книги / Нефтегазовая гидрогеология
..pdfРис. 29. Схема гвдродинамичсского развития природных водонапорных систем (по В. А. Кудрякову).
1 - фундамент (ложе бассейна пластовых вод); 2 - глинистые породы; 3 - породыколлекторы; направление: 4 - движения пластовых вод; 5 - распыленной разгрузки; 6 - участки разгрузки; 7 и 8 - пьезометрические линии соответственно нижнего и верхнего водоносных комплексов; рпр - приведенное давление; I - длина профиля
рактерна для юрского и неокомско-аптского водоносного комп лексов, в то время как к меловым и кайнозойским отложениям приурочены в основном инфильтрационные водонапорные сис темы.
Как отмечалось выше, в гидрогеологических бассейнах с боль шой мощностью осадочного чехла (или в глубокопогруженных частях прогибов) в нижнем этаже бассейна могут располагаться термодегидратационные природные водонапорные системы (рис. 31).
Гидрогеологические бассейны морей и океанов изучены крайне слабо. Их отличительными особенностями являются отсутствие зоны аэрации, наличие толщ, находящихся на различных стади ях литогенеза, преимущественное содержание талассогенных вод, преобладание эксфильтрационных природных водонапорных си стем. В бассейнах прибрежно-шельфовых областей возможно на личие как элизионных (литостатических), так и инфильтрационных природных водонапорных систем. В элизионных природ ных водонапорных системах, расположенных в основном под
Рис. 30. Положение природных водонапорных систем в разрезе гидрогеологических бассейнов
Рис. 31. Схема гидродинамической зональности в бассейнах пластовых вод: 1 - крис таллический массив; 2 - водонапорная система; 3 - трещинноватость; направление; 4 - движения вод; 5 - инфильтрации метеогенных вод.
Зоны: I - распространения грунтовых геогидродинамических систем, II - распростра нения инфильтрационных природных водонапорных систем, III - распространения элизионных природных водонапорных систем, IV - возможного распространения термодегидратационных природных водонапорных систем; 3IB - зеркало грунтовых вод
дном моря, движение вод направлено преимущественно в сто рону континента. Разгрузка вод может осуществляться в виде субмаринных источников (см. рис. 6 а) и в пределах суши. В инфильтрационной водонапорной системе в случае, если область питания располагается на высоких гипсометрических отметках (в горных районах) и создается напор, величина ко торого выше гидростатического напора морской воды, проис ходит разгрузка вод в виде субмаринных источников (см. рис. 6 б). По А. И. Короткову и др. (1980), это явление характерно для гидрогеологических бассейнов «дистального» типа, одно крыло которых высоко поднято, а другое — «дистальное» — опущено ниже уровня моря.
В бассейнах дна внутренних морей также отмечается гидро динамическая связь субаэральной и субмаринной частей. Она характерна для Каспийского, Черного, Балтийского и Среди земного морей. В Каспийском море это проявляется в виде суб маринного грязевого вулканизма, связанного с тектонической зоной, часть которой находится на суше, часть в море, а также в виде субаэральных источников, в которых разгружаются воды субмаринных частей гидрогеологических бассейнов. Свидетель ством гидродинамической связи между субмаринной и суба эральной частями верхнеюрского карбонатного комплекса в Сочи-Адлерском бассейне является разгрузка на суше сульфид ных вод, широко известных под названием мацестинских. По данным P. Р. Арутюнянц, В. В. Иванова, Ю. П. Пастушенко (1977) величины приведенных напоров верхнеюрских вод в пре делах разведанной части Сочинского месторождения сульфид ных вод возрастают в сторону Черного моря. Это свидетельству ет о миграции сульфидных вод из погруженных частей Причер номорской впадины в сторону суши и подтверждает мнение о наличии элизионной водонапорной системы литостатического типа. Не исключено, что сероводородное заражение Черного моря связано с проникновением сульфидных вод в морской бас сейн из битуминозных карбонатных пород по разломам и зонам трещиноватости.
К гидрогеологическим бассейнам дна Мирового океана относятся субмаринные бассейны котловин, рифтов, желобов, прогибов, суб маринные бассейны трещинных и жильно-трещинных вод (по В. А. Кирюхину, Н. И. Толстихину — субмаринные гидрогеологи ческие массивы), приуроченные к положительным формам релье фа дна океана.
Гидрогеологические бассейны могут содержать в своих недрах залежи нефти и газа. Если в гидрогеологическом бассейне имеют ся залежи нефти, газа, газоконденсата, то его следует относить к
нефтегазоносным бассейнам.
