Geofizyka otworowa –

kompakcja, anomalne

ciśnienia

Definicje

Kompakcja

Zmniejszenie objętości lub miąższości

lub wielkości przestrzeni porowej w
formacji skalnej na skutek nacisku
materiału, który jest nieustannie
gromadzony powyżej badanej
formacji lub na skutek ruchów w
obszarze skorupy ziemskiej.

Kompakcja

Wynik – mechanicznej reorganizacji

układu ziaren skutkujący
zmniejszeniem pierwotnej
porowatości.

Naprężenia - klasyfikacja

Klasyfikacja naprężeń wiązanych z

kompakcją

p

z

p

z

p

x

p

y

p

z

p

x

p

y

p

x

= p

y

p

x

= p

y

= p

z

p

z

p

x

p

y

p

x

≠ p

y

≠ p

z

p

y

p

x

jednoosiowe

hydrostatycz
ne

dwuosiowe

trójosiowe

dwuosiowe

Kompakcja

Występuje w osadach klastycznych;

zależy od:
- porowatości początkowej,
- wielkości, kształtu i stopnia
wysortowania ziaren,
- stopnia, w jakim zwiększa się
nadkład,
- czasu.

Kompakcja zależy od:

• σ - naprężenia w systemie,

• ρ - gęstości objętościowej formacji,

• Ф - porowatości,

• k - przepuszczalności,

• D - głębokości pogrążenia,

• t - czasu, który upłynął od osiągnięcia

danej głębokości pogrążenia,

• c - ściśliwości elementów systemu,

• V - objętości wody w formacji skalnej i

stosunków objętościowych w formacji.

Naprężenie

ma

w

b

n

b

b

dh

h

g

h

g















)

1

(

)

(

0





















Ciśnienie nadkładu

• wzrasta ze wzrostem głębokości, w

pierwszym przybliżeniu można przyjąć,

że jest proporcjonalne do głębokości,

• gęstość skał rośnie z głębokością, zatem

ww. przybliżenie jest bardzo zgrubne,

• jeśli przyjmiemy je za słuszne,

zakładamy, że średni gradient ciśnienia

jest równy średniej gęstości skał

nadkładu (ok. 2.31g/cm

3

.

Naprężenie geostatyczne

Ciśnienie nadkładu rośnie z głębokością, w pierwszym
przybliżeniu jest wprost proporcjonalne do głębokości,
jednak jest to zgrubne przybliżenie, bo gęstość rośnie z
głębokością

Zmiany gradientu ciśnienia
geostatycznego z głębokością, 1-
teoretyczne, 2-Texas i Luizjana, 3-
Kalifornia, 4-Morze Północne [Fertl, 1976]

Ciśnienie nadkładu

e

p

p

p 





p

p

– ciśnienie hydrostatyczne, ciśnienie wywierane przez

ciecze

w przestrzeni porowej,

p

e

– ciśnienie litostatyczne, ciśnienie wywierane przez

szkielet mineralny.

Ciśnienie nadkładu

ρ

w

ρ

ma

Ф

G=1-Ф

p

p

+

p

e

h

Schematyczna
reprezentacja
ciśnienia nadkładu
(jego składowych).

p

p

– ciśnienie

porowe, wywołane
przez media w
porach skały.

p

e

– ciśnienie

litostatyczne,
ciśnienie
wywierane przez
szkielet mineralny

p

p

– ciśnienie porowe

• jest równe ciśnieniu hydrostatycznemu,

równe iloczynowi gęstości przez wysokość
słupa cieczy; jeśli ciecz jest wodą
(niezmineralizowaną) ciśnienie jest
normalne,

• ciśnienie p

p

może przewyższać

hydrostatyczne, jeśli ciecze w przestrzeni
porowej są poddane dodatkowemu
naprężeniu (np. związanemu z tektoniką
lub z anomalnym ciśnieniem złożowym).

gradient ciśnienia p

p

• gradient ciśnienia hydrostatycznego

jest definiowany jako: p

p

/h i jest

równy 0.1 kg/cm

2

/m dla czystej

wody,

• stosunek p

p

/σ=λ, jest minimalnym

gradientem ciśnienia, przy normalnej
kompakcji;

• λ= 0.1 kg/cm

2

/m =0.435 psi/ft.

Koncepcja ciśnienia

nadkładu

• Gdy formacja

charakteryzuje się

mniejszym ciśnieniem

niż normalne, p

p

uzupełnia ciśnienie p

e

.

• Anomalnie wysokie

ciśnienia, ciśnienie

poniżej normalnej

kompakcji.

Kompakcja w piaskowcach

• Pierwszym etapem konsolidacji jest

reorganizacja ziaren. Podczas tego procesu
ziarna obracają się lub ślizgają po sobie w
sposób wolny, spokojny lub gwałtownie, w
zależności od kształtu i stopnia
wysortowania, na skutek ciśnienia
nadkładu działającego w czasie.

