WikiDer > Капуни

Kapuni

Капуни оншорный природный газ-конденсат поле, расположенное в Бассейн Таранаки, а ~ 100000 км2 частично перевернутый рифтовый бассейн на Таранаки Полуостров в Северный остров, Новая Зеландия. Открытое в 1959 году и введенное в эксплуатацию в 1970 году, Капуни оставалось единственным добывающим газоконденсатным месторождением Новой Зеландии до тех пор, пока на шельфе не появилось месторождение. Газовое месторождение Мауи производство началось в 1979 году.[1][2]

Геология

Геологическая история

Во время нижнего Меловой (~ 150-100 млн лет) Рангитата орогенезаккреционный клин накапливался и поднимался на окраину Гондвана в современной Новой Зеландии.[3] В результате топография была размыта на протяжении всего мелового периода.[4] После орогенеза Рангитата распространение морского дна началось в среднем меловом периоде. Это привело к формированию Тасманово море поскольку Новая Зеландия отделилась от Австралия. Нормальные разломы, в том числе разлом Манайя, образовались в результате развития бассейна Таранаки во время распространение морского дна. Рифтинг продолжался до эоцен (~ 56 млн лет назад), когда бассейн Таранаки подвергся пассивному опусканию. Капуни собирал обильный органический материал на прибрежных равнинах и в флювио-эстуарных средах на протяжении большей части эоцена.[5] За границу нарушение моря произошло в конце Олигоцен рано Миоцен (~ 28-20 млн лет), а аргиллиты залегали на кровле эоценовых богатых органикой сланцев и песчаников.[1]

От мелового до Палеоцен связанные с рифтами нормальные разломы были реактивированы в позднем эоцене (~ 40-34 млн лет) и испытали значительные инверсия бассейна в позднем миоцене (~ 12-5 млн лет). В течение этого времени инверсионные структуры, падающие на север, в том числе антиклиналь Капуни, развивались вдоль разлома Манайя и других рифтовых структур в Восточном подвижном поясе бассейна Таранаки. Дальше к западу, в Западной стабильной платформе бассейна Таранаки, разломы, связанные с рифтами мелового периода, испытали небольшое напряжение.[4][6] Кайнозойское сжатие в бассейне Таранаки обычно связывают с изменением режима напряжений, вызванным развитием Система субдукции Хикуранги между Тихим океаном и Австралийскими плитами у восточного побережья Северного острова Новой Зеландии.[7] Позднеэоценовые структуры сжатия в бассейне Таранаки соответствуют периоду повышенных скоростей поднятия вдоль Альпийский разлом на Новой Зеландии Южный остров это также было отнесено к близлежащей зоне субдукции. Капуни расположен на Австралийской плите, к западу от пограничной зоны плиты и над погружающейся Тихоокеанской плитой.[5]

Текущие геотермальные градиенты в бассейне Таранаки варьируются от 33 до 35. °Ц / км на море вблизи месторождения Мауи и в северных частях полуострова Таранаки до 25 °Ц / км в Капуни и других юго-восточных частях полуострова Таранаки.[8]

Источник Скалы

Материнские породы Капуни относятся к серии III типа. кероген-богатые угольные толщи в эоценовой (~ 56-34 млн лет назад) формации мангахева группы Капуни. Эти угли откладывались под прибрежными равнинами и флюо-эстуарными средами и достигают мощности до 10 м.[1]

Стратиграфическая колонка водохранилищ Капуни и тюленей.

