El mecanismo de formación y las características de la presión anormal.
(A) Compactación desigual
Durante el proceso de enterramiento y compactación de sedimentos, el agua se descarga de los sedimentos bajo la acción de fuerzas mecánicas. En los perfiles gruesos de lutita que se depositan rápidamente, la porosidad y la permeabilidad disminuyen debido a la compactación, lo que impide que el agua fluya fuera de la lutita, lo que hace que la compactación se ralentice o incluso cese. A medida que continúa el enterramiento, la carga de sobrecarga aumenta y la presión del fluido que soporta la carga de sobrecarga aumenta en consecuencia. El mecanismo de sobrepresión causado por la compactación desequilibrada ha sido generalmente reconocido. Para que se produzca una compactación desequilibrada deben cumplirse las siguientes condiciones: rápida acumulación y carga de sedimentos extremadamente gruesos y existencia de roca arcillosa espesa. La subcompactación ocurre principalmente en secuencias regresivas, donde la sedimentación rápida es el factor más importante.
Las zonas de sobrepresión se distribuyen a lo largo de la costa desde Texas hasta el sur de Luisiana y están provocadas por una rápida sedimentación. Bishop (1979) estudió la compactación sedimentaria del sistema Terciario en el área del Golfo mediante simulación matemática. Creía que cuanto más rápida era la velocidad de sedimentación, mayor era la presión del fluido de los poros en los sedimentos fangosos y menor era la densidad de los sedimentos fangosos. Esto se debe a que queda una gran cantidad de agua libre en la masa de lodo y el agua soporta parte del peso del sedimento suprayacente. A medida que los sedimentos suprayacentes se espesan, la presión del fluido de los poros aumenta, por lo que la presión del fluido de los poros es mucho mayor que la presión hidrostática, lo que crea una sobrepresión. Si hay un buen sello, se desarrollará una sobrepresión que permanecerá durante un período geológico. Las zonas de sobrepresión generalmente se desarrollan en zonas de facies del frente del delta donde el contenido de arenisca es inferior al 5% al 10%. Los cuerpos de arena aislados en lutitas gruesas bajo secuencias de arenisca ultragruesas a menudo mantienen una alta presión. La Figura 5-4 muestra el avance de la secuencia de areniscas del delta y el desarrollo de la zona de sobrepresión.
La existencia de gruesas capas de roca arcillosa favorece la formación de capas de sobrepresión. La relación entre la presión del fluido de poro y el porcentaje de arena y esquisto (lodo) en el campo de condensado de gas de Manchester en Luisiana (Figura 5-5) muestra que el porcentaje de contenido de esquisto es directamente proporcional a la presión del fluido. Cuando el porcentaje de esquisto supera el 60% y el espesor es superior a 914 m (3000 pies), se forma una zona de alta presión.
(2) Generación de hidrocarburos
La degradación térmica del querógeno y el aumento de volumen provocado por la generación de gas son uno de los factores importantes en la formación de sobrepresión. La Figura 5-6 muestra dos modos típicos de degradación térmica del kerógeno para producir petróleo, condensado y humedad, así como el cambio de volumen del gas seco durante todo el proceso de evolución. (a) Esta figura es el resultado del estudio de Meissner (1978b) de la lutita de la Formación Bakun (kerógeno II) en la Cuenca Williston. A lo largo del proceso de generación de hidrocarburos, incluidos el petróleo y el gas natural, el volumen de querógeno aumenta. (b) Esta cifra es el resultado del estudio de Hongre (1983) sobre el esquisto negro (kerógeno tipo II) en la cuenca de París. En la etapa de generación de aceite de degradación térmica del kerógeno, es decir, la etapa de ventana de generación de aceite (R0: 0,65% ~ 1,3%), el volumen disminuye, mientras que en el aceite condensado, la humedad. Desde un análisis superficial, estos dos fenómenos son algo contradictorios, y la razón está relacionada con la apertura y cierre del sistema de generación de hidrocarburos. (a) El sistema de generación de hidrocarburos en la figura tiene un volumen variable cerrado (Figura 5-6, modo 1). Durante el proceso de degradación térmica del querógeno, también se producen en el sistema CO2 y H2O, especialmente gas CO2, lo que resulta en un aumento de volumen. El sistema de generación de hidrocarburos en la Figura (b) es un sistema semiabierto de volumen variable (Figura 5); -6, Modo 2). Durante la degradación térmica del querógeno para producir petróleo, el CO2 producido se pierde al salir del sistema. Por lo tanto, el volumen disminuye durante la ventana de generación de petróleo.
