|
УДК 532.5:553.98 |
|
|
|
© А.Г. Арье, 1995 |
ОСОБЕННОСТИ ДВИЖЕНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ В СВЕТЕ ГЕОФЛЮИДОДИНАМИКИ МЕДЛЕННЫХ ПОТОКОВ
А.Г. Арье (ВНИГНИ)
Задача настоящей статьи состоит в определении основных характеристик естественного, не нарушенного техногенным воздействием движения подземных вод терригенных нефтегазоносных бассейнов платформенного типа. К данным характеристикам относятся: главное направление потоков, их интенсивность, механизм реализации, а также причины возникновения напора в поле гравитации, когда применение закона Дарси приводит к недопустимо высоким погрешностям в расчетах. Решение поставленной задачи имеет принципиальное значение при рассмотрении процессов генерации углеводородов, формирования их залежей, а следовательно, для обоснования прогноза нефтегазоносности и выбора рационального направления поисково-разведочных работ.
При рассмотрении природных геогидродинамических систем их обычно делят на два гидрогеологических этажа. Такое деление во многом условно, но создает некоторые удобства при описании. К верхнему относят отложения, воды которых имеют тесную гидравлическую связь с речной сетью и атмогенными водами. В предлагаемой статье основное внимание уделяется нижнему гидрогеологическому этажу, для которого такая связь существенно затруднена. Верхняя его граница, как правило, располагается на глубине 500-1000 м, а иногда и более от дневной поверхности.
В свете поставленной задачи важно показать, что региональная динамика подземных вод верхнего и нижнего гидрогеологических этажей существенно различна. И одно из главных отличий состоит в неприменимости классического понятия "артезианский бассейн" к флюидной системе нижнего гидрогеологического этажа, в пределах которого в подавляющем большинстве случаев формируются залежи углеводородов.
Геофлюидодинамические системы этой части нефтегазоносных бассейнов традиционно схематизируются в виде артезианского бассейна. Такие системы, как известно, состоят из водоносных и водоупорных комплексов, простирающихся от областей питания (создания напора) до зон разгрузки непрерывно по всей территории бассейна. Области питания приурочивают к обнажениям комплексов по периферии бассейна в его горном обрамлении, а зоны разгрузки выделяют под акваториями морей либо в местах размыва или повышенной проницаемости водоупорных комплексов. В соответствии с законом Дарси считается, что подземные воды движутся в основном по водоносным комплексам от областей питания к зонам разгрузки и служат агентом геохимических преобразований литосферы, в том числе и формирования залежей углеводородов.
В последние десятилетия такая схематизация подвергалась обоснованной критике со стороны исследователей глубинной геофлюидодинамики (Кротова В.А., 1962; Капченко Л.Н., 1965; Киссин И.Г., 1965; Гуревич А.Е., 1969; Арье А.Г., 1986). Существо критики сводится в основном к констатации факта неприменимости закона Дарси к анализу такого рода гидравлических систем.
Остановимся на одном из важных аргументов в этой критике.
В рамках схемы артезианского бассейна в соответствии с законом Дарси предполагается, что вертикальное распределение напоров в разрезе осадочного чехла артезианского бассейна (или в терминах нефтегазопоисковой геологии - осадочно-породного) определяется неоднородностью фильтрационных параметров пластов-коллекторов. Другими словами, напор в данной точке каждого водоносного комплекса зависит от потерь напора при движении пластовой воды от области питания к области разгрузки. Следовательно, в точке, расположенной на расстоянии l от области питания, в каждом из водоносных комплексов формируется своя величина гидравлического напора в зависимости от интегральной средней водопроводимости пород. Чем выше водопроводимость в комплексе, тем выше скорость фильтрации, определяемая разностью гидростатических напоров в областях питания и разгрузки, и тем больше величина потери напора вследствие закона Дарси. В комплексах с высокой водо- проводимостью гидростатические напоры в области транзита в среднем должны быть ниже, чем в комплексах с пониженным значением этого параметра.
