Размеры пор

Р

Размеры пор

По размерам поры и каверны характеризуют эффективным диаметром dэф (диаметр круга с площадью, равной площади изучаемой поры). Трещины характеризуют средней шириной (раскрытием). Различают сверхкапиллярные, капиллярные, субкапиллярные и микропоры.

Сверхкапиллярные поры имеют диаметр dэф>10-4 м. Пластовая вода в этих порах может двигаться под действием силы тяжести. Они характерны для слабосцементированных галечников, гравия, крупно - и среднезернистых песков, обломочных разностей карбонатных пород; в зонах выщелачивания могут достигать больших размеров (каверны, карсты). В капиллярных порах (dэф=10-7ч10-4 м) вода удерживается капиллярными силами. Они типичны для сцементированных песчаников, обломочных и кристаллических известняков, доломитов. Сверхкапиллярные и капиллярные поры составляют основную емкость гранулярных коллекторов. Субкапиллярные поры (dэф=2∙10-9ч10-7 м) заполнены рыхло - и прочносвязанной водой, которая практически не способна к перемещению. Субкапиллярные поры свойственны глинам, мелкокристаллическим и мелоподобным известнякам, доломитам, пепловым туфам и другим тонкозернистым породам. Если нет трещиноватости, то эти породы не являются коллекторами. В микропорах (dэф<2∙10-9 м) пластовая вода при температуре менее 70°С неподвижна. Они установлены у некоторых природных цеолитов.

Трещиноватость наиболее характерна для плотных, низкопористых горных пород, происхождение трещин чаще всего тектоническое.

Радиоактивность органогенных и хемогенных пород.

Содержание радиоактивных элементов в осадочных горных породах (U — 3,2Ч10-4; Th — 1,1Ч10-3) определяется их происхождением; максимальные концентрации в органогенных осадках обусловлены присутствием углерода органического происхождения, фосфатов и др. веществ, являющихся важными осадителями урана (напротив, хемогенные осадки — гипс, каменная соль — отличаются низкой радиоактивностью).

Образование хемогеных пород возможно в условиях, не подходящих для адсорбции и осаждения урана.

(слабонасыщенные углекислым газом, содержащие карбонатный ион турбулентные воды с изменяющейся температурой). Не осаждается уран с магнезнтамн, сидеритами, туфами и другими карбонатами, которые возникают в тех же условиях. Глинистость повышает радиоактивность карбонатных пород. Связана также радиоактивность карбонатных отложений с их нерастворимым остатком Сно, поскольку он содержит в основном глинистую фракцию.

48. Распространение упругих волн в горных породах.

В связи с этим нагруженная порода находится в напряженном состоянии. Если в какой-то ее небольшой области действует изменяющаяся по величине и направлению сила, то в непосредственной близости от нее возникают изменяющиеся по величине и направлению смещения частиц, а также напряженные состояния породы. Таким образом, частицы рассматриваемой
области приходят в колебания. Эти изменения напряженного состояния и колебания частиц распространяются на соседний и от него на последующие объемы породы, т. е. в породе проходят продольная и поперечная волны упругости. При этом в связи с поглощением и рассеянием энергии упругости в породе амплитуды распространяющегося в ней колебания уменьшаются, колебательный процесс затухает. Способность пород деформироваться, передавать с определенной скоростью и на определенные расстояния колебания упругости, а также поглощать и рассеивать энергию упругости характеризуется рядом петрофизическнх величин, определенным образом связанных с другими их характеристиками, а также температурой и давлением.

С

Скорость распространения упругих волн в пористых породах.

Фактором, в значительной степени определяющим скорость упругих волн в осадочных породах, является их пористость, изменяющаяся в пределах от 0 до 50%. В песчано-глинистых и карбонатных образованиях минимальные величины скоростной характеристики связаны с осадками (n= 30—50%) или слаболитифицированными (n— 10-30%) породами; максимальные значения Vp. s. характерны для литифицированных образований. При пористости 1—2 % скорости упругих волн в осадочных породах близки скоростям в магматических и метаморфических породах кислого состава. В ряде случаев Vp. s. в доломитах сравнима с Vp, s в габброидах.

Уменьшение пористости и соответственно увеличение скорости упругих волн в осадочных породах связано со степенью их диагенеза. Скорость увеличивается с возрастом пород, глубиной их залегания, степенью цементации. Как известно, наименее упругими являются слаболнтифицированные приповерхностные породы кайнозойского и частично мезозойского возраста. Образования венд-палеозойского и частично мезозойского возраста, прошедшие длительную историю развития и выведенные на поверхность эрозионными и геодинамическими процессами, более упругие. Увеличение упругости пород связано также с геодинамическими воздействиями, приводящими к слабому метаморфизму осадочных образований.

Для определения пористости по величине скорости продольных волн широко используется эмпирическая формула, предложенная (1965 г.):

Vp=(Vp. ск - Vpmin) e-Bn + Vpmin.

где Vp. ск —максимальная для данного типа пород скорость при n = 0; Vpmin — скорость в ненагруженной породе; В — коэффициент, характеризующий размеры и форму пор.

Связь плотности с другими петрофизическими величинами

Связь плотности дс с другими петрофизическими величинами

1. Плотность дс пород возрастает с увеличением в них концентрации С плотных железисто-магнезиальных минералов (FeO, Fe2O3, CaO, MgO) и уменьшением содержания кремния SiO2, рисунок 7

Рисунок 7 – Связь плотности дс с концентрацией различных минералов

2. Плотность руд возрастает с ростом концентрации рудных минералов высокой плотности.