• Takie działanie powoduje bardziej zwartą

teksturę i zmniejszenie porowatości, co
skutkuje wzrostem gęstości.

Liczba kontaktów między

ziarnami

i porowatość

Sutured – zszyte; Concave-
convex – wklęsło – wypukłe;
Floating – upłynniony; Tangential
- styczny

Liczba kontaktów vs. porowatość dla
ziaren o tej samej średnicy;
nc – liczba kontaktów na kulkę,
Nci – liczba niskich kontaktów na
kulkę

Typ kontaktów

międzyziarnowych

• Ilość i typ kontaktów zmienia się w

zależności od głębokości pogrążenia
osadu, od kontaktów punktowych do
wydłużonych powierzchni kontaktu,

• porowatość zależy od wielkości kompakcji

oraz wysortowania:

– wysokoporowate skały są zbudowane z ziaren o

słabym stopniu wysortowania,

– obniżenie porowatości z głębokością jest mniej

gwałtowne dla skał dobrze wysortowanych.

Ułożenie ziaren

Duże ziarna są przeorganizowane

podczas kompakcji tak, że kontakty
między nimi zachodzą wzdłuż
wydłużonych boków, co powoduje
przejęcie przez te ziarna większej
części naprężenia i chroni mniejsze
ziarna od nacisku.

Skład mineralny

Czysty, niezailony, piaskowiec zmniejsza

swoją porowatość z głębokością wolniej niż

zailony, dlatego że miki i minerały ilaste,

będąc bardziej plastyczne, mogą być

wciśnięte między twardsze ziarna

zmniejszając przestrzeń porową.

Obecność minerałów takich jak amfibole,

pirokseny, plagioklazy, ortoklaz w skałach

poddanych kompakcji powoduje powstanie

przemian diagenetycznych z powodu

niestabilności chemicznej ww. związków.

Spadek porowatości i

temperatura

• Porowatość maleje szybciej pod

wpływem kompakcji, gdy gradient
temperatury jest wyższy.

• Wyższy gradient może być powodem

procesów diagenetycznych, np.
cementacji, które razem z kompakcją
w długim czasie powodują wyraźne
zmiany porowatości.

Upływ czasu i procesy

diagenetyczne oraz kompakcja

• Porowatość maleje liniowo ze wzrostem

głębokości poniżej 350 m – wynik badań

lab. porowatości na 17 367 próbkach skał z

różnych głębokości (Atwater & Miller, 1965).

• McCulloch (1967) stwierdził, że zależność

porowatości od głębokości nie jest liniowa

(4 tys. próbek).

• Z ww. przykładów badań wynika, że nie

można kompakcji rozważać niezależnie od

przemian diagenetycznych.

• Wpływ innych czynników ujawnia się

później, im głębiej leży skała.

Lewa strona - wynik oparty na 17 376
próbkach, punkt reprezentuje

średnią wartość

(z interwału 1000. stóp); prawa strona – wynik
oparty na 4 tys. prób.

Spadek porowatości z

głębokością

Zmiany maksymalnej
porowatości obserwowane
dla
danej formacji mają
charakter stopniowy
(schodkowy), kompakcji
towarzyszy zwykle
diageneza, szczególnie w
niedojrzałych osadach.

Spadek porowatości w

piaskowcach

• oparty na zmianie najwyższych porowatości,
• spadek porowatości z głębokością nie

zachodzi w sposób liniowy, lecz schodkowy,

• spadek porowatości jest często wywołany nie

tylko przez kompakcję, ale także inne

procesy, szczególnie w młodych osadach,

• niższe porowatości, niż wynikające z wykresu

zmian dla normalnej kompakcji, wskazują na

słabe wysortowanie osadu, udział innych

procesów – np. diagenezy.

Kompakcja w węglanach

Czynniki wynikające ze składu chemicznego i

tekstury węglanów,

Czynniki powstrzymujące kompakcję (zmiany

zachodzące przed procesem pogrążania
skały), lityfikacja, dolomityzacja
synsedymentacyjna,

Dynamiczne czynniki związane ze środowiskiem

sedymentacji, temperaturą, aktywnością
tektoniczną, ciśnieniem, czasem pogrążania,
ciśnieniem porowym, rodzajem płynów.

Kompakcja w węglanach

• W przeciwieństwie do kwarcu i

minerałów ilastych minerały
tworzące węglany – kalcyt i dolomit
są łatwo rozpuszczalne; ich
rozpuszczalność zależy od Eh i pH
oraz temperatury i ciśnienia.

