Ягодину ведется по
формуле |
|
Н2 |
|
РпР - h p + J p zdz(hlaf ndh |
(III. 11) |
н. |
|
или с решением интеграла |
|
Ь { н Г - н Г ' )
В формулах (III.И ) и (III. 12) р — приведенное давление; ве личины Н р Н2, h показаны на рис. 19; а и п - коэффициенты лога рифмического уравнения эмпирической кривой изменения плот ности с глубиной — Я = aff. Коэффициенты а н п находят путем
решения двух уравнений, составленных по двум произвольно выбранным точкам на кривой, предварительно убедившись в пра вильности подобранной функции постро ением после логарифмирования линейной зависимости Н от р.
Преимуществом формулы В. В. Ягоди на перед формулой А. И. Силина-Бекчу- рина является замена выражения (р, + р2)/ 2z, отвечающего линейному закону, выра жением
я,
f p zdz(h/a)'l n dh^
Ht
отвечающим логарифмическому закону изменения плотности под земных вод и рассолов с глубиной, что гораздо ближе к природ ным условиям.
Метод В. В. Ягодина можно использовать при детальных ис следованиях в хорошо изученных районах. Только при таких усло виях можно с достаточной точностью выяснить характер измене ний плотности вод и рассолов с глубиной, а также правильно выб рать плоскость сравнения.
Определение приведенных давлений в некоторых случаях ос ложняется еще тем обстоятельством, что плотность вод уменьша ется с ростом температуры. Поэтому плотность воды, определен ная в условиях земной поверхности, может отличаться от плотно сти той же воды в пластовых условиях. На необходимость учета температуры пласта при определении приведенных напоров ука зал H. М. Кругликов. Влияние температуры особенно существен но там, где при высоких ее значениях (100°С и выше) воды имеют сравнительно низкую минерализацию. В настоящее время, когда скважинами вскрываются пласты на очень больших глубинах, учет температур становится необходимым
Температурные поправки при расчетах приведенных давлений
предложены М. В. Мирошниковым: |
|
Р. =Р,„ + л(го - г )/1 0 0 , |
(Ш.13) |
где р t, pto — плотности воды при температуре соответственно t и А — температурный коэффициент плотности при 20вС.
Э. И. Нойманн и В. А. Кудряков (1965 г.) разработали неко торые общие критерии выбора рациональной методики подсче
та приведенных напоров вод. Они предложили считать какойлибо метод применимым в том случае, если величина расчетной погрешности (в определении приведенного напора) при данной методике меньше погрешности измерения, зависящей от неточ ных замеров статических уровней и плотностей вод. Величину же расчетной погрешности следует определять путем сопостав ления поправок приведения напоров, полученных по данной (оцениваемой) методике и по наиболее точной методике, учи тывающей реальный закон изменения плотности вод с глуби ной (практически это будет методика В. В. Ягодина). Напри мер, для упрощенной формулы А. И. Силина-Бекчурина (III.9) величина расчетной ошибки ДН будет определяться выражени ем
A H ' = f p zd z - z(p, + р г )/ 2. (Ш.14)
§4. ОПРЕДЕЛЕНИЕ НАПРАВЛЕНИЯ, СКОРОСТИ
ИРАСХОДА ФИЛЬТРАЦИОННЫХ ПОТОКОВ
Знание направления, скорости и расхода природных подзем ных потоков нужно для целей нефтегазовой гидрогеологии, раз ведки месторождений вод и рассолов, инженерной гидрогеологии и др.
Определение направления и скорости движения вод в земной коре непосредственно полевыми наблюдениями возможно лишь для грунтовых и карстовых потоков, редко — для напорных вод. Для прямого определения направления и скорости движения вод применяют индикаторы, загружаемые в специальные скважины и затем фиксируемые в соседних наблюдательных скважинах. В ка честве индикаторов используют красители (фуксин, флюоресцин и др.), электролиты (например, нашатырь), радиоактивные изото пы.
