Presiunea din porii Macondo și profilul de stres

Solicitarea de supraîncărcare este calculată prin integrarea greutății coloanei de apă și a greutății sedimentelor suprapuse. Combinăm datele jurnalului de densitate de la sondele din apropiere în porțiunile sondei Macondo în care nu au fost achiziționate date de densitate. Jurnalele sunt corectate pentru a ține cont de spălarea găurii de sondă și de prezența hidrocarburilor. În cazul în care nu sunt disponibile date privind densitatea, se utilizează o transformare a vitezei în densitate31. În cazul în care nu există date privind densitatea sau viteza, se utilizează o interpolare exponențială între densitatea de deasupra și cea de dedesubt a intervalului12.

Industria măsoară în mod obișnuit presiunea porilor și prelevează probe de fluid din formațiuni relativ permeabile cu instrumente cu fir (de exemplu, Modular Formation Dynamics TesterTM, MDT) și direct din șirul de foraj (GeotapTM). La sonda Macondo, BP a înregistrat 21 de presiuni în patru gresii la baza sondei, între 5 364 și 5 532 m (Fig. 2a, cercuri), între 17 600 și 18 150 ft (Fig. 2a, cercuri). 70 de presiuni MDT au fost înregistrate în nouă gresii între 2.700 și 3.800 m (Fig. 2a, pătrate) (Fig. 2a, pătrate) la sonda Texaco 252-1, situată la 2,04 km (1,27 mile) la SV de sonda Macondo. Aceste măsurători MDT sunt corectate în funcție de locația sondei Macondo, presupunând o stratigrafie continuă paralelă cu fundul mării32.

De asemenea, constrângem presiunea porilor din influxurile de fluid în gaura de sondă (kicks) și nivelurile ridicate de gaz detectate în noroiul de foraj care intră. Kicks și nivelul ridicat de gaz apar atunci când presiunea poroasă depășește presiunea hidraulică a fluidului de foraj din gaura de sondă expusă. Șase astfel de evenimente au avut loc în timpul operațiunilor de foraj (figurile 2, 3 și 5, triunghiuri deschise). Folosind informațiile de foraj înainte, în timpul și după un eveniment, estimăm locația și presiunea porilor.

Informațiile de foraj includ locația gresiilor, lungimea găurii de foraj expuse, conținutul de gaz al noroiului de intrare, greutatea noroiului de suprafață, densitatea statică echivalentă, densitatea echivalentă de circulație și presiunea de închidere a conductei de foraj. Greutatea echivalentă a noroiului este un alt mod de exprimare a presiunii folosind densitatea medie a fluidului de foraj de la fundul sondei până la o locație din gaura de sondă. Densitatea statică echivalentă este presiunea din gaura de sondă exprimată ca greutate echivalentă a noroiului atunci când pompele de noroi sunt oprite și, prin urmare, nu există circulație. Densitatea echivalentă de circulație este presiunea de fund de sondă exprimată ca greutate echivalentă a noroiului în timp ce fluidele de foraj circulă. Densitatea de circulație este mai mare decât densitatea statică echivalentă din cauza frecării cauzate de circulația fluidelor.

