165

Capitolul 11

Roci colectoare, roci protectoare

11.1. Caracteristici generale ale rocilor de zcmnt

Zcmintele de hidrocarburi reprezint acumulri naturale de

hidrocarburi eficient exploatabile. Din punct de vedere fizic ele sunt sisteme

complexe alctuite din rocile de zcmnt i fluidele care le satureaz.

Existena acumulrilor este condiionat de o anumit configuraie a stratelor,

adic de existena capcanelor [1, 2, 3, 4]. Rocile de zcmnt cuprind roci

colectoare i roci protectoare.

Rocile care nmagazineaz cantiti industriale de hidrocarburi se

numesc roci colectoare, magazin sau rezervor. Ele trebuie s aib o porozitate

ct mai mare care s le asigure o bun capacitate de nmagazinare. La aceasta

trebuie s se adauge o extindere mare a zcmntului, pentru ca resursa

geologic s fie suficient de mare spre a justifica investiiile enorme pe care le

presupune punerea n valoare a acumulrii. Dup o clasificare convenional,

orientativ, colectoarele cele mai bune sunt considerate cele cu porozitate mai

mare de 15%, iar cele mai slabe cele cu porozitatea mai mic de 5%.

O a doua proprietate implicat este permeabilitatea, care trebuie s fie

suficient de mare ca s permit obinerea unor debite de extracie competitive.

Cele dou caracteristici ale rocilor colectoare trebuie s coexiste.

Unele roci, cum sunt argilele, au o porozitate mare, dar au o

permeabilitate pentru hidrocarburi nul sau nesemnificativ. Acestea nu pot fi

roci colectoare.

Rocile protectoare delimiteaz zcmntul, parial sau total, n funcie

de tipul capcanei, i au rolul de a mpiedica migrarea hidrocar-

burilor ctre o alt capcan sau ctre suprafa. Dei prezint un interes limitat

pentru ingineria de zcmnt, rocile protectoare vor fi studiate mpreun cu

cele colectoare, sub denumirea comun de roci de zcmnt. Diferenierile vor

rezulta n mod explicit sau implicit, din context. De altfel, n sens restrns,

zcmntul de hidrocarburi se limiteaz numai la spaiul ocupat de roca

colectoare.

166

Petrolul (n accepiunea lui generic de sistem natural de hidrocarburi

iei, gaze sau gaze cu condensat) este generat i acumulat n rocile

sedimentare. Chiar dac sunt cunoscute acumulri, chiar zcminte de petrol,

n roci eruptive sau metamorfice, ele se afl n imediata apropiere a unor roci

sedimentare unde petrolul a luat natere i de unde a migrat.

Petrolul nu are legtur cu un orizont stratigrafic anume. Se gsesc

zcminte n toate orizonturile pe scara stratigrafic, de la cambrian la pliocen.

Pe lng petrol, rocile colectoare conin ap liber, ntr-o msur mai mare sau

mai mic i care limiteaz volumul de acumulare a hidrocarburilor. Este

necesar ca saturaia n petrol s fie suficient de mare, mult peste valoarea de

50%.

11.2. Tipuri de roci de zcmnt

Rocile colectoare sunt foarte diverse din punct de vedere mine-ralogic

i petrografic. Sunt dou tipuri principale de roci colectoare: rocile detritice i

rocile de precipitaie, cu precdere carbonatice.

Rocile detritice (nisipuri, gresii i, sporadic, microconglomerate,

marne fisurate .a.) formeaz cea mai mare parte a zcmintelor cunoscute,

aproximativ 62% din numrul lor, i conin aproximativ 59% din resursele

mondiale de hidrocarburi.

Rocile de precipitaie (calcare i dolomite fisurate i cavernoase i,

foarte rar, brecii), sunt ceva mai puin abundente i, probabil, mai puin

explorate. Ele formeaz aproximativ 32% din zcmintele cunoscute, dar

conin aproximativ 40% din resurse. Este uor de observat c zcmintele din

rocile carbonatice sunt de dimensiuni mai mari dect zcmintele din rocile

detritice, cel puin din punctul de vedere al resurselor coninute. O contribuie

nsemnat o au zcmintele gigant din Orientul Mijlociu i din Zona Mrii

Caspice.

Alte roci colectoare, evaporite, silexite, roci vulcanice i meta-morfice,

sunt de importan mic. Ele conin doar cca 1% din resursele de hidrocarburi,

dei reprezint aproximativ 6% din numrul lor total.

