1.) Klasyfikacja właściwości fizycznych skał.

Przez fizyczne właściwości skał rozumie się specyficzne zachowanie się tych skał, poddanych określonym oddziaływaniem fizycznym - pól fizycznych (naturalnych Ziemi - np. grawitacyjnemu lub sztucznych np. falowemu) albo innych ośrodków (np. wody).

Ilościowymi miarami właściwości fizycznych są parametry fizyczne, nazywane też wskaźnikami lub współczynnikami fizycznymi. Przypisuje się im często rolę stałych materiałowych, chociaż w ogólnym przypadku są one zależne od warunków termodynamicznych (ciśnienia i temperatury). Wzrost obciążenia skały i temperatury wraz z głębokością może prowadzić do odwracalnych i nieodwracalnych zmian właściwości fizycznych oraz jej struktury.

Właściwości fizyczne skał mogą być w różny sposób klasyfikowane w zależności od przyjętego kryterium klasyfikacyjnego. Wielkości fizyczne, ilościowo opisujące poszczególne właściwości fizyczne i tworzące w danym obszarze określone pole fizyczne, ze względu na charakter geometryczny i sposób opisu podzielić można na:

• skalary,

• wektory,

• tensory.

Dlatego pola fizyczne mogą być odpowiednio skalarowe, wektorowe lub tensorowe.

Wielkości fizyczne nazwane skalarami są określane w danym punkcie przez jedną liczbę, np. gęstość, temperatura. Do określenia niektórych innych wielkości fizycznych należy podać oprócz wartości liczbowej również kierunek i zwrot. Wielkości te nazwane są wektorami, np. siła, prędkość. Skalary i wektory nie wystarczają do określania wszystkich wielkości fizycznych. Niektóre z nich mogą być określone z wykorzystaniem większej ilości liczb.

Wielkości skalarowych i wektorowych na ogół nie nazywa się tensorami. Można je zdefiniować nie korzystając z pojęcia tensora. W mechanice nazwa „tensor" z reguły odnosi się do tensora rzędu drugiego. Dopiero przy tensorach wyższego rzędu wyraźnie podaje się ich rząd.

Z punktu widzenia roli, jaką odgrywają właściwości fizyczne skał w procesach fizycznych przebiegających w tych skałach, niezależnie od rodzaju pól fizycznych wymuszających te procesy, właściwości fizyczne można dzielić na:

• pojemnościowe,

• przewodnościowe,

• progowe lub krytyczne.

Właściwości pojemnościowe określają zdolność danej skały do gromadzenia w sobie różnego rodzaju form energii lub substancji. Właściwości te odnoszą się przeważnie do jednostki objętości danej skały lub do jednostki jej masy. Mają więc one charakter gęstości energii lub gęstości masy. Do tej grupy zaliczyć można np. ciepło właściwe, określające zdolność skały do gromadzenia ciepła przy jej podgrzewaniu. Właściwości pojemnościowe skał wyrażane są na ogół wielkościami skalarowymi.

Właściwości przewodnościowe skał, jak wskazuje sama ich nazwa, określają zdolność do przewodzenia różnych form energii lub do przepływu różnego rodzaju substancji przez daną skałę. Typowymi przykładami takich właściwości są np. wodoprzepuszczalność i przewodność cieplna skały. Właściwości przewodnościowe w ogólnym przypadku skał anizotropowych wyrażane są wielkościami tensorowymi. Jedynie w przypadku skał izotropowych właściwości te mogą być wyrażane wielkościami skalarnymi.

Właściwości progowe lub krytyczne związane są z reguły z nieodwracalnymi zmianami stanu skały pod wpływem różnego rodzaju oddziaływań fizycznych, np. wytrzymałość mechaniczna skały, wyrażana przez różne wielkości naprężeń krytycznych. Właściwości krytyczne skał wyrażane są przeważnie wielkościami skalarowymi.

2.)Rodzaje niejednorodności skał zbiornikowych roponośnych

W fizyce złoża skałę, a w ogólnym przypadku złoże ropno-gazowe, rozpatruje się jako niejednorodny (heterogeniczny) wieloskładnikowy wielofazowy system termodynamiczny.