Понятие о нефтегазоносном бассейне введено в литературу И. О. Бродом и его последователями В. Г. Васильевым, И. В. Вы соцким, которые считали, что нефтегазоносный бассейн является частью артезианского (гидрогеологического) бассейна. При этом они исключали его краевые зоны и прежде всего область питания и прилегающую зону активного водообмена, где условия для со хранения залежей УВ неблагоприятны. Расплывчатость границ неф тегазоносного бассейна (неясность — какую часть гидрогеологи ческого бассейна в разрезе и в плане относить к собственно неф тегазоносному бассейну) при такой трактовке вызвала впослед-
ствии появление других терминов, например «нефтегазоносный осадочный бассейн» (Н. Б. Вассоевич, 1970), «осадочно-породный депрессионный гидрогеологический бассейн» (М. И. Суббота, А. Ф. Романюк, 1978) и др.
Следует подчеркнуть, что границы нефтегазоносного бассейна должны совмещаться с границами гидрогеологического бассейна. Это положение вытекает из современных представлений о роли гидрогеологических условий в миграции, аккумуляции и консер вации скоплений нефти и газа. Прежде всего следует отметить, что область раскрытого залегания водоносных комплексов (область питания) — это неотъемлемый элемент инфильтрационной водо напорной системы, определяющий величину напоров и гидроди намические условия во всей водонапорной системе, которая мо жет включать и залежи УВ, поэтому исключать эту область из неф тегазоносного бассейна нельзя. Кроме того, палеогидрогеологические реконструкции показывают, что на элизионных этапах раз вития в некоторых бассейнах пластовых вод области питания со временных инфильтрационных водонапорных систем были облас тями разгрузки и при наличии ловушек аккумулировали УВ. Впос ледствии эти скопления могли быть разрушены.
При нефтегазогеологическом районировании широко исполь зуют понятия «нефтегазоносная провинция», «нефтегазоносная область», «нефтегазоносный район». Следует отметить, что в ряде случаев границы нефтегазоносных провинций и нефтегазоносных гидрогеологических бассейнов совпадают. Это относится к таким нефтегазоносным гидрогеологическим бассейнам, как ТиманоПечорский, Прикаспийский, Днепровско-Донецкий и др. В от дельных случаях в пределах нефтегазоносной провинции выделя ют не один, а два и более бассейнов. Например, в пределах ЛеноТунгусской нефтегазоносной провинции на Сибирской платфор ме располагаются два нефтегазоносных бассейна — Ангаро-Ленс кий и Тунгусский, в рамках Предкавказско-Крымской нефтегазо носной провинции, также выделяются два нефтегазоносных гид рогеологических бассейна — Западно-Предкавказский и Восточ- но-Предкавказский и т.д. Следовательно, характеризуя гидрогео логию нефтегазоносных бассейнов, мы получаем представление и о гидрогеологии нефтегазоносных провинций.
ГЛАВА VI
ОСНОВЫ ГИДРОГЕОТЕРМИИ
Гидрогеотермия — раздел гидрогеологии, посвященный изуче нию закономерностей теплопереноса и теплообмена в водонос ных толщах литосферы. Гидрогеотермия, как научное направле ние, возникла на стыке с геотермией, предметом изучения кото рой является тепловое поле Земли. Гидрогеотермические исследо вания имеют большое теоретическое и практическое значение, так как позволяют оценить роль природных вод в формировании и распределении теплового поля, т.е. участие вод в термическом ре жиме Земли. В то же время знание температур водных растворов литосферы позволяет использовать воды в энергетических и ле чебных целях, при оценке перспектив нефтегазоносности недр, а также при поисках, разведке и разработке залежей УВ.
§1. ОБЩИЕ ВОПРОСЫ
Тепловой режим подземных вод зависит от распределения и интенсивности источников тепловой энергии и условий теплопе реноса. Выделяются внешние и внутренние источники. К внешним (космическим) источникам тепловой энергии относится солнеч ная радиация. Поток солнечной радиации зависит от географичес кой широты местности и изменяется во времени. Большая часть энергии этого потока поглощается Землей, что приводит к перио дическому изменению температуры на ее поверхности и в приле гающих слоях. Глубина проникновения солнечной радиации уве личивается с возрастанием амплитуды и периода колебания тем пературы на земной поверхности. H. М. Фроловым выделены су точные, годовые, вековые и геологические циклы продолжитель ностью от земных суток до галактического года.
