Dobrynin_V.M._Petrofiz._modelirovanie_prirodnyh_gidrodinam._processov

возможность образования аномальных давлений за счет гравита­

ционного уплотнения глин, считает, что аномально высокие пла­

стовые давления могут определять региональные фильтрацион­

ные потоки пластовых вод и быть весьма долговечными.

В. М. Добрынин и В. А. Серебряков (1978 и 1989) эксперимен­

тально определили, что градиент давления поравой воды в гли­

нистых породах Западно-Кубанского прогиба в зонах аномально высоких пластовых давлений равен 10-2 -т I0- 1 М Па/м, направлен

вверх и способствует восходяшей фильтрации пластовых вод че­ рез глинистую покрышку. Значения этого градиента были исполь­

зованы для определения водопроницаемости глинистых покры­

шек и для прогнозирования аномальных давлений.

В. С. Антоненко, В. А. Ванюшин, Л. М. Зорькин, А. В. Петухов (1974), И. А. Чиркин, О. Л. Кузнецов, В. Г. Чахмахчев, Г. В. Рогоц­ кий и Н. И. Белоликов ( 1976-1978) на основе обобщения резуль­

татов геохимических и геофизических исследований на много­ численных месторождениях нефти и газа антиклинального тиnа

пришли к выводу, что в определенных геологических условиях

аномально высокие концентрации углеводородов совпадают с

аномальными значениями концентраций микроэлементов, не­

углеводородных газов, гелия, микрофлоры и физических полей

(упругих волн, теnлового потока, силь1 тяжести, напряженности

электромагнитных полей и др.).

Е. В. Карус, О. Л. Кузнецов, И. А. Чиркин и Н. И. Белоликов в 1977 г. установили эффект кольцевого окаймления антиклиналь­ ньrх поднятий Оренбургского нефтегазоносного района зоной ано­ мально высоких значений nоrлошения энергии сейсмических волн,

жестко связанной с участками интенсивно деформированных по­

род, характеризующимиен аномально высокими фильтрационньr­ ми свойствами и концентрациями углеводородов. Это указывает на интенсивный массаобмен в осадочной толще в результате восходя­ щей и нисходящей фильтраций пластовых вод.

В. М. Добрынин и В. А Серебряков в 1986 г. предложили сnособ

прогнозирования аномально низких пластовых давлений,

основанный на использовании понятия отрицательного тер­

модинамического градиента давления поровых вод. Этот сnособ

был применен для описания механизма существуюшей в

природе нисходяшей фильтрации в разрезах Непско-Ботуобин­ ской антеклизы. В том же году В. М. Добрынин, В. А. Серебряков

и Н. В. Парфененко с помощью термодинамического градиента давления поровых вод объяснили происхождение аномально

низких геотермических градиентов и изменение минерализа­

ции пластовых вод по площади в этом же районе.

11

В. М. Добрынин (1987) обосновал возможность существования

региональной термодинамической покрышки дЛЯ нефти и газа.

Результаты, полученные в различные годы многими иссле­

дователями, по существу, объясняют отдельные фрагменты еди­

ного природного явления, обусловившего многие закономер­

ности, включая изменения давления пластовых флюидов и кон­ центрации углеводородов в коллекторах, интенсификацию зо­

нального минерального массопереноса и другие.

Ранее никто из исследователей не связывал вышеназванные процессы в осадочной толще с физическими явлениями, возни­

кающими в уплотненных слабопроницаемых породах, и в частности,

с периодом глобального изменения климата Земли. Все

перечисленные процессы объединяются в единое целое явлением, возникающим в слабопроницаемых воданасыщенных породах в

результате квазистационарного изменения регионального теплового

поля и поля механических напряжений, т. е. термодинамическим

градиентом давления поровых вод.

ФИЗИЧЕСКОЕОБОСНОВАНИЕ

ТЕРМОДИНАМИЧЕСКОГО ГРАДИЕНТА

Предположим, что в какой-то момент геологической истории

в древнем осадочном бассейне установилось гидродинамическое

равновесие, при котором пластовое давление воды в коллекто­

рах и поравое давление в плотных породах р изменяются с глу­

биной h по законам гидростатики:

( l )

	где ~cr	глубина статического уровня воды;
	Dв	плотность пластовой воды, средневзвешенная по мощ­
		ности отложений;
	g
		ускорение свободного падения.

