Macondos poretryck- och spänningsprofil

Spänningen i överlagret beräknas genom att integrera vikten av vattenpelaren och vikten av det överliggande sedimentet. Vi kombinerar täthetslogdata från närliggande brunnar i de delar av Macondo-brunnen där inga täthetsdata förvärvades. Loggningarna korrigeras för att ta hänsyn till utspolning av borrhålet och till förekomsten av kolväten. När inga täthetsdata finns tillgängliga används en omvandling från hastighet till täthet31. Om varken täthets- eller hastighetsdata finns tillgängliga används en exponentiell interpolation mellan tätheten över och under intervallet12.

Industrin mäter rutinmässigt portrycket och tar vätskeprover från relativt genomsläppliga formationer med hjälp av trådverktyg (t.ex. Modular Formation Dynamics TesterTM, MDT) och direkt från borrsträngen (GeotapTM). Vid Macondo-brunnen registrerade BP 21 tryck i fyra sandstenar vid brunnens bas mellan 17 600 och 18 150 fot (5 364 och 5 532 m) (fig. 2a, cirklar). 70 MDT-tryck registrerades i nio sandstenar mellan 2 700 och 3 800 m (fig. 2a, fyrkanter) vid Texacos brunn 252-1, som ligger 2,04 km sydväst om Macondo-brunnen. Dessa MDT-mätningar är korrigerade till Macondo-brunnens läge med antagande om kontinuerlig stratigrafi parallellt med havsbotten32.

Vi begränsar också portrycket från vätskeinflöden i borrhålet (kicks) och förhöjda gasnivåer som upptäcks i den inkommande borrslammet. Kicks och hög gashalt uppstår när portrycket överstiger det hydrauliska trycket från borrvätskan i det exponerade borrhålet. Sex sådana händelser inträffade under borrningen (figurerna 2, 3 och 5, öppna trianglar). Med hjälp av borrningsinformation före, under och efter en händelse uppskattar vi platsen och portrycket.

Borrningsinformation omfattar sandstenarnas läge, längden på det exponerade borrhålet, gasinnehållet i den inkommande slammet, ytans slamvikt, ekvivalent statisk densitet, ekvivalent cirkulerande densitet och trycket i det stängda borrröret. Den ekvivalenta slamvikten är ett annat sätt att uttrycka trycket med hjälp av borrvätskans genomsnittliga densitet från borrbotten till en plats i borrhålet. Den ekvivalenta statiska densiteten är trycket i borrhålet uttryckt som en ekvivalent slamvikt när slampumparna är avstängda och det således inte finns någon cirkulation. Den ekvivalenta cirkulerande densiteten är trycket i borrhålet uttryckt som ekvivalent slamvikt när borrvätskorna cirkulerar. Den cirkulerande densiteten är större än den ekvivalenta statiska densiteten på grund av den friktion som orsakas av vätskans cirkulation.

Frakttrycket är det borrhålstryck som är nödvändigt för att hydrauliskt frakturera formationen. Det ligger vanligen nära den regionala minsta huvudspänningen men kan påverkas av spänningsstörningar på grund av borrhålets geometri och bergets kohesionsstyrka. Brytningstrycket begränsas på fyra ställen under 9 7/8″-linern (fig. 5). De statiska och dynamiska borrtrycken i hålet som leder till, under och efter varje förlorad lera används för att sätta in tolkningarna av spricktrycket (fig. 5, bruna trianglar). Vi definierar den övre gränsen för spricktrycket med den ekvivalenta cirkulerande densiteten när förlusterna började och den nedre gränsen från det högsta statiska eller dynamiska tryck vid vilket brunnen är stabil före eller efter förlusthändelsen (se ref. 32 för detaljerad förklaring). Det är allmänt accepterat att spänningen på plats i lersten är högre än i sandsten25 , så förlusten antas inträffa i sandstenen närmast borrkronan vid tidpunkten för förlusten. Frakturtrycket begränsas också med 9 7/8″ formationsintegritetstestet, FIT (fig. 5, brun fyrkant). Efter att ha borrat ut ur den cementerade linerskon ökades trycket på den exponerade formationen till en nivå som var högre än spänningen i överlagret utan att det uppstod någon vätskeförlust. Detta testresultat ger ytterligare bevis för att de efterföljande förlusterna inträffade djupare, i reservoarintervallet M56.