Cu toate c nu constituie propriu-zis o roc colectoare, se pot cita aici

i crbunii care conin, uneori, cantiti nsemnate de gaze. n msura n care

resursa de gaze acumulate este suficient de mare i exist posibiliti de

valorificare, aceste gaze pot fi exploatate prin metode specifice [5].

167

Rocile protectoare, impermeabile pentru hidrocarburi (ceea ce nu

nsemneaz c au o permeabilitate nul i pentru ap) sunt i ele foarte diverse.

Cele mai frecvente roci protectoare sunt argilele, marnele, anumite roci

carbonatice i evaporitele.

Rocile argiloase, marnele i isturile argiloase au un coninut mare de

minerale argiloase, formate din particule cu dimensiuni foarte mici (sub

m4 ), cu o aezare foarte compact, datorit formei plate i a plasticitii

lor. Ele reprezint cvasitotalitatea rocilor protectoare n seriile detritice.

Calitatea de roci protectoare scade cu creterea coni-nutului n carbonai i

nisip. Rocile carbonatice pot fi roci protectoare dac sunt compacte, lipsite de

fisuri sau caverne, iar prezena marnelor i argilelor este semnificativ.

Evaporitele, n special anhidritul, sunt roci protectoare asociate cu zcmintele

din rocile carbonatice. Pe lng o compoziie mineralogic specific, etanarea

presupune i o grosime suficient a stratelor.

Stratigrafia, tectonica i dimensiunea zcmintelor de hidrocarburi

sunt foarte diverse. n figura 11.1 este prezentat imagi-nea unui zcmnt de

iei de forma unei bolte, compartimentat de falii etane care formeaz mai

multe uniti hidrodinamice. Pe seciunea vertical A este consemnat numai

spaiul ocupat de roca colectoare. Ea este nconjurat, evident, de rocile

protectoare. Rol protector joac i apa din acvifer care delimiteaz zcmntul

la partea inferioar.

Trebuie menionat c, dei nu apare pe figur, aa cum s-a artat mai

sus, hidrocarburile sunt totdeauna nsoite de cteva zeci de procente de ap

ireductibil, cu care coexist n zona de deasupra limitei ap-iei sau ap-gaze.

168

Fig. 11.1. Zcmnt stratiform de bolt compartimentat de falii etane:

A. Seciune vertical I I. B. Proiecie n plan orizontal. F2, F1 - falii; a-b - limita ap-iei.

Observaiile referitoare la rocile zcmintelor de hidrocarburi sunt valabile i pentru celelalte zcminte de substane minerale utile fluide: ape minerale, ape geotermale, dioxid de carbon etc. ntrebri i probleme

1. Care sunt definiiile zcmintelor de hidrocarburi? 2. Facei o paralel ntre cele dou definiii ale zcmintelor de hidrocarburi. 3. Care sunt proprietile eseniale ale rocilor colectoare? Dar a rocilor protectoare? 4. Cum se explic raportul diferit dintre numrul de zcminte i resursa coninut

pentru cele trei tipuri de roci colectoare? 5. De ce rocile carbonatice pot fi uneori roci colectoare i alteori roci protectoare? 6. Ce caracteristic a zcmntului poate compensa o porozitate mic a rocii

colectoare pentru ca acumularea s fie suficient de mare?

169

Capitolul 12

Procese elementare de formare i transformare a rocilor de zcmnt

12.1. Generaliti Formarea rocilor sedimentare i transformrile pe care acestea le

sufer reprezint un proces ndelungat i extrem de complex. Petrologia

rocilor sedimentare studiaz pe larg acest proces. n capitolul de fa sunt

trecute n revist, n modul cel mai succint posibil, cteva aspecte concrete

care au implicaii majore asupra proprietilor rocilor colectoare de

hidrocarburi, privite din punctul de vedere al ingineriei de zcmnt.

Rocile sedimentare sunt formate n urma alterrii fizico-chimice a

unor roci preexistente (magmatice, metamorfice, sedimentare cu o participare

cantitativ minim a materialului cosmic), a transportului materialului

rezultat la distane mai mari sau mai mici, a acumulrii i litificrii acestui

material. Ele mai pot lua natere prin precipitarea mineralelor din soluii

apoase, acumularea i litificarea produselor de precipitaie. Dup formarea

rocilor, transformrile nu nceteaz, dar sunt de mai mic intensitate. n acelai

timp, n constituia rocilor sedi- mentare intr i materialul organogen -

schelete i substane organice - rezultat din materialul biologic din spaiul

respectiv.

Interesul cel mai mare pentru ingineria zcmintelor de hidrocarburi l

prezint litificaia i epigeneza.