Presiunea de fracturare este presiunea din gaura de sondă necesară pentru a fractura hidraulic formațiunea. În mod obișnuit, este apropiată de cea mai mică tensiune principală regională, dar poate fi afectată de perturbațiile de tensiune datorate geometriei găurii de sondă și rezistenței coezive a rocii. Presiunea de fracturare este constrânsă în patru locații sub căptușeala de 9 7/8″ (Fig. 5). Presiunile de foraj statice și dinamice din gaura de sondă înainte, în timpul și după fiecare eveniment de pierdere a noroiului sunt utilizate pentru a pune în paranteză interpretările presiunii de fractură (Fig. 5, triunghiuri maro). Definim limita superioară a presiunii de fracturare cu densitatea circulantă echivalentă atunci când au început pierderile și limita inferioară de la cea mai mare presiune statică sau dinamică la care puțul este stabil înainte sau după evenimentul de pierdere (a se vedea ref.32 pentru explicații detaliate). Este în general acceptat faptul că tensiunea in situ a argilei noroioase este mai mare decât cea a gresiei25 , astfel încât se presupune că locul pierderii se află în gresia cea mai apropiată de bit în momentul producerii evenimentului de pierdere. Presiunea de fracturare este, de asemenea, constrânsă cu ajutorul testului de integritate a formațiunii de 9 7/8″, FIT (Fig. 5, pătrat maro). După ce s-a forat în afara sabotului de căptușeală cimentat, presiunea pe formațiunea expusă a fost crescută până la un nivel mai mare decât tensiunea de supraîncărcare fără a se înregistra pierderi de fluid. Acest rezultat al testului oferă dovezi suplimentare că pierderile ulterioare au avut loc mai adânc, în intervalul de zăcământ M56.

Presiunea porilor de noroi

Depunerea rapidă a acestui material cu permeabilitate scăzută este sursa principală de suprapresiune în Golful Mexic33. Nu este practic să se măsoare în mod direct presiunea din interiorul acestor mudstones cu permeabilitate scăzută. În schimb, presiunea porilor din mudstone este estimată în mod obișnuit din starea de compactare (porozitatea) a rocii, care este măsurată de obicei prin rezistivitate, densitate sau viteză34,35. În această abordare, se stabilește o corelație între unul dintre aceste indicii petrofizice și tensiunea verticală efectivă, \({\sigma ^{\prime} }_{v}\). Odată stabilită corelația, se determină \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) în funcție de proprietatea observată (de exemplu, viteza, densitatea, rezistivitatea). Odată determinată \({\sigma ^{\prime} }_{v}\), presiunea de pori, u, este ușor de determinat dacă se cunoaște tensiunea de supraîncărcare, σv, (u = σv – \({\sigma ^{\prime} }_{v}\)).

În sedimentele neogene din apele adânci din Golful Mexic, presiunea de pori nu este descrisă cu precizie de o singură curbă de compactare. Acest lucru se datorează faptului că pietrele noroioase mai adânci, mai calde și mai vechi au suferit mai multă compactare decât pietrele noroioase mai puțin adânci la aceeași tensiune efectivă. Se crede că diageneza argilelor este cauza principală a acestui comportament, iar transformarea smectei în ilită (S/I) este considerată cea mai semnificativă36,37,38. Un material mai illitic are o porozitate mai mică la o anumită tensiune efectivă decât un material mai smectitic39,40. Urmăm exemplul ref.39 și presupunem că:

Latura stângă a Ec. 1 este porozitatea totală, ϕ, minus volumul porilor care este umplut de apa legată de argilă, ϕm. Structura moleculară a smectitei are un strat intermediar ușor de hidratat, în timp ce ilita nu are41; astfel, apa legată de argilă din ilită este mai mică decât cea din smectită (ϕm,i < ϕm,s). Partea dreaptă a ecuației 1 este o tendință bine stabilită pentru compactarea argilei noroioase (de exemplu, refs13,35) și aici descrie pierderea porozității intergranulare cu stresul efectiv. Nu se știe foarte bine dacă ϕ0 sau B variază cu gradul de transformare S/I, așa că presupunem că acestea sunt constante (ref.39)