На самом деле это не так. Действительно, напор НM в точке М на расстоянии l от области питания для каждого из комплексов составляет
НМ=НП-ΔН, (1)
где НП - гидравлический напор в области питания;
ΔН - потеря напора в точке М на расстоянии l от области питания.
В соответствии с законом Дарси
ΔН = lq/km, (2)
где q - объемный расход фильтрационного потока от области питания к области разгрузки в рамках ленты тока единичной ширины; km - водопроводимость пласта.
Но в случае установившегося движения, а оно всегда имеет место в геологическом масштабе времени, из того же закона Дарси следует, что
где Hp - гидравлический напор области разгрузки;
L - расстояние между областями питания и разгрузки бассейна, т.е. линейный размер области транзита.
Подстановка (3) и (2) в (1) дает
И поскольку артезианский бассейн по определению характеризуется единством положения областей питания и разгрузки для всех составляющих его комплексов, сомножитель в скобках формулы (4) одинаков для любого из выделенных в осадочном чехле артезианского бассейна комплексов. Из этого следует, что в соответствии с принципами традиционного подхода градиент напора по вертикали в любой точке артезианского бассейна должен быть равен нулю.
В реальных условиях этот факт имеет место лишь для относительно неглубокозалегающих водоносных комплексов. Фактические данные по отложениям, к которым обычно приурочены месторождения нефти и газа, показывают нарастание гидростатических напоров с глубиной и как следствие возникновение вертикального градиента напоров, направленного в подавляющем большинстве случаев снизу вверх.
Отмеченное обстоятельство не позволяет считать традиционные представления достаточно адекватными реальной картине флюидального массопереноса в глубинных частях осадочно-породных бассейнов.
Меньшее расхождение между теоретической предпосылкой и природной фактографией можно получить, если рассматривать последнюю с позиции гео- флюидодинамики медленных потоков.
Принципы этого сравнительно нового направления геофлюидодинамики впервые сформулированы и защищены в работе [1].
Содержание их в основном сводится к следующему:
перемещение флюидов в пористой среде происходит за счет градиента потенциальной энергии, характеризующего фильтрационное поле. В частном случае гравитационного движения он выражается градиентом гидростатического напора
J = dH/dl, (5)
где Н - высота столба флюида плотностью ρ = 103 кг/м3 над единой плоскостью сравнения;
l - длина пути движения флюида;
градиент потенциальной энергии может возникать как за счет гравитационных, так и других сил, действующих в границах флюидодинамической системы (поверхностные силы на границах фаз, силы теплового расширения и др.);
зависимость скорости фильтрации флюидов от градиента напора с наибольшей адекватностью выражает обобщенный закон фильтрации (Арье А.Г., 1981), имеющий вид
где v - скорость фильтрации;
k0 - коэффициент проницаемости по Дарси, т.е. значение µv/Jρg при J0/J << 1;
J0 - начальный градиент фильтрации;
ρ - плотность жидкости;
μ - динамический коэффициент вязкости;
g - ускорение свободного падения;
начальный градиент фильтрации J0 служит мерой физического взаимодействия между твердой поверхностью минерального скелета геологической пористой среды и движущимся в ней флюидом и выражается формулой [1]
где А - постоянная Гамакера (Среднее ее значение, установленное экспериментально, для условий природных пористых сред составляет n*10-29 Дж. Такая ее малость связана с неровностями стенок поровых каналов, снижающими эффект межмолекулярного взаимодействия.), учитывающая межмолекулярные взаимодействия на границе жидкость - порода; а - межмолекулярные расстояния в жидкости;
n - пористость среды;
движение однофазового флюида в пористой среде при <= J0 не исчерпывается, а переходит в форму дискретно-молекулярного массопереноса, названного файлюацией;
файлюационное движение поровых растворов или жидких молекулярных смесей приводит к сепарации их ингредиентов;
непреодолимым препятствием файлюационному потоку является граница, разделяющая два несмешивающихся флюида (граница фаз агрегатного состояния вещества).
Стержневой позицией изложенных принципов служит существование начального градиента фильтрации как показателя перехода режима движения жидких поровых флюидов от фильтрации к файлюации и наоборот. Его величина вполне поддается экспериментальному определению по специально разработанной методике (Арье А.Г., 1984).