Litificaia reprezint totalitatea proceselor care transform materialul

de sedimentare n roca sedimentar. Exist dou faze n acest proces:

singeneza, adic totalitatea proceselor de transformare fizic, chimic i

biologic pe care le sufer materialul n cursul acumulrii; diageneza, care

include toate transformrile ulterioare sedimentrii, prin care ia natere roca

sedimentar.

Epigeneza cuprinde transformrile pe care le sufer roca dup

formarea ei ca urmare a modificrilor condiiilor de presiune i temperatur, a

aciunii apelor de circulaie, ale micrilor scoarei etc.

170

Delimitarea acestor etape este, ntr-o anumit msur, artificial, cu

att mai mult cu ct procesul de formare a rocilor este foarte ndelungat, iar

condiiile din mediul de formare se pot schimba dramatic.

Cu riscul de a simplifica, n cele ce urmeaz vor fi descrise

cteva procese de litificare de interes special pentru configuraia final

a spaiului de pori i fisuri i pentru distribuia mineralelor n rocile

colectoare.

12.2. Transformri care influeneaz n mod direct

proprietile de colector ale rocilor

Compactarea este o transformare de ordin fizic produs de presiunea

litostatic i limitat de presiunea hidrostatic. Diferena dintre presiunea

litostatic i cea hidrostatic poart numele de presiune efectiv. Sedimentele

iniiale, destul de afnate, n care granulele reprezint o fracie volumic de

0,50,7, se taseaz pe msur ce greutatea sedimentelor de deasupra crete.

Apa este eliminat treptat i volumul intergranular se micoreaz.

Mecanismele prin care se produce compactarea sunt, n linii generale,

urmtoarele: reaezarea particulelor, deformarea i dizolvarea lor parial.

1. Granulele tind s se reaeze ntr-o poziie ct mai apropiat de

poziia de stabilitate mecanic, adic aceea n care centrul lor de greutate se

afl la cota minim. Aceast reaezare privete att fiecare granul nesferic,

ct i ansamblul granulelor. Spre exemplu, n cazul unui agregat de sfere cu

acelai diametru (roca fictiv), aezarea cea mai puin compact este aceea a

unei reele cubice, iar aezarea cea mai compact este aceea a unei reele

tetraedrice. Spaiul liber dintre sferele rocii fictive se reduce prin reaezare cu

cca 45%. Reaezarea granulelor depinde de natura particulelor, de mrimea,

forma i orientarea lor.

2. Granulele cu rezisten mecanic mic se sfrm parial sub

aciunea tensiunilor generate de presiunea litostatic sau de alte solicitri.

Fragmentele aprute se vor dispersa n spaiul din jur, ocupndu-l parial.

Granulele mari, din care se desprind fragmentele, se vor apropia ntre ele,

micornd volumul intergranular (al porilor). n acelai timp, volumul

fragmentului crete puin datorit relaxrii mecanice, efectul fiind tot unul de

171

micorare a volumului de pori. Prin sfrmarea granulelor se micoreaz, n

acelai timp, i dimensiunea porilor.

3. Prin deformarea plastic a unor granule, suprafaa de contact cu

granulele vecine poate fi mai mare i, n acelai timp, se umple, ntr-o msur

mai mare sau mai mic, spaiul dintre granule. Deformarea plastic este

amplificat de creterea presiunii litostatice i de scderea presiunii

hidrostatice (creterea presiunii efective).

4. Prin dizolvarea parial a granulelor n punctele de contact, unde

solubilitatea este crescut datorit strii de tensiune a cristalelor din zonele

respective cu cteva ordine zecimale de mrime, are loc o redepunere, sub

form cristalin sau amorf, n imediata apropiere, n conformitate cu

parametrii echilibrului din soluie la condiiile respective. n felul acesta, este

redus mrimea spaiului dintre granule.

Cele patru componente ale procesului de compactare artate mai sus

sunt schematizate n figura 12.1.

Fisurarea reprezint un proces complex de rupere a rocii ca urmare a

solicitrilor mecanice la care aceasta este supus. Rezultatul este crearea unor

spaii, numite fisuri, cu un grad foarte mare de anizotropie, n sensul c au

dimensiuni foarte mari pe dou direcii (extinderea fisurii) i o dimensiune

mic pe cea de a treia direcie (deschiderea fisurii). Procesul este specific

rocilor puternic consolidate, n special rocilor de precipitaie.

1 2

3 4

Fig. 12.1. Procese elementare de compactare: 1. reaezare; 2. sfrmare; 3. deformare plastic; 4. dizolvare-redepunere.

