УПРУГИЕ (ОБРАТИМЫЕ) ИЗМЕНЕНИЯ ПОРИСТОСТИ ПРИ ВЫНОСЕ КЕРНОВ НА ПОВЕРХНОСТЬ

При отборе пробы пород с помощью колонкового долота от пласта отторгается часть породы (керн). Керн освобождается от напряжений, которые он испытывал в результате давления вышележащих пород (горного давления). Этот процесс разгруз­ки керна эквивалентен уменьшению эффективного напряжения [см. уравнение (3.10)]. Керн расширяется и происходит упругое увеличение его пористости. Это главная часть упругих измене­ний пористости. Однако отобранный керн все еще испытывает в скважине на глубине влияние давления промывочной жидко­сти и температуры.

При транспортировке отобранного керна на поверхность в негерметичном керноотборнике давление промывочной жидко­сти и температура постепенно снижаются до атмосферных. При этом также происходит деформация зерен породообразующих минералов.

Таким образом, обратимые (упругие) изменения физических свойств кернов пород при кратковременном (вынос керна) всестороннем сжатии или растяжении, которые можно воспро­изводить в лабораторных условиях [15], зависят от трех фак­торов: эффективного напряжения (р—р_пл), пластового (порового) давления р_пл и температуры Т, которые в общем случае могут независимо изменяться.

Экспериментально чаще всего определяют изменение пори­стости при воздействии эффективного напряжения при постоян­ных значениях р_пл и Т. Эти изменения в большинстве случаев Составляют основную долю упругих изменений физических свойств кернов. Для более широкого класса песчано-глинистых пород полные обратимые (упругие) изменения пористости зависят от относи­тельной глинистости и глубины отбора керна (рис. 12). Рассмотренные результаты относятся к изучению коллекто­ров с межзерновой (гранулярной) пористостью. Значительно более сложным является экспериментальное изучение трещин-

но-кавернозных пород в связи с непредставительностью керна.

3.5. ПОРИСТОСТЬ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ И МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Пористость осадочных пород под влиянием увеличивающего­ся горного давления и температуры уменьшается, и они прев­ращаются в метаморфические. Резкой гран-иды между осадоч­ными и метаморфическими породами нет. Однако, как видно из табл. 1, кварцевый песок, являющийся первичным осадком, по мере уплотнения превращается в осадочную породу (песча­ник), а затем в метаморфическую породу — кварцит. Первич­ный осадок — глинистый ил, превращается в осадочные поро­ды— глину и аргиллит, а затем в метаморфическую — глини­стый сланец. Основным признаком метаморфизации являются: низкая пористость, для глинистых пород — потеря межслоевой и значительной части кристаллизационной воды, сланцеватость. Метаморфические породы обычно входят в состав фундамента.

Большинство метаморфических пород (кварциты, сланцы, мрамор и другие) обладают низкими значениями первичной

Таблица 1. Пределы изменения общей пористости и плотности сухих образцов первичных осадков (ПО), осадочных (О) и метаморфических (М) пород, а также некоторых руд [6]