Am calibrat modelul prin determinarea stresului efectiv în cadrul argilelor noroioase adiacente la locul unde presiunea a fost măsurată în gresii. Presupunem că suprapresiunea, u*, din gresia noroioasă este egală cu u* măsurată în gresia din apropiere (de exemplu, ref.21) și folosim presiunea din gresia noroioasă și supraîncărcarea pentru a calcula tensiunea efectivă (u = σv – \({\sigma ^{\prime} }_{v}\)). În continuare, determinăm porozitatea pietrei noroiase în fiecare locație din jurnalul de viteză după42:

unde vma este viteza matricei, v este măsurarea logului de viteză, iar x este un exponent al factorului de formare acustică derivat empiric. Presupunem că x = 2,19 și vma = 14,909 ft/s (4,545 m/s), urmând precedentul pentru sedimentele neogene din Golful Mexic21,35,42. Locațiile de mică adâncime cu temperaturi in-situ mai scăzute au o porozitate mai mare pentru o tensiune efectivă dată decât locațiile mai adânci și mai calde (Fig. 6). Acest contrast este cel mai evident la o tensiune efectivă verticală egală cu 1 500 psi (10 MPa), unde porozitatea, ϕ, în secțiunea de mică adâncime este cu 9 unități de porozitate mai mare (Fig. 6, simboluri verzi) decât în secțiunea mai adâncă (Fig. 6, simboluri roșii). Interpretăm că sedimentele mai adânci au pierdut apa legată de argilă ϕm, deoarece smectita din mudstone a fost transformată în ilită odată cu îngroparea.

Porozitatea mudstone vs. tensiunea efectivă. Simbolurile cu coduri de culoare indică temperatura in situ pentru fiecare punct de calibrare porozitate-tensiune efectivă a mudstone-ului. Punctele sunt corectate pentru porozitatea apei legate de argilă (simboluri deschise) și apoi sunt utilizate pentru a calibra Ecuația 1 (linia neagră). Liniile punctate arată relațiile dintre tensiunea efectivă de porozitate pentru diferite temperaturi (codificate prin culoare) și porozitățile apei legate de argilă, ϕm. Măsurătorile de la M56 (\({\sigma ^{\prime} }_{v}\) > 2.500 psi sau 17 MPa) sunt corectate pentru flotabilitatea hidrocarburilor. Porozitatea este estimată pornind de la viteză (Ecuația 2).

Am presupus că pierderea porozității din cauza eliberării apei legate de argilă în timpul transformării S/I este liniar proporțională cu temperatura și că transformarea începe la 70 °C și se stabilizează la 110 °C. Acest lucru aproximează faza principală a transformării S/I43,44,45 fără constrângeri suplimentare privind istoria depoziției și compoziția chimică46. Îl urmăm pe Lahann39 și presupunem că ϕm = 0,12 pentru mudstone smectitic și ϕm = 0,03 pentru mudstone ilitic. Pe baza acestor ipoteze, porozitatea apei legate de argilă este:

unde T este temperatura, iar Ts și Ti sunt temperaturile limită de transformare a smectei (70 °C) și illitei (110 °C). Combinăm ecuațiile 2 și 3 și rezolvăm pentru ϕ – ϕm pentru toate punctele ϕ vs. \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) din Fig. 6. Apoi folosim regresia prin metoda celor mai mici pătrate pentru a constrânge Ecuația 1 și găsim ϕ0 = 0,22 și B = 2,9E-4 psi-1 (Fig. 6, linia neagră).

După B și ϕ0, Ecuația 1 este apoi folosită pentru a estima presiunea argilei noroioase de-a lungul găurii de sondă (Fig. 2a, linia albastră) cu ϕm calculată din Ecuația 2. Pentru a calcula viteza argilei noroioase, am ales argilele noroioase de-a lungul găurii de sondă la intervale de 30-40 ft (9-12 m) și am aplicat o medie mobilă de 5 selecții la măsurătorile sonice de compresie corespunzătoare. Pentru fiecare piatră noroioasă prelevată, am calculat ϕ din viteza pietrei noroioase (Ecuația 2) și ϕm din temperatură (Ecuația 3). ϕ și ϕm sunt introduse în Ecuația 1, rezolvând pentru \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) și apoi u.