172

Fisurile au forme i dimensiuni destul de variate. Exist ns o direcie

predominant a sistemului de fisuri, n funcie de direcia de minim rezisten

din roc, n raport cu starea de tensiune care provoac fisurarea.

Principalele cauze care provoac fisurarea rocilor sunt: micrile

diastrofice ale scoarei ce determin cutarea i falierea; eroziunea stratelor

superficiale care permit expansiunea i ridicarea stratelor; modificrile de

volum din stratele vecine datorit pierderii apei de ctre marne i argile sau

rcirii rocilor magmatice din regiune, nsoite de creteri de volum ale rocilor

fisurabile.

Fisurile sunt de mai multe feluri [4]. Cele care au un spaiu de

separaie ntre blocurile pe care le delimiteaz sunt denumite fisuri efective.

Mai exist: fisuri poteniale, fr spaiu liber ntre blocuri, dar susceptibile de

a se deschide printr-un procedeu de fisurare provocat artificial prin creterea

suficient a presiunii hidrostatice sau prin micorarea presiunii litostatice;

fisuri parial umplute prin depozite secundare care tapiseaz pereii fisurilor

efective; fisuri total umplute de depozite secundare. Existena fisurilor efective

este uneori condiionat de prezena fragmentelor de dimensiuni mici

desprinse din roc n procesul de fisurare. Ele podesc fisurile, mpiedicnd

reapropierea blocurilor dup modificarea strii de tensiune care a provocat

fisurarea.

Dizolvarea i depunerea mineralelor n pori i fisuri este un proces

care are loc n cvasitotalitatea rocilor n perioadele de litificaie. Mai mult,

astfel de procese pot avea loc chiar i n cursul exploatrii zcmintelor prin

modificarea condiiilor de echilibru dintre roc i apa de zcmnt sau

diversele soluii injectate n zcmnt n cursul exploatrii.

Cele dou procese, dizolvarea i depunerea, au efecte contrare asupra

dimensiunii porilor i fisurilor. Prin acest proces este posibil chiar iniierea

formrii unor fisuri. Dup cum s-a menionat deja, fisurile pot fi parial sau

total nchise prin depunere secundar. Acelai lucru se poate ntmpla i cu

porii.

Un alt rezultat este, dup opinia autorului [6], o nivelare a

compoziiei mineralogice a pereilor porilor i fisurilor, adic o uniformizare a

compoziiei mineralogice a rocii n imediata apropiere a porilor i fisurilor.

Aceast uniformizare se realizeaz pe dou ci.

173

1. Prin dizolvare, mineralele mai solubile n condiiile date vor trece n

soluie. Zona afectat va fi mai srac n mineralele mai solubile i mai bogat

n mineralele mai puin solubile.

2. Ca urmare a precipitrii selective a mineralelor, n sensul c se

depun minerale care au solubilitatea cea mai mic n condiiile date, se

formeaz un nveli, care are o compoziie mineralogic mai uniform dect

naintea procesului de depunere.

Msura n care acest nveli este mai gros sau mai subire, mai mult

sau mai puin continuu, este mai greu de precizat, dei cercetarea mineralogic

poate stabili acest lucru.

Modificrile de compoziie mineralogic ale rocii n nveliul porilor i

fisurilor au o importan special, n sensul c interaciunea dintre fluide i

roc se produce cu mineralele de pe suprafaa intern a rocii i nu cu

mineralele aflate dincolo de aceast suprafa. Efectul naturii mineralogice a

suprafeei interne a rocii asupra interaciunii cu fluidele de zcmnt i cu cele

injectate va fi discutat pe larg n capitolele 23 i 26.

ntrebri i probleme

1. Care sunt etapele de formare a rocilor detritice? Dar a rocilor de precipitaie?

2. Ce reprezint litificaia?

3. Roca fictiv modeleaz o roc detritic sau una de precipitaie?

4. Care este efectul compactrii asupra capacitii de nmagazinare a rocilor

detritice?

5. De ce se produce fisurarea rocilor?

6. Care sunt tipurile de fisuri?

7. Care este importana fisurrii rocilor pentru procesul de formare a zcmintelor?

8. De ce se dizolv sau mineralele n apa de contact? De ce se depun?

9. Cum se modific proprietile rocilor datorit dizolvrii, respectiv a depunerii

mineralelor?

174

Capitolul 13

Compoziia mineralogic a rocilor de zcmnt

13.1. Generaliti Rocile de zcmnt (colectoare i protectoare), de o mare varietate,

conin o gam larg de minerale n proporii foarte diferite. n rocile de

zcmnt sedimentare, frecvena cea mai mare o au silicea, mineralele

carbonatice i mineralele argiloase. Celelalte tipuri de roci prezint interes mic

pentru ingineria de zcmnt, de aceea vor fi omise din discuie.