пористости. При выходе этих пород на поверхность в некоторых из них могут развиваться процессы с образованием вторичной пористости (кора выветривания). В этом случае общая пори­стость увеличивается. Особенно сильно может увеличиваться пористость метаморфических пород, содержащих карбонатные минералы. Выветривание этих пород и последующее воздейст­вие фильтрирующимися гидротермальными водами создают ус­ловия для образования высокопористых разностей метаморфи­ческих пород. Известны промышленные скопления нефти в та­ких породах. Метаморфические породы могут приобретать тре-щиноватость под влиянием тектонических движений. Оба эти процесса ведут к активизации минерального массопереноса' в толще метаморфических пород с образованием новых минера­лов и мест скоплений полезных ископаемых. Все эти процессы* наблюдаются в толще метаморфических и магматических по­род, вскрытых Кольской сверхглубокой скважиной. Магматические породы образуются в результате остывания", и затвердевания магмы или природных силикатных расплавов,, возникающих в глубинных зонах земной коры. Различают ин­трузивные (затвердевшие на глубине) и эффузивные (излив­шиеся на поверхность) магматические породы. Поскольку ско­рость остывания магмы на глубине значительно меньше, чем на поверхности земли, интрузивные породы обладают хорошо вы­раженной полнокристаллической и обычно крупнокристалличе­ской структурой. В эффузивных породах за небольшое время остывания только часть минералов может выделиться в виде кристаллов, а большая часть расплава застывает в виде кри­сталлов— микролитов или аморфного вулканического стекла и вулканических туфов. Эффузивные породы долго находятся на поверхности земли и подвергаются активному выветриванию. Все эти процессы и определяют пористость магматических пород. Первичная общая пористость ультраосновных (дунит, пери­дотит, пироксенит, серпентинит) и основных (габбро, эклогшу анартозит, лабрадорит) интрузивных пород, как правило, не превышает 2% . Первичная общая пористость средних (диорит, сиенит) и кислых (гранит, аляскит) интрузивных пород не превышает 3%. В выветрелых разностях интрузивных пород развита вторичная пористость. Однако и в этих довольно редких в природе случа­ях общая пористость пород редко превышает 10%. Первичная пористость основных (базальт, диабаз) и сред­них (порфирит) эффузивных пород также невелика (до 3%). Однако широко развитые процессы выветривания способны уве­личить общую пористость этих пород до 20—40%. Особый класс составляют вулканогенно-осадочные образо­вания (туфы), занимающие промежуточное положение между эффузивными и осадочными породами. Эти породы могут обла­дать общей первичной пористостью до 40—60%, а также зна­чительной открытой пористостью. В вулканогенно-осадочных образованиях среднего эоцена Восточной Грузии встречены промышленные скопления нефти. Нефтесодержащие породы представлены здесь туфами, туффи-тами, разнообразие которых определяется минеральным соста­вом, размером вулканических частиц, а также их агрегатным состоянием. Открытая пористость по керну изменяется от 3 до 27%, в том числе для туфов и туфопесчаников 5—15%; цеоли-тизированных туфов 10—27% и туфоаргиллитов, туфомерге-лей и туфоизвестняков 3—10%.

Метаморфические породы, образовавшиеся из магматиче­
ских, например такие, как сланцы кварц-хлоритовые и хлори­
товые, ортоамфиболит, вторичный кварцит, ортогнейс, скарны,
роговик, а также руды (железисто-магнетитовая, скарновая,
полиметаллическая и медная), имеют первичную общую пори­
стость не более 5%. Общая пористость выветрелых разностей
этих же пород достигает 20% .

4. ВОДО-, НЕФТЕ-И ГАЗОНАСЫЩЕННОСТЬ ПОРОД

4.1. ВЛАЖНОСТЬ, ВЛАГОЕМКОСТЬ. СВОБОДНАЯ И СВЯЗАННАЯ ВОДА. ДВОЙНОЙ ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ СЛОЙ

Влажность характеризует содержание в породе воды. Общая максимальная влажность породы Wt представляет собой объемное содержание воды в породе, поровое пространство ко­торой полностью водонасыщено:

Величину W_Σ называют также влагоемкостью породы. Влагоемкость при определенных термодинамических условиях и характеристике воды, насыщающей породы, — постоянная величина для данной породы. Влажность породы может изме­няться в широких пределах за счет изменения содержания в порах породы свободной (гравитационной) и физически свя­занной воды.

