Физические свойства водных растворов в осадочных бассейнах




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Физические свойства водных растворов в осадочных бассейнах

Физические свойства водных растворов в осадочных бассейнах

07.09.2017


Tемпература. Изменения температуры флюида с глубиной наиболее детально изучены для районов газо- и нефтедобычи, где широко проводилось глубокое бурение. Простое измерение температуры в забое скважины не всегда, однако, дает действительную температуру осадка in situ, так как циркулирующий буровой раствор действует как теплоотвод. Во время добычи адиабатическое расширение флюидов в скважине также может вызвать значительное охлаждение. Некоторые опубликованные для осадочных бассейнов температуры, в том числе и обсуждаемые ниже, могут быть меньше истинных температур in situ.

На рис. 4.3 показана зависимость минимальных температур от глубины для нескольких осадочных бассейнов. Для каждого региона, за исключением техасского берегового профиля, отмечается почти линейное изменение температуры с глубиной, и геотермические градиенты, следовательно, практически постоянные, но начальные температуры и наклоны прямых различны для разных бассейнов. Температура на нулевой глубине определяется среднегодовой температурой и изменяется на приведенных профилях (рис. 4.3) от 9° С для бассейна Альберта до свыше 30° С для техасского побережья Мексиканского залива на юге. Хотя происходят суточные и годовые изменения поверхностной температуры, эти кратковременные колебания затухают на небольших глубинах. Однако долговременные вариации климатических условий, связанные с континентальным оледенением или вызванные медленной миграцией континентальных масс в иные широтные зоны, могут привести к изменению температуры на 20° С или больше на любой данной глубине в пределах осадочного бассейна.
Средний геотермический градиент в древних осадочных бассейнах составляет 15—40° С/км. Если теплопередача является чисто кондуктивным стационарным процессом, то геотермический градиент dT/dz связан с потоком тепла Q и коэффициентом теплопроводности осадка К уравнением
Физические свойства водных растворов в осадочных бассейнах

Коэффициенты теплопроводности варьируют почти на порядок величины и зависят от литологического состава и пористости пород, температуры и давления. Для пород данного литологического состава или типа наиболее существенной переменной является пористость, причем у более пористых осадков с более высоким содержанием флюида теплопроводность меньше. Свежеосажденный ил может иметь коэффициент теплопроводности < 1,7*10в-3 кал*см-1*с-1, в то время как сланец с низкой пористостью — 4,5*10в-3 или более. Такие колебания могут оказывать глубокое влияние на геотермический градиент. Например, в кайнозойских осадках побережья Мексиканского залива на глубине, в стратиграфических зонах, характеризующихся необычно высокой пористостью, наблюдаются градиенты до 100° С/км. На рис. 4.3 показан рост геотермического градиента в подобной зоне в районе техасского побережья Мексиканского залива. В осадочных породах этого района наблюдалась температура 273° С на глубине 5859 м.
На некоторых стадиях осадконакопления и развития прогибов может иметь существенное значение передача тепла некондуктивным путем. Даже в таком тектонически стабильном и, по-видимому, термически однообразном регионе земной коры, как, например, Иллинойсский бассейн, глубокая циркуляция воды, вызванная различиями регионального гидростатического напора, способствует переносу тепла вверх и в стороны от бассейна. На побережье Мексиканского залива потеря глубинного тепла происходит в результате, воздымания соляного диапира и благодаря миграции нагретых глубинных пластовых вод из зон с высоким давлением флюида вверх, вдоль региональных конседиментационных разломов. По мере выжимания флюидов из глубоко захороненных осадочных пород и уменьшения пористости в теплоизолирующих зонах геотермические градиенты также должны уменьшаться, и бассейн будет охлаждаться.
Вполне возможно, что в древних осадочных породах бассейнов Альберта, Мичиганском, Иллинойсском и им подобных режим теплового потока сильно менялся. Глубинные воды в этих бассейнах могли быть в прошлом значительно теплее, например, в связи с тем, что быстро отлагавшиеся мощные пачки глин и песков создавали изначально пористый теплоизолирующий покров.
Давление. Давление, которое оказывает подземный флюид на твердые минеральные зерна осадка, называют по-разному: давление флюида, пластовое давление (formation pressure), резервуарное давление. Если масса флюида, заполняющего систему связанных между собой пор, гидрологически непрерывна вплоть до поверхности раздела воздух — вода, то давление флюида эквивалентно гидростатическому и будет однозначной функцией глубины и плотности вышележащего столба воды (р = 1,0). Если же глубинные воды перекрыты толщей практически непроницаемых пород, то давление флюида будет равно давлению, производимому залегающими выше водонасыщенными породами (р = 2,3), т. е. литостатическому, или геостатическому, давлению (рис. 4.4).