Existena unor roci cu aceeai compoziie mineralogic n dou

zcminte este practic imposibil. Chiar i n cuprinsul zcmntului

exist variaii de litofacies mai mari sau mai mici.

Numrul mare de roci de zcmnt impune o clasificare a lor. n

literatura de specialitate sunt propuse mai multe clasificri ale rocilor, cu

diferite grade de complexitate [4, 7, 8, 9]. Pentru interesul ingineriei de

zcmnt, vom prezenta o adaptare a clasificrii lui Krumbein i Slos ntr-o

reprezentare Gibbs-Rozeboom, n figura 13.1.

Domeniile din triunghiul de compoziie reprezentat n figura 13.1, cu

denumirile aproximative din legend, nu sunt strict delimitate, dei sunt trasate

linii de demarcaie ntre ele. Cele trei linii din apropierea laturilor triunghiului

se afl la o distan de 0,1 din nlimea triunghiului (ceea ce corespunde unui

coninut de 10% pentru mineralul n cauz). Celelalte dou sunt o linie

mijlocie, respectiv o median. Spre exemplu, domeniile 1, 2, 4 i 6 reprezint

roci cu un coninut mai mic de 10% n minerale argiloase. Acestea sunt rocile

colectoare tipice, cu observaia c rocile cu un coninut foarte mare de

carbonai trebuie s fie fisurate. Celelalte, definite aproximativ prin

175

Fig. 13.1. Clasificarea rocilor de zcmnt dup compoziia mineralogic:

1. calcar; 2. calcar grezos; 3. calcar grezos-marnos; 4. gresie; 5. argil marnoas; 6. nisip; 7. nisip argilos; 8. ist argilos; 9. argil; 10. gresie marnoas; 11. argil marnoas; 12. calcar grezos-marnos.

restul domeniilor, sunt roci protectoare, cu unele excepii, cum ar fi marnele fisurate sau nisipoase care pot avea proprieti de roci colectoare. n subcapitolele urmtoare vor fi analizate, succint, proprietile celor trei grupe de minerale menionate, mpreun cu proprietile pe care le confer rocilor n care se gsesc.

13.2. Silicea (SiOB2 B) Componentul cel mai important al rocilor nisipoase i al gresiilor este

silicea, mai ales sub form de cuar. Opalul i calcedonia sunt subordonate.

Originea silicei este eruptiv sau metamorfic, dar poate rezulta i n urma

proceselor de precipitaie chimic i biogen n cursul litificrii.

Dup Pettijohn [7], silicea sedimentar apare sub form de cuar i

calcedonie clastice cu dimensiuni cuprinse ntre 0,0625 mm i 2 mm, iar

silicea chimic apare sub form de cuar secundar, calcedonie i opal ca

ciment sau material de silicifiere a resturilor organice.

Dintre proprietile fizice intereseaz, mai ales, dimensiunea i

distribuia pe dimensiuni a granulelor (v. cap. 12), care au o influen mare

asupra permeabilitii i porozitii. Forma este mai puin important. n

schimb, modul de aezare a granulelor influeneaz destul de mult proprietile

rocii pe care o formeaz. Densitatea cuarului este cuprins ntre 2590 si 2670

kg/mP3 P, n funcie de sistemul de cristalizare, iar duritatea pe scara lui Mohs

este de 7.

176

Aceste caracteristici prezint importan mai ales n extracia ieiului

i gazelor. Apariia viiturilor de nisip, cnd roca este neconsolidat, duce la

complicaii din cauza depunerilor pe talpa sondei sau a aciunii abrazive

asupra materialului tubular i a pompelor de extracie.

Solubilitatea silicei n ap este foarte redus la temperaturi obinuite,

de ordinul a 0,56 ppm (pri pe milion, 1 ppm = 0,0001%). Ea poate trece ca

atare n soluie sau prin alterarea chimic a silicailor, n ambele cazuri sub

form coloidal. Dizolvarea i precipitarea silicei sunt fenomene complexe,

incomplet cunoscute. Echilibrul de dizolvare depinde n primul rnd de

temperatur i se stabilete ntr-un timp de ordinul multor zeci de mii de ani

sau chiar mai mult. Cuarul i celelalte varieti de silice fac parte din

categoria celor mai stabile minerale, att din punct de vedere termodinamic,

ct i chimic. Cu toate acestea, n medii bazice, dar i n medii acide, ele pot

suferi transformri reversibile sau ireversibile, ca urmare a unor reacii

chimice. Vor fi citate dou astfel de transformri.