Химически связанная вода присутствует в минера­
лах горных пород в виде молекул Н₂О, входящих в кристаллы
(кристаллизационная вода), или в виде ионов ОН^-, Н+,
Н₃О+ (гидроксоний) кристаллической решетки минералов алю-
мосиликатного состава, в первую очередь глинистых минералов
(конституционная вода). Примером минералов с кристал­
лизационной водой являются гипс CaSO₄-2H₂O, а также другие
минералы гидрохимического происхождения — апсомит ,

MgSO₄-7H₂O, гидроборацит CaMgB₆O₁₁-6H₂0, боронатрокаль-цит NaCaB₅0cr8H₂0, диоптаз Cu6(SieOi8) -6Н₂O. Большинство минералов с кристаллизационной водой теряют ее при прокали­вании до 200—600 °С, однако отдельные минералы например, мирабилит Na₂SO₄- 10H₂O, выделяют кристаллизационную воду при комнатной температуре.

Конституционная вода присутствует в минералах, как пра­вило, в виде гидроксильных ионов. Содержат ее все глинистые минералы и большое число минералов алюмосиликатного. со­става, не относящихся к глинистым минералам. Примеры мине­ралов с конституционной водой: каолинит Al4Si₄O₁₀(OH)₈, пи­рофиллит Al₂Si₄O₁₀ (ОН) ₂, хлорит (Mg,Fe,Al)₆(Si,Al)4O_I0(OH)8, мусковит KAl₂Si₃A10io(OH)₂, глауконит К₂(Mg, Fe)₂Al₆(Si₄O₁₀)₃-(ОН)₂, биотит K(Mg, Fe)₃AlSi₃Oio(OH)₂. Конституционная вода большинства минералов выделяется прокаливанием при темпе­ратуре 400—1000 °С.

Некоторые минералы содержат как кристаллизационную, так и конституционную воду, например галлуазит Al₄Si₄Oio(OH)8-4H₂0. Иногда суммарное содержание в твер­дой фазе минерала или породы химически связанной (консти­туционной и кристаллизационной) воды обозначают символом Н₂0+, подразумевая всю воду, выделяющуюся прокаливанием породы при температуре выше 105 °С. Очевидно, что W_x,_c = = Н₂О+δ_тв, где δ_тв — плотность минерала или средняя плотность породы, для которых в лаборатории найдено значение Н₂О+.

Величину Н₂О+ определяют при термическом анализе по диаграмме потери массы при прокаливании — термогравито-грамме (ТГ), которая содержит кривые изменения массы М дозы изучаемого вещества и температуры Т. Интерпретацию ТГ проводят с учетом характерных для каждого минерала анома­лий на кривых Ми Г, отражающих выделение химически свя­занной воды (рис. 13). Более точным является определение Н₂0+ в трубке Пенфилда по специальной методике. В этом случае прокаливают анализируемую пробу, собирая и взвеши­вая все полученное при этом количество воды. Если до прока­ливания проба содержала гигроскопическую влагу, из общей массы воды m_z, выделенной при прокаливании, вычитают массу гигроскопической влаги т_? и вычисляют Н₂0+ по формуле Н₂О+= (т_Σ—т_Т)/М, где М — масса анализируемой навески до прокаливания. К физически связанной воде относят ту часть воды в поровом пространстве породы, которая остается в нем благо­даря взаимодействию молекул воды с поверхностью минераль­ного скелета породы, а также в результате влияния капилляр­ных сил. Физически связанную воду можно удалить полностью путем высушивания образца с нагревом или в изотермическом режиме, экстрагированием образца в сокслете, частично — цент­рифугированием, капиллярным вытеснением или капиллярным впитыванием. Различают следующие виды физически связан­ной воды: пленочная; удерживаемая поверхностью твердой фа­зы; углов пор и тупиковых пор; капиллярно-удержанная. Пленочная вода представлена полислоями ориентирован­ных молекул воды, расположенных вдоль поверхности твердой фазы частиц минерального скелета породы. Значительная, воз­можно большая, часть молекул пленочной воды составляет гид-ратные оболочки катионов, образующих адсорбционный слой на поверхности твердой фазы или распределенных диффузно в пределах пленки в виде внешней обкладки двойного элек­трического слоя, приуроченного к разделу твердой и жид­кой фаз.