Z punktu widzenia składu i budowy skał, można wyróżnić następujące zasadnicze rodzaje niejednorodności: fazową, składnikową, chemiczną (składu chemicznego), a także budowy strukturalno-teksturalnej

Niejednorodność fazowa - skała najogólniej jest ośrodkiem trójfazowym, obejmującym fazę stałą (szkielet mineralny), ciekłą i gazową (płyny złożowe).

Niejednorodność składnikowa - każda faza może być reprezentowana przez kilka różnych składników: minerałów (faza stała), cieczy (faza ciekła) i gazów (faza gazowa). Skałę zbudowaną z ziaren jednego rodzaju minerału nazywa się skałą monomineralną, np. dolomit, anhydryt, sól kamienna. Skałę składającą się z ziaren różnych minerałów określa się jako skałę polimineralną, np. granit, piaskowiec, margiel.

Niejednorodność chemiczna (składu chemicznego) - każdy składnik fazowy (mineralny, ciekły, gazowy) posiada określony skład chemiczny.

Niejednorodność strukturalno-teksturalna - charakteryzuje bardziej złożony utwór geologiczny, składający się z dwóch lub więcej różnych skał, występujących w objętości badanego obiektu geologicznego - próbki skały, warstwy itd.

Fazowa niejednorodność skały powoduje istnienie granic rozdziału między poszczególnymi fazami (powierzchnie międzyfazowe). Cząsteczki każdej fazy, znajdujące się w obszarze przygranicznym (którego grubość szacunkowo ocenia się jako potrójny promień sił współ­oddziaływania molekularnego), tworzą warstwy o anomalnych właściwościach, różniących się od właściwości graniczących ze sobą faz. Ze wzrostem pola powierzchni międzyfazowej wzrasta objętość, zajmowana przez warstwy przygraniczne, i odpowiednio ich wpływ na wynikowe wartości badanych parametrów fizycznych skały.

Składnikowa niejednorodność charakteryzuje skład poszczególnych faz skały, np. wapień dolomityczny w składzie fazy stałej zawiera dwa podstawowe minerały - kalcyt i dolomit; skała zbiornikowa ropowodonośna ma w składzie fazy ciekłej ropę naftową i wodę swobodną.

3.)Cechy strukturalne górotworu

Za cechy strukturalne górotworu uznaje się te jego właściwości, które odzwierciedlając w przybliżeniu rzeczywistą strukturę górotworu, w istotny sposób wpływają na jego matematyczny opis. Do takich cech strukturalnych zalicza się: ciągłość, jednorodność i izotropię.

Najczęściej pojęcie ciągłości odnosi się do rozmieszczenia masy wewnątrz obszaru zajmowanego przez dany ośrodek. Zakładając ciągłość ośrodka przyjmuje się, że substancja całkowicie wypełnia dany obszar przestrzeni, innymi słowy, że gęstość masy w danym obszarze jest funkcją ciągłą położenia.

Należy jednak pamiętać, że ciało spełniające w dużym stopniu warunek ciągłości masy nie musi jednocześnie spełniać warunku ciągłości innych właściwości fizycznych, np. właściwości wytrzymałościowych. Dlatego też występuje czasem konieczność uwzględnienia nieciągłości (braku ciągłości) danej wielkości fizycznej na określonych powierzchniach (np. na płasz­czyznach), na liniach lub w punktach. Odnosi się to szczególnie do tego typu środowiska, jakim jest górotwór wykazujący liczne defekty ciągłości, które różnią się skalą rozmiarów w poszczególnych elementach strukturalnych.

W ścisłym ujęciu matematycznym ośrodek (ciało materialne) nazywane jest jednorodnym, jeżeli w każdym punkcie jego właściwości fizyczne są takie same. W odniesieniu do rzeczy­wistych układów fizycznych, jakimi są ciała materialne, konieczne jest wprowadzenie pojęcia „jednorodności statystycznej". Zgodnie z tym pojęciem rozważany w określonej skali ośrodek materialny jest statystycznie jednorodny, jeżeli każda jego podstawowa elementarna objętość - o rozmiarach wynikających z przyjętej skali rozważań - ma jednakowe właściwości fizyczne.

