Macondo Pore Pressure and Stress Profile

Spændingen i overlejringen beregnes ved at integrere vægten af vandsøjlen og vægten af det overliggende sediment. Vi kombinerer tæthedslogdata fra nærliggende boringer i de dele af Macondo-boringen, hvor der ikke blev indsamlet tæthedsdata. Logfilerne er korrigeret for at tage højde for udvaskning af borehullet og for tilstedeværelsen af kulbrinter. Hvor der ikke foreligger tæthedsdata, anvendes en hastighed-til-tæthedstransformation31. Hvis der hverken foreligger tætheds- eller hastighedsdata, anvendes en eksponentiel interpolation mellem tætheden over og under intervallet12.

Industrien måler rutinemæssigt poretryk og tager væskeprøver fra relativt permeable formationer med wire-line-værktøj (f.eks. Modular Formation Dynamics TesterTM, MDT) og direkte fra borestrengen (GeotapTM). Ved Macondo-boringen registrerede BP 21 tryk i fire sandsten i bunden af boringen mellem 17.600 og 18.150 ft (5.364 og 5.532 m) (fig. 2a, cirkler). Der blev registreret 70 MDT-tryk i ni sandsten mellem 2 700 og 3 800 m (fig. 2a, firkanter) i Texaco-boringen 252-1, der ligger 2,04 km sydvest for Macondo-boringen (2,27 miles sydvest for Macondo-boringen). Disse MDT-målinger er korrigeret til Macondo-boringens placering under antagelse af en kontinuerlig stratigrafi parallelt med havbunden32.

Vi begrænser også poretrykket fra væskeindstrømninger i borehullet (kicks) og forhøjede gasniveauer, der er påvist i det indgående boremudder. Kicks og høje gasniveauer opstår, når poretrykket overstiger det hydrauliske tryk fra borevæsken i det udsatte borehul. Der indtraf seks sådanne hændelser under borearbejdet (fig. 2, 3 og 5, åbne trekanter). Ved hjælp af boreoplysninger før, under og efter en hændelse vurderer vi placeringen og poretrykket.

Boreoplysningerne omfatter sandstenens placering, længden af det udsatte borehul, gasindholdet i det indkommende slam, overfladeslammets vægt, den ækvivalente statiske massefylde, den ækvivalente cirkulerende massefylde og trykket i det lukkede borerør. Den ækvivalente slamvægt er en anden måde at udtrykke trykket på ved hjælp af den gennemsnitlige densitet af borevæsken fra borebunden til et sted i borehullet. Den ækvivalente statiske densitet er trykket i borehullet udtrykt som en ækvivalent slamvægt, når slampumperne er slukket, og der således ikke er nogen cirkulation. Den ækvivalente cirkulerende densitet er trykket i borehullet udtrykt som ækvivalent muddervægt, mens borevæskerne cirkulerer. Den cirkulerende tæthed er større end den ækvivalente statiske tæthed på grund af friktion forårsaget af væskecirkulationen.

Brydningstrykket er det borehulstryk, der er nødvendigt for hydraulisk at bryde formationen. Det ligger normalt tæt på den regionale mindste hovedspænding, men kan påvirkes af spændingsforstyrrelser som følge af borehullets geometri og bjergarternes kohæsive styrke. Brudtrykket begrænses på fire steder under 9 7/8″ foringen (fig. 5). Det statiske og dynamiske boretryk i borehullet op til, under og efter hver tabt mudderhændelse anvendes til at sætte brudtryksfortolkningerne i parentes (fig. 5, brune trekanter). Vi definerer den øvre grænse for brudtrykket med den tilsvarende cirkulerende tæthed, da tabene begyndte, og den nedre grænse ud fra det højeste statiske eller dynamiske tryk, ved hvilket brønden er stabil før eller efter tabshændelsen (se ref.32 for en detaljeret forklaring). Det er generelt accepteret, at in-situ-spændingen i muddersten er højere end i sandsten25 , så det antages, at tabsstedet forekommer i sandstenen nærmest boret på tidspunktet for tabsbegivenheden. Brudtrykket begrænses også ved hjælp af 9 7/8″-formationsintegritetstesten, FIT (fig. 5, brun firkant). Efter at have boret ud af den cementerede foringssko blev trykket på den eksponerede formation forøget til over spændingen i overlejringen, uden at der opstod væsketab. Dette testresultat giver yderligere bevis for, at de efterfølgende tab opstod dybere, i M56-reservoirintervallet.

