книги / Физические свойства осадочных пород при высоких давлениях и температурах

0,5

10

2,0

3 0

нм

Рис. 20. Сопоставление экспериментальных зависи­ мостей рис. 18 с семейством кривых рис. 19.

что автор использовал при построении несовместимые данные: верхний участок кривой является результатом компрессионного уплотнения дисперсных систем, характеризующихся самостоя­ тельным законом уплотнения, средний участок (89—1890 л&) построен по уплотнению глинистых пород из скв. Венесуэлы, ниж­ ний — по пермским отложениям Оклахомы. Использование же при составлении типовой кривой уплотнения разновозрастных отложений, или даже одновозрастных, но из различных районов, несмотря на одинаковую глубину их современного залегания может привести к ошибочным выводам.

Таким образом, совместный анализ экспериментальных зави­ симостей, выведенных различными авторами, показывает, что из­ менение плотности (пористости) одиовозрастньгх и однотипных осадочных пород с глубиной под воздействием только геостатического давления подчиняется одним и тем же законам, выражен­ ным уравнениями (71) и (73). Наблюдаемое различие закономер­ ностей изменения физического параметра с глубиной является следствием влияния предыстории исследуемого комплекса пород, т. е. существовавшей ранее глубины погружения или дополни­ тельных воздействий геотектонического давления и менее пластич­ ных породообразующих минералов.

Сопоставление закономерностей изменения физических свойств по глубине с предельной кривой 1 рис. 19 может служить крите­ рием оценки роли влияния геотектонического давления, либо уменьшения пористости вследствие заполнения пор. При этом необходимо учитывать фациальные особенности исследуемого комплекса, поскольку литологическая характеристика несомненно будет влиять на характер изучаемой закономерности. При установ­ лении общей закономерности уплотнения осадочных пород с глу­ биной нами специально не рассматривались возможные отклоне­ ния, обусловленные влиянием на определенных стадиях уплот­ нения некоторых физико-химических факторов.

Как было показано выше, сжимаемость пород при определен­ ных давлениях резко возрастает. Следовательно, уплотнение пород, изменение их пористости и плотности в указанных диапазонах давлений должны аналогично отклониться от общей закономер­ ности. Отсутствие в настоящее время достаточно представительного материала по плотности и пористости литологически однородных комплексов пород из различных глубин не позволяет установить как диапазон давлений, где наступают скачки пористости и плот­ ности пород данного состава, так и физическую природу наблюда­ емых скачков. Можно предполагать, что причинами наблюда­ емых отклонений от общей закономерности уплотнения являются не только разрушающие деформации пород, но и общее геоло­ гическое развитие региона, специфическое геологическое стро­ ение я взаиморасположение пластов, отношение их мощностей и чередование пластов разного литологического состава. Немало­ важную роль в образовании скачков могут сыграть также электро­

статические силы взаимодействия твердой фазы с жидкостью, приводящие к образованию физически связанной воды, препят­ ствующей уплотнению пластичных пород.

По данным В. Д. Ломтадзе [48], наиболее хорошо уплот­ няются тонкозернистые глины и каолинит. Максимальное сопро­ тивление уплотнению оказывает бентонит. Наибольшее уплот­ нению под воздействием давления испытывают пластичные породы или породы с пластичным цементом.

Пористость каолиновых глин по Е. А. Полякову под действием давления 1000 кГ/см2 в течение 30 ч уменьшается от 60 до 35%, а аскангеля — от 85 до 42%. Рост температуры ускоряет как про­ цесс уплотнения пород, так и степень уплотнения. Для чистого

+маршаллит 75%) при повышении температуры от 20 до 250° С

ипостоянном давлении р = 1000 кГ/см2 уменьшается на 3,5—-5,4%.

На величину и интенсивность уплотнения глинистых пород под действием давления оказывает влияние также минерализа­ ция растворов, заполняющих поровое пространство. Минерали­ зованные растворы способствуют сохранению на поверхности твердой фазы различных ионов, препятствующих сближению п уплотнению среды. Толщина адсорбционного слоя на поверх­ ности, как известно, определяется концентрацией раствора [31].

Уплотнение песчаных осадков, т. е. уменьшение их объема под действием всестороннего давления, обусловливается в первую очередь прочностью кварцевых зерен. Экспериментами И. Макс­ велла [107], Хаидииа, В. Г1. Якушева, Н. В. Смирновой

иЛ. А. Шрейнера [82] было показано, что первоначальная пори-

.стость кварцевых песков уменьшается не более, чем до 30% при увеличении всестороннего давления до 3000 кГ/см2. Уплотнение песков происходило за счет смещения целых зерен, их дробления

ипоследующего смещения целых и раздробленных зерен [82]. Интересен тот факт, что количество раздробленных зерен увели­ чивается с возрастанием давления только до определенного пре­

дела (р = 1000 кГ/см2), после которого уплотнение происходит за счет плотной упаковки зерен.

