Плоскость сравнения 9 страница

так и от свойств фильтрующейся жидкости. Свойства фильтрующей среды учитываются с помощью коэффициента проницаемости ^пр и вязкости ^. Физически коэффициент

фильтрации отражает работу сил трения при движении в пористой среде. Коэффициент фильтрации прямо пропорционален проницаемости фильтрующей среды и обратно пропорционален вязкости фильтрующейся жидкости:

k^V. Ф //л

Закон Дарси можно выразить следующим образом:

^'np/⁷.

V = — •—I.

^

Среди вод земной коры есть как пресные, так и минера­лизованные и рассолы. И пресные, и минерализованные воды, и рассолы могут находиться в пределах одного водоносного пласта, одного фильтрационного потока. Таким образом, фильтрующаяся жидкость в пределах одного фильтрационного потока может быть неоднородной по составу и свойствам. Из формулы Дарси сле­дует, что скорость фильтрации обратно пропорциональна вязкости жидкости. Известно, что вязкость природных вод и рассолов прямо пропорциональна их минерализации. Поэтому скорость фильтра­ции минерализованных вод и рассолов при прочих равных усло­виях меньше скорости фильтрации пресных вод. Неоднородность свойств жидкости в пределах фильтрационного потока необходи­мо учитывать и при расчете пьезометрического напора и напор­ного градиента.

Если иметь дело только с пресными водами, имеющими плотность, равную единице, то можно принимать пьезометри-

-201

Рта? ГПг F^q.?

Рис.44. Схема расчета приведенных давлений:

1 - водоносный пласт; 2 - инфильтрация; 3 - направление движения вод; 4 - залежь нефти

ческие высоты равными числено гидростатическим давлениям и непосредственно по статическим уровням в скважинах строить карты гидроизопьез и рассчитывать скорость фильтрации. Но для минерализованных вод и рассолов с плотностью выше единицы, и к тому же различной в разных точках пласта, такой подход приведет к ошибкам в расчетах. Для исключения влияния неоднородностей жидкости определяют приведенный напор или приведенное давление. Существуют несколько методов расчета приведенных давлений (методы А. И. Силина-Бекчурина, В.В. Ягодина, И.К. Зерчанинова и др.).

Наиболее распространен метод А. И. Силина-Бекчурина. Им предложена следующая формула:

/I, -.- Л+Ph ^. Рпр =(^Р1 + ~Y~ ^z!),?'

где hi - статический уровень в скважине; р\ - плотность воды в скважине; pf, - плотность воды на выбранной плоскости сравнения; Z\ - высота забоя скважины над плоскостью

сравнения; g - ускорение свободно падающего тела.

Эта формула выведена для условия прямолинейного изменения плотности воды с глубиной.

На рис. 44 показана схема расчета приведенных давлений. В

первой скважине Дщ] = (}\ р\ + ^р\—¹ - Z; )g, во второй скважине

-202

Рис.45. Карта приведенных гидроизобар:

1 - выход нефтегазоводоносного пласта на земную поверхность; 2 - гидроизобары, Мпа; 3 - залежь нефти; 4 - линия тока воды; 5 - скважины, по данным которых рассчитаны приведенные давления

(и других) - Дт2=(Й2 р2 ^{+ р2 ph} Z^}g, в скважине и, через которую проведена плоскость сравнения, рцрп = ^пРпё •

Ввиду того, что на плотность воды влияет температура пласта, появляется необходимость введения соответствующих поправок. Нужно также учитывать и наличие водорастворенных газов. Методика расчета таких поправок имеется в специальных руководствах.

На основании расчета приведенных давлений строят карту гидроизобар (или гидроизопьез). На этой карте (рис.45) можно показать направления тока, т.е. определить направления движения подземных вод, а также рассчитать гидравлический уклон на любом из участков, или определить среднюю величину гидравлического уклона для всего пласта. Зная величину гидравлического уклона, а также величины вязкости жидкости и проницаемости (определяемые в лаборатории и рассчитываемые), можно подсчитать скорость фильтрации на любом из участков водоносного пласта. Следует однако отметить, что скорость фильтрации v не равна действительной скорости движения

-203

подземных вод и, так как она характеризует лишь фильтрационный поток. Средняя действительная скорость движения вод по порам и трещинам в породах будет равна частному от деления скорости фильтрации на коэффициент эффективной пористости т, который равен отношению объема сообщающихся пор ко всему объему породы. Таким образом, действительная скорость движения жидкости будет равна:

v

U =—.

Расход потока можно подсчитать по формуле

Q=F^kпppi,

или, умножив площадь поперечного сечения фильтрующих пород на скорость фильтрации:

Q=vF.

Залежи нефти и газа являются частью нефтегазоводоносных пластов и находятся в гидродинамическом поле, изменения параметров которого влияют на размещение и сохранение скоплений углеводородов. Поэтому изучение гидродинамических условий необходимо при поисках, разведке и разработке месторождений нефти и газа.

8.4. Основы гидрогеотермии

Гидрогеотермия - раздел гидрогеологии, посвященный изучению закономерностей теплопереноса и теплообмена в водоносных толщах земной коры. Гидрогеотермические исследования имеют большое значение, так как позволяют оценить роль природных вод в формировании и распределении теплового поля, т.е. участие природных вод в термическом режиме Земли. С другой стороны, знание температур водных растворов литосферы позволяет использовать воды в энергетических и лечебных целях, а также при поисках, разведке и разработке нефтяных и газовых месторождений.