Mudstone Pore Pressure

Sneppe aflejringer af dette materiale med lav permeabilitet er den primære kilde til overtryk i Den Mexicanske Golf33. Det er ikke praktisk muligt at måle trykket direkte i disse muddersten med lav permeabilitet. I stedet estimeres mudderstenens poretryk almindeligvis ud fra stenens komprimeringstilstand (porøsitet), som typisk måles ved hjælp af resistivitet, densitet eller hastighed34,35. I denne tilgang etableres en korrelation mellem en af disse petrofysiske proxies og den vertikale effektive spænding, \({\sigma ^{\prime} }_{v}\). Når korrelationen er etableret, bestemmes \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) på baggrund af den observerede egenskab (f.eks. hastighed, massefylde, resistivitet). Når \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) er bestemt, kan poretrykket, u, let bestemmes, hvis overjordsspændingen, σv, er kendt (u = σv – \({\sigma ^{\prime} }_{v}\)).

I neogene sedimenter i dybhavsbugten i Den Mexicanske Golf er poretrykket ikke nøjagtigt beskrevet af en enkelt komprimeringskurve. Dette skyldes, at dybere, varmere og ældre muddersten har undergået mere komprimering end overfladere muddersten ved samme effektive spænding. Lerdiagenese menes at være den primære årsag til denne adfærd, og smektit-til-illit-omdannelsen (S/I) anses for at være den mest betydningsfulde36,37,38. Et mere illitisk materiale har en lavere porøsitet ved en given effektiv spænding end et mere smectitisk materiale39,40. Vi følger ref.39 og antager:

Venstre side i Eq. 1 er den samlede porøsitet, ϕ, minus det porevolumen, der er fyldt af lerbundet vand, ϕm. Smektits molekylestruktur har et let hydrerbart mellemlag, mens illit ikke har det41; derfor er det lerbundne vand i illit mindre end i smektit (ϕm,i < ϕm,s). Den højre side af Eq. 1 er en veletableret tendens for komprimering af lersten (f.eks. refs13,35), og her beskriver den det intergranulære porøsitetstab med effektiv spænding. Det er ikke velkendt, om ϕ0 eller B varierer med graden af S/I-transformationen, så vi antager, at de er konstante (ref.39)

Vi kalibrerer modellen ved at bestemme den effektive spænding i muddersten ved siden af de steder, hvor trykket er blevet målt i sandstenene. Vi antager, at overtrykket, u*, i mudderstenen er lig med u* målt i den nærliggende sandsten (f.eks. ref.21), og bruger mudderstenstrykket og overtrykket til at beregne den effektive spænding (u = σv – \({\sigma ^{\prime} }_{v}\)). Dernæst bestemmer vi mudderstensporøsiteten på hvert sted ud fra hastighedsloggen efter42:

hvor vma er matrixhastighed, v er hastighedslogmåling, og x er en empirisk afledt eksponent for akustisk dannelsesfaktor. Vi antager x = 2,19 og vma = 14,909 ft/s (4,545 m/s) i overensstemmelse med fortilfælde for Neogene-sedimenter i Den Mexicanske Golf21,35,42. De lavvandede lokaliteter med køligere in-situ-temperaturer har en højere porøsitet for en given effektiv spænding end de dybere og varmere lokaliteter (Fig. 6). Denne kontrast er mest tydelig ved en vertikal effektiv spænding på 10 MPa (1.500 psi), hvor porøsiteten ϕ i det lavvandede afsnit er 9 porøsitetsenheder større (fig. 6, grønne symboler) end i det dybere afsnit (fig. 6, røde symboler). Vi tolker, at de dybere sedimenter har mistet lerbundet vand ϕm, da smectiten i mudstenen blev omdannet til illit ved nedgravning.

Mudstenporøsitet vs. effektiv spænding. Farvekodede symboler angiver in-situ-temperaturen for hvert kalibreringspunkt for mudderstensporøsitet-effektiv spænding. Punkterne korrigeres for porøsitet af lerbundet vand (åbne symboler) og anvendes derefter til at kalibrere Eq. 1 (sort linje). Stiplede linjer viser forholdet mellem porøsitetseffektive spændinger for forskellige temperaturer (farvekodet) og porøsiteter af lerbundet vand, ϕm. Målinger fra M56 (\({\sigma ^{\prime} }_{v}\) > 2.500 psi eller 17 MPa) er korrigeret for kulbrinteopdrift. Porøsiteten er estimeret ud fra hastigheden (Eq. 2).