Прямое определение направления и скорости движения вод возможно при относительно большой скорости движения. Ско рость движения некоторых грунтовых вод, например так называе мых подрусловых потоков, движущихся в аллювии под дном рек параллельно последним, может достигать несколько километров в сутки. Максимальная скорость напорных вод (как и большинства грунтовых), по-видимому, не превышает нескольких километров в год. Для вод нефтегазоносных пластов следует считать очень вы сокими даже скорости, в 1 0 0 раз меньшие.
Важнейшие способы определения направлений, скоростей и расходов водных потоков в земной коре — расчетные. Направле ния и скорости движения грунтовых вод находятся по картам гид роизогипс, напорных вод — по картам гидроизопьез или гидро изобар. Основным исходным фактическим материалом для опре деления этих параметров движения напорных вод служат заме ренные в скважинах их статические уровни. Параллельно опреде ляются плотности и температуры этих вод.
Если невозможно получить надежные данные о статических уровнях, то иногда используют величины пластовых давлений, замеренные манометрами. Однако эти данные в общем случае недостаточно точны и применять их можно лишь при наличии предварительной ориентировочной оценки направления пото ка.
Располагая данными по статическим уровням и плотностям жидкостей, с помощью описанных выше методов (III.8), (Ш.9), (III.10) и др. рассчитывают величины приведенных давлений; при наличии термальных вод желательно введение температурных по правок (111.13). По вычисленным величинам приведенных давле ний строят карты гидроизопьез (гидроизобар).
На картах гидроизопьез (гидроизобар) намечают положе ние линий тока, т.е. определяют направление движения под земных вод. Затем определяют гидравлический уклон. Если величина гидравлического уклона меняется по направлению потока в пределах участка, характеризуемого картой, то вы числяют его среднюю величину (обычно п*102 — п-10'4) или разбивают поток на участки, для которых дальнейшие расче ты ведут раздельно.
Зная величину гидравлического уклона, а также значение вяз кости жидкости и проницаемости коллектора (по данным лабора торных определений и соответствующим расчетам), определяют скорость фильтрации по формуле (III.5).
Наконец, рассчитывают расход потока: |
|
Q = mvF, |
(III.15) |
где т — коэффициент эффективной пористости; v— средняя действительная скорость фильтрации; F — площадь поперечного сечения фильтрующих пород (живое сечение потока).
Сечение выбирают вкрест направления потока (створ) и под считывают его площадь, исходя из данных о эффективной мощ ности пласта (т.е. суммарной мощности входящих в его состав водопроницаемых пропластков).
§ 5. КОНЦЕНТРАЦИОННАЯ ЕСТЕСТВЕННАЯ КОНВЕКЦИЯ И ДИФФУЗИЯ В ВОДОНОСНЫХ ПО РОДАХ
Концентрационная естественная конвекция происходит под вли янием градиентов плотности внутри жидкости, в свою очередь, обусловленных градиентом концентраций растворенных ионов и молекул. Такая конвекция может возникать, когда плотность ра створов возрастает снизу вверх, т.е. когда воды или рассолы с большей минерализацией находятся над менее минерализован ными.
Поскольку этот вид движения является механическим переме щением в пористой среде, т.е. фильтрацией, он должен описы ваться законами, аналогичными уравнениям фильтрации, но с учетом того, что градиенты давлений при естественной конвекции обусловлены различиями плотностей жидкостей.
Очевидно, что проявление естественной конвекции в чистом виде возможно лишь при полном отсутствии обычной фильтра ции (вынужденной конвекции). По-видимому, направления этих двух видов движения не должны совпадать. В реальных условиях следует ожидать совместное проявление этих процессов и наложе ние их друг на друга.