3. Плотность углей увеличивается с увеличением их зольности.

4. Плотность песчаных, алевритовых, карбонатных и других осадочных отложений резко падает с ростом коэффициента их пористости kп (при этом в породах возрастает объемное содержание воздуха), рисунок 8.

Рисунок 8 – Связь плотности дс пород с коэффициента их пористости kп

5. Плотность дс песчано-глинистых отложений снижается с увеличением коэффициента их проницаемости kпр, рисунок 9.

Рисунок 8 – Связь плотности дс пород с коэффициента их проницаемости kпр

6. Плотность сухих и влажных пород уменьшается с уменьшением коэффициента глинистости kгл, рисунок 9.

Рисунок 9 – Связь плотности дс пород с коэффициентом глинистости

7. Плотность сухих и влажных пород уменьшается с увеличением коэффициента полной влагоемкости щп, рисунок 10.

Рисунок 10 – Связь плотности дс пород с коэффициентом полной

влагоемкости

Плотность дп максимально влажных высокопористых пород больше их плотности дс. Плотность дп определяется по формуле или специальным палеткам, если известны коэффициент полной влагоемкости щп, плотность дс, и плотность дв воды.

Плотность нефтенасыщенных пород ниже плотности максимально влажных пород так как плотность нефти меньше плотности воды.

Ф

Формула определения средней удельной объемной массовой теплоемкости.

Теплоемкость С (в Дж/К) образца любого вещества – это количество теплоты, необходимое для повышения его температуры на 1 градус при заданном термодинамическом процессе.

C = ,

Где – бесконечно малое количество переданного образцу тепла; – бесконечно малое изменение его температуры.

Способность материалов (изделий) при нагревании поглощать тепло характеризуется коэффициентом теплоемкости или удельной теплоемкостью.

Средняя теплоемкость образца при изменении его температуры от t1 до t2

Cср = Q1,2 /(t2-t1),

Где Q1,2 – количество затраченной теплоты при изменении температуры образца от t1 до t2. Так как образцы разных веществ обычно отличаются по массе или объему, для сравнительной оценки их свойств неодинаково поглощать тепловую энергию при теплообмене введены удельные теплоемоксти: массовая, объемная и молярная.

Удельная массовая теплоемкость cm [в Дж/(кг*К)] – количество теплоты, необходимое для изменения на 1 градус температуры единицы массы m образца в определенном термодинамическом процессе:

cm = = C/m,

где – бесконечно малое количество теплоты, сообщаемой единице массы вещества – удельное количество теплоты; – бесконечно малое изменение его температуры; m – его масса.

Средняя удельная массовая теплоемкость cm ср [в Дж/(кг*К)] – это то количество теплоты q1,2 (в Дж/кг), которое необходимо сообщить единице массы вещества для изменения ее температуры на 1 градус в определенном процессе и интервале температур от t1 до t2.

cmср = q1,2/(t2-t1);

Удельная объемная теплоемкость cv [в Дж/(м3*К)] – количество теплоты, которое надо сообщить единице объема вещества для повышения его температуры на 1 градус в определенном термодинамическом процессе.

Cv =

Где – элементарное количество теплоты Дж; – элементарное приращение температуры, С; Vn и – соответственно объем, м3, и плотность, кг/м3, образца вещества при нормальных физических условиях (t=0 и p=0,101325 МПа или 760 мм рт. ст.).

Средняя удельная объемная теплоемкость cvср [в Дж/(м3*К)]

cvср = Q1,2/Vn(t2-t1)= ncmср

где Q1,2 – количество теплоты, сообщаемое образцу для изменения его температуры от t1 до t2.

Удельная молярная теплоемкость [в Дж/(кмоль*К)] – количество теплоты, которое необходимо сообщить единице молярного количества вещества для изменения его температуры на 1 градус в определенном термодинамическом процессе.

Cv = Q/vt=Mcm.

Форма пор

Форма, размер, соотношение в породе пор различной величины, их сообщаемость определяют структуру порового пространства породы. По форме поры бывают: близкими к ромбоидальным (наблюдаются у хорошо отсортированных рыхлых и окатанных песков); близкими к тетраэдрическим (наблюдаются у сильно уплотненных пород); щелевидными (наблюдаются у глин, слюд и других минералов с кристаллической решеткой пластинчатой структуры); каверновидными (форма обычна для пор выщелачивания известняков и доломитов, гипсов, лессов, лессовидных пород); ячеистыми (наблюдаются у известняков и кремнистых туфов); трещиновидными (наблюдаются у скальных метаморфических и магматических пород); пузырчатыми (встречаются в ненарушенных магматических породах); каналовидными с расширяющейся или сужающейся формой ( наблюдаются у плохо отсортированных обломочных образований); соответствующими по форме зернам кристаллической породы (наблюдаются у плотных магматических, метаморфических и осадочных пород).

Фазовая неоднородность

- предполагает наличие границ раздела между обособленными объемами занимаемыми каждой фазой в породе (жидкая, твердая, газообразная). Примером фазовой неоднородности может служить водоносный неглинистый коллектор, в котором твердая фаза минерального скелета и свободная вода в порах занимают обособленные объемы, разделенные поверхностью с малой площадью. С появлением глинистой компоненты в минеральном скелете возрастает площадь поверхности раздела.