К внутренним (планетарным) источникам тепловой энергии относится энергия, выделяющаяся в результате распада радиоак тивных элементов (урана, тория и др.), — радиогенная. По мне нию П. Н. Кропоткина и Е. А. Любимовой, основные источники глубинного тепла связаны с гравитационной энергией (упругой энергией сжатой планеты, энергией гравитационной дифферен циации), а также с ротационной энергией (замедлением скорости вращения Земли, изменением колебаний скорости вращения Зем ли и т.п.). По расчетам названных исследователей количество теп ловой энергии, выделяющейся при этих процессах, сопоставимо с
количеством радиогенной теплоты. Кроме того, по В. Д. Косареву, тепловая энергия выделяется при геохимических реакциях, а так же в результате физико-химических процессов, протекающих в ядре и мантии Земли.
Передача теплоты в пределах земной коры представляет собой сложный процесс распространения тепловой энергии в твердом породообразующем скелете и заполняющих поры породы жидко стях и газах. В литосфере теплоперенос осуществляется главным образом за счет теплопроводности и конвекции. Следовательно, общий тепловой поток g (Вт/м2) представляет собой сумму кондук-
тивной д т и конвективной qn |
составляющих теплопереноса, т.е. |
? = ?вд + 0кВ- |
(VI. 1) |
Кондуктивная теплопроводность qm горных пород имеет атом но-молекулярный характер, возникает в неравновесных системах при наличии градиента температур и описывается уравнением Фурье
^ = -Я . grad Г, (VI.2)
где X — коэффициент теплопроводности среды, в которой рас пространяется тепло; grad 71= ДТ/АН — приращение температуры ДГ в интервале глубин ДЯ.
Численно величина X соответствует количеству теплоты, про ходящему в единицу времени через единицу площади при сниже нии температуры на один градус на единице длины, и измеряется в Вт/(м-°С). Коэффициент теплопроводности пород зависит от со става пород, их петрофизических свойств, термодинамических ус ловий и определяется по данным лабораторных исследований. Среди осадочных пород наибольшей теплопроводностью облада ют каменная соль, ангидрит, наименьшей — глины. Песчаники, алевролиты, известняки и доломиты характеризуются средней теп лопроводностью. Последняя зависит также от количества, состава и структуры цемента в породах. Минимальной теплопроводнос тью обладает глинистый цемент, максимальной —кварцевый. Су щественное влияние на ее величину оказывает и влагонасыщенность: у сухих пород она ниже, чем у водонасыщенных. Понижа ется теплопроводность и в нефтенасыщенных породах.
Под конвекцией понимается передача теплоты в горных поро дах движущимся потоком подземных вод. Водные растворы явля ются важнейшим фактором перераспределения теплоты в недрах. Конвективная составляющая плотности теплового потока
(VI.3)
где С — удельная теплоемкость; v — скорость фильтрации; t — температура подземных вод.
Удельной теплоемкостью называется отношение теплоемкости к массе тела, измеряется она в Дж/ (кг-°С).
Оценка роли конвективного теплопереноса осуществлялась Н. А. Огильви, Е. Н. Люстих, H. М. Кругликовым и др. Для выяв ления возможного теплового эффекта, который создают воды, дви жущиеся из более погруженных участков гидрогеологического бас сейна в приподнятые, H. М. Кругликов провел расчеты, показав шие, что при увеличении скорости фильтрационного потока, теп ловое воздействие вод пропорционально возрастает.
В пределах локальных структур определение зависимости вели чины температуры от скорости фильтрации проводилось М. М. Митником (1989). Результаты гидрогеотермического моде лирования показали, что величина температурной аномалии отра жает влияние скорости движения подземных вод по наклонному пласту. При этом над крылом структуры с движением вод вверх по возрастанию пласта формируются положительные тепловая и тем пературная аномалии, а над крылом структуры с нисходящим дви жением вод — отрицательные. Установлено, что величина тепло вого потока над структурой зависит от скорости фильтрации. Чем больше скорость фильтрации, тем больше плотность теплового потока в своде структуры.
А. А. Крупник, используя при диагностировании особенностей режима эксфильтрационных вод трансформанты геотермического поля, включающие первую и вторую производные температуры по глубине, отмечает, что доля конвективной составляющей в сум марном тепловом потоке может быть значительной, изменяясь от 25 до 50 %.
Основными геотермическими параметрами при изучении теп лового режима литосферных вод являются геотермический гради ент и геотермическая ступень.
Геотермический градиент — прирост температуры на единицу
глубины: |
|
|
/ ,= |
(/2- / 1) / ( л2- а1), |
(VI.4) |
где |
/2 — температуры пород, определенные на глубинах соот |
ветственно А, и hr
Обычно геотермический градиент относят к интервалу глубин 100 м, в этом случае он выражается в ‘С/100 м.