Водохранилища

Как и его материнские породы, пласты коллектора Капуни расположены в эоценовой формации Мангахева и были отложены как часть общей трансгрессивной толщи. Резервуары представлены преимущественно песчаниками, сланцами и углями, отложенными на берегу, в речных и устьевых водах. Водохранилища Капуни расположены ниже глубины 3000 м.[5] Они имеют среднюю мощность от 20 до 130 м, среднюю долю природного газа от 0,06 до 0,95 и среднюю пористость от 12,2% до 16,8% по объему.[1]

Капуни Антиклиналь

Углеводороды месторождения Капуни улавливаются антиклиналью Капуни в висящей стене разлома Манайя, падающего на восток, взброса Восточного подвижного пояса. Антиклиналь Капуни асимметричная, двояковыпуклая, ее длина составляет около 18 км, а ширина - 8 км. Разлом Manaia первоначально развивался как нормальный разлом, ограничивающий Manaia Graben во время рифтинга от мела до раннего эоцена, связанного с открытием Тасманова моря. Правосторонняя транспрессия, связанная с системой субдукции Хикуранги, вызвала реактивацию разломов и инверсию бассейна в эоцене и миоцене, что привело к развитию антиклинали Капуни.[7] Максимальный бросок на разломе Манайя - 900 м.[5]

Тюлень

Среднеолигоценовые (~ 30-25 млн лет назад) аргиллиты формации Отараоа перекрывают формацию Мангахева, закрывая резервуары Капуни. Эти аргиллиты образовались в среде континентального шельфа как часть той же широкой трансгрессивной толщи, под которой образовалась формация Мангахева.[1]

Сбой

Сбой широко распространен в группе Капуни и преимущественно состоит из правосторонних сдвигов юго-запад-северо-восток и левостороннего сдвига северо-запад-юго-восток. Эти разломы образовались в условиях транспрессионных и сжимающих напряжений в период от позднего эоцена до позднего миоцена и указывают на направление максимального напряжения сжатия с востока на запад. В северной части антиклинали Капуни эти два доминирующих тренда разломов становятся почти ортогональными друг другу. Это результат вращения блока разломов, который произвел необходимое растяжение вдоль более молодых отложений антиклинали во время складчатого роста.[5]

Вторичная пористость

Газ Капуни - это СО2-богатый, содержащий примерно 40-45 мол.% CO2. Это способствовало значительному диагенезу и развитию вторичной пористости, особенно в пласте K3E, одном из основных продуктивных пластов месторождения. Начиная примерно с 5 млн лет, термическое созревание материнских пород привело к выбросу CO2, который растворился в грунтовых водах. Кислые грунтовые воды мигрировали вверх по направлению к гребню антиклинали Капуни, растворяя полевой шпат и карбонаты на своем пути. Интервалы более крупных обломков испытали чистое растворение, в то время как более мелкозернистые интервалы испытали осаждение аутигенных глин, карбонатов и кварца. Осаждение кварцевых и карбонатных цементов началось примерно через 4 млн лет при температурах выше 100 °C. Изотопный состав углерода карбонатных цементов в коллекторе K3E предполагает внутриформационное происхождение. В результате диагенеза пласт K3E содержит области, демонстрирующие значительную вторичную пористость и повышенное качество коллектора, а также плотные, зацементированные области плохого качества.[7]

История производства

История добычи углеводородов Капуни.

Первое месторождение природного газа Новой Зеландии, Капуни, было открыто в 1959 году группой, состоящей из Роял Датч / Шелл, British Petroleum, и Тодд Энерджи.[5] Добыча нефти (в основном конденсатной и сжиженный природный газ) началась в 1970 году, а добыча природного газа началась в 1971 году. Добыча достигла пика в 1977 году и составила более 64 ПДж / год газа и почти 31 ПДж / год нефти. Добыча Капуни резко упала после того, как в 1979 году началась добыча на более продуктивном морском газовом месторождении Мауи. British Petroleum продала свою долю Капуни компаниям Royal Dutch / Shell и Todd Energy в 1991 году, а Todd Energy стала единственным владельцем месторождения в 2017 году. Капуни добывает около 18 ПДж / год природного газа и 2,25 ПДж / год нефти. Это составляет 9,9% добычи природного газа Новой Зеландии и 2,3% добычи нефти Новой Зеландии.[9]

Поскольку производство со временем естественным образом сокращалось, собственность Капуни реализовала гидроразрыв, перекрытия воды, повторные закачки газа и другие дополнительные производственные технологии с 1980-х годов.

