Surpression au puits Macondo et son impact sur l'éruption de Deepwater Horizon | Rapports scientifiques

Surpression au puits Macondo et son impact sur l’éruption de Deepwater Horizon

Juil 20, 2021

admin

Profil de pression interstitielle et de contrainte de Macondo

La contrainte des morts-terrains est calculée en intégrant le poids de la colonne d’eau et le poids des sédiments sus-jacents. Nous combinons les données de logs de densité des puits voisins dans les parties du puits Macondo où aucune donnée de densité n’a été acquise. Les diagraphies sont corrigées pour tenir compte du lavage du trou de forage et de la présence d’hydrocarbures. Lorsqu’aucune donnée de densité n’est disponible, une transformation de la vélocité en densité est utilisée31. Si aucune donnée de densité ou de vitesse n’est présente, une interpolation exponentielle entre la densité au-dessus et au-dessous de l’intervalle est utilisée12.

L’industrie mesure couramment la pression interstitielle et prélève des échantillons de fluide dans des formations relativement perméables avec des outils filaires (par exemple, Modular Formation Dynamics TesterTM, MDT) et directement à partir du train de forage (GeotapTM). Sur le puits Macondo, BP a enregistré 21 pressions dans quatre grès à la base du puits entre 17 600 et 18 150 pieds (5 364 et 5 532 m) (Fig. 2a, cercles). 70 pressions MDT ont été enregistrées dans neuf grès entre 8 900 et 12 500 pieds (2 700 et 3 800 m) (Fig. 2a, carrés) dans le puits Texaco 252-1, situé à 2,04 km au sud-ouest du puits Macondo. Ces mesures MDT sont corrigées par rapport à l’emplacement du puits Macondo en supposant une stratigraphie continue parallèle au fond marin32.

Nous contraignons également la pression interstitielle à partir des afflux de fluides dans le trou de forage (kicks) et des niveaux élevés de gaz détectés dans la boue de forage entrante. Les coups de pied et les gaz élevés se produisent lorsque la pression interstitielle dépasse la pression hydraulique du fluide de forage dans le trou de forage exposé. Six événements de ce type se sont produits pendant les opérations de forage (figures 2, 3 et 5, triangles ouverts). En utilisant les informations de forage avant, pendant et après un événement, nous estimons l’emplacement et la pression interstitielle.

Les informations de forage comprennent l’emplacement des grès, la longueur du trou de forage exposé, la teneur en gaz de la boue entrante, le poids de la boue de surface, la densité statique équivalente, la densité de circulation équivalente et la pression de la tige de forage fermée. Le poids équivalent de la boue est une autre façon d’exprimer la pression en utilisant la densité moyenne du fluide de forage depuis le plancher de forage jusqu’à un emplacement dans le trou de forage. La densité statique équivalente est la pression de fond exprimée en poids de boue équivalent lorsque les pompes à boue sont arrêtées et qu’il n’y a donc pas de circulation. La densité équivalente de circulation est la pression de fond exprimée en poids équivalent de boue lorsque les fluides de forage circulent. La densité de circulation est supérieure à la densité statique équivalente en raison de la friction causée par la circulation des fluides.

La pression de fracture est la pression du trou de forage nécessaire pour fracturer hydrauliquement la formation. Elle est généralement proche de la moindre contrainte principale régionale mais peut être affectée par des perturbations de contraintes dues à la géométrie du forage et à la force de cohésion de la roche. La pression de fracture est contrainte à quatre endroits sous le liner 9 7/8″ (Fig. 5). Les pressions de forage statiques et dynamiques en fond de trou menant à, pendant et après chaque événement de boue perdue sont utilisées pour encadrer les interprétations de la pression de fracture (Fig. 5, triangles bruns). Nous définissons la limite supérieure de la pression de fracture avec la densité équivalente de circulation lorsque les pertes ont commencé et la limite inférieure à partir de la pression statique ou dynamique la plus élevée à laquelle le puits est stable avant ou après l’événement de perte (voir réf.32 pour une explication détaillée). Il est généralement admis que la contrainte in situ du mudstone est plus élevée que celle du grès25, de sorte que l’emplacement de la perte est supposé se produire dans le grès le plus proche du bit au moment de l’événement de perte. La pression de fracture est également contrainte avec le test d’intégrité de la formation 9 7/8″, FIT (Fig. 5, carré marron). Après avoir foré hors du sabot de chemisage cimenté, la pression sur la formation exposée a été augmentée jusqu’à dépasser la contrainte des morts-terrains sans subir de perte de fluide. Ce résultat d’essai fournit des preuves supplémentaires que les pertes ultérieures se sont produites plus profondément, dans l’intervalle du réservoir M56.