Mudstone Pore Pressure

Snabba avlagringar av detta material med låg genomsläpplighet är den primära källan till övertryck i Mexikanska golfen33. Det är inte praktiskt möjligt att direkt mäta trycket i dessa lerstenar med låg permeabilitet. Istället uppskattar man vanligen lerstens poretryck utifrån bergets kompakteringstillstånd (porositet), vilket vanligtvis mäts med hjälp av resistivitet, densitet eller hastighet34,35. I detta tillvägagångssätt upprättas en korrelation mellan en av dessa petrofysiska proxies och den vertikala effektiva spänningen \({\sigma ^{\prime} }_{v}\). När korrelationen väl är etablerad bestäms \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) utifrån den observerade egenskapen (t.ex. hastighet, densitet, resistivitet). När \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) har bestämts kan portrycket, u, lätt bestämmas om spänningen i överlagret, σv, är känd (u = σv – \({\sigma ^{\prime} }_{v}\)).

I neogena djuphavssediment i Mexikanska golfen beskrivs portrycket inte exakt av en enda kompakteringskurva. Detta beror på att djupare, varmare och äldre lerstenar har genomgått mer kompaktering än grundare lerstenar vid samma effektiva spänning. Lerdiagenesen anses vara den främsta orsaken till detta beteende och omvandlingen från smektit till ilit (S/I) anses vara den mest betydelsefulla36,37,38. Mer illitiskt material har en lägre porositet vid en given effektiv spänning än ett mer smectitiskt material39,40. Vi följer ref.39 och antar följande:

Vänstra sidan i Eq. 1 är den totala porositeten, ϕ, minus den porvolym som fylls av lerbundet vatten, ϕm. Smektitens molekylstruktur har ett lätt hydrerbart mellanskikt, medan illit inte har det41; därför är det lerbundna vattnet i illit mindre än i smektit (ϕm,i < ϕm,s). Den högra sidan av ekv. 1 är en väletablerad trend för kompaktering av lersten (t.ex. refs13,35) och här beskriver den intergranulär porositetsförlust med effektiv spänning. Det är inte väl känt om ϕ0 eller B varierar med graden av S/I-transformationen, så vi antar att de är konstanta (ref.39)

Vi kalibrerar modellen genom att bestämma den effektiva spänningen i lerstenar i anslutning till där trycket har uppmätts i sandstenar. Vi antar att övertrycket, u*, i lerstenen är lika med u* som uppmätts i den närliggande sandstenen (t.ex. ref.21) och använder trycket i lerstenen och överlagringen för att beräkna den effektiva spänningen (u = σv – \({\sigma ^{\prime} }_{v}\)). Därefter bestämmer vi lerstensporositeten på varje plats från hastighetsloggningen efter42:

där vma är matrishastighet, v är hastighetsloggmätningen och x är en empiriskt härledd exponent för akustisk bildningsfaktor. Vi antar att x = 2,19 och vma = 14 909 ft/s (4 545 m/s) enligt prejudikat för Neogensediment i Mexikanska golfen21,35,42. De grunda platserna med svalare in situ-temperaturer har en högre porositet för en given effektiv spänning än de djupare och varmare platserna (fig. 6). Denna kontrast är tydligast vid en vertikal effektiv spänning som är lika med 10 MPa (1 500 psi) där porositeten, ϕ, i det grunda avsnittet är 9 porositetsenheter större (fig. 6, gröna symboler) än i det djupare avsnittet (fig. 6, röda symboler). Vi tolkar att de djupare sedimenten har förlorat lerbundet vatten ϕm då smektiten i lerstenen omvandlades till illit vid nedgrävningen.

Lera porositet i lerstenen vs. effektiv spänning. Färgkodade symboler anger temperaturen på plats för varje kalibreringspunkt för porositet och effektiv spänning i lersten. Punkterna korrigeras för lerbunden vattenporositet (öppna symboler) och används sedan för att kalibrera Eq. 1 (svart linje). Streckade linjer visar förhållandet mellan porositet och effektiv spänning för olika temperaturer (färgkodade) och porositeter av lerbundet vatten, ϕm. Mätningar från M56 (\({\sigma ^{\prime} }_{v}\) > 2 500 psi eller 17 MPa) är korrigerade för kolväteuppdrivning. Porositeten uppskattas utifrån hastigheten (ekv. 2).