Геотермическая ступень — расстояние по вертикали на протя жении которого температура изменяется на ГС:
G = (h2 - A,) |
(VI.5) |
Геотермический градиент, отнесенный к интервалу 100 м, и геотермическая ступень связаны соотношением:
Гт = 100/G |
(VI.6) |
В вертикальном разрезе земной коры имеет место геотерми ческая зональность. Большинство исследователей выделяют две зоны: гелиотермозону, включающую верхнюю оболочку земной коры, в пределах которой гидрогеотермический режим форми руется под воздействием солнечной радиации, и геотермозону. Последняя включает нижние слои земной коры и верхнюю ман тию. Гидрогеотермический режим в пределах геотермозоны за висит от эндогенных источников тепла. За нижнюю границу ге лиотермозоны обычно принимают нейтральный слой. При этом под нейтральным слоем понимается слой годовых теплообменов, температура которого на его нижней границе относительно постоянная для каждой данной точки земной поверхности. Глу бина залегания нейтрального слоя колеблется в широких преде лах — от десятка до нескольких десятков метров. Для большей части территории нашей страны мощность слоя годовых теплообменов близка к 25 м. В геокриологии вместо термина «нейт ральный слой» используется понятие «слой нулевых годовых амплитуд», глубина залегания которого в областях развития криолитозоны зависит от мощности сезонноталого или сезонно мерзлого слоя.
Учитывая точку зрения H. М. Фролова, доказывающего, что влияние солнечной радиации распространяется на всю земную кору и проявляется в многовековых и галактических циклах, Б. И. Писарский (1980) предлагает выделять в разрезе три зоны: гелиотермозону, гелиогеотермозону и геотермозону. При этом предлагается глубину первой зоны ограничивать нейтральным слоем, в котором преобладает влияние инсоляции (зона разви тия преимущественно верховодки и грунтовых вод) и темпера тура вод близка к среднегодовой температуре воздуха. К гелиогеотермозоне относится зона, располагающаяся между нейтраль ным слоем и границей многовековых колебаний температуры под влиянием климата (глубина 1-3 км). Ее гидрогеотермичес кий режим находится под влиянием как солнечной радиации,
так и внутренних источников тепловой энергии земных недр. В нижней зоне — геотермозоне — преобладает влияние внутриземной теплоты.
Температура подземных вод нефтегазоносных бассейнов изме няется в широких пределах: от отрицательных значений в области развития криолитозоны до нескольких сот градусов в наиболее погруженных частях осадочных бассейнов и прогибов.
Величины геотермического градиента в осадочном чехле раз новозрастных структур изменяются в широком диапазоне. Сводки данных по изменению геотермических градиентов в осадочном чехле разновозрастных структур приведены Б. Ф. Маврицким (1971) и в книге «Тепловой режим недр СССР» (1970 г.). На основании этих данных составлена табл. 10, из которой видно, что в областях докембрийской складчатости в чехле платформ средние значения геотермического градиента составляют 1,8- 2,7°С/100 м. В областях палеозойской складчатости на платфор мах геотермический градиент выше — 3-5вС/100 м, в области раз вития кайнозойской складчатости — 3-4вС/100 м, причем наибо лее высокие его значения отмечены в межгорных впадинах и про гибах: так, в Куринской впадине он составляет в среднем 3,5°С/ 100 м. Наибольшие величины геотермического градиента фикси руются в Восточном Предкавказье в Терско-Каспийском проги бе — до 5°С/100 м.
Величины геотермических градиентов зависят от многих фак торов, прежде всего от термических свойств горных пород (теп лопроводности) , а также от их состава, водонасыщенности и т.п. На рис. 32,а приведены сведения, полученные на основе замеров температур в скважинах, а на рис. 32,6 — с учетом по правки на нестационарность современного геотермического поля Западно-Сибирского бассейна, обусловленную влиянием кли мата в позднечетвертичное время. Как видно из рис. 32, геотер мические градиенты песчаных и глинистых пород различны. Причем в южных районах их величины в глинистых и десчаных породах возрастают с глубиной, что свидетельствует о росте теп лового потока. По скважинам Широтного Приобья и северной части бассейна фиксируется более сложное соотношение этих параметров. Обращает на себя внимание скачок геотермических градиентов в интервале глубин 1-1,2 км, который сохраняется и после введения поправки. Это свидетельствует о резком возрас тании коэффициента теплопроводности на таких глубинах на одну и ту же величину по всем районам Широтного Приобья и северной части бассейна. Ниже уровня 1,2 км отмечается тен денция снижения геотермического градиента. Знание величины