Pression interstitielle des boues

Le dépôt rapide de ce matériau à faible perméabilité est la principale source de surpression dans le golfe du Mexique33. Il n’est pas pratique de mesurer directement la pression à l’intérieur de ces mudstones à faible perméabilité. Au lieu de cela, la pression interstitielle des mudstones est généralement estimée à partir de l’état de compaction (porosité) de la roche, qui est généralement mesurée par la résistivité, la densité ou la vélocité34,35. Dans cette approche, une corrélation est établie entre l’un de ces indicateurs pétrophysiques et la contrainte verticale effective, ${\sigma ^{prime} }_{v}$. Une fois la corrélation établie, on détermine ${\sigma ^{prime} }_{v}$ en fonction de la propriété observée (par exemple, la vitesse, la densité, la résistivité). Une fois que ${\sigma ^{\prime} }_{v}$ est déterminée, la pression interstitielle, u, est facilement déterminée si la contrainte de recouvrement, σv, est connue (u = σv – ${\sigma ^{\prime} }_{v}$).

Dans les sédiments néogènes profonds du Golfe du Mexique, la pression interstitielle n’est pas décrite avec précision par une seule courbe de compaction. Cela s’explique par le fait que les mudstones plus profonds, plus chauds et plus anciens ont subi une plus grande compaction que les mudstones moins profonds pour une même contrainte effective. On pense que la diagenèse des argiles est la cause principale de ce comportement et la transformation de la smectite en illite (S/I) est considérée comme la plus importante36,37,38. Un matériau plus illitique a une porosité plus faible à une contrainte effective donnée qu’un matériau plus smectique39,40. Nous suivons la réf.39 et supposons que

$${\rm{\varphi }}-{\rm{\varphi }}_{{\rm}}={{\rm{\varphi }}_{0}{e}^{-B{\rm{\sigma }}^{\prime} }_{{\rm{v}}}}$

(1)

Le côté gauche de l’équation. 1 est la porosité totale, ϕ, moins le volume des pores qui est rempli par l’eau liée à l’argile, ϕm. La structure moléculaire de la smectite possède une couche intermédiaire facilement hydratable, alors que l’illite n’en possède pas41 ; ainsi l’eau liée à l’argile dans l’illite est inférieure à celle de la smectite (ϕm,i < ϕm,s). Le côté droit de l’équation 1 est une tendance bien établie pour la compaction des mudstones (par exemple, réfs13,35) et ici, il décrit la perte de porosité intergranulaire avec la contrainte effective. On ne sait pas bien si ϕ0 ou B varient avec le degré de transformation S/I, nous supposons donc qu’ils sont constants (réf.39)

Nous calibrons le modèle en déterminant la contrainte effective au sein des mudstones adjacents aux endroits où la pression a été mesurée dans les grès. Nous supposons que la surpression, u*, dans le mudstone est égale à u* mesurée dans le grès voisin (par exemple, réf.21), et utilisons la pression du mudstone et la surcharge pour calculer la contrainte effective (u = σv – ${\sigma ^{\prime} }_{v}$). Ensuite, nous déterminons la porosité du mudstone à chaque emplacement à partir du log de vélocité après42 :

${\rm{\varphi }}=1-{(\frac{v}{{v}_{\rm{ma}}}})}^{1/x}$

(2)

où vma est la vitesse de la matrice, v est la mesure du log de vitesse, et x est un exposant de facteur de formation acoustique dérivé empiriquement. Nous supposons que x = 2,19 et vma = 14 909 pieds/s (4 545 m/s), conformément aux précédents concernant les sédiments néogènes du Golfe du Mexique21,35,42. Les endroits peu profonds avec des températures in-situ plus froides ont une porosité plus élevée pour une contrainte effective donnée que les endroits plus profonds et plus chauds (Fig. 6). Ce contraste est le plus apparent à une contrainte effective verticale égale à 10 MPa (1 500 psi) où la porosité, ϕ, dans la section peu profonde est supérieure de 9 unités de porosité (Fig. 6, symboles verts) à celle de la section plus profonde (Fig. 6, symboles rouges). Nous interprétons que les sédiments plus profonds ont perdu l’eau liée à l’argile ϕm alors que la smectite dans le mudstone a été convertie en illite avec l’enfouissement.