Пусть в следующий момент изменились термодинамические

условия залегания породы. Например, изменилось горное дав­

ление в породах а за счет отложения новых осадков, эрозии,

образования толщи многолетнемерзлых пород или тектонических

процессов; температура пород Т- за счет глобальных измене­

ний среднегодовой температуры или погружения осадков. Эти

внешние причины приведут к объемным деформациям пород, ·их парового пространства и к изменению объема жидкости с

12

учетом зависимости ее теплового расширения (или сжатия) от

температуры.

В плотных, низкопроницаемых разностях пород, объем ко­

торых доминирует в разрезах древних осадочных бассейнов, поры и пустоты гидраолически слабо связаны между собой.

Условия гидравлической изоляции пор могут создаваться ненью­

тоновскими свойствами воды и капиллярными силами, возникаю­

щими в тонких субкаnиллярных порах и микротрещинах. Известно,

что эти силы возрастают обратно проnорционально диаметру пор в

каnиллярах или раскрытию микротрещин. Однако nоровое nростран­

ство реальных горных nород всегда состоит из <<набора>> пор и микро­

трещин самых разных размеров. Поэтому по мере увеличения nерепа­

да давления между двумя или несколькими порами движение флюида будет nроходить вначале по системам наиболее круnных пор (тре­

щин), а затем все более и более мелких. При этом будут меняться также nути фильтрующейся жидкости. Таким образом, <<ГИдравличе­

ски изолированные поры>> дЛЯ реальной породы не вnолне оnреде­

ленное nонятие, nоскольку сама <<изоляция пор>> зависит от термоди­

намических условий залегания породы.

Однако здесь возникает вопрос о принципиальной возмож­ ности такой фильтрации. Ведь в основу вывода положена гид­

равлическая изолированность пор, создаваемая неньютоновскими

свойствами воды в тонких капиллярах и капиллярными свойст­

вами при наличии двух или трех флюидов в порах. При насыще­

нии породы однородным флюидом (пластовой водой) капил­

лярными силами можно пренебречь. Неньютоновские свойства

воды nроявляются в том, что вода в тонких капиллярах под влия­

нием физических связей ее молекул с породой приобретает nри

той же вязкости в слоях толшиной I0-6 - IО-7 м сдвиговую

прочность, характеризуемую предельным напряжением сдви­

га "t0• Другими словами, происходит нарушение закона Дарси за счет появления начального градиента давления G0 , который нужно преодолеть для того, чтобы началось движение флюида в тонком капилляре. Этот начальный градиент и является тем фактором, который обеспечивает временную гидравлическую

изоляцию пор, сообщающихся между собой через тонкие

капилляры.

Уравнение Дарси в обычной форме дЛЯ определения скоро­

сти вертикального потока можно записать:

к*р (	- )	(2)
Vn --- дpjдh-gБu,

f.!u

13

где Kl_	- вертикальная nроницаемость толщи;
~// дh	градиент давления флюида;
011	плотность воды, средневзвешенная по глубине;
J.L.	вязкость фильтрующегося флюида;
g	ускорение свободного nадения.

Из формулы (2) следует, что nри стационарных (равновес­ ных) тепловых условиях и отсутствии внешних гидравлических

сил градиенты давления др 1 дh = g8в и фильтрация флюида от­

сутствуют (vn = 0).

При нарушении теплового равновесия в каждой гидравличе­

ски изолированной поре происходит изменение nарового дав­

ления, которое может привести к nоявлению доnолнительного

градиента давления. Однако движение жидкости между nорами, соединенными между собой в nлотных nородах nреимущест­

венно тонкими каnиллярами, будет возможным только в том случае, если возникший <•nредельный)> градиент давления nревысит начальный, характерный для каnилляра наибольшего

радиуса r; и каnилляра, соединенного с порой:

др/ дh' g811 ± {i(др / дh)тдг nplGo,;} nри l(др 1 дh)тдгnpl > Go, i'

(3)

где (др/ дh)тдг np может быть рассчитан исходя из условий nол­

ной изоляции пор [10]. Подставив значение (3) в уравнение (2),

nолучим:

vh	= ± ::Р {i(др/ дh)тдгnplGo,;}
nри l(дpjдh)тдrnpi>Go,i•		(4)
vh	=0 nри l(дp/дh)тдrпpi~Go,i·

14

В последних равенствах выражение в скобках дает nредстав­ ление о результирующем (эффективном) значении термодина­

мического градиента давления:

(~~)	= j(др1 дh)jтдгnp - Go. i,	(5)
	тдг

которое можно определить, как будет показано ниже, путем nолевых наблюдений. Начальный градиент G0. ; всегда проти­

водействует приложеиному предельному термодинамическому

градиенту. Знак результирующего термодинамического

градиента (др 1 дh)тдг может изменяться в зависимости от знака

изменения темnературы пород t.Т.