Ośrodek (ciało materialne) jest izotropowy, gdy wartości jego właściwości fizycznych są niezależnie od kierunku ich badania. Gdy ośrodek wykazuje różne wartości właściwości fizycznych w różnych kierunkach, wtedy jest on anizotropowy. Czasem do oceny stopnia anizotropii wprowadza się pojęcie współczynnika anizotropii. Współczynnik ten jest stosunkiem wartości największej do wartości najmniejszej danej wielkości fizycznej. Dla ciał izotropowych wartość współczynnika anizotropii jest oczywiście równa jedności, dla ciał anizotropowych jest większa od jedności.

4.)Uśrednianie parametrów fizycznych skal

Właściwości fizyczne skał określa się przeważnie w badaniach mniejszych lub większych próbek skalnych, wyodrębnionych ze złoża. Próbka skalna jest więc określonym elementem górotworu, który w hierarchicznym układzie elementów o różnych skalach rozmiarów plasuje się pomiędzy ziarnem minerału i złożem skalnym.

Procedura uśredniania parametrów fizycznych zbioru elementów tworzących pewien układ zależy od typu uśrednianych właściwości.

Uśrednianie właściwości pojemnościowych nie wymaga znajomości struktury układu ani znajomości sił współoddziaływania między elementami zbioru i prowadzone jest wg wzoru

Wzór (1.1) ma postać wzoru na średnią arytmetyczną ważona, w którym wagami są objętości poszczególnych składników.

W szczególnym, skrajnym przypadku można skalę uważać za układ dwuskładnikowy, w którym jednym ze składników jest stały szkielet mineralny, a drugim - przestrzeń porowa wypełniona gazem lub cieczą. W takiej sytuacji wzór (1.1) przyjmuje postać:

gdzie K_p jest współczynnikiem porowatości skały.

Właściwości przewodnościowe skały, do których należą m.in. przewodność cieplna i wodoprzepuszczalność, wyrażane są w ogólnym przypadku parametrami o charakterze wielkości tensorowych. Uśrednienie parametrów właściwości przewodnościowych jest zagadnieniem bardzo złożonym, wymagającym znajomości struktury skały.

Stosunkowo łatwo wyprowadzić można wzory uśredniające tego rodzaju parametry, gdy założy się prosty model strukturalny skały w postaci układu płytek (warstw) równoległych.

Dla przepływu w kierunku równoległym do uwarstwienia (rys. 1.2a) wielkość parametru właściwości przewodnościowych układu określona jest wzorem

a więc wzorem na średnią arytmetyczną ważoną, podobnie jak w przypadku uśredniania parametrów pojemnościowych. Dla przepływu w kierunku prostopadłym do uwarstwienia (rys. 1.2b) odpowiedni wzór uśredniania parametrów właściwości przewodnościowych przyjmuje postać:

odpowiadaj ącą wzorowi na średnią ważoną harmoniczną.

Istnieje również możliwość konstruowania mieszanych, szeregowo-równoległych, modeli strukturalnych skały. Dla modelu przedstawionego na rys. 1.2c wielkość parametru przewod-nościowego skały określa wzór:

5.)Powierzchnia właściwa skał.

Powierzchnia właściwa skały jest jedną z ważniejszych jej charakterystyk fizycznych. Przez powierzchnię właściwą S ośrodka porowatego rozumie się sumaryczną powierzchnię ziaren (cząstek), tworzących fazę stałą tego ośrodka, lub pełną powierzchnię kanałów porowych ośrodka, odniesioną do jednostki objętości (So) lub jednostki masy stałej fazy (Sm) tego ośrodka.

W geologii inżynierskiej, petrografii, mechanice gruntów powierzchnię właściwą odnosi się do jednostki masy stałej fazy (Sm) i wyraża w m2/g. W petrofizyce i fizyce złoża przyjęto odnosić powierzchnię właściwą do jednostki objętości skały (So), wyrażając ją w m2/m3 (m'1) lub cm2/cm3 (cm'1). Dla przejścia od wartości Sm do wartości So wykorzystuje się relację:

gdzie: c - współczynnik zależny od użytych jednostek, 5SZ - gęstość szkieletu mineralnego skały, Kp - współczynnik porowatości skały.