Kompakcja w węglanach

• Na początku procesu osadzania utwory

węglanowe są bardzo porowate i zwykle o
dużej przepuszczalności, jest to związane z
wielkością kryształów mineralnych.

• Wody w porach skał nie pozostają w

równowadze chemicznej z wodami
otaczającymi, co prowadzi do wymiany jonów,
zmiany roztworów i zmiany minerałów,
skutkującej zmianą porowatości
(dolomityzacja, kalcytyzacja,
dedolomityzacja).

Kompakcja w węglanach

• Wczesna diageneza, rekrystalizacja,
• Szczelinowanie, tworzenie brekcji,
• Wpływ ciśnienia na aktywne

rozpuszczanie minerałów,

• Stylolityzacja.

Kompakcja w węglanach

• Zmienne procesy w zależności od facji,

• Wpływ:

– ciśnienia i temperatury,

– składu chemicznego roztworów,

– typu zwilżalności (hydrofobowe obniżają zdolność

do rozpuszczania minerałów węglanowych),

– obecność węglowodorów obniża wymianę jonów

i diagenetyczne możliwości,

• W piaskach węglanowych oolitowych i

onkoidowych sumowanie się efektów

obserwowanych w skałach piaskowcowych i

węglanach.

Obniżenie porowatości w

węglanach

Lewy rysunek – utwory kredowe tracą szybciej porowatość z głębokością
ze względu na wysoki gradient geotermiczny, utwory kredowe z rejonu
Morza Północnego były bardzo szybko osadzone, zatem prawie cała
porowatość pierwotna została zachowana; prawy rysunek –
powyżej1500 m wapienie są bardziej porowate niż dolomity, poniżej –
odwrotnie.

Kompakcja w łupkach

• Wysoka pierwotna porowatość i

przepuszczalność,

• długa w czasie zdolność do

oddawania wody wewnątrzporowej,

• niska podatność na inne procesy.

Kompakcja w łupkach

• Kompakcja powoduje oddawanie przez skałę

wody i zmniejszanie porowatości.

• Po osadzeniu i pod wpływem nacisku

nadkładu kształt przestrzeni porowej zmienia
się na skutek:

– deformacji ziaren,
– cementacji,
– rozpuszczania,
– rekrystalizacji,
– wzajemnego naprężenia wywołanego przez ziarna.

3 stadia kompakcji w łupkach (wg Hedberga,

1936)

Wypływ wolnej
wody

Faza ciekła

Wypływ wody
związanej

Utrata wody
przez reakcje
chemiczne

Mechaniczna
reorganizacja
cząstek

Faza stała

Mechaniczna
deformacja
cząstek

Rozpuszczanie
I
rekrystalizacja

Sprężystość w obecności
wody

0 - 10

10 - 35

35 - 75

75 - 90

Porowatość [%]

Rekrystalizacja

Mechaniczna
deformacja

Ucieczka wody

Mechaniczna
reorganizacja

Stadium zmian

Kompakcja w łupkach (wg Bursta,

1969)

5%

15%

18,5%

21%

5%

14%

43,5%

74%

13%

40%

22%

5%

7%

20%

11%

70%

10%

5%

po pogrążeniu

D=1,32 g/cm

3

po I stopniu

D=1,96 g/cm

3

po II stopniu

D=2,28 g/cm

3

po III stopniu

D=2,57 g/cm

3

minerały nie ilaste

minerały ilaste, nie

pęczniejące

minerały ilaste
pęczniejące

woda międzypakietowa

woda porowa

Kompakcja w łupkach

• I – usunięcie wody aż do momentu kontaktu ziaren

ze sobą, spadek porowatości od 70-85% do 45%,

• II – mechaniczna reorganizacja ziaren i dalsze

usuwanie wody, spadek porowatości do ok. 25%,

proces powolny, zachodzi poniżej kilkuset m

głębokości,

• III – mechaniczna deformacja ziaren, miękkie

minerały zostają wciśnięte między twardsze,

usunięcie wody z przestrzeni międzypakietowych,

redukcja porowatości do 10%, proces powolny, ma

miejsce na głębokościach powyżej kilku tysięcy m.