Стратиграфические интервалы, в которых измеренное давление флюида существенно выше рассчитанного гидростатического давления, известны как зоны «аномального» или избыточного давления («geopressiued» zones). Такие зоны встречаются в ряде кайнозойских осадочных бассейнов и интенсивно исследуются, так как с ними связаны миграция и накопление углеводородов. Вариации наблюдаемых давлений флюида на разных глубинах для осадочных пород побережья Мексиканского залива шт. Техас и Луизиана показаны на рис. 4.4. В различных регионах этого побережья существенные отклонения от гидростатических давлений начинают появляться на глубинах от 1,4 до 4,5 км и связаны с аномально высокой пористостью осадочных пород и ростом геотермического градиента (рис. 4.3).
Среди причин, обусловливающих высокие давления флюидов в осадочных породах, можно назвать следующие:
1. Быстрое осаждение или механическое сжатие осадочных пород с низкой проницаемостью.
2. Рост температуры при постепенном захоронении изолированного объема воды.
3. Обезвоживание монтмориллонита или других водосодержащих минералов при диагенезе осадков низкой проницаемости.
4. Осмотическая диффузия воды через полупроницаемые слои в массы более минерализованных флюидов.
Первые два механизма, по-видимому, в наибольшей степени влияют на распределение высоких давлений флюидов в породах бассейна Мексиканского залива. Другие факторы, возможно, имеют более локальное значение. Низкая проницаемость быстро накапливающихся глинистых пород препятствует удалению воды из аргиллитов и переслаивающихся с ними песчаных пород. Поровые флюиды частично принимают на себя нагрузку столба вышележащих пород, результатом чего и является высокое давление флюидов. Резкое или постепенное нарушение сплошности практически непроницаемой толщи, обеспечивавшей существование зоны высокого давления флюидов, позволит им мигрировать в участки, где давление, или пьезометрический напор, ниже (уравнение 4.4).
Плотность и вязкость. Плотность подземных вод зависит от состава, температуры и в большей степени, чем часто думают, от давления. Увеличение степени минерализации и давления с глубиной приводит к увеличению плотности; однако T тоже растет с глубиной, а это оказывает на плотность противоположное влияние. Максимальные плотности рассолов на различных глубинах в бассейнах Альберта, Иллинойсском, Мичиганском и в северной части бассейна Мексиканского залива можно оценить на основании PVT-данных для растворов NaCl, что и показано на рис. 4.5. С глубиной плотности растут, но градиенты плотностей уменьшаются, и поэтому значительный нагрев на глубине может привести к более низким плотностям и, следовательно, к гравитационной нестабильности. Плотности вод Мичиганского бассейна, вероятно, выше указанных на рис. 4.5, но общая зависимость плотности от глубины сохраняется.
Вязкость водных растворов в осадочных породах зависит в основном от минерализации и температуры. На рис. 4.6 показаны величины вязкости вод в Мичиганском бассейне и северной части бассейна Мексиканского залива, рассчитанные по табулированным значениям вязкости чистой воды и растворов NaCl (International Critical Tables). Однако влияние температуры является более существенным, и на глубине вязкость должна быть в 2—4 раза ниже показанной на рисунке. У сильно минерализованных рассолов, характерных, например, для Мичиганского бассейна, вязкость выше, чем у менее минерализованных вод, при сравнимых глубине и температуре.