Вещественная, структурная и фазовая неоднородность пород

C6H12O6 + 6O2 ® 6CO2 + 6H2O

Изменение стандартной свободной энергии и константа равновесия

В биологических системах большая часть процессов происходят при постоянном давлении, и поэтому в термодинамических оценках используется свободная энергия Гиббса (G). Изменение этого потенциала зависит от условий протекания химических реакций (температуры, давления, концентрации реагирующих веществ), что не позволяет сравнивать различные биохимические реакции. Поэтому изменение свободной энергии химических реакций представляют в стандартных условиях (р = 1 атм.; рН = 7,0; Т = 298 °К; с = 1 М). Эту величину называют изменением стандартной свободной энергии (ΔG°).

Если допустить, что система в исходном состоянии находилась в стандартных условиях, то величина свободной энергии определяется

G = G° + RT lnp

Для разбавленных растворов давление определяется концентрацией вещества с, тогда:

G = G° + RT lnс

Рассмотрим простую химическую реакцию A «B.

DG = G_B -G_A = (G_B° + RT ln[B]) - (G°_A + RT ln[A]) =

(G_B° - G°_A) + RT ln [B]/[A] = DG° + RT ln [B]/[A ],

где [B], [A] - концентрации реагирующих веществ.

При достижении равновесного состояния DG = 0, т.е.

DG° = - RT ln [B]_равн./[A ]_{равн .}

Отношение равновесных концентраций реагирующих веществ [B]_равн./[A ]_{равн =} К_р называется константой равновесия.

DG° = - RT ln К_р - уравнение Вант-Гоффа.

Константу равновесия можно определить экспериментально и по уравнению Вант-Гоффа находить величину DG°. Для многих биохимических реакций определены значения стандартных величин. Для расчетов DG° определяют значение К_р различными методами. Обычно для этой цели используют спектрофотометрический метод определения концентрации реагирующих веществ. Значение DH° определяют при помощи колориметрических методов. Ниже приводятся примеры некоторых биохимических реакций при стандартных условиях.

а) окисление глюкозы:

DH° = - 2810 кДж Моль^-1 (- 671 ккал Моль^-1)

DG° = -2870 кДж Моль^-1 (-684 ккал Моль^-1)

б) гидролиз молекулы АТФ:

ATФ + H₂O ® АДФ + Ф_н

D G° = -35,5 кДж Моль^-1 (- 8,5 ккал Моль^-1)

Соединения, при гидролизе которых освобождается большое количество энергии, называются макроэргическими. Именно большая величина DG° определяет АТФ как универсальный источник энергии для многих сопряженных биологических процессов, которые идут с потреблением энергии.

Петрофизика (физика горных пород) — дисциплина естествознания, в которой изучают закономерности изменения физических свойств горных пород и связи между этими свойствами.

Физические свойства горных пород — это их способность взаимодействовать с естественными физическими полями Земли (гравитационным, магнитным, тепловым) или с искусственно созданными физическими полями (волновым, радиоактивным, полем давлений флюидов, оптическим и другими), создаваемыми в горных породах.

Породы могут быть однофазными и многофазными.

Физические свойства однородных и однофазных горных пород и минералов в значительной мере обусловлены строением атомов химических элементов их слагающих.

Физические свойства гетерогенных и многофазных горных пород (например, обломочных, глинистых и карбонатных), помимо свойств атомов, в значительной мере определяются степенью неоднородности пород, которая может быть охарактеризована емкостными, капиллярными и газо-, гидродинамическими свойствами.

Именно неоднородность физических свойств лежит в основе использования геофизических методов для дистанционного изучения строения литосферы, слагающих ее горных пород и выявление в них полезных ископаемых.

Каковы место и роль петрофизики при геофизических исследованиях?

Технологический цикл любого геофизического исследования состоит из трех этапов:

1. измерения параметров физического поля в неоднородной среде;
2. геофизической интерпретации результатов этих измерений с целью определения физических свойств и построения вероятной геометрии физической модели изучаемой среды (в основе которой лежат методы и результаты решения прямых геофизических задач);
3. геологической интерпретации физической модели и построения физико-геологической модели изучаемой среды.

Основой для геологической интерпретации геофизических данных служат петрофизические связи, позволяющие перейти от неоднородностей, обусловленных физическими свойствами среды, к непосредственно геологическим объектам и их литологическим свойствам.

Построение надежной физико-геологической модели требует использования комплексных геофизических исследований и привлечения первоначальной геологической информации. И то и другое нуждается в подтверждении обоснованными петрофизическими связями. От этого зависит конечный итог геофизических исследований — уровень понимания геологического строения региона, надежность поисков месторождений полезных ископаемых, промышленная оценка запасов этих ископаемых.