Переходя к общим вопросам гидрогеотермии, необходимо подчеркнуть, что тепловой режим подземных вод зависит от

-204

распределения и интенсивности тепла и условий теплопереноса. К внешним (космическим) источникам энергии относится солнечная радиация. Поток солнечной радиации зависит от географической широты местности и изменяется во времени. Большая часть энергии этого потока поглощается Землей, что приводит к периодическому изменению температуры на ее поверхности и в прилегающих слоях. Глубина проникновения солнечной радиации увеличивается с возрастанием амплитуды и периода колебания температуры на земной поверхности. Так, Н.М. Фроловым выделены суточные, годовые и геологические циклы, продолжительностью от земных суток до галактического года.

К внутренним (планетарным) источникам относится, главным образом, энергия радиогенного тепла, образующегося в результате распада радиоактивных элементов (урана, тория и др.). В литосфере теплоперенос осуществляется главным образом за счет теплопроводности и конвекции. Общий тепловой поток q представляет собой сумму кондуктивной <?вд и конвективной q^

составляющих теплопереноса:

^=^кд+^кв-

Кондуктивная теплопроводность горных пород имеет атомно-молекулярный характер, возникает в неравновесных системах при наличии градиента температур и описывается уравнением Фурье:

9кд ⁼ - /l-gradr,

где <7вд - кондуктивная составляющая теплового потока, (Вт/м²);

Л - коэффициент теплопроводности среды, в которой распространяется тепло, (Вт/м-°С); grad Т - приращение температуры ДГв интервале глубин АЯ (°С/м).

Числено величина К соответствует количеству тепла, проходящему в единицу времени через единицу площади при снижении температуры на 1°С на единице длины и измеряется в Вт/(м-°С). Коэффициент теплопроводности пород К зависит от состава пород, их петрофизических свойств, термодинамических условий и определяется по данным лабораторных исследований. Среди осадочных пород наибольшей теплопроводностью облада­ют каменная соль, ангидрит, наименьшей - глины. Песчаники, алевролиты, известняки и доломиты имеют среднюю тепло­проводность.

-205

Конвекция - это передача тепла в горных породах движущимся потоком подземных вод. Водные растворы являются важнейшим фактором перераспределения тепла в недрах Земли.

Конвективная составляющая теплопереноса имеет следующее выражение:

^кв = с v t,

где 9кв' конвективная составляющая плотности теплового потока; v - скорость фильтрации, (м/с); с - удельная теплоемкость, Дж/(кг/°С); t - температура подземных вод, °С.

Многочисленными исследованиями установлено, что увеличение скорости фильтрационного потока приводит пропорционально к росту или снижению теплового воздействия вод. Охлаждающее влияние инфильтрационных вод, движущихся из области питания водоносных горизонтов, приводит к появлению гидрогеотермических аномалий отрицательного знака. Под гидрогеотермической аномалией понимается отклонение какого-либо геотермического показателя (температуры, величины теплового потока и т.п.) от значений соответствующих показателей, характерных (фоновых) для данного нефтегазоводоносного горизонта или комплекса. При движении вод из более погруженных частей гидрогеологического бассейна могут возникать гидрогеотермические аномалии положительного знака.

Основными геотермическими параметрами при изучении теплового режима подземнЫх""вод являются геотермический градиент и геотермическая ступень.

Геотермический градиент - прирост температуры на единицу глубины:

r=(?2-fi)/(/i2 -/О,

где г, и ^ - температуры пород, определенные на глубинах ]\ и

hi-

Обычно геотермический градиент относят к интервалу глубин 100 м, в этом случае он выражается в °С/100'м.

Геотермическая ступень - расстояние по вертикали в м, в диапазоне которого температура изменяется на 1 °С:

(7=(/i2-W2-?l).

-206

Геотермический градиент, отнесенный к интервалу в 100 м, и геотермическая ступень связаны соотношением: Гчоо ⁼ 100/G.

В вертикальном разрезе земной коры имеет место геотермическая зональность. Большинство исследователей выделяют две зоны: гелиотермозону, включающую верхнюю оболочку земной коры, в пределах которой гидрогеотермический режим формируется под воздействием солнечной радиации, и геотермозону.

Геотермозона включает в себя нижние слои земной коры и верхнюю мантию. Гидрогеотермический режим в пределах геотермозоны зависит от внутренних, эндогенных источников тепла.

За нижнюю границу гелиотермозоны обычно принимают нейтральный слой. Под нейтральным слоем понимается слой годовых теплообменов, температура которого на его ниж­ней границе относительно постоянная для каждой точки поверхности Земли. Это означает, что в конкретной точке Земли в зависимости от климата, рельефа, гидросети и.т.п. на определенной глубине устанавливается относительно постоянная температура. Выше и ниже этого слоя температура изменяется: в первом случае от солнечной радиации, во-втором - от эндогенных факторов. Глубина залегания нейтрального слоя колеблется от десятка до нескольких десятков метров, но для большей части территории страны толщина слоя годовых теплообменов близка к 25м.

Специалисты, занимающиеся изучением толщи многолетнемерзлых пород (геокриозоны), вместо термина нейтральный слой используют понятие "слой нулевых годовых амплитуд", глубина залегания которого в областях развития мерзлых толщ зависит от мощности сезонноталого или сезонномерзлого слоя.

Температура подземных вод нефтегазоносных бассейнов изменяется 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 разновозрастных структур изменяются в широком диапазоне. Наиболее полные сводки данных по изменению геотермических градиентов в осадочном чехле разновозрастных структур приведены Б.Ф. Маврицким (1971) и в книге "Тепловой ре­жим недр СССР" (1970). На основании этих данных и более поздней информации составлена таблица 11.

-207 -

Таблица 11

Дата добавления: 2014-12-27