Vi antar att porositetsförlusten från frisättning av lerbundet vatten under S/I-omvandlingen är linjärt proportionell mot temperaturen och att omvandlingen börjar vid 70 °C och når en platå vid 110 °C. Detta motsvarar ungefär huvudfasen av S/I-omvandlingen43,44,45 utan ytterligare begränsningar av avlagringshistoria och kemisk sammansättning46. Vi följer Lahann39 och antar ϕm = 0,12 för smektisk lersten och ϕm = 0,03 för illitisk lersten. Baserat på dessa antaganden är den lerbundna vattenporositeten:

där T är temperaturen och Ts och Ti är omvandlingstemperaturerna för smektit (70 °C) och illit (110 °C). Vi kombinerar Eq 2 och 3 och löser för ϕ – ϕm för alla ϕ vs \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) punkter i fig. 6. Vi använder sedan minsta kvadraters regression för att begränsa Eq. 1 och finner ϕ0 = 0,22 och B = 2,9E-4 psi-1 (fig. 6, svart linje).

Givet B och ϕ0 används Eq. 1 sedan för att uppskatta lerstenstrycket längs borrhålet (fig. 2a, blå linje) med ϕm beräknat från Eq. 2. För att beräkna slamstenshastigheten plockade vi ut slamstenar längs borrhålet med 9-12 m (30-40 ft) mellanrum och tillämpade ett glidande medelvärde med 5 plockar på motsvarande soniska kompressionsloggmätningar. För varje lerstensplock beräknar vi ϕ från lerstenshastigheten (ekv. 2) och ϕm från temperaturen (ekv. 3). ϕ och ϕm förs in i ekv. 1 och löser för \({\sigma ^{\prime} }_{v}\) och sedan u.

Vi tillämpar denna metod (kalibrerad vid Macondo) för att uppskatta lerstenstrycket vid 562-1 (fig. 3). Den nära överensstämmelsen mellan de uppskattade lerstenstrycken och de uppmätta sandstenstrycken, oberoende av lokal kalibrering, stöder noggrannheten hos vår metod inom detta område. De effektiva spänningarna vid 562-1 är ungefär 500-1 300 psi (3-9 MPa) högre än vid Macondo (utanför tryckregressionen). Lerstenens soniska porositet är likartad i båda brunnarna, men temperaturgradienterna är olika. Macondo-brunnen har en genomsnittlig temperaturgradient på 28,4 °C/km jämfört med 26,1 °C/km vid 562-1. Den lägre temperaturgradienten och det djupare vattnet i 562-1 resulterar i M56-temperaturer som är nästan 20 °C lägre än M56-temperaturerna i Macondo. Den lägre temperaturen tyder på att lerstenen vid 562-1 är mer smectitisk än lerstenen vid Macondo för ett givet djup, så de soniska porositeterna omvandlas till högre \({\sigma }_{v}^{\prime} \) (Fig. 6).

Akvifertryck

Vi fastställer övertrycket i M56-akviferen vid Macondo-brunnen till 3 386 psi (23,35 MPa), men det kan vara så högt som 3 436 psi (23,69 MPa). Vid Galapagos-utbyggnaden är övertrycket i M56-akviferen strikt begränsat till 3 433 psi (23,67 MPa). Övertrycken begränsas av direkta tryckmätningar i M56-sandstenarna vid Macondo-brunnen och tre brunnar vid Galapagos-anläggningen (figurerna 1 och 7). Dessa brunnar har valts ut eftersom tryckmätningarna gjordes innan produktionen påbörjades på någon av platserna. Därför tolkas mätningarna som att de registrerar trycket på plats som inte påverkats av produktionen eller Macondo-utsläppet (fig. 1, röda cirklar och gula stjärnor). Många av mätningarna gjordes i kolväteförande sektioner. För att bestämma övertrycket i akviferen i sådana fall måste kolvätekolonnens flytkraft borträknas (t.ex. ref. 18). Kolvävretrycket projiceras ner till kolväte-vatten-kontakten (HWC) med hjälp av den av MDT härledda kolvävretätheten (fig. 7). För varje brunn i Macondo och Galapagos begränsar vi HWC, kolvätefasdensitet och vattenfasdensitet med hjälp av logg-, MDT- och seismiska data. Vi beräknar sedan akviferens övertryck vid Macondo och Galapagos med hänsyn till porvattentätheten (ua* = u – ρpwgzSS).