В петрофизике горную породу представляют в общем случае как гетерогенную многокомпонентную многофазную термодинамическую систему.

Фазовая неоднородность предполагает наличие границ раздела между обособленными объемами занимаемыми каждой фазой в породе (твердая, жидкая, 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.

Компонентную неоднородность породы характеризуют составом твердой, жидкой и газообразной фаз. Ее можно проиллюстрировать на следующих примерах: доломитизированный известняк имеет в составе твердой фазы два минерала— доломит и кальцит; нефтеводоносный коллектор содержит в составе жидкой фазы нефть и свободную воду.

Структурно-текстурноя неоднородность предполагает наличие двух или более различных пород, чередующихся в объеме изучаемого геологического объекта. Примерами текстурной неоднородности являются разновидности глинистого песчаника, содержащие глинистый материал, распределенный по объему в виде прослоев

Масштабы неоднородности зависят от ее природы и образуют различные уровни.

Например, находясь на уровне пор и скелетных зерен, мы уделяем основное внимание исследованию геометрии пор и минерального скелета породы.

Уровни неоднородности более высокого порядка исследуют обычно комплексом геофизических методов в разрезах скважин.

Таким образом, исследуя неоднородности разного уровня и разными методами мы получаем необходимую нам петрофизическую информацию.

Пористость

Горные породы, руды, каменные угли и минералы, слагающие земную кору, не являются сплошными телами, все они содержат полости (поры). Поры это небольшие пространства, не занятые минеральным скелетом, замкнутые, либо сообщающиеся между собой и атмосферой.

Пористость – это свойство породы содержать не заполненные твердой фазой объемы внутри нее.

По происхождению поры делятся на первичные, которые сформировались в момент образования горной породы, и вторичные, возникшие уже после образования породы, в процессе ее литогенеза (рис. 3). Первичные это как правило межзерновые поры. Классические примеры пород с первичными порами — это осадочные терригенные породы: пески, песчаники, глины.

К вторичным полостям относятся трещины, каверны или каналы выщелачивания минералов. Примеры пород с вторичными полостями — трещинные и трещинно-кавернозные известняки и доломиты.

Количественно объем всех видов пор и полостей в горных породах принято оценивать коэффициентом пористости:

к_п = V_п/V

где V_п – объем пор в породе; V — объем сухой породы.

Пористость однородных, хорошо отсортированных пород выше чем неоднородных, т.к. в неоднородных породах более мелкие частицы располагаются среди более крупных и общая плотность упаковки повышается. Существенное влияние на пористость пород оказывает плотность сложения. На рис 1.11 видно, что в зависимости от плотности укладки равновеликих частиц шарообразной формы, независимо от их размера, коэффициент пористости может изменяться от 26 % при тетраэдрической укладке частиц, до 48 % при кубической.

По размерам поры и каверны можно характеризовать эффективным диаметром, а трещины — средней шириной (раскрытием) В основу классификации пор по размерам положено взаимодействие твердой поверхности с насыщающей поры пластовой водой.

Для оценки эффективного диаметра пор d_эф используют уравнения Лапласа для капиллярного давления в круглом цилиндрическом капилляре:

d_эф = 4σ cosθ/p_к

где σ – поверхностное натяжение, Н/м; p_к — капиллярное давление, Па; θ — краевой угол смачиваемости.

По диаметру пор породы делят на четыре группы:

Сверхкапилляры - поры, имеющие диаметр d_эф > 10^{-4 м. Доля воды, связанной капиллярными силами и силами адсорбции с твердой фазой, сравнительно невелика, поэтому пластовая вода в этих порах может двигаться в основном под действием силы тяжести. Сверхкапиллярные поры характерны для слабосцементированных галечников, гравия, крупно- и среднезернистых песков, обломочных разностей карбонатных пород; в зонах выщелачивания карбонатных пород они могут достигать весьма больших размеров (каверны, карсты).}

Капилляры это поры с d_эф = 10^-7 - 10^{-4 м}. В них радиус менисков, образовавшихся на границе двух фаз в результате поверхностного натяжения, таков, что они препятствуют движению воды под действием силы тяжести, т. е. вода в этих порах удерживается капиллярными силами. Капиллярные поры типичны для сцементированных песчаников, обломочных и кристаллических известняков, доломитов.

