Исследования тепловых свойств горных пород и вариации теплового потока Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

Известия ДГПУ, №2, 2001

УДК 550.361

ИССЛЕДОВАНИЯ ТЕПЛОВЫХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД И ВАРИАЦИИ ТЕПЛОВОГО ПОТОКА

© 2008

Эмиров С.Н., Булаева Н.М., Гаирбеков Х.А., Османов Р.Ш.

Институт проблем геотермии ДНЦ РАН

На основании экспериментальных данных по влиянию гидростатического давления до 250 МПа и температур до 523К на теплопроводность горных пород и оценке не нарушенных бурением пластовых температур по термограммам конкретной скважины (Д44) построена трехмерная модель Димитровского (Республика Дагестан) газоконденсатного месторождения с оценкой вариации теплового потока и температур по глубине до 4,5км. Наблюдаемые вариации теплового потока и температур объясняются геодинамической активностью данного региона и влиянием водоносных горизонтов.

On the base of experimental data on the influence of hydro-statical pressure up to 250 MPa and temperatures up to 523К on the heat conductivity of mountain rocks and estimation of stratal temperatures, not exceeded by boring according to thermograms of the bore hole (D44) Dimitrovsky’s three-dimensional model (the Republic of Daghestan) of gas condensate deposit with estimation of variation of the heat flow and the temperatures on the depth up to 4,5 km was built. Observed variations of the heat flow and the temperatures can be explained by geo-dynamical activity of the given region and influence of water-bearing horizons.

Ключевые слова: горные породы, тепловой поток, вариация, газоконденсатное месторождение, трехмерная модель.

Keywords: mountain rocks, heat flow, variation, gas condensate deposit, three-dimensional (3-D) model.

Одним из основных направлений геотермических исследований в настоящее время является выявление связи распределения температур и плотности теплового потока с геотектоническим строением земной коры. Современное состояние геотермических исследований и их проблемы изложены в материалах международной конференции [10, 18].

Оценка вариации теплового потока в конкретном регионе непосредственно связана с определением градиента температур, изменениями величины коэффициента теплопроводности горных пород и изучением распределения теплового потока на различных глубинах.

Если необходимость быстрых

измерений большого количества

образцов в нормальных условиях

обеспечивается методикой оптического сканирования [8], то изменение теплопроводности под воздействием высоких температур и давлений остается связанным с традиционными методами экспериментальных исследований [5, 17, 19].

Современное состояние вопросов глубокого и сверхглубокого бурения, а также ускоренного введения скважин в эксплуатацию ставит задачи

качественной оценки распределения температур по данным термокаротажа в скважинах с неопределенным временем его выстойки до установления стационарного теплового поля. Впервые такая задача поставлена и детально обсуждена в работе [16], в которой приведены результаты исследований на Димитровском газоконденсатном

месторождении, расположенном на

участке предгорной равнины между Каспийским морем и горным хребтом. Этот участок в меридиональном направлении занимает промежуточное место между Терско-Сулакским

прогибом и Хошмензильской

предгорной структурой в Южном

Дагестане. На рисунке 1 показана

центральная часть Димитровского

месторождения, построенная на основании разработанной нами

цифровой картографической 3Б-модели.

Рис. 1. Структура геологических слоев на субширотном профиле Димитровского нефтегазоносного месторождения (глубина в м)

По данным геодезической нивелировки [3] месторождение разбито на три блока разной геодинамической активности. Скважина Димитровская 44 (Д44) с глубиной 4574 м расположена в «центральной части» месторождения, которая характеризуется переменным знаком результатов нивелировки.

Измерение теплопроводности

горных пород в условиях высоких гидростатических давлений и температур

Коллекция образцов горных пород, полученных из скважины Д44,

представляет собой чередующиеся пачки мергеля, известняка, доломита, алевролита и песчаника, общая мощность которых порядка 100-200 м. Глины майкопского возраста и Караган-Чокракские отложения на глубинах 1-3 км обладают большей мощностью. Термобарическая зависимость их теплопроводности мало отличается от ранее измеренных нами [11, 12], а

физические свойства при нормальных условиях представлены в таблице 1.