Metody określania powierzchni właściwej skał.

Pomimo pozornej prostoty pojęcia powierzchni właściwej skały, dokładne jej określenie, w szczególności w odniesieniu do skał zwięzłych, jest zadaniem trudnym i złożonym. Zasadnicza trudność polega na tym, że pory w ośrodku porowatym mogą mieć bardzo zróżnicowane rozmiary - od dziesiątków i setek jum do wielkości porównywalnych z rozmiarami cząsteczek (rząd nm). Dlatego powierzchnia właściwa iłów lub innych adsorbentów, mających istotny wpływ na proces adsorpcji, nie ma dla danego ośrodka porowatego określonej wartości, lecz zależy od rozmiarów adsorbowanych cząsteczek (adsorbatu). Tylko dla tego samego adsorbatu można wg danych doświadczalnych uzyskać bliskie wartości powierzchni właściwej tego samego adsorbenta. Dla niskoporowartych adsorbentów i adsorbatów, istotnie różniących się rozmiarami adsorbowanych cząsteczek, obserwuje się znaczne różnice wartości powierzchni właściwej - zjawisko to nosi czasem nazwę ultraporowatości.

Powierzchnię właściwą So można określać w oparciu o nienaruszoną próbkę, Sm -z wykorzystaniem luźnego materiału, przygotowanego przez dezintegrację szkieletu mineralnego próbki bez naruszenia jego początkowej dyspersyjności.

Ogólnie metody badania powierzchni właściwej można podzielić na dwie grupy:

1.metody geometryczno-strukturalne, oparte na obserwacjach i pomiarach wymiarów

zewnętrznych i kształtu cząstek,

2.metody adsorpcyjno-desorpcyjne, oparte na pomiarach i obserwacji zjawisk występujących

na granicach faz: ciało stałe - ciecz oraz ciało stałe - gaz (lub para).

Do grupy metod geometryczno strukturalnych należą w pierwszym rzędzie wszystkie metody oparte na określaniu rozkładu wielkości cząstek (analiza granulometryczna), pomiary przepływu cieczy i gazów przez badany ośrodek (metoda filtracyjna), pomiary przepływu zawiesiny cząstek przez kapilary lub przesłony, pomiary pod mikroskopem optycznym i elektronowym.

Metody adsorpcyjno-desorpcyjne różnią się między sobą:

>odczynnikiem użytym do badań - azot, gazy szlachetne, para wodna, pary benzenu i inne,

glikol etylenowy, gliceryna i ich pary, barwniki i jony w roztworze;

>zasadami i warunkami badania - adsorpcja (i desorpcja) gazów i par (izobary, izotermy),

adsorpcja cieczy, adsorpcja z roztworu;

>mierzonymi parametrami - zaadsorbowana objętość, zaadsorbowana masa (równa np. zmianie stężenia roztworu), wydzielone ciepło.

6.)Klasyfikacja porów z punktu widzenia ich:

Przez porowatość skały rozumie się jej cechę jakościową, informującą o występowaniu pustych przestrzeni (porów, pustek) zawartych między fazą stałą absolutnie suchej skały. Porowatość jest fundamentalną cechą skały, od której silnie zależy większość jej fizycznych właściwości

a) kształtów

Z punktu widzenia kształtów porów można je podzielić na [14]:

- stereopory - wolne przestrzenie, których rozmiary w trzech wzajemnie prostopadłych
kierunkach są w przybliżeniu równe (wielkości tego samego rzędu); charakteryzować je
można umownie średnicą;

- kanaliki (pory kanalikowe) - rozmiar w jednym kierunku jest znacznie większy od rozmiarów
w dwóch pozostałych kierunkach; charakteryzować je można rozmiarem poprzecznym
średnicą kanalika i rozmiarem podłużnym -jego długością; kanaliki mogą być rezultatem
połączenia w jeden ciąg szeregu stereoporów (mają wówczas bardzo zmienną średnicę
i nieregularną oś);