Vi antager, at porøsitetstabet fra frigivelse af lerbundet vand under S/I-transformationen er lineært proportionalt med temperaturen, og at transformationen begynder ved 70 °C og når et højdepunkt ved 110 °C. Dette tilnærmer sig hovedfasen af S/I-transformationen43,44,45 uden yderligere begrænsninger på aflejringshistorie og kemisk sammensætning46. Vi følger Lahann39 og antager ϕm = 0,12 for smektitisk muddersten og ϕm = 0,03 for illitisk muddersten. Baseret på disse antagelser er den lerbundne vandporøsitet

hvor T er temperaturen, og Ts og Ti er smektit (70 °C) og illit (110 °C) omdannelsesgrænsetemperaturer. Vi kombinerer ligning 2 og 3 og løser for ϕ – ϕm for alle ϕ vs. \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) punkterne i Fig. 6. Vi bruger derefter mindste kvadraters regression til at begrænse Eq. 1 og finder ϕ0 = 0,22 og B = 2,9E-4 psi-1 (Fig. 6, sort linje).

Givet B og ϕ0 anvendes Eq. 1 derefter til at estimere mudderstenstrykket langs borehullet (Fig. 2a, blå linje) med ϕm beregnet ud fra Eq. 2. For at beregne mudderstenshastigheden valgte vi muddersten langs borehullet med 30-40 ft (9-12 m) mellemrum og anvendte et 5-pick glidende gennemsnit på de tilsvarende kompressionsmæssige soniske logmålinger. For hver muddersten udtages ϕ ud fra mudderstenshastigheden (Eq. 2) og ϕm ud fra temperaturen (Eq. 3). ϕ og ϕm indsættes i Eq. 1, idet vi løser for \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) og derefter u.

Vi anvender denne metode (kalibreret ved Macondo) til at estimere mudstertrykket ved 562-1 (fig. 3). Den tætte overensstemmelse mellem de estimerede mudstentryk og de målte sandstentryk, uafhængigt af den lokale kalibrering, understøtter nøjagtigheden af vores metode inden for dette område. De effektive spændinger ved 562-1 er ca. 500-1.300 psi (3-9 MPa) højere end ved Macondo (uden for trykregressionen). Lerdestens soniske porøsitet er ens i de to boringer, men temperaturgradienterne er forskellige. Macondo-boringen har en gennemsnitlig temperaturgradient på 28,4 °C/km mod 26,1 °C/km i 562-1. Den lavere temperaturgradient og det dybere vand i 562-1 resulterer i M56-temperaturer, der er næsten 20 °C lavere end M56-temperaturerne i Macondo. Den lavere temperatur indikerer, at mudderstenen ved 562-1 er mere smectitisk end mudderstenen ved Macondo for en given dybde, så de soniske porøsiteter transformeres til højere \({\sigma }_{v}^{\prime} \) (Fig. 6).

Aquifer Pressure

Vi bestemmer M56-akviferovertrykket ved Macondo-boringen til at være 3 386 psi (23,35 MPa), men det kan være så højt som 3 436 psi (23,69 MPa). Ved Galapagos-udviklingen er overtrykket i M56-grundvandsmagasinet nøje begrænset til at være lig med 3 433 psi (23,67 MPa). Overtrykket er begrænset med direkte trykmålinger i M56-sandstenene i Macondo-boringen og tre boringer i Galapagos-udviklingsområdet (fig. 1, 7). Disse brønde er valgt, fordi trykmålingerne blev foretaget før produktionen på begge steder; målingerne fortolkes således som værende de in-situ-tryk, der ikke er påvirket af produktionen eller Macondo-udledningen (fig. 1, røde cirkler og gule stjerner). Mange af målingerne blev foretaget i kulbrinteholdige sektioner. For at bestemme overtrykket i grundvandsmagasinet i sådanne tilfælde skal den opdriftsgivende effekt af kulbrinte-søjlen fjernes (f.eks. ref.18). Specifikt projiceres kulbrintetrykket ned til kulbrinte-vand-kontakten (HWC) ved hjælp af den MDT-afledte kulbrintedensitet (fig. 7). For hver boring i Macondo og Galapagos begrænser vi HWC, kulbrintefasetæthed og vandfasetæthed ved hjælp af log-, MDT- og seismiske data. Derefter beregner vi overtrykket i grundvandsmagasinet ved Macondo og Galapagos under hensyntagen til porevandstætheden (ua* = u – ρpwgzSS).

Tryk vs. dybde af M56 MDT-målinger fra fire brønde. Tryk i vandfasen for Macondo- og Galapagos-strukturerne er vist som blå stiplede linjer. En grøn stiplet linje angiver M56-kulbrintegradienten ved Macondo. Gennemgående vandrette linjer angiver observerede og estimerede kulbrinte-vand-kontakter.