Таблица 1

Физические характеристики осадочных пород Дагестана при нормальных условиях

Наименование пород Номер скважины Пористость, % К Плотность, р -103 кг/м3 Л, Вт/мК V км/с

Песчаник Д44 8 2,60 3,1 5,84

Песчаник К2 9 2,56 2,3 4,52

Песчаник М220 18 2,19 1,6 2,72

Аргиллит Д44 9 2,46 1,8 3,07

Известняк М122 0,6 2,85 3,62 6,35

Известняк Д44 15 2,41 1,6 3,4

Глины Д44 4 2,50 1,41 2,73

Доломит Д44 1 2,70 3,14 3,48

Алевролит Д44 2 2,17 2,00 -

Для детальных исследований теплопроводности горных пород под действием высоких давлений и температур были отобраны образцы доломита №8 (глубина залегания 42474248 м) и алевролита №9 (глубина залегания 4570-4574 м) (табл.1) с

пористостью 1-2%. Экспериментальные исследования теплопроводностей

образцов доломита и алевролита в условиях высоких гидростатических давлений до 250 МПа в области

температур 273-523К были проведены абсолютным стационарным методом плоского слоя [1, 13] с погрешностью ±2% в камере высокого давления, где средой, передающей давление, был газ аргон.

Полученные экспериментальные данные по влиянию давления и температуры на теплопроводность образцов доломита представлены на рисунке 2 и в таблице 2.

Давление (МПа)

Рис. 2. Зависимость теплопроводности доломита от давления

Таблица 2

Зависимость теплопроводности (Вт/мК) осадочных пород от температуры и гидростатического давления

С ^ О. 0,1 50 100 150 200 250 Ар/ Л0

Доломит

273 3,14 4,22 4,52 4,61 4,65 4,69 1,49

323 3,14 4,22 4,52 4,61 4,65 4,69

373 3,14 4,22 4,52 4,61 4,65 4,69

423 3,14 4,22 4,52 4,61 4,65 4,69

473 3,14 4,22 4,52 4,61 4,65 4,69

523 3,14 4,22 4,52 4,61 4,65 4,69

Алевролит

273 1,93 2,4 2,57 2,59 2,6 2,62 1,36

323 2,06 2,51 2,6 2,63 2,64 2,66 1,29

373 2,2 2,61 2,68 2,71 2,72 2,73 1,24

423 2,34 2,67 2,7 2,73 2,74 2,76 1,18

473 2,48 2,7 2,75 2,77 2,78 2,79 1,12

523 2,62 2,76 2,79 2,8 2,81 2,82 1,07

п 0,47 0,22 0,13 0,12 0,12 0,11

С 0,14 0,72 1,27 1,32 1,33 1,39

Измерения показали, что в исследованной области температур в пределах погрешности измерений теплопроводность доломита не меняется и равняется Х=3,14Вт/мК. По данным работ [2, 15, 17] такой ход

температурной зависимости ожидаем для образцов с начальной теплопроводностью порядка 2 Вт/мК. В этом случае доломит, отобранный в зоне, близкой к тектоническим нарушениям надвигового характера, содержит в своей структуре компоненты кристаллического и аморфного состояний.

Часть горной породы, которая находится в кристаллическом состоянии, с увеличением температуры, должна приводить к уменьшению

теплопроводности:

Г(Т) = ^-°-,

Т (1)

где Г - теплопроводность кристаллического вещества при Т0 = 300К, а Т - температура исследования в К.

Другая часть горной породы, которая находится в аморфном состоянии, с увеличением температуры должна приводить к росту теплопроводности:

4(Т)=л;[1+й(т - тД (2)

где - теплопроводность аморфного вещества при Т0 =300К, Т - температура исследования в К, а - температурный коэффициент теплопроводности.

В области температур, близких к температуре плавления горной породы Тп, можно ожидать, что ^1(ТИ)=^2(ТИ), и, приравнивая равенства (1) и (2), получаем:

Не рассчитывая на точность в равенстве (3), можно использовать

значение температурного коэффициента

алевролита а = — ^ ^ = 3,5 • 10-4 К4

(табл. 2) и температуру плавления

порядка ТЯ=2000К Тогда

теплопроводность компоненты

составляет для аморфной и кристаллической фаз - =0,54Вт/мК и

\1=5,74Вт/мК соответственно.

Максимальное значение

теплопроводности доломита равно 6,5 Вт/мК [10], что свидетельствует о достоверности проведенной оценки.