Диффузия растворенных в подземных водах веществ (ионов, солей, газов) происходит в соответствии с законом Фика:
Q = DF(AC/Al), (III.16)
где Q — расход диффузионного потока; D — коэффициент диф фузии — величина, зависящая от свойств диффузионной среды и от свойств диффундирующего вещества; F — площадь поперечно го сечения потока; А С — перепад концентраций диффундирующе го вещества; А/ — длина участка диффузионного потока.
Для познания роли диффузии в перемещении вещества под земных растворов существенное значение имеют определения ко эффициентов диффузии. Для ионов хлора (вещества, дающего максимальные концентрации в природных растворах) эксперимен тально установленные коэффициенты диффузии в различных оса дочных породах составляют в среднем л-10'5 —л-10'6 см2/с; на дватри порядка ниже (в плотных породах) значения коэффициентов диффузии метана. Однако эти данные относятся к образцам, свой ства которых отличаются от свойств этих веществ в естественном залегании.
§ 6. МЕТОДЫИЗУЧЕНИЯДВИЖЕНИЯВОДНЫХ РА СТВОРОВ В НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ БАССЕЙНАХ
При изучении естественных (техногенно не измененных) гид рогеологических бассейнов, особенно их глубоких частей, методы классической гидродинамики (включая гидродинамическое моде лирование) мало применимы. Здесь большое значение имеют та кие особенности, как неньютоновские свойства жидкости, непос тоянство каналов фильтрации, взаимодействие и взаимопереходы твердой и жидкой фаз, близость величин скоростей и масштабов конвективного и диффузионного видов массопереноса, развитие субвертикальных межпластовых перетоков и т.п. Обычен также недостаток информации о характере среды массопереноса, конк ретных взаимоотношениях твердой и жидкой фаз и т д. Это зас тавляет прибегать к косвенным методам, фиксирующим лишь сле ды массопереноса.
Методы изучения движения водных растворов в нефтегазо носных бассейнах можно классифицировать следующим образом: 1) методы прямых наблюдений; 2) расчетные методы на базе со временных гидрогеодинамических параметров (включая модели рование); 3) косвенные методы.
Методы прямых наблюдений результативны только в техноген ных и техногенно измененных (нарушенных) системах. Сюда от носятся индикаторные методы и методы наблюдения за интерфе ренцией скважин и вообще любых горных выработок, а также за интерференцией этих выработок с естественными источниками.
Примерами могут быть классические наблюдения И. Н. Стри жова и H. Т. Линдтропа в Грозненском нефтеносном районе: ис точник Восточный в Горячеводске, приуроченный к пласту XIII миоцена и расположенный вблизи Новогрозненского нефтяного месторождения, в 1916 г., когда начали эксплуатировать это мес торождение, давал 1220 м3/сут, а в 1932 г., когда уровень жидкости в скважинах на месторождении снизился до уровня (высотной от метки) расположения источника, иссяк.
Расчетные методы с использованием современных гидрогеоди намических параметров (включая параметры физико-химической гидродинамики) до последнего времени считались основными для исследования условий движения водных растворов в нефтегазо носных бассейнах.
Наиболее часто применяют метод определения гидравлических градиентов, скоростей и расходов фильтрационных потоков по данным замеров давления и уровней. Этот метод обычно дает боль-
шие погрешности, главным образом из-за невозможности с необ ходимой точностью определять параметры весьма неоднородной среды фильтрации, недостаточной ясности истинных путей филь трации и соотношений вертикального и латерального ее направ лений (вертикальное направление выявляется, например, с помо щью пьезограмм разрезов). Иногда гидравлический градиент по лучается меньше предполагаемого начального градиента, тогда рас четы по формуле Дарси теряют смысл.
Другой расчетный метод — балансовый, разрабатывавшийся в последние десятилетия В. А. Всеволожским, А. А. Дзюбой, состо ит в сопоставлении приходной (питание) и расходной (разгрузка) частей водного баланса бассейна, водоносного горизонта. Для неф тегазоносных бассейнов характерны случаи, когда учесть можно лишь разгрузку.