И еще одно замечание. Для оценки среднего значения G0 мо­ жет быть более целесообразно использовать не наибольший диа­

метр пор с начальным градиентом давления, который изменя­

ется очень широко, а наиболее вероятное для данной породы

значение диаметра.

Таким образом, уравнение (4) с учетом введенного обозна­

чения можно переписать:

к;р (	)	(б)
vh =±--др 1	дh тдг·
llн

Такой переход от предельного к эффективному термодина­

мическому градиенту имеет смысл nри исследовании новых

закономерностей фильтрации nодземных вод. При nрактичес­

ком изучении стационарных npoueccoв, таких как nроrнози­

рование аномальных пластовых давлений на небольших глуби­

нах и экранирующих свойств покрышек, среднее значение

начального градиента можно считать в каждом случае величи­

ной постоянной и пользоваться для ее определения уравнени­

ями для nредельного термодинамического градиента. Разница

между <<nредельным>> и истинным градиентами может быть уч­ тена в настроечных константах уравнений nутем сравнения nрогнозируемых и измеренных давлений (там, где это возможно

сделать), либо для установления ее можно воспользоваться

средними градиентами из полевых наблюдений.

Эксnериментальное количественное определение истинной

скорости фильтрации воды в тонких каnиллярах встречает боль-

15

шие трудности, связанные с длительностью наблюдений и с весьма малыми значениями измеряемой величины.

В работе [6] дана краткая сводка известных научных результа­ тов. Например, очень тонкие экспериментальные исследования, выполненные А. И. Котовым и С. В. Нерпиным (1958) на охлаж­ денной до 5,5 ·с водабензольной эмульсии, показали, что в слоях толщиной I0-7 м вязкость воды имеет обычное для свободной

воды значение. Вместе с тем у воды обнаружены следы шведавой сдвигавой прочности, характеризуемой предельным напряжени­

ем 't0 = 5 · I0- 10 МПа. Аналогичные результаты были получены в 1972 г. при изучении свойств воды И. Ф. Бондаренко и С. В. Нер­

пиным в стеклянных и кварцевых капиллярах при комнатной

температуре.

Начальный градиент давления G0 связан с предельным напря­

жением сдвига •о и радиусом фильтрующей части капилляра г:

G0 = 2• 0 1 г.

(7)

Как видно из формулы (7), значение G 0 обратно пропорцио­

нально радиусу капилляра. Согласно наиболее принятой точке зре­

ния, граница коллектор - неколлектор характерна для капилляра

радиусом г около 1 · I0-6 м. Этому значению радиуса отвечает про­ ницаемость по газу Knr = (0,1+-I)I0- 15 м2 • Наш опыт свидетельствует,

что в образцах плотных известняков карбона из месторождения Тен­

гиз, имеющих общую пористость К" = 3+-5% и газопроницаемость

К" = (0,03+-0,2) 1О-15 м2 , наиболее распространены поры с радиу­

со~ г= (0,05+-0, 1) I0-6 м. Ориентировочный расчет по уравнению

(7) показывает, что nри изменении среднего радиуса пор в преде­

лах г= (0,05+-1,0)10-6 при t 0 = 5 · I0- 10 МПа начальный градиент

давления должен быть порядка G = ( 1+-20) I0- 3 М Па при наиболее

вероятном значении Go = ( 1+- 10) 1о-змПаДЛЯ плотных карбонатных

пород. В глинистых тонкодисперсных пластичных породах значение G0, вероятно, приближается к верхнему пределу общего диапазона. При резком погружении глинистых пород градиент давления поро­ вьtх вод, как показывают наблюдения [6], может достигать градиента

геостатического давления (24+-25) 1о-з МПа.

В литературе наиболее часто можно встретить кажущееся зна­

чение начального градиента Gок' полученного путем экстрапо­

ляции экспериментальных зависимостей V = f(p 1h). Величина

G > G0 и сильно изменяется для разных фильтрующих сред и

фИльтрующих флюидов. Например, С. А. Рази (1953) nри филь­

трации дистиллированной воды через серую, преимуществен­

но каолинитоную глину, получил необычайно высокие значе-

16

ния Gок = (1907370)10- 3 МПа/м, а при фильтрации минерали­

зоваиной воды через красную глину Gок = (20770)10- 3 МПаjм.