Tryck vs. djup av M56 MDT-mätningar från fyra brunnar. Vattenfasens tryck för Macondo- och Galapagosstrukturerna visas som blå streckade linjer. En grön streckad linje visar M56:s kolvätegradient vid Macondo. Heldragna horisontella linjer lokaliserar observerade och uppskattade kolväte-vattenkontakter.

Vid Macondo tolkar vi att 4-vägsavslutningen av M56-strukturen (fig. 1b) var fylld till sin spillpunkt. Vi tolkar en strukturell topp vid 5401 m (17 720 fot), en sadel vid 5601 m (18 375 fot) och därmed en kolonnhöjd på 200 m (655 fot) genom att djupkorrigera BP:s tolkning före borrning15. BP tolkade att de seismiska amplituderna stödde denna fylld-till-spill tolkning för HWC15. Vi beräknar akviferövertrycket ua* till 3 386 psi (23,35 MPa) med hjälp av en kolvätegradient på 0,24 psi/ft (5,43 MPa/km) och en porvattengradient på 0,465 psi/ft (10,52 MPa/km). Det är möjligt att strukturen inte fylldes till spill och att HWC därför är grundare. LLOG-253-1 (fig. 1, nordligaste blå prick) ger den djupaste kolvätebärande penetreringen av M56 i Macondo-strukturen vid 5 532 m (18 150 ft), vilket ger en övre gräns för akviferövertrycket på 3 436 psi (23.69 MPa)

De tre utvecklingsbrunnarna i Galapagos (519-1, 519-2 och 562-1) (fig. 1) (fig. 1) begränsar trycket i akviferen på denna plats till ett enda värde (fig. 7). Vid 519-1 består M56 av två vertikalt staplade sandstenslappar. Varje lob visar en distinkt HWC, men båda delar en ua* på 23,69 MPa (3 436 psi). I 519-2 påträffades endast vatten i M56, vilket ger en ua* på 3 430 psi (23,65 MPa). Vi använder dessa 519-2 MDT-mätningar för att uppskatta porvattentätheten i M56 till 0,465 psi/ft (10,52 MPa/km). 562-1 påträffade kolväte i M56 och penetrerade ingen HWC. En beräkning av akvifertrycket som utgår från att HWC ligger strax under sandstenen ger en ua* på 3 433 psi (23,67 MPa), vilket är nästan identiskt med de värden som observerades i brunnarna 519-1 och 519-2. Vi använder genomsnittet, 3 433 psi (23,67 MPa), för att beskriva akviferövertrycket vid Galapagosutvecklingen.

Temperaturprofiler

Vi fastställde temperaturprofilerna vid Macondo och 562-1 med hjälp av de temperaturer som registrerades under MDT:s porvätskekontroller (fig. 8, öppna symboler). Temperaturer mellan 113,3 och 113.7 °C registrerades vid tre MDT-provpunkter i Macondo-brunnen mellan 3 965 och 3 982 m under havsbotten (fig. 8, rektanglar). Vid 562-1 registrerar fyra MDT-provpunkter temperaturer mellan 93,5 och 98,4 °C på djup mellan 3 545 och 3 754 m under havsbotten (figur 8, ruter). BP:s temperaturmodell för Macondo (fig. 8, övre svarta linjen)8 är 3,8 °C högre än genomsnittet av de registrerade temperaturerna i M56 (fig. 8, rektangelns felmarginaler). Vi antar att denna skillnad återspeglar en korrigering för kylning i borrhålet. Vid Macondo förvärvades MDT-mätningarna tre dagar efter det att borrningen avslutades, vilket är jämförbart med den fyra dagar långa skillnaden vid 562-1. Därför tillämpar vi samma korrigering på 3,8 °C på mätningarna vid 562-1 (fig. 8, diamantformade felmarkeringar). Vår temperaturmodell för 562-1 utgår från en linjär minskning från de korrigerade reservoarmätningarna till havsbotten (fig. 8, nedre svarta linjen). Vattentemperaturen på havsbotten i Mexikanska golfen på djupt vatten närmar sig 4 °C för de vattendjup som observerats vid Macondo och 562-1.

Temperaturen i förhållande till djupet under havsbotten vid Macondo och 562-1. Öppna symboler visar MDT:s mätningar av porvätskans temperatur. Felstaplar projicerade från höger representerar en korrigering för kylning i borrhålet. BP:s temperaturmodell används vid Macondo; temperaturen vid 562-1 modelleras med hjälp av en linjär projektion till havsbotten. Färgschema och streckade linjer visar de temperaturberäknade S/I-övergångszonerna.