Она также может быть оценена приближенно с погрешностью до половины десятичного порядка по формуле
полученной путем подстановки соответствующих констант в выражение (7), где kф - коэффициент фильтрации, равный 1,18*k0, если k0 выражен в долях квадратного микрометра.
Приложение этих принципов к рассмотрению процессов природного движения подземных вод приводит к существенно отличной от традиционной гидродинамической схематизации условий такого движения.
В верхнем гидродинамическом этаже, водоносные породы которого характеризуются проницаемостью, как правило, более 1 мкм2, 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 (6) практически всегда вырождается в закон Дарси, что приводит к традиционной схеме водообмена. Как правило, такая схематизация вполне соответствует существующей фактографии.
Для нижнего гидрогеологического этажа характерная проницаемость водоносных комплексов в общем случае составляет 10-3-10-1 мкм2. Поэтому значения начальных градиентов фильтрации здесь достигают 10-4-10-2 м/м и даже 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 величины начального градиента фильтрации для таких комплексов реально бывают выше названных значений. Сравнение действующих градиентов напора с реальными значениями начальных градиентов фильтрации показывает, что в соответствии с законом (6) сквозной латеральный фильтрационный поток подземных вод от "областей питания" к "областям разгрузки" практически невозможен. Отсюда следует, что для глубинных частей осадочно-породных бассейнов эти понятия во многом теряют свой смысл. Действительно, они не применимы в своем первоначальном значении как фактор разности потенциалов (напоров) для фильтрационного массопереноса. Однако при градиентах напора, меньших, чем начальный градиент фильтрации, движение поровых флюидов не прекращается, а переходит в режим файлюации [1]. Поэтому содержание этих понятий для оценки латерального флюидопереноса в файлюационном режиме сохраняется.
Суммируя изложенное, можно констатировать, что сопоставление действующих градиентов напора с начальными градиентами фильтрации для нижнего гидрогеологического этажа нефтегазоносных бассейнов дает основание считать файлюационное движение преобладающим видом латерального флюидообмена, скорость которого определяется формулой (Арье А.Г., 1982)
V=λJ, (9)
где V - скорость файлюации;
λ - коэффициент файлюации.
Наличие в тех же частях бассейнов градиента напора в вертикальном направлении доказывает потенциальную возможность движения поровых вод вкрест напластования пород. Обычно наблюдаемое падение пористости с глубиной свидетельствует о реальности отжатая поровых флюидов.
В работе [2] утверждается, что при уплотнении терригенных осадков поровые флюиды выжимаются как через кровлю, так и через подошву пласта. С таким утверждением согласиться нельзя, так как это противоречит механизму формирования напора в такого рода осадках.
Подавляющее большинство фактов свидетельствует о том, что вертикальные градиенты напоров в осадочно-породных бассейнах, сложенных терригенными образованиями, составляют 10-3-10-2 м/м. При таких градиентах, а также названных выше значениях проницаемости и начальных градиентов фильтрации в водоносных пластах флюидообмен реализуется в основном в режиме фильтрации. Но через водоупорные толщи, являющиеся основным препятствием для вертикальных потоков (проницаемость - тысячные доли квадратных микрометров и менее, значения начального градиента фильтрации - первые единицы), движение поровых флюидов проходит в режиме файлюации. Поскольку интенсивность фильтрационного потока при заданном градиенте напора несоизмеримо больше, чем файлюационного при таком же градиенте, можно считать, что вертикальная проводимость толщи определяется скоростью файлюации.
Таким образом, и в латеральном, и в вертикальном направлениях флюидообмен реализуется в режиме файлюации. Тогда в соответствии с формулой (9) можно считать, что
где индексами 1 и 2 обозначены соответственно показатели латерального и вертикального движения флюидов.