Во всех случаях с увеличением давления обжатия Gок растет. Необходимо отметить еще одно важное обстоятельство, свя­

занное с начальным градиентом давления, от значения которого

прямо зависит и значение термодинамического градиента дав­

ления, - это влияние температуры недр.

Экспериментальные исследования Н. В. Чураева (1956) показа­

ли, что аномальное значение вязкости воды в тонких капиллярах

резко снижается с температурой. При температуре Т > 6577о·с

вязкость воды в капилляре не отличается от таковой в свобод­

ном состоянии. И хотя в работах А. И. Котова, С. В. Нерпина (1958), а также Н. Ф. Бондаренко, С. В. Нерпина (1972) не отме­

чено влияние температуры в пределах 5,5-2о·с на вязкость воды

и величину "t0, следует предположить (из физических предпосы­

лок) возможность уменьшения "t0 при более высоких темпера­ турах. Это может означать, что влияние термодинамического

градиента давления поровых вод на геологические процессы будет

уменьшаться с увеличением температуры недр.

По вязкости воды в тонких капиллярах, на наш взгляд, нельзя

судить о прекращении действия адсорбционных сил на молекулы

воды в тонких капиллярах. Например, опытами по испарению воды

на дериватографе, выполненными М. А. Беляковым ( 1989) в Акаде­

мии нефти и газа им. И. М. Губкина, было доказано, что физически

связанная вода в каолинитовых глинах удаляется в интервале темпе­

ратур 80-IЗо·с, в монтмориллонитовых глинах- в интервале 80-

240Т. Поэтому при температуре около too·c в тонких капиллярах

горных пород при пластовых давлениях вполне может частично со­

храниться слой связанной и рыхлосвязанной воды, придающий ей неньютоновские свойства.

На древних платформах с современным геотермическим гра­ диентом Г= 0,02Т/м температуре 1оо·с соответствуют глубины около 5000 м. Ниже этих глубин вертикальная фильтрация за счет термодинамического градиента поровых вод затухает. Следова­

тельно, скорость фильтрации поровых вод должна изменяться с глубиной в результате уменьшения "t0 за счет температуры и умень­

шения среднего радиуса капилляров r; в результате уплотнения

пород. Чтобы не усложнять вычислений, предположим в первом приближении, что уменьшение "t0 и r; компенсируют друг друга до глубины 5000 м и скорость фильтрации в интервале глубин 0- 5000 м остается постоянной. Ниже уменьшение среднего радиуса пор замедляется, а "t0 плавно уменьшается до нуля на глубине

7000 м. Предположим, что ниже глубины 7000 м температура недр

17

превышает IOOQC и влияние термодинамического градиента поро­

вых вод полностью исчезает.

Распределение температуры в однородном политологии карбо­

натном разрезе было найдено А В. Городновым ( 1992) с помощью

решения уравнения теплопроводности в конечных разностях:

тn+l -	тn = ~ а			(Tn+I-Tn)		-а	(тn-т.n)]		+
				1	1		1	1
1	1	h	[		h			h

(8)

где а		температурапроводность среды карбонатных пород
		(а= 9,6 · I0-7 м2/с);
8n,	88	плотность пород и воды;
с",	с.	удельные теплоемкости пород и воды;
vф. i		скорость фильтрации;
n		номер временного слоя;
't		шаг по времени;
h		шаг по глубине.

На рис. 3, а приведены результаты вычислений по формуле

(8), полученные для разных скоростей фильтраций, за полное

время фильтрации, равное 1 млн. лет.

Конечно, приведеиное решение является лишь первым при­ ближением. Оно получено для однородной по тепловым свой­

ствам среды и при упрошенном законе изменения скорости

фильтрации вод с глубиной. Однако оно позволяет сделать ряд важных выводов. Так, если похолодание поддерживается на по­

верхности в течение l млн. лет, то охлаждение недр за счет кон­ дуктивной и принудительной конвективной теплопермачи мо­

жет достигнуть значительных глубин. Причем, при общем пони­

жении температуры недр геотермический градиент под влияни­

ем фильтрации поровых вод снижается до глубины 3500 м, затем стабилизируется в интервале 3500-5000 м, а ниже, по мере за­

данного снижения скорости фильтрации вод, начинает возрас­

тать и разность температур приближается к начальной на боль­

ших глубинах.

Учитывая приближенный характер нашего решения, чтобы

не усложнять дальнейших выкладок, будем также считать, что

до и после изменения среднегодовой температуры Земли даже

18

nри наличии nринудительной конвективной фильтрации вод за­ висимости изменения темnературы от глубины сохраняют в верх­ ней части разреза линейный характер.