С учетом того, что к концу полевой оценки в 1963 году было заложено четыре скважины, Капуни вырос и в настоящее время состоит из двадцати скважин на девяти буровых площадках. Природный газ и жидкости разделяются, обрабатываются и очищаются от CO.2 местный.[10]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ а б c d е Брайант, Ян; Бартлетт, AD (1991-01-01). «3D модель пласта Капуни и моделирование пласта». 1991 г., Материалы конференции по разведке нефти Новой Зеландии: 404–412.
  2. ^ Funnell, R.H .; Stagpoole, V.M .; Nicol, A .; Killops, S.D .; Reyes, A. G .; Дарби, Д. (2001). «Миграция нефти и газа в месторождение Мауи, бассейн Таранаки, Новая Зеландия». Общество разведки нефти Австралии.
  3. ^ Спёрли, К. Б. (2009-04-18), «Новая Зеландия и косо-сдвиговые окраины: тектоническое развитие до и во время кайнозоя», Отложения в подвижных зонах с косым скольжением (на французском языке), Blackwell Publishing Ltd., стр. 147–170, Дои:10.1002 / 9781444303735.ch9, ISBN 9781444303735
  4. ^ а б Нокс, Дж. Дж. (Апрель 1982 г.). «Бассейн Таранаки, структурный стиль и тектоническая обстановка». Новозеландский журнал геологии и геофизики. 25 (2): 125–140. Дои:10.1080/00288306.1982.10421405. ISSN 0028-8306.
  5. ^ а б c d е ж Фоггенрайтер, Вальтер Р. (март 1993 г.). «Структура и эволюция антиклинали Капуни, бассейн Таранаки, Новая Зеландия: данные сейсморазведки 3D Капуни». Новозеландский журнал геологии и геофизики. 36 (1): 77–94. Дои:10.1080/00288306.1993.9514556. ISSN 0028-8306.
  6. ^ О'Нил, Шон Р.; Джонс, Стюарт Дж .; Камп, Питер Дж. Дж .; Swarbrick, Ричард Э .; Глуяс, Джон Г. (31 августа 2018 г.). «Развитие порового давления и качества коллектора в глубоком бассейне Таранаки, Новая Зеландия». Морская и нефтяная геология. 98: 815–835. Дои:10.1016 / j.marpetgeo.2018.08.038. ISSN 0264-8172.
  7. ^ а б c Хиггс, Карен; Фаннелл, Роб; Рейес, Агнес (15 августа 2013 г.). «Изменения неоднородности и качества коллектора в ответ на высокие парциальные давления CO2 в газовом коллекторе, Новая Зеландия». Морская и нефтяная геология. 48: 293–322. Дои:10.1016 / j.marpetgeo.2013.08.005 - через Science Direct.
  8. ^ Фаннелл, Роб; Чепмен, Дэвид; Аллис, Рик; Армстронг, Фил (1996-11-10). «Термическое состояние бассейна Таранаки, Новая Зеландия». Журнал геофизических исследований: твердая Земля. 101 (B11): 25197–25215. Bibcode:1996JGR ... 10125197F. Дои:10.1029 / 96jb01341. ISSN 0148-0227.
  9. ^ Группа информации и моделирования в области энергетики (2012 г.). "Файл данных по энергетике Новой Зеландии". mbie.govt.nz. Архивировано из оригинал на 2015-09-11. Получено 28 ноября 2018.
  10. ^ «Капуни». toddenergy.co.nz. 2018. Получено 28 ноября 2018.

внешняя ссылка

Координаты: 39 ° 28′36 ″ ю.ш. 174 ° 10′21 ″ в.д. / 39,47667 ° ю.ш. 174,17250 ° в.д. / -39.47667; 174.17250