Толщина слоя пленочной воды, который называют также аномальным, по данным различных исследователей, составляет ют нескольких десятых нанометра (толщина монослоя молекул воды или гидратированных катионов) до 100 нм (суммарная толщина нескольких десятков монослоев). Физические свойст­ва пленочной воды отличны от свойств свободной воды — плот­ность и вязкость пленочной воды выше, чем свободной, темпе­ратура замерзания и растворимость солей ниже, диэлектриче­ская проницаемость и удельная электропроводность пленочной и свободной воды также различны. Аномальные свойства пле­ночной воды позволяют выделить ее как особую фазу в объеме •пор горной породы, отличную по физическим и физико-химиче­ским свойствам как от свободной воды, так и от твердой фазы минерального скелета.

В основании пленочной воды на поверхности твердой фазы «аходится монослой адсорбированных молекул воды и обменных катионов. Молекулы воды и катионы расположены близ актив­ных центров поверхности твердой фазы, имеющих отрицатель­ный заряд и представленных гидроксильными группами или изоморфно замещенными ионами кристаллической решетки ми­нералов. Часть молекул воды удерживается близ границы твер­дая фаза — жидкость силами молекулярного взаимодействия Лондона •«—Ван-дер-Ваальса, обратно пропорциональными г^ъ-^гГ⁷ (г — расстояние между взаимодействующими молеку­лами).

Молекулы монослоя строго ориентированы и малоподвижны. Следующий слой образован также ориентированными молеку­лами воды, однако строгость их ориентации и энергия связи с поверхностью меньше, чем молекул первого монослоя. Эта за­кономерность соблюдается и для молекул последующих слоев. Считают, что свойства пленочной воды плавно изменяются в направлении по нормали к границе твердая фаза — жидкость, приближаясь к свойствам свободной воды по мере удаления от границы. Однако доказано, что при переходе от первых двух-трех слоев к последующим свойства воды меняются резко, что позволяет выделить слой прочносвязанной воды (2—3 моно­слоя) с наиболее аномальными по отношению к свободной воде свойствами.

К прочносвязанной воде относят молекулы воды га гидратные оболочки катионов, поглощаемые межслоевым про­странством кристаллов монтмориллонита и других смешанно-слойных глинистых минералов (межслоевая вода или вода на­бухания глинистых минералов с подвижной решеткой).

Рыхлосвязанная вода имеет плотность не более 1,1— 1,2, диэлектрическую проницаемость более 30. Температура за-, мерзания ее составляет —4°С, она обладает способностью к растворению солей, но более низкой, чем свободная вода. При сушке рыхлосвязанная вода удаляется при Т<105°С. По­скольку эта температура в лабораторной практике определения коэффициента открытой пористости k_по породы принимается в качестве эталонной, значения k_по полученные по способу Преображенского , меньше истинного коэффициен­та открытой пористости на величину, соответствующую объему прочносвязанной воды; которая удаляется только при Т>105°С. В объеме, занимаемом пленочной водой, расположен двой­ной электрический слой (ДЭС), возникающий близ гра­ницы твердой и жидкой фаз благодаря тому, что поверхность твердой фазы имеет электрический заряд, обычно отрицатель­ный. Двойной слой на границе фаз состоит из внутренней и внешней обкладок. Внутренняя отрицательная образована в ос­новном анионами кристаллической решетки минералов, чаще ионами ОН~, реже узлами решетки, в которых произошло изо­морфное замещение ионов высокой валентности ионами более низкой валентности с одновременным выделением отрицатель­ного заряда.

Внутренняя отрицательная обкладка двойного слоя является моноионной с толщиной, равной размеру ионов, образующих ее. Внешняя обкладка состоит из катионов, компенсирующих отрицательный заряд поверхности твердой фазы.