1. Reacia cu acidul fluorhidric decurge astfel [10]:

SiO B2 B + 4 HF SiF B4 B + 2 H B2 BO Tetrafluorura de siliciu, SiF B4 B, poate suferi dou transformri, dup cum

exist sau nu un exces de HF:

SiF B4 B + 2 HF H B2 BSiF B6 B sau

SiF B4 B + 4 H B2 BO H B4 BSiO B4 B + 4 HF

Aceste reacii au loc n cursul operaiilor de acidizare a stratelor

productive care au ca obiectiv ndeprtarea blocajului din zona vecin sondei

sau creterea permeabilitii rocii colectoare pe o distant mic n jurul sondei.

Numai c acidul silicic, HB4 BSiO B4 B, este un precipitat cu efect contrar celui

scontat. Avnd o structur de gel, acidul silicic reprezint un agent de blocare

a porilor. De aceea, reacia trebuie riguros controlat, astfel nct echilibrul din

sistem s fie condus spre formarea hexafluorurii acide de siliciu, HB2 BSiF B6 B , care

este solubil n ap, astfel ca ea s poat fi eliminat mpreun cu ceilali

produi de reacie, dup terminarea operaiei. O posibilitate de a micora

viteza de reacie a acidului fluorhidric este adaosul de clorur de aluminiu,

AlClB3 B. Pentru detalii, vezi [11].

177

2. Dizolvarea n mediu alcalin se produce n timpul injeciei soluiilor

alcaline. Acestea au drept scop creterea factorului de extracie a ieiului din

zcmnt prin scderea substanial a tensiunii interfaciale ap-iei. Reacia

este controlat ndeosebi de pH-ul soluiei.

Spre deosebire de acidizare, care are loc ntr-un volum de roc extrem

de mic fa de volumul zcmntului, injecia de soluii alcaline se face ntr-un

volum de roc cu mult mai mare. n plus, soluia alcalin atac silicaii i

alumino-silicaii. Reacia este mult influenat de mineralizaia apelor de

zcmnt. Trecerea silicei n soluie este nedorit pentru c duce la un

consum inutil de substan util (NaOH). De aceea se iau anumite msuri

pentru a o limita.

3.3. Minerale carbonatice Rocile de zcmnt conin minerale carbonatice ntr-o gam variat i

n proporii diverse, fie ca minerale principale, fie ca minerale subordonate.

Foarte puine roci de zcmnt sunt lipsite complet de minerale carbonatice.

Cea mai mare parte a carbonailor sunt de precipitaie chimic i biogen.

Carbonaii exist i ca minerale primare clastice, dar ntr-o msur mai mic.

Mineralele carbonatice se gsesc foarte rar n stare pur, dei la

examenul microscopic n lumin polarizat se prezint cu acest aspect. n

realitate, fiecare mineral poate ngloba, sub form de soluie solid, un alt ion,

rezultatul fiind o deformare a reelei cristaline, fr a-i modifica natura. Peste

o anumit limit a concentraiei ionului strin, se formeaz alte cristale. Spre

exemplu, calcitul poate ngloba pna la 8% masic magneziu i n aceeai

proporie fier [12].

Rocile carbonatice sunt alctuite n cea mai mare parte din minerale

carbonatice. Ele mai conin minerale argiloase, cuar i altele. Din acest motiv,

clasificarea rocilor carbonatice este dificil.

Pentru ingineria de petrol prezint interes acele criterii care au n

vedere calitatea acestora de roci colectoare sau protectoare. Astfel, calcarele

(cu peste 90% calcit) i dolomitele (cu peste 90% dolomit) i cu un coninut

sub 5 10% minerale argiloase pot constitui roci colectoare, n msura n care

sistemul de fisuri este suficient de bine dezvoltat. La fel i rocile intermediare:

calcarul dolomitic i dolomitul calcaros.

178

Mineralele carbonatice au unele proprieti specifice care le

individualizeaz n raport cu alte minerale. Pe de alt parte, fiecare mineral

carbonatic are proprieti care l deosebesc de celelalte minerale ale grupei.

Dintre proprietile generale ale mineralelor carbonatice pot fi menionate:

reacia cu acizi, disocierea termic, birefringena ridicat, solubilitatea n ap.