Nous supposons que la perte de porosité due à la libération de l’eau liée à l’argile pendant la transformation S/I est linéairement proportionnelle à la température, et que la transformation commence à 70 °C et atteint un plateau à 110 °C. Cela correspond approximativement à la phase principale de la transformation S/I43,44,45 sans contraintes supplémentaires sur l’histoire du dépôt et la composition chimique46. Nous suivons Lahann39 et supposons ϕm = 0,12 pour le mudstone smectique et ϕm = 0,03 pour le mudstone illitique. Sur la base de ces hypothèses, la porosité de l’eau liée à l’argile est :

$${{\rm{\varphi }}}_{{\rm{m}}}=(1-\frac{{\rm{T}}-{{\rm{T}}}_{{\rm{s}}}}{{{\rm{T}}}_{{\rm{i}}}-{{\rm{T}}}_{{\rm{s}}}})({{\rm{\varphi }}}_{{\rm{m}},{\rm{s}}})+\frac{{\rm{T}}-{{\rm{T}}}_{{\rm{s}}}}{{{\rm{T}}}_{{\rm{i}}}-{{\rm{T}}}_{{\rm{s}}}}({{\rm{\varphi }}}_{{\rm{m}},{\rm{i}}})$$

(3)

où T est la température, et Ts et Ti sont les températures limites de transformation de la smectite (70 °C) et de l’illite (110 °C). Nous combinons les équations 2 et 3, et résolvons ϕ – ϕm pour tous les points ϕ vs. ${\sigma ^{\prime} }_{v}$ de la figure 6. Nous utilisons ensuite la régression des moindres carrés pour contraindre l’équation 1 et trouver ϕ0 = 0,22 et B = 2,9E-4 psi-1 (Fig. 6, ligne noire).

Donné B et ϕ0, l’équation 1 est ensuite utilisée pour estimer la pression des mudstones le long du forage (Fig. 2a, ligne bleue) avec ϕm calculé à partir de l’équation 2. Pour calculer la vitesse des mudstones, nous avons choisi des mudstones le long du forage à des intervalles de 30-40 pieds (9-12 m) et nous avons appliqué une moyenne mobile de 5 pics aux mesures de logs soniques de compression correspondantes. Pour chaque prélèvement de mudstone, nous calculons ϕ à partir de la vitesse du mudstone (Eq. 2) et ϕm à partir de la température (Eq. 3). ϕ et ϕm sont entrés dans l’équation 1, en résolvant pour ${\sigma ^{\prime} }_{v}$ et ensuite u.

Nous appliquons cette méthode (calibrée à Macondo) pour estimer la pression des mudstones à 562-1 (Fig. 3). La correspondance étroite entre les pressions de mudstone estimées et les pressions de grès mesurées, indépendamment de la calibration locale, soutient la précision de notre méthode dans cette région. Les contraintes effectives à 562-1 sont d’environ 3-9 MPa (500-1 300 psi) plus élevées qu’à Macondo (en dehors de la régression de la pression). Les porosités soniques des mudstones sont similaires dans les deux puits, mais les gradients de température sont différents. Le puits Macondo présente un gradient de température moyen de 28,4 °C/km contre 26,1 °C/km au 562-1. Le gradient de température plus faible et l’eau plus profonde du puits 562-1 font que les températures du M56 sont inférieures de près de 20 °C à celles du M56 du puits Macondo. La température inférieure indique que le mudstone à 562-1 est plus smectique que le mudstone à Macondo pour une profondeur donnée, de sorte que les porosités soniques se transforment en ${\sigma }_{v}^{\prime} $ plus élevées (Fig. 6).

Pression de l’aquifère

Nous déterminons que la surpression de l’aquifère M56 au niveau du puits Macondo est de 3 386 psi (23,35 MPa), mais elle pourrait être aussi élevée que 3 436 psi (23,69 MPa). Au niveau du projet Galapagos, la surpression de l’aquifère M56 est étroitement limitée à 3 433 psi (23,67 MPa). Les surpressions sont contraintes par des mesures directes de la pression dans les grès du M56 au puits Macondo et dans trois puits du développement Galapagos (Figs 1, 7). Ces puits ont été choisis parce que les mesures de pression ont été effectuées avant la production à l’un ou l’autre endroit ; ainsi, les mesures sont interprétées comme enregistrant les pressions in situ non affectées par la production ou le rejet de Macondo (Fig. 1, cercles rouges et étoiles jaunes). De nombreuses mesures ont été effectuées dans des sections contenant des hydrocarbures. Pour déterminer la surpression de l’aquifère dans de tels cas, l’effet de flottaison de la colonne d’hydrocarbures doit être supprimé (par exemple, réf.18). Plus précisément, la pression des hydrocarbures est projetée jusqu’au contact hydrocarbure-eau (HWC) en utilisant la densité des hydrocarbures dérivée du MDT (Fig. 7). Pour chaque puits de Macondo et Galapagos, nous limitons le HWC, la densité de la phase hydrocarbure et la densité de la phase eau à l’aide de données de diagraphie, de MDT et de données sismiques. Nous calculons ensuite la surpression de l’aquifère à Macondo et Galapagos, en tenant compte de la densité de l’eau interstitielle (ua* = u – ρpwgzSS).