В субкапиллярных порах (d_эф = 2*10^-9– 1*10^{-7 м) велика доля воды, на которую действуют адсорбционные силы со стороны твердой поверхности. Поры в этом случае заполнены водой, которая практически не способна к перемещению в поле силы тяжести или под влиянием капиллярных сил. Субкапиллярные поры свойственны глинам, мелкокристаллическим и мелоподобным известнякам, доломитам, трепелам, пепловым туфам и другим тонкозернистым породам. В отсутствие трещиноватости все эти породы не являются коллекторами.}

В микропорах (d_эф < 2*10^{-9 м), диаметр которых соизмерим с толщиной слоя прочносвязанной воды, пластовая вода при температурах менее 70 °С практически неподвижна. Микропоры установлены у некоторых природных цеолитов.}

Трещиноватость наиболее характерна для плотных, низкопористых горных пород. Происхождение трещин чаще всего тектоническое, хотя в природе можно встретить трещины диагенеза (доломитизация карбонатов), трещины уплотнения и трещины автогидроразрыва в зонах образования аномально высоких пластовых давлений.

По характеру взаимной связи между порами и движению флюидов в породе различают общую, открытую, эффективную и динамическую пористости.

Виды пористости:

Коэффициентом открытой пористости к_п.о оценивается объем пор, сообщающихся между собой в породе и с окружающей средой.

к_п.о = V_п.о/V

где V_п.о – объем открытых пор в породе.

Открытую пористость определяют путем взвешивания сухих и насыщенных керосином образцов пород (метод Преображенского). Взвешивают сухой образец, затем насыщают керосином (т. к. керосин обладает хорошей текучестью) и взвешивают, получают разность масс, и, зная, плотность керосина, высчитывают его объем в образце, т. е. коэффициент открытой пористости.

В настоящее время при определении открытой пористости большинство крупных компаний используют метод газовой порометрии. Чаще всего это установка APP 608. Измерения порового объема выполняются с использованием принципа расширения гелия по закону Бойля. Закон Бойля гласит, что давление (P) какого-либо идеального газа, умноженное на его объем (V), дает постоянное значение (при постоянной температуре): P₁*V₁=P₂*V₂, при Т=const.

В установке для измерения пористости используется "Регулятор изменения объема". Когда стабилизируется давление и записывается значение P₁,объем системы с помощью "Регулятора изменения объема" изменятся на известную величину (_ΔV) и после стабилизации давления измеряется P₂, таким образом можно рассчитать неизвестный объем (V):

P₁*V=P₂*(V+ _ΔV) => V= P₂* _ΔV/(P₁- P₂ ).

Коэффициент эффективной пористости к_п.эф, (понятие введено Л. С. Лейбензоном) характеризует полезную емкость породы для углеводородов (нефти или газа) и представляет собой объем открытых пор за исключением объема, заполненного физически связанной пластовой водой, которую нельзя удалить из образца под воздействием капиллярных сил. Объем такой воды в образце характеризуется коэффициентом остаточной водонасыщенности к_в.о.:

к_п.эф = (V_п.о. - V_в.св)/V = к_п.о(1 - к_в.о)

где V_в.св — объем связанной воды.

Однако не весь объем нефти или газа, заполняющих полезную емкость горных пород, можно привести в движение при разработке месторождений. Определенная часть их, находящаяся в мелких и тупиковых порах, при реализуемых градиентах давления вытесняющей жидкости остается в порах без движения.

Коэффициент динамической пористости к_п.д показывает, в какой части объема породы при заданном градиенте давления может наблюдаться движение жидкости или газа. Этот объем определяют как разницу между объемом эффективных пор (V_п.о. – V_в.св) и объемом пор V_н.о занятых остаточной нефтью:

к_п.д = (V_п.о. – V_в.св – V_н.о)/V = (V_п.эф – V_н.о)/V = к_п.о(1 – к_в.о – к_н.о)

Некоторая неопределенность данного выражения заключается в том, что величина к_п.д зависит не только от свойств породы, но и от величины приложенного градиента давления и времени вытеснения керосина другим флюидом. Так, при длительном приложении высоких градиентов давления вытеснения к_п.д —> к_п.эф. Однако при низких градиентах давления вытеснения, как правило, к_п.д < к_п.эф.

В заключение этого раздела необходимо указать на следующую закономерность в величине коэффициентов пористости, определенных на одном образце:

к_п> к_п.о> к_п.эф> к_п.д.

ПОРИСТОСТЬ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Осадочные породы, по М. С. Швецову, можно подразделить на три большие группы: 1) обломочные; 2) хемогенные и биогенные; 3) глинистые.

Наибольшую роль при формировании осадочных толщ играют обломочные, карбонатные, глинистые, соляные и сульфатные породы.

Пористость обломочных, карбонатных и глинистых пород изменяется в широких пределах. Ее конкретное значение для каждой породы определяется многими факторами. Однако наиболее значимыми из них являются: максимальная глубина погружения, интенсивность вторичных процессов, температура, возраст пород и содержание глинистых минералов.

Дата добавления: 2014-01-11