Aplicăm această metodă (calibrată la Macondo) pentru a estima presiunea în mudstone la 562-1 (Fig. 3). Potrivirea strânsă dintre presiunile estimate pentru mudstone și presiunile măsurate pentru gresie, independent de calibrarea locală, susține acuratețea metodei noastre în această regiune. Tensiunile efective la 562-1 sunt cu aproximativ 3-9 MPa (500-1.300 psi) mai mari decât la Macondo (în afara regresiei presiunii). Porozitățile sonice ale mudstone sunt similare în ambele sonde, dar gradienții de temperatură sunt diferiți. Sonda Macondo are un gradient mediu de temperatură de 28,4 °C/km, față de 26,1 °C/km la 562-1. Gradientul de temperatură mai mic și apa mai adâncă de la 562-1 au ca rezultat temperaturi M56 care sunt cu aproape 20 °C mai mici decât temperaturile M56 de la Macondo. Temperatura mai scăzută indică faptul că gresia noroioasă de la 562-1 este mai smectică decât gresia noroioasă de la Macondo pentru o adâncime dată, astfel încât porozitățile sonice se transformă în porozități mai mari \({\sigma }_{v}^{\prime} \) (Fig. 6).

Presiunea acviferului

Determinăm că suprapresiunea acviferului M56 la puțul Macondo este de 3.386 psi (23,35 MPa), dar ar putea fi de până la 3.436 psi (23,69 MPa). La amenajarea Galapagos, suprapresiunea acviferului M56 este strâns limitată la 3.433 psi (23,67 MPa). Suprapresiunile sunt constrânse prin măsurători directe ale presiunii în gresia M56 la sonda Macondo și la trei sonde din cadrul proiectului Galapagos (figurile 1, 7). Aceste puțuri au fost alese deoarece măsurătorile de presiune au fost efectuate înainte de producție la oricare dintre locații; astfel, măsurătorile sunt interpretate ca înregistrând presiunile in situ neafectate de producție sau de eliberarea Macondo (Fig. 1, cercuri roșii și stele galbene). Multe dintre măsurători au fost efectuate în secțiuni care conțin hidrocarburi. Pentru a determina suprapresiunea acviferului în astfel de cazuri, trebuie eliminat efectul de flotabilitate al coloanei de hidrocarburi (de exemplu, ref.18). Mai exact, presiunea hidrocarburilor este proiectată până la contactul hidrocarburi-apă (HWC) folosind densitatea hidrocarburilor derivată din MDT (Fig. 7). Pentru fiecare sondă de la Macondo și Galapagos, constrângem HWC, densitatea fazei de hidrocarburi și densitatea fazei de apă cu ajutorul datelor de jurnal, MDT și seismice. Apoi calculăm suprapresiunea acviferului la Macondo și Galapagos, luând în considerare densitatea apei din pori (ua* = u – ρpwgzSS).

Presiunea în funcție de adâncime a măsurătorilor MDT M56 din patru sonde. Presiunile în fază de apă pentru structurile Macondo și Galapagos sunt prezentate sub formă de linii punctate albastre. O linie verde punctată denotă gradientul de hidrocarburi M56 la Macondo. Liniile orizontale continue localizează contactele hidrocarburi-apă observate și estimate.

La Macondo, interpretăm că închiderea cu 4 căi a structurii M56 (Fig. 1b) a fost umplută până la punctul de vărsare. Interpretăm o creastă structurală la 5401 m (17 720 ft), o șa la 5601 m (18 375 ft) și, prin urmare, o înălțime a coloanei de 200 m (655 ft) prin corectarea adâncimii în funcție de interpretarea BP înainte de foraj15. BP a interpretat că amplitudinile seismice au susținut această interpretare de la umplutură la deversare pentru HWC15. Am calculat suprapresiunea acviferului, ua*, ca fiind egală cu 23,35 MPa (3 386 psi), folosind un gradient de hidrocarburi de 5,43 MPa/km (0,24 psi/ft) și un gradient de apă din pori de 10,52 MPa/km (0,465 psi/ft). Este posibil ca structura să nu fi fost umplută până la deversare, astfel încât HWC să fie mai puțin adâncă. LLOG-253-1 (Fig. 1, punctul albastru cel mai nordic) oferă cea mai adâncă penetrare purtătoare de hidrocarburi din M56 în structura Macondo, la 5.532 m (18.150 ft), ceea ce dă o limită superioară a suprapresiunii acviferului de 3.436 psi (23.436 psi).69 MPa)