- szczeliny - rozmiar w jednym kierunku jest znacznie mniejszy (o kilka rzędów wielkości)
od rozmiarów w dwóch pozostałych kierunkach; przeważnie ograniczone są dwoma prawie
równoległymi powierzchniami (w szczególnym przypadku - równoległymi płaszczyznami),
których średnią odległość nazywa się rozwartością (rozwarciem lub szerokością) szczeliny;
rozmiary w dwóch pozostałych, wzajemnie prostopadłych kierunkach określają długość
i głębokość szczeliny; w przypadku zerowej rozwartości szczeliny, nazywamy ją pęknięciem,
a skałę z zespołem pęknięć nazywamy skałą spękaną.

b) rozmiarów

Pory w skałach mogą mieć bardzo różne rozmiary, od nanometrów (1 nm = 10 m) do kilku lub kilkunastu centymetrów. Różne rodzaje skał różnią się statystycznym rozkładem rozmiarów występujących w nich porów, a tym samym średnim ich rozmiarem. Średni rozmiar porów w skale jest ważnym wskaźnikiem, gdyż określa w dużym stopniu przepuszczalność

skały dla cieczy i gazów oraz wiele innych właściwości skały. Do określania rozmiarów porów wprowadza się pewne umowne klasyfikacje, które w zasadzie opierają się na rodzaju ruchu cieczy lub gazów możliwym w porach o danym rozmiarze.

> ponadkapilarne (nazywane czasem zwykłymi) - o rozmiarach powyżej 0.1 mm,

• kapilarne - o rozmiarach od 0.1 mm do 0.0002 mm,

• subkapilarne (lub podkapilarne) - o rozmiarach poniżej 0.0002 mm.

Wśród porów ponadkapilamych wydziela się dodatkowo megapory (pustki) o rozmiarach powyżej 10 cm. W porach ponadkapilamych przepływ cieczy odbywa się pod wpływem siły ciężkości zgodnie z prawami klasycznej hydromechaniki. W porach kapilarnych ciecz porusza się pod wpływem sił kapilarnych pokonujących ewentualnie siły ciężkości. Na powierzchni rozdziału fazy stałej i ciekłej, tzn. na ściankach porów, na cząstki cieczy działają powierzch­niowe siły molekularne. Przepływ filtracyjny cieczy w porach kapilarnych możliwy jest tylko wtedy, gdy siła ciężkości lub siła naporu znacznie przewyższa siły powierzchniowe. Subkapilarne pory mają rozmiar mniejszy od 0.0002 mm. Nie jest w nich możliwy filtracyjny przepływ cieczy, która jest silnie związana siłami molekularnymi ze ściankami porów. W skałach mających wyłącznie pory subkapilarne przemieszczanie cząstek cieczy możliwe jest drogą dyfuzji.

Szczeliny dzieli się czasem - biorąc pod uwagę ich widoczność - na:

• mikroszczeliny - o szerokości do 0.1 mm, widoczne pod mikroskopem,

• makroszczeliny - o szerokości ponad 0.1 mm, widoczne okiem nieuzbrojonym.

7.) Rodzaje współczynnika porowatości i relacje między nimi.

Porowatość skały jest charakteryzowana ilościowo współczynnikiem porowatości Kp, określanym jako stosunek objętości pustek (porów) w skale Vp do całkowitej jej objętości V:

Współczynnik porowatości Kp wyrażany jest w ułamku jedności lub w procentach.

Innym parametrem, wykorzystywanym do ilościowej charakterystyki porowatości ośrodków porowatych, jest prześwit (współczynnik prześwitu), zwany też współczynnikiem porowatości powierzchniowej Kp. Określa się go jako stosunek sumarycznej powierzchni porów w określonym przekroju ośrodka porowatego Fp do całkowitej powierzchni tego przekroju F:

Z punktu widzenia łączności między porami i przepływu płynów w skale ropo-gazonośnej wyróżnić można następujące rodzaje (typy) porowatości i odpowiednio współczynników porowatości:

• całkowitą (ogólną lub pełną),

• odkrytą (otwartą lub nasycenia),

• efektywną (użyteczną statyczną lub efektywną statyczną),

• dynamiczną (użyteczną dynamiczną lub efektywną dynamiczną).