Figura 5-4 Diagrama esquemático del desarrollo temporal de las zonas de sobrepresión durante el avance de las secuencias arenisca-lutita.
Figura 5-5 Presión de fluido de poro y porcentaje de arenisca en el campo de gas condensado de Manchester en Luisiana
Figura 5-6 (a) Generación de hidrocarburos a partir de la lutita de la Formación Bagong en la Cuenca Williston Estimación de los cambios de volumen durante el proceso
Figura 5-7 Cambios y relaciones entre minerales inorgánicos y materia orgánica
La Figura 5-7 muestra vívidamente la diagénesis de compactación de minerales inorgánicos y la transferencia de calor. de materia orgánica, generación de hidrocarburos a partir de la degradación y relación entre minerales orgánicos e inorgánicos durante las etapas diagenética y de pirólisis en aguas profundas. La porosidad de los minerales inorgánicos se reduce considerablemente durante la etapa de compactación y evoluciona hacia silicificación, dolomitización u otras etapas diagenéticas, mientras que la porosidad permanece básicamente sin cambios. Durante la etapa de compactación, el volumen de materia orgánica no cambia mucho y se encuentra en la zona de presión normal. Sin embargo, durante la etapa diagenética, debido a la generación de hidrocarburos, especialmente la generación masiva de gas natural, el volumen se expande dando lugar a la formación de sobrepresión.
Los siguientes son algunos ejemplos de investigación en la cuenca del río Fen.
La formación de presiones anormalmente altas en el esquisto del Cretácico en la cuenca Fenhe está relacionada principalmente con la generación de petróleo y gas. La Figura 5-8 refleja dinámicamente el mecanismo de formación y las características de evolución de la presión regional en lutitas y areniscas del Cretácico. El desarrollo de alta presión comienza con la formación de petróleo y se intensifica a medida que el petróleo se fragmenta y se convierte en gas natural. El período de tiempo y el rango de profundidad de estas dos reacciones se pueden determinar a partir del mapa histórico de entierro y las curvas de simulación de gas natural (gas derivado del petróleo y gas derivado del querógeno) (Figura 5-9). Es decir, a través de esta conexión, se puede determinar el momento en que se desarrolla una presión anormal. En la Figura 5-9 se muestran los espectros sólidos de RMN de 13C de la lutita del Cretácico a diferentes profundidades. El primer pico principal a la derecha (0 ~ 90 ppm) representa la señal de vibración alifática * *, y el segundo pico principal a la izquierda (100 ~ 200 ppm) representa la señal de vibración aromática * *. La tendencia cambiante de este gráfico cambia con la profundidad. Especialmente en la parte superior de la capa de presión anormal, el pico principal que representa el grupo alifático básicamente desaparece. Esto muestra que el querógeno básicamente ha perdido su potencial para generar compuestos de hidrocarburos en la capa de presión anormal.
Figura 5-8 Mecanismo de formación de presión regional y características de evolución de las lutitas y areniscas del Cretácico en la cuenca Fenhe
En el medio de la cuenca, la aparición de alta presión comenzó alrededor de 70 Ma ( El kerógeno tiene un impacto negativo en el petróleo (la tasa de conversión es superior a 0,1), y la formación de una presión obviamente anormalmente alta ocurre principalmente alrededor de 40 Ma (la tasa de conversión del craqueo de petróleo en gas natural es superior a 0,1). Debido a que una gran cantidad de petróleo se fracturó en gas natural alrededor de 40 Ma, las trampas de presión anormales en estas cuencas no son fenómenos geológicos de corta duración, sino entidades preservadas durante mucho tiempo en el tiempo geológico.