À Macondo, nous interprétons que la fermeture à 4 voies de la structure M56 (Fig. 1b) a été remplie jusqu’à son point de déversement. Nous interprétons une crête structurelle à 17 720 pieds (5401 m), une selle à 18 375 (5601 m), et donc une hauteur de colonne de 655 pieds (200 m) en corrigeant en profondeur l’interprétation de BP avant le forage15. BP a interprété que les amplitudes sismiques soutenaient cette interprétation de remplissage à déversement pour le HWC15. Nous calculons que la surpression de l’aquifère, ua*, est égale à 3 386 psi (23,35 MPa) en utilisant un gradient d’hydrocarbures de 0,24 psi/pied (5,43 MPa/km) et un gradient d’eau interstitielle de 0,465 psi/pied (10,52 MPa/km). Il est possible que la structure n’ait pas été remplie jusqu’au déversement et que le HWC soit moins profond. LLOG-253-1 (Fig. 1, point bleu le plus au nord) fournit la pénétration contenant des hydrocarbures la plus profonde du M56 dans la structure Macondo à 18 150 pieds (5 532 m), ce qui donne une limite supérieure à la surpression de l’aquifère de 3 436 psi (23.69 MPa)

Les trois puits de développement Galapagos (519-1, 519-2, et 562-1) (Fig. 1) contraignent la pression de l’aquifère à cet endroit à une seule valeur (Fig. 7). Au puits 519-1, deux lobes de grès empilés verticalement constituent le M56. Chaque lobe présente un HWC distinct, mais les deux partagent une ua* de 3 436 psi (23,69 MPa). La sonde 519-2 n’a rencontré que de l’eau dans le M56, ce qui donne un ua* de 3 430 psi (23,65 MPa). Nous utilisons les mesures du MDT de 519-2 pour estimer la densité de l’eau interstitielle du M56 à 0,465 psi/pi (10,52 MPa/km). Le puits 562-1 a rencontré des hydrocarbures dans le M56 et n’a pas pénétré dans un HWC. Un calcul de la pression de l’aquifère qui suppose que le HWC se trouve juste sous le grès donne une ua* de 3 433 psi (23,67 MPa), qui est presque identique à celles observées dans les puits 519-1 et 519-2. Nous utilisons la moyenne, 3 433 psi (23,67 MPa), pour décrire la surpression de l’aquifère au niveau du développement de Galapagos.

Profils de température

Nous avons déterminé les profils de température à Macondo et 562-1 en utilisant les températures enregistrées lors de l’échantillonnage du fluide interstitiel du MDT (figure 8, symboles ouverts). Les températures entre 113.3 et 113.7 °C ont été enregistrées à trois points d’échantillonnage MDT dans le puits Macondo entre 13 008 et 13 064 pieds (3 965 et 3 982 m) sous le plancher océanique (Fig. 8, rectangles). Au puits 562-1, quatre points d’échantillonnage MDT enregistrent des températures comprises entre 93,5 et 98,4 °C pour des profondeurs comprises entre 11 633 et 12 316 pieds (3 545 et 3 754 m) sous le plancher océanique (Fig. 8, losanges). Le modèle de température de BP pour Macondo (Fig. 8, ligne noire supérieure)8 est supérieur de 3,8 °C à la moyenne des températures enregistrées dans le M56 (Fig. 8, rectangle barres d’erreur). Nous supposons que cette différence reflète une correction pour le refroidissement du trou de forage. À Macondo, les mesures MDT ont été acquises trois jours après la fin du forage, ce qui est comparable à l’écart de quatre jours à 562-1. Par conséquent, nous appliquons la même correction de 3,8 °C aux mesures effectuées à 562-1 (Fig. 8, barres d’erreur en losange). Notre modèle de température pour 562-1 suppose une diminution linéaire depuis les mesures corrigées du réservoir jusqu’au plancher océanique (Fig. 8, ligne noire inférieure). Les températures de l’eau du plancher océanique dans les eaux profondes du Golfe du Mexique approchent 4 °C pour les profondeurs d’eau observées à Macondo et 562-1.