Это nозволит изменение темлературы недр !!.Г выразить

также nриближенной формулой в конечных разностях и уn­

ростить решение.

До похолодания (или потеnления)

(9)

После

nохолодания

(или

потепления)

Т2 = Т02 + Г2h.

( 1О)

Тогда

t. т=

т, -

Т1 = t. т о ± ch,

где

!!.. Т является леременной

функцией, зависяшей от глу-

h,м

а)

h,м

б)

о

~

1000

~

~

~

2000

\~

~

~

3000

4000

~

~

r-.."

~

~

r'\.'~

,,

6000

~

~~

-

~

5000

~

~

~1

~

~

'

~

7000

~

~

~

~"

r'\..

"

~

~

~

~

8000

о 20

40

60 80 100 120 140 160 о 1о

20 30

40

50"60

70 80

т,"с

l/l1

1........12 0

3

1.;,...14

Р..• мпа

Рис. 3. Сопоставление тсорети•1еских кривых:

а -

изменен1tЯ

температуры

( 1) с

глубиной в однородном карбонатном

разрезе

за 1 млн. лет. вычисленные при снижении среднегодовой температуры на 5"С и принудитель­ ной коноекuии пластовых вод со скоростью фильтраuии от О до 0,004 м/год; б- юмененltЯ парового давления воды р в зависимости от глубины пласта h в литологичес­

ки однородном разрезе с измеренными данными в скважинах (сплошные линии /). Кривые

вычислены при снижении среднегодовой температуры на S"C в течение 1 млн. лет (шифр кривых: скорость нисходящеii фильтраuии в интервале 0-5000 м в м/год). Наблюдаемые зна­ чения аномально низких давлеНitй: 2- бассейн Анадарко, пенсильоанские отложения; 3 - бассейн Анадарко (Оклахома), миссисипс~·vе отложения; 4- Нспско-Ботуобинская антек-

люа. рифеiiсюtе отложения

19

бины и конкретных значений !1. Т0 и t-.f. Изменение среднего­ довой температуры !1. Т0 связано с похолоданием или потеп­ лением климата на Земле. Изменение среднего геотермичес­ кого градиента t-.Г может произойти в результате принуди­

тельного конвективного переноса тепла или при изменении

плотности теплового потока в земной коре. Однако плот­

ность теплового потока зависит от глубинного строения зем­

ной коры и во времени изменяется очень медленно. При изу­

чении геологических процессов в относительно короткие

геологические эпохи изменением плотности теплового по­

тока Земли можно пренебречь.

Вертикальная нисходящая фильтрация пластовых вод возни­

кает в плотных породах лишь при наличии вертикальной прони­

цаемости осадочной толщи. Вертикальная проницаемость созда­

ется в уплотненных породах системой разветвленных макро- и

микротрещин, появляющихся в результате процесса уплотнения

пород и подвижек блоков кристаллического фундамента, кото­ рые проявляются в вышележащих горизонтах. Средние значения

вертикальной проницаемости осадочной толщи невелики. Для

Непско-Ботуобинской антеклизы она составляет, как будет по­

казана ниже, около I0- 17 м2 •

Уменьшение давления в порах плотных пород за счет появ­

ления микротрещиноватости постепенно компенсируется по­

ступлением воды из смежных пор. Другими словами, нисходящая

фильтрация воды по этой модели может существовать доста­

точное время лишь при условии непрерывного изменения сред­

негодовой температуры на поверхности Земли.

Из рис. 3, б следует, что во всем интервале однородной толщи

наблюдается снижение парового давления. Однако в верхней

части разреза, до глубины h = 4500 м, наблюдаемый градиент

давления поровых вод ме_ньше нормального гидростатического

давления: (др 1 дh)наб < gSo; при поиижении температуры недр

должна наблюдаться нисходящая фильтрация вод.

Отметим, что толщина осадочного покрова большинства плат­ форменных осадочных бассейнов не превышает .3000 м.

В интервале h = 450076500 м (др 1 дh)н < gов и в данном

интервале сохраняется <<застойный» в_рдны~6 режим. Однако на

глубинах свыше 6500 м (др 1 дh)наб < gов и в этой области разре­

за должна наблюдаться более слабая восходящая фильтрация

подземных вод, т. е. в рассматриваемой конкретной модели

область «стока» подземных вод при поиижении температуры недр

находится в интервале глубин 4500-6500м.

20