Но, как было оговорено ранее, λ1 характеризует файлюационную проницаемость песчаных пластов в латеральном направлении, λ2 - глинистых пород в вертикальном. Их отношение исходя из физического содержания понятия "коэффициент файлюации" пропорционально отношению квадратов удельных поверхностей (Арье А.Г., 1984). 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 (10), будем иметь
Другими словами, скорость файлюационного потока в латеральном направлении составляет не более 10-6 его скорости по вертикали. Значит, область питания водоносного пласта в традиционном понимании не может влиять на величину напора в пласте вследствие отрицательного дисбаланса притока (со стороны области питания) и оттока (через перекрывающие водоупорные отложения).
Общее уменьшение пористости терригенных пород с глубиной свидетельствует о том, что поровая жидкость из них уходит и, если иметь в виду проделанные расчеты, преимущественно через кровлю или подошву. Для окончательного решения вопроса о направлении эмиграции поровой жидкости необходимо рассмотреть процесс формирования напора, в частности, в терригенных коллекторах платформенных нефтегазоносных бассейнов.
В процессе формирования осадков и погружения пласта заключенные в нем поровые флюиды приобретают напор в соответствии с законом Бернулли
H=Z+P/ρg, (11)
где Z - высота над плоскостью сравнения;
Р - давление, возникающее во флюиде за счет массы перекрывающих пород;
ρ - плотность пластового флюида.
В соответствии с законом Гука, как это показано, например, в работе [3],
Р =P0 - ΔW/ βW, (12)
где Р0 - геостатическое давление на пласт;
β - коэффициент упругоемкости пласта;
ΔW/W - относительное изменение объема пласта.
В условиях, когда деформация пласта происходит за счет геостатического давления, можно записать, что
ΔW/W=Δm/m, (13)
где Δm- изменение толщины пласта с первоначальной толщиной, равной m.
Равенство (13) 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 сокращение 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,
Δm = λ*J*t, (14)
где λ - коэффициент файлюации в вертикальном направлении;
J - градиент напора в том же направлении;
t - время.
Коэффициент упрогоемкости пласта можно выразить через его фильтрационно-емкостные характеристики [3]
где К - коэффициент пьезопроводности пласта.
Поэтому с учетом (14) и (15) формула (12) может быть записана в виде
Если
иметь в виду, что 
где ρп - плотность породы, a h -
глубина залегания пласта от поверхности, то окончательно будем иметь
и вследствие этого из (11)
Полученное выражение позволяет вычислить возможное превышение реального гидравлического напора в пласте над гидростатическим по формуле
(Формула показывает, что со временем избыточное давление в пласте релаксируется и в пределе стремится к гидростатическому со скоростью, определяемой коэффициентом файлюации покрышки.)
Очевидно, что для определения направления вертикального потока достаточно сравнить между собой напоры в сопредельных по разрезу пластах. Эта операция может быть заменена сравнением превышений напоров во флюидосодержащих пластах над гидростатическим. Чем выше оказывается ΔH, тем выше напор в пласте и наоборот.
Рассмотрим схематический разрез терригенной толщи. Предположим, что она состоит из двух пластов глинистой породы толщиной m1 и m3, верхний из которых залегает на глубине h от поверхности земли. Они разделены слоем коллектора толщиной m2. Цифровая индексация показывает порядок залегания пластов от поверхности.
Избыточное давление для первого из них в соответствии с формулой (19) и с учетом (14) составляет
для второго -
и для третьего -
Необходимо отметить, что рассматриваются пласты, сложенные консолидированными породами, прошедшими стадию диагенеза, для которых с погружением характерно уменьшение относительного сжатия вследствие того, что процесс гравитационного уплотнения носит релаксационный характер.
Поэтому
и, поскольку β1≈β3, из системы уравнений (20) следует ΔH3>ΔН1, т.е. величина гидростатического напора в нижнем пласте глин выше, чем в верхнем, так как H = Hг + ΔH. Вследствие того, что Hг = h + H0 - h = H0, где H0 - глубина залегания единой плотности сравнения, и
H0 - h = Z,
Н=Н0 + ΔН. (21)
Гидравлический напор на подошве второго, песчаного, слоя выше, чем на его кровле, так как в силу неразрывности потока в первом случае его величина равна напору в подстилающем глинистом пласте, а во втором - в перекрывающем глинистом пласте.