Figura 5-9 Historia del entierro, historia de generación de hidrocarburos y potencial de generación de hidrocarburos en la cuenca central de Fenhe
Los cambios en el índice de hidrocarburos de las rocas generadoras pueden reflejar la generación y migración de hidrocarburos. El análisis de litopirólisis de esquisto y carbón en la Formación Amygdala de la Cuenca Washakie es desde la superficie hasta la profundidad de enterramiento actual de 18.000 pies (5.486 m). El índice de producción (IP) de la lutita almendrada del Cretácico Superior se muestra en la Figura 5-10. El valor IP representa la cantidad de hidrocarburo líquido residual o betún en la muestra. Tanto para el carbón como para el esquisto, los valores de IP aumentan lentamente desde la superficie hasta profundidades de 9.000 pies (2.743 metros), pero aumentan bruscamente por debajo de los 9.000 pies (2.743 metros). En otras palabras, por encima de la capa de presión anormal, el índice de rendimiento es generalmente inferior al 10%. Al entrar en la capa de presión anormal, el índice aumenta bruscamente en más del 30% y el área de alta presión es más grande. Por un lado, refleja una gran cantidad de generación de hidrocarburos y la capacidad potencial de generación de hidrocarburos (S2) es cada vez menor, por otro lado, refleja que la expulsión de hidrocarburos no es suave y el hidrocarburo líquido residual o bitumen (S1); ) el contenido en la roca madre es alto. Comparando el valor de la medición de laboratorio (valor IP) con el resultado de la simulación por computadora (valor TP), aproximadamente la mitad de los hidrocarburos aún permanecen en la roca madre. La foto 5-1 muestra vívidamente el contenido de hidrocarburos y el estado de ocurrencia de las rocas generadoras por encima y en la capa de sobrepresión. Solo hay unas pocas microfracturas desconectadas (escala 76 μm) en la roca madre a 5000 pies (1524 m), y una gran cantidad de microfracturas conectadas (relleno de betún) aparecen en la roca madre por debajo de 8000 pies (2438 m). ).
Figura 5-10 Hidrocarburos de la formación Almond en la cuenca Washa Kie
Foto 5-1 Las fotografías del corte de esquisto Mowry muestran que solo hay una pequeña cantidad de hidrocarburos entrelazados en la fuente roca enterrada a una profundidad de 5000 pies (1524 m) Microfisuras desconectadas (escala 76 μm), una gran cantidad de microfisuras desconectadas (escala 38 μm) aparecen en la roca madre por debajo de 8000 pies (2438 m) y están llenas de betún. .
(3) Efecto hidrotermal
En condiciones normales de compactación, el efecto hidrotermal se manifiesta como la expansión volumétrica del agua por unidad de peso, es decir, la densidad disminuye o el volumen específico aumenta. . La intensidad de la acción hidrotermal aumenta con el aumento de la profundidad de enterramiento y el gradiente geotérmico (Figura 5-11). Cuando el gradiente geotérmico es de 3,6°C/100 metros y la profundidad de enterramiento es de 10.000 pies (3.048 metros), el volumen específico de agua es de 1,05 cm3/g/. La influencia del efecto hidrotermal no es sólo la expansión del volumen específico de agua, sino que también la presión del fluido es mucho mayor que en condiciones no hidrotermales. Su tasa de crecimiento depende del gradiente geotérmico y del grado de sellado de la formación.
Figura 5-Relación volumen-profundidad específica +01 de agua normalmente compactada bajo diferentes condiciones de gradiente geotérmico
Figura 5-12 Descripción de la relación presión-temperatura-densidad usando agua presurización hidrotermal .
Tomemos como ejemplo la costa del Golfo de Estados Unidos. El gradiente geotérmico en esta área es de 2,5°C/100 m. Suponiendo que la lutita esté enterrada hasta el punto L, el fluido poroso estará completamente cerrado y no podrá descargarse (Figura 5-12).