Ненадежность расчетов по замеряемым гидрогеодинамическим параметрам вызывает необходимость применения косвенных ме тодов изучения массопереноса — по фиксируемым его следам. К числу таких следов можно отнести: смещение залежей нефти и газов (наклоны газожидкостных контактов); эффекты В. П. Сав ченко — смещение водных ореолов рассеяния залежей газов и нефти; гидрогеохимические и гидрогеотермические аномалии, фиксирующие межпластовые перетоки; латеральную гидрогеохи мическую зональность, в первую очередь свидетельствующую о распространении и изменении инфильтрогенных вод; минераль ные жилы.
Один из названных показателей — смещение залежей — позво ляет проводить некоторые расчеты, например, гидравлический градиент можно определить обратным путем из формулы Хабберта (см. главу X). С помощью других показателей (следы) можно делать только качественные заключения.
В перспективе определенные сведения о движении водных ра створов можно будет получать из результатов сейсмогидрогеологических наблюдений (при землетрясениях гидравлические гра диенты могут возрастать на два-три порядка).
Глава IV
ФОРМИРОВАНИЕ ВОДНЫХ РАСТВОРОВ В ЛИТОСФЕРЕ
Проблема формирования водных растворов в литосфере, и в нефтегазоносных бассейнах, в частности очень сложна и в то же время важна как в теоретическом, так и в практическом отноше нии. Она включает вопросы генезиса растворителя — молекул воды, вопросы формирования состава растворенных веществ — газов, ионов, солей в растворах с растворителями разного гене зиса. Эти две группы вопросов тесно связаны, но каждый из них в известной мере имеет и самостоятельное значение. Раствори тель и растворенные вещества могут иметь разную историю. Осо бое значение (почти решающее) для формирования и изменения водных растворов в нефтегазоносных бассейнах имеет взаимо действие жидкой фазы с твердым веществом пород. Определен ную роль играет также взаимодействие водных растворов с газо вой фазой и органическим веществом (живым и неживым). Вслед ствие взаимодействия жидкой и твердой фаз в значительной мере изменяются фильтрационно-емкостные свойства пород, что тоже имеет важное значение для гидрогеологии бассейна.
§ 1. ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ВОДНЫХ РАСТВОРОВ В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Генетическая классификация водных растворов в литосфере (и в нефтегазоносных бассейнах, в частности) должна основы ваться прежде всего на определении источника происхождения растворов, причем, в первую очередь — происхождения раствори теля. По содержанию вещество растворителя в растворе, как пра вило, резко преобладает над растворенными веществами. В боль шинстве случаев генезис растворителя совпадает или находится в определенном соответствии с генезисом растворенных веществ. В связи с этим можно выделить следующие генетические типы водных растворов, встречающихся в нефтегазоносных бассейнах: талассогенные, атмогенные, литогенные, конденсатогенные, тех ногенные и галогенные.
В талассогенных водных растворах (соленые воды и рассолы) как растворитель, так и растворенные вещества имеют морской гене зис. Такие растворы формируются в основном за счет вод, поступа
ющих в литосферу при седиментации (седиментогенезе), поэтому они могут называться и седиментогенными. К этому же типу отно сятся эпиталассогенные водные растворы, происходящие из озер и лагун морского генезиса, обычно солеродных (соляных), но иногда и опресненных (в последнем случае имеется примесь вод атмогенного типа). Состав талассогенных водных растворов в стратисфере формируется (преобразуется) в результате протекания различных процессов, главным образом процессов их взаимодействия с твер дой фазой осадочных толщ (обмен изотопами, катионами, поступ ление газов и т.д.), но в пределах стратосферы добавочно поступаю щее в раствор вещество имеет в основном также морской генезис.