Kompakcja w łupkach

Z

g

p

Z

g

p

p

e

w

p

bw

p

e

kp

sh

sh

e

































0

Ф

sh0

– porowatość w łupkach

przy zerowym pogrążeniu,

Ф

sh

– porowatość w łupkach na

głębokości Z,

p

e

– ciśnienie kompakcyjne

związane ze szkieletem
mineralnym na głębokości Z,

σ – całkowite ciśnienie na skałę,
ciśnienie nadkładu,

p

p

– ciśnienie cieczy,

ρ

bw

– średnia gęstość skał

nadkładu,

ρ

w

– średnia gęstość mediów w

porach

Kompakcja w łupkach

g

k

c

e

w

bw

cZ

sh

sh















)

(

0





c – współczynnik kompakcji o wymiarze [1/ m]

Porowatość łupków maleje eksponencjalnie z
głębokością

Zależność porowatości od

głębokości w łupkach

Dla porowatości w skali

logarytmicznej,

zależność jest liniowa

Porowatość vs. głębokość wg
różnych autorów, na różnych
zbiorach danych

Efekty kompakcji w łupkach

• Obniżenie porowatości, wzrost gęstości,
• największe zmiany między 300 – 800 m,

ma

w

bsh





















)

1

(

gęstość szkieletu mineralnego łupków zależy od typu minerałów:

montmorylonit – 2.05 g/cm

3

chloryty zawierające żelazo – 3 g/cm

3

Minerały ilaste pod

ciśnieniem

„Void ratio” – stosunek
objętości porów do
objętości szkieletu;

e=Vp/Vma = Ф/(1- Ф)

G=Vp/Vma, G=1- Ф

e= Ф/G

Gęstość vs. głębokość

• Ponieważ gęstość rośnie

proporcjonalnie do spadku porowatości

– dla normalnej kompakcji gęstość

zależy eksponencjalnie od głębokości;

• Na wykresie gęstość (w skali

logarytmicznej) vs. głębokość (w skali

liniowej) jest linia prosta (przynajmniej

w tych interwałach, gdzie porowatość

maleje eksponencjalnie z głębokością).

Gęstość vs. głębokość

Zmiany gęstości łupków z głębokością
w basenach sedymentacyjnych; gęstość
objętościowa jest wynikiem pomiarów geofizyki
otworowej oraz badań laboratoryjnych na
próbkach skał.

Gęstość vs. głębokość

Pomiary prowadzi się na zwiercinach

(fragmentach skał wynoszonych przez
płuczkę, identyfikowanych na
podstawie głębokości, informacji
geologicznych i opisu
makroskopowego dokonywanego przez
geologa pracującego na otworze).

Przede wszystkim poszukuje się stref o

podwyższonym ciśnieniu.

Normalne krzywe
kompakcji dla
łupków różnego
wieku

Strefy z ciśnieniem poniżej

kompakcji (anomalne strefy)

Obecne w miejscach, gdzie występują

skały, które nie mogą oddać wody
podczas procesu pogrążania.

Woda pozostaje uwięziona w porach

skał, ciśnienie p

p

wzrasta, podczas,

gdy cały osad jest w stanie poniżej
ciśnienia związanego z kompakcją.

Strefy z ciśnieniem poniżej

kompakcji

Występują w basenach

sedymentacyjnych, gdzie następowała

sedymentacja bardzo szybko, gdzie

występują utwory o niskiej

przepuszczalności, gdzie jest dużo

minerałów ilastych (osady zewnętrzne

delt).

Występują także w basenach o

mieszanej sedymentacji – osady

detrytyczne i ewaporaty.

Strefy anomalnych ciśnień

• obserwuje się strefy anomalne w utworach od kambru do plejstocenu,
• Praktycznie, na każdej głębokości, od kilkuset do ok. 6 000 m.

Geofizyka otworowa i strefy

anomalnych ciśnień

Na wykresach profilowań geofizyki otworowej

obserwuje się anomalie wskazujące na
obecność anomalnych ciśnień złożowych.

Niestety, w badanym otworze (po wykonaniu

pomiarów po odwierceniu odcinka otworu)
jest już za późno na akcje związane z
ochroną obiektu.

Warto badać dla przewidywania wystąpienia

stref anomalnych ciśnień w innych otworach.

Schematyczne anomalie na wykresach

geofizyki otworowej w strefach anomalnych

ciśnień

R-oporność, C-przewodnictwo, F-parametr porowatości, NaCl-stężenie w solance, T-czas interwałowy,b-

gęstość objętościowa, IH

N

-porowatość neutronowa, Σ makroskopowy przekrój czynny na absorpcję neutronów

termicznych, t - temperatura

Anomalie na wykresach

geofizyki otworowej

• związane są ze wzrostem

porowatości w strefach poniżej
kompakcji (z anomalnym ciśnieniem

Kompakcja

Analizę należy robić tylko dla
jednego typu litologicznego

Anomalne ciśnienie

• Identyfikuje się je na podstawie odchylenia

od normalnego trendu

)

(

e

r

e

w

D

D

D

P













P – ciśnienie medium złożowego na głębokości D,
D – głębokość obliczeń,
De – głębokość, na której występuje czas interwałowy taki sam jak na D
δw – gradient wyznaczony dla wody złożowej,
δr – gradient wyznaczony dla skał

Profilowanie akustyczne wskaże strefy z anomalnym ciśnieniem,
ale po fakcie (po przewierceniu).