Cele trei puțuri de dezvoltare Galapagos (519-1, 519-2 și 562-1) (Fig. 1) constrâng presiunea acviferului în această locație la o singură valoare (Fig. 7). La 519-1, doi lobi de gresie stivuiți pe verticală alcătuiesc M56. Fiecare lob prezintă o HWC distinctă, dar ambele au în comun o ua* de 3.436 psi (23,69 MPa). 519-2 a întâlnit doar apă în M56, care dă o ua* de 3.430 psi (23,65 MPa). Folosim aceste măsurători MDT 519-2 pentru a estima densitatea apei din porii M56 de 0,465 psi/ft (10,52 MPa/km). 562-1 a întâlnit hidrocarburi în M56 și nu a penetrat un HWC. Un calcul al presiunii acviferului care presupune că HWC se află chiar sub gresie produce o ua* de 3 433 psi (23,67 MPa), care este aproape identică cu cele observate în sondele 519-1 și 519-2. Folosim media, 3.433 psi (23,67 MPa), pentru a descrie suprapresiunea acviferului la dezvoltarea Galapagos.

Profile de temperatură

Am determinat profilele de temperatură la Macondo și 562-1 folosind temperaturile înregistrate în timpul prelevării de probe de fluid poros MDT (Fig. 8, simboluri deschise). Temperaturile cuprinse între 113,3 și 113.7 °C au fost înregistrate în trei puncte de prelevare a probelor MDT din puțul Macondo, între 3.965 și 3.982 m (13.008 și 13.064 ft) sub fundul mării (Fig. 8, dreptunghiuri). La sonda 562-1, patru puncte de prelevare de probe MDT au înregistrat temperaturi cuprinse între 93,5 și 98,4 °C pentru adâncimi cuprinse între 3.545 și 3.754 m (11.633 și 12.316 ft) sub fundul mării (Fig. 8, romburi). Modelul de temperatură al BP pentru Macondo (Fig. 8, linia neagră superioară)8 este cu 3,8 °C mai mare decât media temperaturilor înregistrate în M56 (Fig. 8, bare de eroare dreptunghiulare). Presupunem că această diferență reflectă o corecție pentru răcirea forajului. La Macondo, măsurătorile MDT au fost efectuate la trei zile după finalizarea forajului, ceea ce este comparabil cu diferența de patru zile de la 562-1. Prin urmare, aplicăm aceeași corecție de 3,8 °C la măsurătorile de la 562-1 (Fig. 8, bare de eroare în formă de romb). Modelul nostru de temperatură pentru 562-1 presupune o scădere liniară de la măsurătorile corectate ale rezervorului până la fundul mării (Fig. 8, linia neagră inferioară). Temperaturile apei de pe fundul mării în apele adânci din Golful Mexic se apropie de 4 °C pentru adâncimile de apă observate la Macondo și 562-1.

Temperatura în funcție de adâncimea sub fundul mării la Macondo și 562-1. Simbolurile deschise arată măsurătorile de temperatură a fluidului poros MDT. Barele de eroare proiectate din dreapta reprezintă o corecție pentru răcirea forajului. Modelul de temperatură al BP este utilizat la Macondo; temperaturile de la 562-1 sunt modelate utilizând o proiecție liniară până la fundul mării. Schema de culori și liniile punctate arată zonele de tranziție S/I derivate din temperatură.