Рассматривая теплопроводности фаз как матричные двухфазные системы с невытянутыми включениями, можно оценить их концентрацию (с1 и с2) по В. И. Одолевскому [7]:

Кг = А

1+

і—Сі А

3

+ -

Л2 —Л1

(4)

Тогда концентрация второй компоненты образца с2 =0,41.

По асимптотическому приближению для сферических включений по А. М. Манделю [6]:

Лег — А

1 — 3с(А —Л2 ) + ,

2 а + Л2

2 (5)

Принимая 0(с)2=0 в равенстве (5), получим, что концентрация второй компоненты с2>0,35. Таким образом, вероятная концентрация фаз с аморфной структурой составляет 0,35<с2 <0,41.

Давление приводит к нелинейному увеличению теплопроводности

доломита, при этом максимальный рост наблюдается в области до Р=100 МПа.

с

Кроме исследований температурной и барической зависимости

теплопроводности образцов доломита, когда измерения проводились при постепенном росте и уменьшении давления и температуры, была исследована теплопроводность доломита при одновременном воздействии давления и температуры,

соответствующих их пластовым условиям. За пластовые условия для

глубины залегания 4250м принимались Р=110 МПа и Т=427К. Значение теплопроводности, полученное при этом, равнялось Х= 4,58 Вт/мК.

На рисунке 3 и в таблице 2 представлены экспериментальные

данные по влиянию гидростатического давления до 250 МПа в области температур 273-523К на

теплопроводность образцов алевролита.

Давление (МРа)

Рис. 3. Зависимость теплопроводности алевролита от давления и температуры

Полученные экспериментальные данные показывают, что рост температуры приводит к линейному росту теплопроводности алевролита, свидетельствующему о преобладании в его структуре содержания вещества в аморфном состоянии.

Давление приводит к нелинейному росту теплопроводности образцов алевролита. Как видно из таблицы 2, рост теплопроводности под давлением существенно зависит от температуры. Так, рост теплопроводности при Т=273К составляет ХрА,0=1,36, а при Т=523К -ХрАо=1,07, что указывает на ослабление ее барической зависимости.

В общем, влияние давления и температуры на теплопроводность образцов алевролита может быть описано равенством:

1(ТР)=С(Р)Г(р), (6)

где С=0,14Вт/м К; п=0,47 при

нормальных условиях. Зависимость С(Р) и п(р) представлена в таблице 2.

Значение теплопроводности образцов алевролита, полученное при

одновременном влиянии пластовых давлений Р=120МПа и температур Т=435К равнялось \=2,70Вт/мК.

Экспериментальные данные

показывают, что теплопроводность образцов доломита и алевролита, исследованных в условиях

одновременного воздействия пластовых давлений и температур в пределах погрешности эксперимента,

оцениваются из данных по барической и температурной зависимостям

теплопроводности этих образцов, представленных на рисунках 1 и 2 и в таблице 2.

Оценка распределения не нарушенных бурением температур

Для оценки не нарушенных бурением температур с учетом известных

процессов термогидравлики в работе [4] рассматривается большое количество

теплофизических параметров.

Нарушению температуры забоя скважины циркуляцией бурового

раствора посвящена работа [16]. Нами для оценки не нарушенных бурением температур Тх по температуре

циркулирующего бурового раствора Т0 [14] использовалось равенство [16] в

виде:

Т — Т 1 х 1 0 Т — Т Т1 — Т0

(7)

где Г - коэффициент

пропорциональности, Т1 - измеряемая температура забоя, Т0 - температура циркуляции бурового раствора.

Величину коэффициента

пропорциональности Г находим из

отношения Т1/Т0 для двух-трех измеренных температур в призабойной зоне. Эти результаты контролируются эмпирическим неравенством:

Т1 + °.7ЛТо < Тх < Т1 + ЛТо , (8)

где АТ° - разность температуры,

измеренной в термограмме на глубине нейтрального слоя, и среднегодовой

температуры на этой глубине.

Результаты восстановления не нарушенных бурением температур зависят от количества промежуточных временных забоев и дают хорошую сходимость (±3%) с измеренными

пластовыми температурами.

Распределение температур и плотности теплового потока, вычисленное на

основании экспериментальных данных, приведено в таблице 3 и на рисунках 4 и 5.