Большая часть катионов (более 90—95%) сосредоточена в адсорбционном монослое (слой Штерна), остальные рас-

пределены диффузно в растворе, заполняющем поры, и образу­ют диффузную часть (слой Гуи) внешней обкладки двойного слоя. Двойной слой в целом электронейтрален так, что суммар­ный положительный заряд внешней обкладки компенсирует от­рицательный заряд поверхности в пределах одной и той же площади, например 1 см². Потенциал U внешней обкладки в направлении по нормали к границе раздела фаз меняется вначале линейно в пределах монослоя (полный скачок), затем пропорционально 1/х (где х — расстояние от границы), дости­гая нуля в свободном растворе. Общую разность потенциалов е между поверхностью твердой фазы и свободным раствором (потенциал Нернста) экспериментально измерить не удается, по данным теоретических расчетов она составляет пример­но 1 В.

Диффузная часть внешней обкладки содержит катионы и анионы при подавляющем перевесе катионов. Концентрация ионов в диффузном слое подчиняется закону

где Со — концентрация свободного раствора; С— концентрация катионов или анионов в диффузном слое; z — валентность дан­ного сорта ионов; U, ε — потенциал и диэлектрическая прони­цаемость в точке, где определяется С.

Поскольку при подстановке значения z учитывается знак иона, концентрация анионов Са растет от нуля (на границе с монослоем) до значения С₀ на границе со свободным раство­ром, концентрация катионов С_к падает, достигая также значе­ния С₀, но сверху (рис. 14).

где С₀ выражена в моль/см³; z₁ и z₂ — валентности катионов и анионов в свободном растворе.

Если свободный раствор содержит несколько солей, в фор­мулу (4.3) вместо C₀(z₁ + z₂) подставляют выражение ΣC_iz_i— ионную силу раствора, в котором суммируются произведения молярной концентрации на валентности для каждого сорта ио­нов, присутствующих в растворе. Значение δ_дэс, получаемое при расчете по формуле (4.3), соответствует кратчайшему рас­стоянию между границей раздела твердой и жидкой фаз и по­верхностью, являющейся геометрическим местом точек — «цент­ров тяжести» зарядов диффузного слоя, поэтому δ_дэс < δ_сл, если δ_сл — физическая толщина двойного слоя от поверхности твер­дой фазы до границы со свободным раствором.

В соответствии с формулой (4.3) значение δ_дэс растет с уменьшением концентрации и валентности ионов свободного раствора. В насыщенных растворах величина δ_дэс стремится к толщине мономолекулярного слоя, и диффузный слой практи­чески исчезает. В растворах низкой концентрации (С₀-<0,01 н.) величина δ_дэс приближается к максимальной толщине δ_сл ано­мальных слоев воды, установленной экспериментально [14]. Более сложной является зависимость δ_дэс от температуры. При повышении Т в пределах от 293 К (комнатная температура) до 333—353 К величина б_дэс растет в соответствии с (4.3). Однако при дальнейшем росте Т диффузный слой «размывается» благо­даря повышению интенсивности движения молекул, преодоле­вающих влияние заряженной стенки, и δ_дэс стремится к толщи­не мономолекулярного слоя, а при Т=413—433 К разрушается и монослой.

Формула (4.3) справедлива при следующих упрощающих условиях: граница раздела твердая фаза — жидкость является плоской; ионы, образующие диффузный слой, имеют точечные размеры.

В поровых каналах конечного размера, соизмеримого с δ_дэс рассчитанной по формуле (4.3), реальное значение δ_дэс будет существенно отличаться от теоретического (уменьшится) бла­годаря электростатическому отталкиванию катионов диффузно­го слоя, расположенных на противоположных элементах по­верхности для порового канала с любой геометрией сечения (круговое, щелевидное и т.д.). Для щелевидного сечения пред­ложена следующая формула расчета реального значения δ_дэс.р:

где h — ширина щели; δ_дэс — величина, вычисленная по фор­муле (4.3).

С известным приближением формулу (4.4) можно использо­вать для оценки величины δ_дэс.р в цилиндрическом капилляре с радиусом г, полагая в формуле (4.4) h=2r.