Si la profundidad del enterramiento es de 1000 m, cuando la temperatura aumenta 25 °C, la masa de agua se expandirá en consecuencia. Sin embargo, dado que el sistema de capas está completamente cerrado, el volumen específico de la masa de agua no puede aumentar. Por lo tanto, el punto M correspondiente. El aumento de temperatura debe ocurrir en la misma línea isócora que el punto L. En este caso, la presión del fluido de la capa de suelo poco compactada aumenta en 420 × 105 Pa desde el punto L al punto M, y el gradiente de presión en esta sección es 420 × 105 Pa/1000m (0,42×105 Pa/m), que es casi 0,23×104 Pa/m. El gradiente de presión promedio de la carga de sedimento suprayacente es 0,23×104 Pa/m. Muestra que en un sistema de capas cerradas, cuando el cuerpo de agua no puede expandirse cuando se calienta, la presión inevitablemente aumentará considerablemente. Sin embargo, los resultados reales de las mediciones en esta área muestran que la presión del fluido solo aumentó en 322×105Pa, lo que equivale a N puntos en el mapa, y su gradiente de presión es 0,32×105Pa/m, lo que indica que la formación natural no puede ser completamente cerrado, y siempre hay algo de descarga de fluido.
Cuando no hay efecto de presurización hidrotermal, los cambios de porosidad y presión del fluido de la lutita subcompactada se muestran en la Figura 5-13 (a, b). Antes de enterrar el esquisto bajo tierra, a menudo se compacta. Cuando los fluidos por debajo de la profundidad dejan de drenar, también cesa la compactación. En este momento, el fluido está sujeto a la carga de sedimento suprayacente y el gradiente de presión del fluido es 0,23 × 105 Pa/m, que es el mismo que el gradiente de presión de la carga de sedimento suprayacente. La línea de presión del fluido entre ze y z es paralela a la línea de presión de carga suprayacente, por lo que se puede ver que bajo la acción de la presión térmica anhidra, la presión del fluido en lutitas poco compactadas nunca alcanzará ni excederá la presión de carga suprayacente. La tensión efectiva entre ze y z permanece sin cambios.
Bajo la acción de la presurización hidrotermal, los cambios en la porosidad y la presión del fluido de la lutita subcompactada se muestran en la Figura 5-13 (c, d). Antes de enterrar la esquisto en Ze, generalmente se compacta y el drenaje de fluidos se detiene por debajo de la profundidad de Ze, al igual que la compactación. Sin embargo, debido al efecto de presurización hidrotermal, el gradiente de presión del fluido excede el gradiente de presión de carga suprayacente, alcanzando 0,32×105 Pa/m (según resultados de investigaciones en la costa del Golfo de EE. UU.), es decir, la tasa de crecimiento de la presión del fluido desde el La profundidad del lago es mayor que el gradiente de presión de carga suprayacente. Con el tiempo, la presión del fluido igualará o excederá la presión de carga suprayacente. En este caso, no sólo el fluido de los poros es propenso a fluir debido a una presión anormal, sino que la propia pizarra también es propensa a fluir debido a la desaparición de la fricción interna. Por lo tanto, la presurización hidrotermal es importante no sólo para la migración de fluidos, sino también para la formación de fenómenos geológicos como diapiros, deslizamientos y fracturas.
Figura 5-13 Diagrama esquemático de los cambios en la porosidad y la presión del fluido de lutita subcompactada en profundidad bajo prensado en caliente anhidro y presurización hidrotermal.
(4) Deshidratación de minerales arcillosos
Los sedimentos fangosos están compuestos principalmente por minerales arcillosos, entre ellos montmorillonita, illita, vermiculita, caolinita, clorita, etc. Los silicatos estratificados son los más importantes. Todos contienen agua entre capas en diversos grados, especialmente montmorillonita, que generalmente contiene cuatro o más capas de moléculas de agua. Estas moléculas de agua pueden representar el 50% de todo el mineral arcilloso en volumen y el 22% en peso. La deshidratación de minerales arcillosos aquí se refiere principalmente a la liberación de agua entre capas durante el proceso diagenético de montmorillonita a illita. Las principales reacciones diagenéticas son:
Geología del petróleo marino de China y cuencas petrolíferas superpuestas
Powers (1967) señaló que la transformación de montmorillonita en ilita comienza a 6000 pies (1830 m) de profundidad, 9000 ~ 12000 pies (2750 ~ 3660 m) No hay montmorillonita. Él cree que esta transformación libera agua entre capas, proporcionando una fuente de agua en las profundidades del subsuelo. Además, debido a la alta densidad del agua entre capas, inevitablemente expandirá su volumen después de la liberación, formando fluidos porosos a una presión anormalmente alta.