Współczynnik porowatości całkowitej Kpc charakteryzuje objętość wszystkich pustek w skale, zarówno kontaktujących się (odkrytych), jak i nie kontaktujących się ze sobą (zakrytych):

gdzie: V-objętość skały,Vpc - objętość całkowita (sumaryczna) wszystkich pustek w skale,Vsz- objętość stałej fazy (szkieletu mineralnego) w skale, δsk.s i δsz - gęstości odpowiednio suchej nienaruszonej skały i fazy stałej (mineralogiczna gęstość skały).

Współczynnik porowatości odkrytej Kp.o opisuje objętość porów, które kontaktują się ze sobą i mogą zapełniać się płynem przy nasycaniu suchej skały pod ciśnieniem lub w próżni:

gdzie: Vpo - objętość kontaktujących się ze sobą (odkrytych) porów w skale.Dla niezailonych wysokoporowatych i luźnych skał współczynniki porowatości całkowitej i odkrytej różnią się nieznacznie. Dla skał zawierających dużą ilość porów subkapilarnych różnice te mogą być znaczne.

Współczynnik porowatości efektywnej Kp.e charakteryzuje użyteczną pojemność skały dla węglowodorów (ropy i gazu) i obejmuje objętość porów kontaktujących się ze sobą (odkrytych) z wyłączeniem objętości, zajętej przez tzw. wodę resztkową- wodę fizycznie związaną i wodę kapilarną (przytrzymywaną siłami kapilarnymi lub umownie ruchomą)

gdzie: V_WT - objętość wody resztkowej,

Kw.r ⁼ V_w,_r/ V_p._o - współczynnik resztkowego nasycenia skały wodą.

Współczynnik K_p,_e określa użyteczną pojemność skały, która może być zajęta węglowodorami (zasoby geologiczne). Jednak nie cała objętość ropy lub gazu bierze udział w filtracji przy eksploatacji złóż. Określona ich część, przy gradientach ciśnienia stosowanych w praktyce, pozostaje w porach nieruchoma (węglowodory nieruchome).

Współczynnik porowatości dynamicznej K_p,_d pokazuje, w jakiej części objętości skały przy zadanym gradiencie ciśnienia może nastąpić przepływ ropy lub gazu. Objętość tę w warunkach laboratoryjnych określa się w oparciu o zawierającą wodę resztkową i nasyconą benzyną próbkę skały jako różnicę między objętością efektywnych porów (V_p._e = V_po - V_wr) i objętością porów V_rg__r, w których pozostała benzyna po jej wyparciu ze skały innym płynem (zwykle powietrzem lub azotem):

Współczynnik Kpd skały ropogazonośnej charakteryzuje względną objętość odkrytych porów, przez które może przepływać ropa i gaz (zasoby możliwe do wydobycia czyli przemysłowe). Wielkość Kp.d zależy nie tylko od właściwości skały, ale również od wielkości przyłożonego gradientu ciśnienia i czasu wypierania węglowodorów innym płynem. Przy niskich gradientach ciśnienia wypierania z reguły Kp^< KPe, natomiast przy długotrwałym wypieraniu i wysokich gradientach ciśnienia KPmd-> Kp.e.

Generalnie relacja między poszczególnymi rodzajami współczynników porowatości, określanych z wykorzystaniem tej samej próbki skały zbiornikowej, przedstawia się następująco:

8.) Zmiany porowatości skal z głębokością

W trakcie przemieszczania się skał osadowych na większe głębokości w procesie formowania się basenów osadowych powoli wzrastają oddziaływujące na skały ciśnienie i temperatura. Prowadzi to do spadku porowatości skał, głównie w wyniku nieodwracalnych deformacji (niesprężystych odkształceń).

W ogólnym przypadku deformacje i zmiany właściwości fizycznych skał rozpatruje się w zależności od [2]:

> naprężenia tzw. Efektywnego

• ciśnienia złożowego (porowego) p_zi,

• temperatury T,

przy czym δ- średnie normalne naprężenie, odzwierciedlające ciśnienie górotworu (ciśnienie wyżej zalegających skał).

Przy zmianie naprężenia efektywnego zachodzi objętościowa deformacja scementowanego szkieletu skały, przenoszącego obciążenia nadkładu. Pod wpływem zmieniającego się ciśnienia złożowego dodatkowo zachodzi deformacja minerałów, budujących szkielet skały. Przy wzroście temperatury ulegają intensyfikacji wtórne procesy, zmieniają się właściwości mechaniczne minerałów i zachodzą ich termiczne odkształcenia.