Относительное уменьшение объема пор для некоторых изу­ ченных нами естественных кварцевых песчаников под действием всестороннего давления до 8000 кГ/см2 приведено в табл. 7. Как видно, песчаники, сцементированные опаловым цементом, под действием давления до 8000 кГ/см2 сохраняют достаточно высо­ кую пористость. При давлениях до 5000 кГ/см2, соответствующих глубинам до 10—15 км и более, относительное изменение пори­ стости для рассматриваемых песчаников не превышает 10—12%, т. е. абсолютная величина пористости снижается на 2—3%. Раз­ рушение связей, раздробление пластического материала более резко проявляется при давлениях выше 5000 кГ/см2. В диапазоне

Таким образом, можно предполагать существование трех диапазонов давлений, по-разному воздействующих на уплотнение песчаных пород. При минимальных давлениях до 1000 кГ/см2 происходит раздробление крупной фракции песчаных зерен, приводящее к сильному уплотнению пород из-за относительного перемещения и переупаковки зерен. В диапазоне давлений 1000— 5000 кГ/см2 уплотнение незначительно и в основном происходит за счет упругого уменьшения объема зерен. Уплотнению препят­ ствуют возникающие в породе механические связи между зернами. Пластичная прослойка между зернами кварца не допускает концентрации напряжений по границам зерен и предохраняет их от раздробления [82]. При более высоких давлениях напряжение превышает предел прочности цементирующего материала, вслед­ ствие чего происходит его разрушение. При пластичном цементе последний может выжиматься в свободное поровое пространство, в результате чего зерна кварца могут снова соприкасаться с после­ дующим растрескиванием их в зонах контактов.

Диагенетические процессы, протекающие в условиях относи­ тельно низких температур и давлений, как известно [47], при­ водят к образованию связей между частицами осадков — от пла­

стичных до жестких, препятствующих дальнейшему уплотнению пород. Более заметно уменьшают степень уплотнения жесткие связи — спаянные и сцементированные. Следовательно, уплот­ нение пород с глубиной под действием нагрузки вышележащих осадков будет функцией предшествовавших геохимических про­ цессов.

Геохимические процессы в свою очередь определяются термо­ динамическим режимом развития региона. С увеличением нагрузки на контактах между зернами происходит растворение породо­ образующих минералов [47, 107]. Этот процесс может с одной сто­ роны благоприятствовать дальнейшему уплотнению пород при сбли-

АУп «у 7Г’

Рнс. 21. Относительное обратимое изменение объема пор песчаников н алевролитов под действием всесто­ роннего давления.

1 — песчаник и алевролит с глинистым, глинисто-кремни­ стым и глинисто-слюдистым цементом; 2 — песчаник и алевролит с глинисто-карбонатным цементом; 3 — пес­ чаник с опаловым цементом; 4 — известняк с гранулярной пористостью от 10 до 25%.

Жении зерен, а с другой стороны — препятствовать при возник­ новении жестких спаянных связей между частицами, придающих породе высокую прочность.

Н ар я ду с необратимыми пластичными и разруш ающ ими де­ формациями пород с глубиной, приводящ ими к изменению и х пористости и плотности, эти параметры пород такж е изм еняю тся вследствие уп ругой деформации.

Исследования пористости и плотности осадочных пород в ус­ ловиях всестороннего и одностороннего давления показали до­ статочно заметное изменение этих параметров, что необходимо учитывать при интерпретации геолого-геофизических материалов. В диапазоне давлений 0—1500 кГ/см2, соответствующих глубинам до 10 км, упругие изменения норового объема достигают 20—30%. Относительное изменение объема пор для песчаников и алевролитов при увеличении всестороннего давления до 2500 кГ/см- показано на рис. 21. Характерной особенностью изменения пористости от давления является максимальный градиент ЛУп/(1ре в диапазоне

давлений 0 —500 кГ/см2 с последующим его снижением почти до нуля в области давлений 1500—2500 кГ/см2. Минимальное от­ носительное изменение объема пор (15—10%) типично для слабо­ глинистых разностей песчаников и известняков с высокой началь­ ной пористостью. Максимальное относительное изменение свой­ ственно сильноглинистым породам с низкой начальной пори­ стостью.

Немаловажным фактором изменения пористости пород является состав цемента и тип цементации [И , 39, 51, 59]. При одинаковом содержании цемента максимальное изменение наблюдается для

давления для песчапо-глинпстых пород.