Cuando Schmidt estaba estudiando el Golfo de México, hizo un análisis detallado de los cambios en el contenido de arcilla hinchable (principalmente montmorillonita) y arcilla no hinchable con la profundidad del pozo, y encontró que la tasa de conversión de La montmorillonita se encontraba a 3200 m (10 500 pies) de profundidad, lo que equivale aproximadamente a la temperatura subterránea de 94 °C. A juzgar por la curva de temperatura del pozo, el gradiente geotérmico también aumenta significativamente a una profundidad de 3200 metros, que es la superficie superior de la zona anormal de alta presión (Figura 5-14). Esto muestra que el lugar donde la montmorillonita cambia mucho es donde aumenta la temperatura del pozo y donde comienza la zona anormal de alta presión. Esto relaciona la deshidratación de la montmorillonita, el aumento de la temperatura del suelo y la presión anormalmente alta. El trabajo de Schmidt también muestra que el cambio diagenético de la montmorillonita es un proceso continuo, que comienza desde un lugar muy poco profundo, pero cuando la temperatura supera los 94°C, este cambio diagenético se acelera.
Figura 5-14 La relación entre el porcentaje de arcilla expandida y la profundidad y temperatura
Se ha demostrado que mientras la composición mineral arcillosa de la lutita sea la misma, independientemente de edad geológica, presión o entierro de sedimentos Profundo, siempre que se alcance el umbral de profundidad de diagénesis (es decir, la temperatura cuando la montmorillonita comienza a transformarse en grandes cantidades), obviamente se producirá la deshidratación de la montmorillonita (Figura 5-15). Esto muestra que el fondo deposicional es el mismo, es decir, la lutita con la misma composición mineral arcillosa tiene el mismo rango de temperatura de deshidratación que la montmorillonita, aproximadamente entre 105 y 138°C, lo que indica que la influencia de la temperatura es mucho mayor que la influencia de tiempo.
La deshidratación de montmorillonita generalmente puede proporcionar entre el 10% y el 15% del volumen total de esquisto, y es fácil causar una presión alta anormal debido a que no se descarga un exceso de agua. Especialmente cuando la formación está siempre bajo presión negativa, la acción hidrotermal y la presión anormalmente alta se potenciarán aún más. Los perfiles de presión de dos pozos en Texas, EE. UU., también muestran que la profundidad de deshidratación es consistente con la profundidad de presión anormal (Figura 5-16).
En resumen, los diversos factores que afectan la sobrepresión de la formación se pueden resumir como se muestra en la Figura 5-17. Aunque las anomalías de presión de formación pueden ser el resultado de una combinación de múltiples razones, generalmente una razón es la razón principal, y las características de los sistemas cerrados de presión de formación causadas por diferentes razones son diferentes. La segregación de presión de la formación causada por la compactación diferencial generalmente se desarrolla a lo largo del cinturón de facies sedimentarias de la formación, mientras que los sistemas cerrados por presión formados por la expansión térmica del agua, la generación de hidrocarburos de materia orgánica o la transformación de minerales arcillosos pueden cruzar formaciones o estructuras, e incluso presentar un patrón de distribución horizontal. Las trampas de presión de formación causadas por fracturas de yacimientos de petróleo a gas son más complejas. Este tipo de yacimiento de petróleo y gas no está restringido por la estratigrafía o la estructura y, a menudo, no tiene una interfaz petróleo-agua (Jiao Zunsheng y Suldan, 1994). Puede ser un depósito de sobrepresión o un depósito de presión negativa anormal. Además, la presión en este yacimiento sobrepresionado puede ser muy alta, y el gradiente de presión puede ser incluso mucho mayor que el gradiente litostático (> 0,23 kg/cm2.m).
Figura 5-15 La relación entre el porcentaje de illita en arcilla mixta illita-montmorillonita en sedimentos de diferentes edades y la temperatura subterránea.
Figura 5-16 La relación entre la sección de deshidratación de montmorillonita (área sombreada) y la presión anormal de los fluidos subterráneos
Figura 5-17 El principal mecanismo de formación de sobrepresión