Carbonaii cei mai frecveni din rocile de zcmnt sunt urmtorii:

CaCO B3 B (calcit, aragonit, vaterit), CaMg(COB3 B) B2 B (dolomit), FeCO B3 B (siderit),

CaFe(CO B3 B) B2 B (ankerit), MnCO B3 B (rodocrozit). n figura 13.2 este ilustrat

frecvena acestor minerale n rocile carbonatice ntr-o reprezentare Gibbs-

Rozeboom. Zona haurat reprezint proporiile cel mai des ntlnite n rocile

colectoare, iar zona punctat combinaiile mai rare. Identificarea mineralelor

unei roci este o operaie absolut necesar. Studiul seciunilor subiri n lumin

polarizat reprezint o metod clasic indispensabil. Birefringena ridicat a

mineralelor carbonatice uureaz mult identificarea lor. Indicii de refracie ale

celor mai importante minerale carbonatice sunt dai n tabela 13.1.

O proprietate important a mineralelor carbonatice o reprezint

solubilitatea n ap. n absena dioxidului de carbon, concentraia mineralelor

carbonatice este de ordinul a ctorva uniti sau zeci de ppm. Spre exemplu,

pentru calcit este de cca 34 ppm. Prezena dioxidului de carbon n soluie, care

se disociaz n ioni de de H P+P i HCO P- PB3 B declaneaz reacia cu carbonaii. Iau

natere dicarbonaii

179

Fig. 13.2. Coninutul n minerale carbonatice al rocilor carbonatice [12]. Tabela 13.1. Principalele proprieti ale mineralelor carbonatice

Mineralul

Indicele de refracie pentru raza ordinar

Indicele de refracie pentru

raza extraordinar

Densitatea, kg/m P3P

Temperatura de disociere termic, P0PC

Calcit

1,658

1,486

2720-2740

960-990

Aragonit 1,685 1,530 2930-2950 970-980 Dolomit 1,682 1,503 2850-2950 760-780 i

910-930 Siderit 1,783 1,633 3700-3900 540-580 Ankerit 1,741 1,536 2950-3100 780-830 i

880-920 Magnezit 1,704 1,515 2900-3100 640-700 Rodocrozit 1,814 1,596 3450-3600 580-620

corespunztori, cu mult mai solubili. Cu ct presiunea parial a CO B2 B este mai

mare, cu att crete solubilitatea mineralelor carbonatice.

Importana fenomenului a fost deja menionat n capitolul 12,

n legtur cu procesele de litificare. Pentru exploatarea zcmintelor

de hidrocarburi, acest fenomen se manifest n dou circumstane: n

procesul de extracie prin depunerea de carbonai i n procesul de

injecie a dioxidului de carbon sau a apei carbonatate n zcmnt, prin

dizolvarea carbonailor.

n timpul exploatrii zcmintelor, apa de zcmnt devine

suprasaturat n carbonai ca urmare a scderii presiunii. Curgerea continu a

acestei soluii suprasaturate prin echipamentul de producie determin

creterea unui strat dens de cristale, n special de carbonat de calciu (datorit

solubilitii mai sczute). Fenomenul este cu att mai important cu ct debitul

de ap liber este mai mare. El poate avea loc n perforaturi, n vecintatea

sondei i chiar n stratul productiv. Prevenirea fenomenului este dificil, ns

posibil prin introducerea unor ageni care menin ionii de calciu n soluie,

cum ar fi polifosfaii, iar combaterea se poate face printr-o acidizare, adic

introducerea unei soluii acide n sond sau, dup caz, i n zcmnt, cu

scopul de a dizolva carbonaii formai.

Injecia de dioxid de carbon n zcmnt are drept scop creterea

factorului de extracie a ieiului prin diferite mecanisme care nu vor fi

discutate aici (v. [13]). Un efect secundar l constituie dizolvarea unei mici

180

fracii din mineralele carbonatice din roc, cu influen pozitiv asupra

capacitii de curgere a rocii. Acelai efect l are i injecia de ap carbonatat

care nsoete de obicei injecia de dioxid de carbon n zcmnt.

Dintre proprietile mineralelor carbonatice, interesul cel mai mare l

prezint reacia cu acizii. Reacia are loc att cu acizii anorganici (HCl, HF,

H B3 BPO B4 B etc.), ct i cu acizii organici (CH B3 B-COOH, H-COOH etc.). Principala

diferen const n aceea c viteza de reacie cu acizii anorganici este mult mai

mare dect cea cu acizii organici. n plus, acizii anorganici intr n reacie i cu

alte minerale (silicea, mineralele argiloase), i cu echipamentul metalic cu care

vin n contact.