глинистых пород. Для песчаников с карбонатным цементом наряду с минимальным изменением пористости характерно также более равномерное изменение ее с давлением по сравнению с гли­ нистыми породами. При одном и том же содержании цемента существенное влияние на изменение пористости оказывает тип цементации. Наибольшее изменение пористости установлено для образцов с базально-поровым типом цемента, наименьшее — ^ля образцов с пленочным цементом [И , 39, 51]. Минимальное измене­ ние пористости наблюдается также для образцов с хорошо ока­ танными зернами.

Если исключить из рассмотрения образцы с аномально высо­ кими или.низкими изменениями пористости от давления, обуслов­ ленными специфическим строением или составом пород, то для ори­ ентировочной оценки упругих изменений пористости можно вос­ пользоваться зависимостью относительного изменения пористости от давления, как функции начальной пористости Ап0 или относи­ тельной глинистости (рис. 22).

Упругие изменения плотности осадочных пород в первом при­ ближении можно оценить по изменению пористости, поскольку плотность твердой фазы пород в диапазоне давлений, соответ­ ствующих глубинам до 10 км {ра = 0—1500 кГ/см2), можно счи­ тать постоянной. Максимальное изменение плотности песчано­ алевритовых пород обычно не превышает 2—3%. Так же, как и для других физических параметров, основная часть изменения плотности происходит в диапазоне ра = 0—500 кГ/см2, т. е. от­ носится к глубинам до 3 км. Кроме того, изменение плотности при снятии нагрузки минимально для пород с высокой начальной плотностью.

Глава IV

ВЛИЯНИЕ ВСЕСТОРОННЕГО ДАВЛЕНИЯ НА СКОРОСТЬ ПРОДОЛЬНЫХ ВОЛН, УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ И ОСТАТОЧНУЮ НАМАГНИЧЕННОСТЬ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

1.ВЛИЯНИЕ ВСЕСТОРОННЕГО ДАВЛЕНИЯ НА СКОРОСТЬ УПРУГИХ ВОЛН В ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОДАХ

Внастоящее время основным геофизическим методом поисков месторождений нефти и газа считается сейсморазведка, которая применяется в различных модификациях в полевых и скважинных исследованиях. Широкое использование акустических методов обусловлено главным образом четкой дифференциацией горных пород по динамическим и кинематическим особенностям распро­ странения в них упругих волн. Однако акустические свойства пород-коллекторов в условиях, близких к пластовым, изучены еще недостаточно. Имеющиеся сведения в литературе указывают на отсутствие теории, описывающей распространение и погло­ щение упругих волн в породах-коллекторах, особенно в-условиях пластовых давлений и температур.

Влияние термодинамических условий на скорость упругой продольной волны для несвязанных пористых сред учитывается

ров их зависимости от давления и температуры.

Анализируя формулы упругости, выведенные для моделей идеальных упаковок сфер, было получено соотношение для оценки скорости продольных волн по известной пористости среды, глу­ бине залегания и упругим константам компонентов

(74)

тов шарика, сжимаемых весом вышележащих слоев; А — коэф­ фициент, стоящий перед кубическим корнем в выражениях для скорости и зависящий от вида упаковки; кп — коэффициент по­ ристости среды; Ац Ег, и 6Х— соответственно модуль объем­ ного сжатия, модуль Юнга, коэффициент Пуассона и плотность

ных волн от всестороннего давления для донных осадков, представ­ ляющих суспензии твердых частиц в жидкости, или для диспер­ сии пустот, заполненных жидкостью или газом в твердом теле (пемзы, мел и др.), по теории Вуда необходимо установить зави­ симость сжимаемости отдельных фаз (твердой и жидкой) от дав­ ления, а также зависимость плотности среды от давления. В урав­ нениях М. Вилли и др. [112], а также Г. И. Петкевича и Т. 3. Вер­ бицкого [65] аналогично зависимость скорости продольных волн от давления или температуры определяется влиянием давления или температуры на входящие в уравнения параметры пород — сжимаемость, коэффициент пористости, скорость распространения продольных волн в твердой и жидкой фазе и т. п.