Атмогенные (метеогенные, гипергенные) водные растворы (обычно пресные, солоноватые, реже соленые, изредка рассолы) имеют ат мосферный генезис и формируются главным образом за счет вод, проникающих в литосферу путем инфильтрации при гипергенезе. Атмосферное происхождение здесь имеет растворитель, а в начале существования атмогенных растворов — также главная часть ра створенных веществ; затем происходит растворение других веществ, в основном морского происхождения. К этому же типу нужно от носить и седиментогенные растворы, формирующиеся в отложе ниях пресных водоемов с атмогенными водами (часто смешанны ми с морскими).
Литогенные (катагенные) водные растворы — это растворы главным образом с «возрожденным» растворителем, образовав шимся из химически связанных молекул воды, высвобождаю щихся при дегидратации различных минералов осадочных по род (дегидратационные воды), и с растворенными компонента ми из вещества осадочных толщ. Такие растворы формируются в ходе литогенеза на стадии катагенеза. Молекулы воды в них и по изначальному изотопному составу, и по структуре отличны от молекул морских (и любых других) вод; по растворенным компонентам они тоже своеобразны. Большинством исследова телей в настоящее время признается важная роль таких вод в нефтегазообразовании.
Помимо растворов с водой возрожденного характера, к типу ли тогенных следует отнести также растворы с хемогенным раствори телем, образующимся при различных химических реакциях в стра тисфере (разложение гидрокарбонатов и, некоторых органических соединений, окисление сероводорода, конверсия метана и др.). Повидимому, количество таких вод (хемогенный подтип) относитель но ограниченное, они не образуют самостоятельных скоплений.
Конденсатогенные водные растворы особенно характерны для нефтегазоносных бассейнов, где они связаны со скоплениями УВ.
Растворитель в них образуется при выделении из газового (мета нового) раствора (паро-водно-газовой смеси), растворенные ве щества большей частью талассогенные, так как процессы образо вания и разрушения водно-газовых растворов и смесей идут глав ным образом при катагенезе морских отложений. Поскольку при прохождении воды через парообразную и газорастворенную фазы изотопный состав ее претерпевает существенные изменения (как и в предыдущем случае), конденсатогенные водные растворы можно выделить в особый тип. Обычно они образуют лишь локальные скопления, однако о максимальных размерах таких скоплений до стоверных данных пока нет.
Гипогенные водные растворы в нефтегазоносных бассейнах (и в стратисфере вообще) могут появляться снизу, с больших глубин растворитель и часть растворенных веществ в них имеют глубин ный генезис. Эти растворы можно разделить на метаморфогенные, магматогенные и мантийногенные. В число метаморфогенных водных растворов следует включать и высвобождающиеся ва куольные воды, которые в сущности могут представлять собой ра створы, сформированные в осадочной толще. Для растворителя в галогенных растворах (кроме вакуольных) характерно синтетичес кое происхождение — из ионов Н+ и ОН* (протонов и гидрокси лов). Существование скоплений растворов этого типа в нефтегазо носных бассейнах (включая и изученные части фундамента после дних) достоверно не установлено1.
Техногенные водные растворы появляются в нефтегазоносных бассейнах в основном при искусственном заводнении нефтяных залежей, при сбросе промышленных стоков и т.п. Растворитель может иметь различный, в том числе и смешанный генезис; ра створенные компоненты частично техногенные (промышленные отходы, различные реагенты, ингибиторы и т.п.). Техногенные ра створы, вытесняя природные, могут образовывать локальные скоп ления.
§ 2. ГЕНЕЗИС ВОДНЫХ РАСТВОРОВ В НЕФТЕГАЗО- НОСНЫХ БАССЕЙНАХ
В нефтегазоносных бассейнах известны растворы всех выде ленных выше генетических типов, кроме гипогенного, а также со держатся весьма большие объемы растворов, сформировавшихся
1. Стоит отметить, что по некоторым представлениям (Г. Б. Наумов,
1984 г.) в мантии воды нет.