Ved Macondo fortolker vi, at den 4-vejs lukning af M56-strukturen (fig. 1b) blev fyldt op til sit spildpunkt. Vi fortolker et strukturelt toppunkt ved 17 720 ft (5401 m), en sadel ved 18 375 (5601 m) og dermed en søjlehøjde på 655 ft (200 m) ved at dybdekorrigere BP’s fortolkning før boringen15. BP fortolkede, at de seismiske amplituder understøttede denne fyld-til-udslip fortolkning for HWC15. Vi beregner overtrykket i grundvandsmagasinet, ua*, til 3 386 psi (23,35 MPa) ved hjælp af en kulbrintegradient på 0,24 psi/ft (5,43 MPa/km) og en porevandsgradient på 0,465 psi/ft (10,52 MPa/km). Det er muligt, at strukturen ikke var fyldt til spild, og at HWC derfor er lavere. LLOG-253-1 (fig. 1, den nordligste blå prik) viser den dybeste kulbrintebærende indtrængning i M56 i Macondo-strukturen på 5 5 532 m (18 150 ft), hvilket giver en øvre grænse for overtrykket i grundvandsmagasinet på 3 436 psi (23.69 MPa)

De tre Galapagos-udviklingsboringer (519-1, 519-2 og 562-1) (fig. 1) (fig. 1) begrænser grundvandsmagasinetrykket på dette sted til en enkelt værdi (fig. 7). Ved 519-1 består M56 af to lodret stablede sandstenslopper. Hver lobe viser en særskilt HWC, men begge deler en ua* på 3.436 psi (23,69 MPa). I 519-2 blev der kun fundet vand i M56, hvilket giver en ua* på 3.430 psi (23,65 MPa). Vi bruger disse 519-2 MDT-målinger til at anslå porevandets massefylde i M56 til 0,465 psi/ft (10,52 MPa/km). 562-1 stødte på kulbrinte i M56 og trængte ikke ind i et HWC. En beregning af vandførende tryk, der antager, at HWC er lige under sandstenen, giver en ua* på 3.433 psi (23,67 MPa), hvilket er næsten identisk med de værdier, der blev observeret i boringerne 519-1 og 519-2. Vi bruger gennemsnittet, 3.433 psi (23,67 MPa), til at beskrive grundvandsovertrykket ved Galapagos-udviklingen.

Temperaturprofiler

Vi bestemte temperaturprofilerne ved Macondo og 562-1 ved hjælp af temperaturer, der blev registreret under MDT-prøvetagning af porevæske (fig. 8, åbne symboler). Temperaturer mellem 113,3 og 113.7 °C blev registreret ved tre MDT-prøvepunkter i Macondo-boringen mellem 3.965 og 3.982 m (13.008 og 13.064 ft) under havbunden (fig. 8, rektangler). I 562-1 registrerer fire MDT-prøvepunkter temperaturer mellem 93,5 og 98,4 °C i dybder mellem 3.545 og 3.754 m (11.633 og 12.316 ft) under havbunden (fig. 8, ruder). BP’s temperaturmodel for Macondo (fig. 8, øverste sorte linje)8 er 3,8 °C højere end gennemsnittet af de registrerede temperaturer i M56 (fig. 8, rektangelfejlstreger). Vi antager, at denne forskel afspejler en korrektion for borehulskøling. I Macondo blev MDT-målingerne foretaget tre dage efter, at boringen var afsluttet, hvilket kan sammenlignes med det fire dage lange interval i 562-1. Derfor anvender vi den samme korrektion på 3,8 °C på målingerne ved 562-1 (fig. 8, diamantfejlbarrer). Vores temperaturmodel for 562-1 antager et lineært fald fra de korrigerede reservoirmålinger til havbunden (Fig. 8, nederste sorte linje). Vandtemperaturer på havbunden i dybt vand i Den Mexicanske Golf nærmer sig 4 °C for de vanddybder, der er observeret ved Macondo og 562-1.

Temperatur vs. dybde under havbunden ved Macondo og 562-1. Åbne symboler viser målinger af MDT’s porevæsketemperatur. Fejlstænger projiceret fra højre repræsenterer en korrektion for borehulskøling. BP’s temperaturmodel er anvendt ved Macondo; 562-1-temperaturerne er modelleret ved hjælp af en lineær projektion til havbunden. Farveskemaet og de stiplede linjer viser de temperaturafledte S/I-overgangszoner.