Таблица 3

Распределение температур, теплопроводности и плотности теплового потока по глубине для скважин Д44, Д15, Д22 на субширотном профиле Дмитровского нефтегазоносного

месторождения

Глубина, Н, м Скважины

Д 44 Д 15 Д 22

Р, С Л, Вт/мК д, мВт/м2 Р, С G, мВт/м2 Р, С G, мВт/м2

500 43,2 2,0 117 46 129 29 58

1000 58,5 2,45 80 54 39 48 93

1623 78,0 2,56 78 83 119 67,5 80

2350 102 2,6 75,0 118 125 96,0 102

2660 111,4 2,58 78 129 34 109 108

2915 118,6 2,63 24 135,4 138 124 155

3408 132,5 2,68 76 150 79 153 156

3580 137,3 2,68 76 154 62 167 218

3693 139,5 2,68 52 175,6 204

3904 144,0 2,70 58 164 78

4050 178

4208 153,8 2,73 88

4270 155,3 3,23 78

4570 162,5 4,61 110

30 50 70 90 110 130 150 170 190 210

т,°с

Д2: & _ 1 к ►

ч>.

s^ \ N .4

ч ч / / /' *\Д15

Д ч 44 Д22

у

2-

4-

5-

Н, км

Рис. 4. Распределение температур по глубине в скважинах Д44, Д22, Д15

1

3

30 50 70 90 110 130 150 170 190 210 д мВт/м2

Рис. 5. Распределение плотности теплового потока по глубине скважин Д44, Д22, Д15

Полученные значения

теплопроводности горных пород для различных глубин скважины Д44 с учетом РТ-условий их залегания, представленные в таблице 3, показывают слабый рост ее величины до глубины 4570 м. Оценка теплопроводности чередующихся литологических

разновидностей горных пород малой мощности (рис.1) производилась обычным методом сложения тепловых сопротивлений отдельных слоев,

измеренных при термодинамических параметрах глубины их залегания. При этом в кристаллических породах наблюдается взаимно компенсирующее влияние температур и давлений. В породах, содержащих аморфную

составляющую, давление и температура приводят к увеличению

теплопроводности до значений, близких к теплопроводности кристаллических пород. Такой характер

теплопроводности массивов,

составляющих локальную

геотермальную систему, является следствием самопроизвольной эволюции геодинамических процессов, которые стремятся к термодинамическому

равновесию этой системы.

Распределения температур по глубине в скважинах Д44, Д22 и Д15 представлены на рис. 4.

В сравнительном анализе

распределения температур по глубине скважина Д22 выделяется непрерывным увеличением геотермического градиента

до зоны вскрытия продуктивного

горизонта. Этот факт объясняется тепломассопереносом за счет медленно мигрирующего газового флюида, обеспечивающего отрицательный

эффект Джоуля-Томсона, который переходит в положительный при

вскрытии продуктивного пласта. Кроме того, в этой скважине до глубины 2,5 км отмечаются самые низкие температуры, связанные с длительным влиянием трансгрессии Каспия и углублением Караган-Чокракских водоносных

горизонтов (рис.1). В скважине Д15 при сравнительно небольшой разнице

углубления водоносных горизонтов наблюдаются относительно высокие

температуры. Их расположение над зоной тектонических нарушений является подтверждением

существенного влияния длительно

мигрирующего и диффундирующего газового флюида на природу распределения температур. Поэтому

плотность тепловых потоков в отдельных горизонтах не является следствием только кондуктивного теплопереноса из нижних горизонтов.

Распределение температур по глубине в скважине Д44 отличается от распределения

в скважине Д15 меньшими величинами температур на глубинах 2-4 км, которые объясняются некоторой удаленностью ее от зоны разрывных нарушений.

Суммарная погрешность определения плотности теплового потока, учитывая погрешности определения

теплопроводности массива горных пород, может доходить до ±15%, а локальные аномалии выходят за пределы этих значений (рис. 5). Если в скважинах Д44 и Д15 наблюдается увеличение плотности теплового потока на глубинах меньше 1 км, то в скважине Д22 она уменьшается вследствие отмеченной ранее трансгрессии Каспийского моря. Наибольшая изменчивость

распределения плотности теплового потока по глубине наблюдается в скважине Д15, для которой, как и для скважины Д44, характерными являются почти одинаковые глубины аномального уменьшения его, совпадающие с аналогичными зонами в скважине Д22. Очевидно, что, несмотря на разные проявления изменчивости плотности теплового потока, они имеют одинаковую природу выравнивания температур, связанную с водоносными горизонтами или с участками поглощения бурового раствора. Их детализация требует дальнейших исследований.