Наличие ς-потенциала лежит в основе различных электро­кинетических явлений — электроосмоса, катафореза, потенциа­лов фильтрации. Сущность последних рассматривается в разд. 7. Величину ς-потенциала рассчитывают по соответству­ющим формулам для изучаемой пористой среды, в частности, образца породы, наблюдая явление электроосмоса (движение жидкости в тонких капиллярах под влиянием приложенной раз­ности потенциалов) или возникновения разности потенциалов при фильтрации жидкости через капилляры. Знак ^-потенциала соответствует знаку электрического заряда поверхности твер­дой фазы пористой среды. Поскольку практически все осадоч­ные породы, за редкими исключениями, имеют отрицательный заряд поверхности, их ς-потенциал является отрицательным. Величина ς-потенциала зависит от тех же факторов, которые определяют значение δ_дэс, в первую очередь от концентрации свободного раствора и валентности катионов свободного раство­ра и внешней обкладки ДЭС. При постоянном составе катио­нов величина ς падает с ростом С₀. При одинаковой концентра­ции свободной воды величина ς, существенно зависит от состава катионов ДЭС, убывая в соответствии с последовательностью Li+>Na+>K⁺>Mg²+>Ca²+. Если внешняя обкладка ДЭС состоит из трехвалентных (Fe³⁺, Al³⁺) или четырехвалентных (Th⁴⁺) ионов, ς-потенциал меняет знак на положительный в связи с перезарядкой ДЭС — поверхность твердой фазы при­обретает положительный заряд, а внешнюю обкладку ДЭС со­ставляют в основном анионы.

Аномальный слой жидкости и ДЭС занимают практически один и тот же объем в приграничной области вдоль стенки ка­пилляров — поровых каналов пористой среды, в частности, гор­ной породы. Причина возникновения аномальных слоев — одно­временное действие на полярные молекулы воды и, ионы элек­трического поля заряженной поверхности твердой фазы сил молекулярного взаимодействия Лондона — Ван-дер-Ваальса и молекулярно-кинетического движения. Поле сил взаимодейст­вия молекул воды и вещества твердой фазы минимально и огра­ничено расстоянием, соизмеримым с размерами молекул. Даль­нодействие электростатического поля характеризуется расстоя­ниями в десятки нанометров.

Физически связанная вода практически целиком заполняет объем капилляров с радиусом r<20—30 нм, причем капилляры с радиусом r<1,5—2,0 нм заполнены в основном прочносвязан-ной водой.

Капиллярно-удержанная вода характерна для пор, радиус которых составляет 30—500 нм, а также для углов пор, приуро­ченных к стыкам между зернами, образующими скелет поро­ды, и тупиковых пор. Капиллярно-удержанная вода по своим свойствам не отличается от свободной. В порах указанного размера — субкапиллярах — ее удерживает . капиллярное дав­ление

где σ— поверхностное натяжение на границе смачивающей фа­зы—воды и несмачивающей фазы —воздуха, углеводородного газа или нефти; r —радиус капилляра; θ — угол смачивания, для гидрофильной поверхности θ-<90⁰. Капиллярное давление в гидрофильной породе-коллекторе препятствует вытеснению подвижной воды нефтью или углево­дородным газом при формировании нефтяной или газовой за­лежи. Нефть и газ заполняют только те капилляры, для кото­рых величина р_к при заданных о и 0 меньше давления р, под действием которого происходит заполнение углеводородами природной ловушки. Для гидрофильных межзерновых коллекторов нефти на ос­нове опыта изучения и разработки многих месторождений в ка­честве верхней границы радиуса пор, содержащих капиллярно-удержанную воду, принимается 0,5—1 мкм, для коллекторов газа 0,1—0,2 мкм. Диапазоны граничных значений r_гр могут быть и шире указанных, поскольку величина r_гр зависит от зна­чений о и 0, отражающих состав и свойства пластовой нефти (газа) и воды, а также поверхности зерен, слагающих скелет пород.