Таким образом, градиент напора в гидродинамической системе, возникающей под действием литостатического давления, направлен снизу вверх. Поэтому эмиграция поровых флюидов может реализоваться только в том же направлении, и нет никаких оснований предполагать возможность отжатия их в противоположную сторону.
Некорректность предположения А.Е. Гуревича [2] состоит в том, что он ориентировался на инженерный опыт К. Терцаги, справедливый лишь в антропогенных процессах в историческом масштабе времени.
Итак, основной особенностью движения подземных вод нефтегазоносных частей артезианских бассейнов платформенного типа является то, что для них характерен водообмен в файлюационном режиме. Это обстоятельство приводит к существенным отличиям схематизации такого водообмена от традиционно используемой гидравлической схемы артезианского бассейна. Указанные отличия состоят в следующем.
Поток подземных вод в нижней части платформенных артезианских бассейнов в терригенных осадках формируется не за счет инфильтрации в областях выхода пластов на дневную поверхность, а главным образом вследствие отжатия седиментационных флюидов под действием геостатического давления.
Интенсивность латерального движения подземных вод пренебрежимо мала по сравнению с интенсивностью вертикального потока.
Пластовое давление формируется за счет разнонаправленного действия двух основных факторов: сжатия пласта под влиянием геостатической нагрузки и релаксации напряжения вследствие эмиграции поровой жидкости (18).
Отжимаемая жидкость формирует файлюационный поток, направленный снизу вверх. При этом скорость движения поровых вод определяется законом (9).
Таковы главные особенности движения подземных вод нижнего гидрогеологического этажа нефтегазоносных бассейнов, сложенных терригенными осадками, которые необходимо учитывать при оценке их перспектив на углеводородное сырье, например:
не следует ожидать, что углеводородное вещество, образующееся в нефтегазоносных бассейнах, может перемещаться за счет влияния движения подземных вод на сколько-нибудь существенное расстояние по латерали;
подавляющее количество углеводородного вещества, произведенного нефтегазоматеринской породой, мигрирует вверх по разрезу наряду с поровыми водами;
подземные воды нижнего гидрогеологического этажа могут служить агентом в процессах первичной миграции, но в ходе аккумуляции выполняют исключительно роль среды, в которой первичные скопления углеводородов движутся под действием сил всплывания и взаимодействия между собой.
ЛИТЕРАТУРА
1. Арье А.Г. Влияние физического взаимодействия воды и породы на процесс геофильтрации: Автореф. дис.. д-ра геол.-минер, наук. - М., 1986.
2. Гуревич А.Е. Процессы миграции подземных вод, нефтей и газов. - Л.: Недра, 1969.
3. Щелкачев В.Н. Разработка нефтегазоносных пластов при упругом режиме. - М.: Гостоптехиздат, 1959.
The proposed work demonstrates that traditional application of universally accepted principles of geofluiddynamics fails to analyze underground fluids movement of the subsurface hydrosphere’s lower hydrogeological level characterized by comparatively low permeability of water-containing rocks and small values of pressure gradient.
It is shown that Darcy law is irrelevant to perform such an analysis. As an alternative, the generalized filtration principle as well as its consequences which have been substantiated by the author in earlier publications may be used.
The principles of comparatively new trend in subsurface fluiddynamics termed by the author as geofluiddynamics of slow flows are first set forth in this paper. A role of initial filtration gradient and filuation phenomenon in regional geofluiddynamic constructions which eliminate the well- known discrepancies between traditional ideas is shown.
For the first time, the theoretical substantiation is being given to ideas of underground water flows forming due to squeezing out of sedimentogenic fluids. It's shown that intensity of lateral movement of underground waters is negligible as compared to the vertical one. The sedimentogenic waters which have been squeezed out are found to be moved in the filuation regime from the bottom upwards.
The author contends that hydrocarbon matter of lower hydrogeological level can not migrate due to underground waters movement for long distances along lateral; that underground water may be served as an agent only in processes of primary migration whereas in the course of secondary migration and pools accumulation the waters play a role of a medium. The primary hydrocarbon accumulations are moving under the buoyancy forces and interaction with each other effect.