Aby ocenić średnie normalne naprężenie a w dowolnej elementarnej objętości warstwy, konieczna jest znajomość trzech głównych składowych normalnego naprężenia w tej objętości.

Przy założeniu, że siły grawitacyjne, wywoływane ciężarem wyżej zalegających osadów, są dominujące i określają stan naprężeń nieskończonych poziomych sprężystych warstw, to wskutek osiowej symetrii poziome główne normalne naprężenia wzdłuż osi x i y są równe i stanowią część pionowego głównego normalnego naprężenia.

δx= δy = k*δz

gdzie: k = v/(l-v) v

-współczynnik bocznego nacisku (parcia);

-współczynnik Poissona badanej skały.

Przykładowo, jeśli v = 0.2, tok- 0.25, jeśli v = 0.3, to k=0.43, a więc składowe poziome δx =δy są znacznie mniejsze od składowej pionowej δz.

9.) Naprężenie efektywne w odniesieniu do skał zbiornikowych.

gdzie: K_p(0) - współczynnik porowatości w warunkach atmosferycznych.

Podstawowy wpływ na zmianę współczynnika porowatości skały zbiornikowej wywiera naprężenie efektywne, które charakteryzuje w powyższej zależności współczynnik Ki. Dlatego też eksperymentalnie najczęściej określa się zmiany porowatości pod wpływem efektywnego naprężenia przy stałych wartościachp_z{ i T. Dla skał zbiornikowych klastycznych, zalegających na głębokościach 2-4 km, określona eksperymentalnie wielkość

10.)Różnice między współczynnikami filtracji i przepuszczalności skał.

Przy badaniu filtrującego strumienia abstrahuje się od rozmiarów porów i ich kształtu, zakładając, że płyn porusza się w postaci ciągłej masy, zapełniając całą objętość ośrodka porowatego, włącznie z przestrzenią zajętą przez szkielet skały. Prędkość filtracji (prędkość filtracyjna) u określana jest jako stosunek strumienia objętości (objętościowego wydatku cieczy w jednostce czasu) AQ do elementu powierzchni filtracji AF, wydzielonego w ośrodku porowatym:

Ustalmy związek między prędkością filtracji i średnią rzeczywistą prędkością ruchu cieczy w porach u. Oczywistym jest, że nie cała przestrzeń porowa skały jest wykorzystana dla ruchu cieczy. Przy złożonej geometrii kanałów porowych i nieregularnych kształtach ziarn budujących skałę mogą występować strefy zastoju (martwe strefy), zmniejszające obszar filtracji

11.) Rodzaje współczynnika przepuszczalności skał.

Dlatego dla charakterystyki skał wprowadzono pojęcia następujących rodzajów przepuszczalności (i odpowiednio współczynników przepuszczalności):

>absolutna (lub fizyczna),

>fazowa (albo efektywna),

>względna fazowa.

Absolutną przepuszczalność Kpr wykorzystuje się dla charakterystyki fizycznych właściwości skał. Rozumie się przez nią przepuszczalność ośrodka porowatego, określaną przy obecności w nim tylko jednej określonej fazy, fizykochemicznie obojętnej względem skały. Dla jej oceny wykorzystuje się zwykle powietrze lub azot, ponieważ ustalono, że przy przepływie cieczy przez ośrodek porowaty na jego Kpr wpływają istotnie fizykochemiczne właściwości cieczy.

Fazową przepuszczalnością Kpri nazywa się przepuszczalność ośrodka porowatego dla danej i-tej fazy (gazu lub cieczy) przy równoczesnej obecności w porach innej fazy. Wielkość jej zależy nie tylko od fizycznych właściwości skał, lecz również od stopnia nasycenia przestrzeni porowej poszczególnymi fazami i od właściwości fizykochemicznych.

Względną przepuszczalnością fazową Kpri ośrodka porowatego nazywa się stosunek

fazowej przepuszczalności tego ośrodka dla danej i-tej fazy do przepuszczalności absolutnej. Wobec tego współczynnik przepuszczalności względnej fazowej:

---