Однако в этих теориях не учитываются упругие свойства и жесткость (модуль сдвига) скелета породы в целом, т. е. то, что среда представляет несвязную дисперсную систему. Проверка этих уравнений на образцах слабосцементированных осадков показывает, что экспериментальные значения скоростей имеют большие значения, чем рассчитанные теоретически. Для согласо­ вания с экспериментом ряд авторов [109] предлагают ввести в фор­ мулу (74) параметр, характеризующий упругость твердого ске­ лета среды кСК и жесткость скелета, выражаемый через модуль сдвига скелета среды (?ск

(75)

Максимальный интерес вызывают теоретические модели по­ ристых сред с жестким скелетом, учитывающие смещение запол­ нителя относительно твердых стенок пор. Учет относительного движения заполнителя в порах дается на основе положений ди­ намики насыщенной пористой среды (теория Френкеля — Био). Теоретическая модель Френкеля [80] предполагает наличие твер­ дого скелета; материал идеально упругий, поры полностью за­ полнены сжимаемой вязкой жидкостью, течение которой под действием напряжения подчиняется закону Пуазейля. В такой среде образуются три волны: две продольные и одна поперечная.

Вторая продольная волна обусловлена взаимным смещением твер­ дых частиц (волна переупаковки), вызывает движение скелета и заполнителя в противофазе и характеризуется аномально боль­ шим поглощением и малой скоростью.

М. Био [50, 88] распространил теорию Френкеля на весь частотный диапазон. Он учел, что при высокой частоте, при кото­ рой нарушается закон Пуазейля и течение приобретает турбу­ лентный характер, увеличиваются потери на вязкое трение. По М. Био, упругое поведение насыщенных пористых сред пол­ ностью характеризуется четырьмя упругими коэффициентами, соответствующими упругим параметрам горной породы (}ск, Сск,

Рт ® Рж*

Этой теории свойственны некоторые ограничения, поскольку в ней принят ряд предположений, идеализирующих свойства реальных сред: скелет породы изотропный и идеально упругий, свойства твердого скелета не меняются при заполнении жид­ костью, не учитываются термоупругие процессы. В связи с этим В. И. Николаевский [58] и П. П. Золотарев и др. [38] на основе общих положений динамики насыщенной пористой среды распро­ странили эту теорию на более общий случай, когда учитывается термоупругий эффект. Теория Био — Николаевского в настоящее время представляет наиболее общую и полную теорию распростра­ нения упругих волн в насыщенных пористых средах. Полученные ранее [93, 112] более простые теоретические модели являются частным случаем теории Био — Николаевского, а уравнения, связывающие г;Р, [}, /сп, УТп и другие параметры, могут быть полу­ чены из выражения (75) при соответствующих граничных условиях. Таким образом, чтобы найти теоретически зависимость скорости распространения упругих волн в горных породах от давления, необходимо предварительно установить зависимость основных упругих параметров, а также пористости и плотности от давления.

В ряде случаев этот способ более сложен, так как нахождение связи некоторых из этих параметров от термодинамических ус­ ловий методически не разработано, например, для коэффициента проницаемости, модуля сдвига и др. Поэтому в последние годы экспериментальному определению скорости упругих волн при вы­ соких давлениях и температурах придается большое значение.

Экспериментальные результаты по изменению скоростей про­ дольных волн под влиянием всестороннего давления до 2500 кГ/см2 для основных типов осадочных пород, изученных нами, приве­ дены на рис. 23. Как видно, влияние внешнего давления до 2500 кГ/см2 на скорость продольных волн для всех образцов ка­ чественно одинаково. При повышении давления скорость увели­ чивается, причем основное изменение скорости наблюдается в ди­ апазоне повышения давления от атмосферного до 500—1000 кГ/см2. При дальнейшем повышении давления градиент увеличения ско­ рости уменьшается и скорость часто стремится к некоторому пределу. В американской литературе это предельное значение

скорости получило название «конечной» скорости и оно входит в известное уравнение среднего времени [112].

Однако эффект влияния давления на скорость в пределах исследуемой коллекции пород значительно разнится. При повы­ шении давления до 1500—2500 кГ/см2 скорость увеличивается

Рлс. 23. Изменение скорости упругих продольных волн в осадочных горпых породах под влиянием всестороннего давления до 2500 кГ/см2.

1 — пределы изменения по данным отечественных и зарубежных работ; 2 — пределы изменения по данным ВНИИГеофизшш; а — доломит; б 1— известняк; в — мергель; г — глина; д — пссчапик; е — алевролит.

от 5—10 до 80—100% даже для литологически однотипных пород, отобранных в пределах одного района.' Песчаники и их более мел­ козернистая разновидность — алевролиты занимают самое боль­ шое поле скорости (рис. 23, д, е). Так, глинистые песчаники и алев­ ролиты в атмосферных условиях имеют скорость 2,6—4,4 км/сек, а при давлении 2500 кГ/см2 — 4,9—5,8 км/сек. Нижние границы изменения скоростей соответствуют величинам, свойственным глинам, а верхние границы — известнякам. Большой диапазон скоростей в песчаниках объясняется разнообразием типов пес­