Таким образом, в данной работе дана оценка вариации теплового потока на участке Димитровского

газоконденсатного месторождения

(Республика Дагестан) на основании экспериментальных данных по влиянию РТ-условий на теплопроводность горных пород с учетом распределения не нарушенных бурением температур по глубине.

Примечания

1. Амирханов Х.И., Магомедов Я.Б., Эмиров С.Н. Влияние всестороннего давления на теплопроводность теллура // Физ. тв. тела. - Махачкала. Т. 5. В. 5. 1973. 2. Гаирбеков Х.А., Цомаева Т.А. Прогнозирование теплопроводности осадочных пород в области высоких температур // Вестник ДНЦ РАН. - Махачкала. №6. 2000. 3. Газалиев И.М., Идармачев Ш.Г., Шапиев Д.Ш., Абилов М.Ш. К вопросу влияния разработки нефтегазоконденсатного месторождения Димитровское на геодинамическую активность. // Материалы научно-практ. конф. Геодинамика и сейсмичность Восточного Кавказа. - Махачкала, 2002. 4. Есьман Б.И. Термогидравлика при бурении скважин. - М.: Недра, 1982. 5. Зейпольд У., Гуйтцайт В.

Температуропроводность горных пород при высоких давлениях // Исследования физических свойств минерального вещества Земли при высоких термодинамических параметрах. - Киев: Наукова Думка, 1977. 6. Мандель А.М. О связи теплопроводности горных пород со структурой порового пространства // Изв. выс. уч. зав. Геология и разведка. №1. 1997. 7. Одолевский В.И. Расчет обобщенной проводимости гетерогенных систем. ЖТФ. Т.212. Вып.6. 1951. 8.

Попов Ю.А., Семенов В.Г., Коростелев В.М., Березин В.В. Бесконтактное определение теплопроводности горных пород с помощью подвижного источника тепла. // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. - М. №7. 1983. 9. Сборник научных трудов. Тепловое поле Земли и

методы его изучения. - М.: Изд. Рос. универ. дружбы народов, 2000. 10. Справочник

геофизика. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых / Ред. Н. Б. Дортман. -М.: Недра, 1984. 11. Эмиров С.Н. Зависимость тепловых и упругих свойств андезитовых

пород от давления. Геотермия. Вып. 1. - М.: Наука, 1991. 12. Эмиров С.Н., Цомаева Т.А.,

Аскеров С.Я. Теплопроводность песчаников в условиях высоких давлений, температур и флюидонасыщения // Геофизический журнал. - М. Т.19. №2. 1997. 13. Abdulagatov I.M.,

Emirov S.N., Tsomaeva T.A., Gairbekov Kh.A., Askerov S.Ya., Magomaeva M.A. Thermal conductivity of fused quartz and quartz ceramic at high temperatures and high pressure. // J. Phys. and Chem. Solids. 61. 2000. 14. Gairbekov Kh.A., Kulikov S.N., Sulejmanov M.D. Distribution of temperatures and nature of their formation in local segments of structure SG-1, SG-3. // Proc. Inter conf. The Earth’s Thermal Field and Related Research Methods. Moscow, 2002. 15. 15. Horai K., Susaki J. The effect of pressure on the thermal Conductivity of Silicate rocks up to 12 kBar // Physics of the Earth and Planetary Interiors.-V.55. 1989. 16. Kutasov I.M. Deep wells drilling and completion

technology: the impact of downhole temperatures // Proc. Inter conf. The Earth’s Thermal Field and Related Research Methods. Moscow, 2002. 17. Pribnow D.F.C., Sass J.H. Determination of Thermal conductivity for deep borenoles // J.Geophys. Pes. V. 100 №136. 1995. 18. Proceedings International conference. The Earth’s Thermal Field and Related Research Methods. Moscow, 2002. 19. Vertogradskiy V., Popov Yu., Miklashevskiy D. Metod and Eguipment for rock thermal conductivity measurements at formational pressure and temperature // Proc. Inter conf. The Earth’s Thermal Field and Related Research Methods. Moscow, 2002.

Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ 06-05-96604 -р, 08-05-00343.