Reaciile tipice sunt urmtoarele:

CaCO B3 B + 2 HCl CaClB2 B + CO B2 B + H B2 BO

CaCO B3 B + 2 CH B3 B-COOH Ca(CH B3 B-COO)B2 B + CO B2 B + H B2 BO

Produii de reacie sunt solubili, ceea ce face ca n urma acestei reacii,

o parte din volumul de roca s fie transferat n soluie. Astfel, scade volumul

de minerale i, prin compensaie, crete volumul porilor i al fisurilor, n

special prin creterea dimensiunii lor i prin crearea unor ci de acces ctre

porii necomunicani.

Din punct de vedere practic, reacia carbonailor cu acizi este folosit

n trei scopuri: 1) dozarea mineralelor carbonatice din roci 2) curirea sondei

i a perforaturilor de depuneri sau de particule solide rmase din timpul

forajului, completrii sau al diferitelor operaii din sond i 3) refacerea sau

creterea productivitii sau injectivitii sondelor.

Dozarea carbonailor din roci este o problem de chimie analitic,

astfel c nu o vom discuta aici. Cteva particulariti vor fi precizate la sfritul

acestui capitol.

Curirea sondei i a perforaturilor prin ceea ce se numete baie acid

const n introducerea unei soluii acide n sond, ateptarea unui anumit timp

pentru reacie i ndeprtarea soluiei rezultate. Natura i concentraia acizilor

folosii sunt determinate de natura materialului ce trebuie ndeprtat, de

cantitatea de material solubil, de condiiile de temperatur din sond etc.

Acidizarea zonei de strat din jurul sondelor reprezint, din punct de

vedere economic, cea mai important aplicaie a proprietii mineralelor

carbonatice de a reaciona cu acizii. Aceasta const n parcurgerea a trei etape:

181

1) introducerea unei recepturi de acidizare n sond i injectarea ei n

zcmnt; 2) realizarea unei pauze de reacie, adic nchiderea sondei ct

timp are loc reacia chimic ntre acizii introdui i mineralele componente ale

rocii; 3) extragerea produilor de reacie i reluarea produciei sau injeciei.

Receptura de acidizare cuprinde mai multe dopuri de soluie, ntre care

soluia acid, format din unul sau mai muli acizi, este cea mai important.

Literatura de specialitate care trateaz aceast problem este deosebit de vast.

Vom cita numai sintezele pe aceast tem, ntre care i realizrile colectivului

de Fizica Zcmintelor de Hidrocarburi din UPG care are unele prioriti n

domeniu [14, 15, 16].

Proiectarea tratamentelor de acidizare are n vedere o serie ntreag de

factori care influeneaz eficiena procesului, msurabil prin creterea

productivitii sau a injectivitii sondelor. ntre acetia se menioneaz:

compoziia mineralogic a rocii (n special, dar nu numai, coninutul n

minerale carbonatice), distribuia mineralelor n roc, mai ales din punctul de

vedere al accesului soluiei la aceste minerale, neuniformitatea rocii, n special

existena unor zone cu capacitate mare de curgere care pot determina

canalizarea soluiei i atacul neuniform pe grosimea stratului productiv.

Viteza de reacie, pe lng natura acidului i a rocii, depinde ntr-o

msur important de temperatura de zcmnt. O influen mare o au i

starea de saturaie a rocii, prezena unui blocaj n zona din jurul sondei, natura

acestui blocaj, prin aceea c limiteaz, ntr-o msur mai mare sau mai mic,

accesul liber al soluiei acide pe suprafaa intern a rocii.

Proiectarea tratamentelor de acidizare se face n mod diferit pentru

gresii i pentru roci carbonatice. n primul caz se are n vedere dizolvarea

carbonailor dar i a altor minerale, chiar a silicei, iar n al doilea caz numai

dizolvarea carbonailor. Prezena mineralelor argiloase necesit corecturi

suplimentare pentru receptura de acidizare, cu scopul de a limita schimbul

ionic i hidratarea suplimentar a acestora (v. cap. 13.3).

Aspectul primordial de care trebuie s se in seama n alegerea

acidului, a concentraiei, a volumului i a debitului de injecie l reprezint

volumul de roc avut n vedere i fracia de minerale care va fi dizolvat din

acest volum de roc. Este uor de intuit c lng sond fracia de minerale

dizolvate va fi mai mare pentru c aceast zon este n permanen alimentat

cu soluie proaspt. n zonele mai deprtate, pe lng scderea concentraiei

182

soluiei, sunt mpini i produii de reacie. Aceti produi inhib reacia,

conform legii aciunii maselor (creterea concentraiei n produi de reacie

reduce viteza de reacie) i limiteaz accesul acidului la suprafaa rocii.

Efectul acidizrii este mai mare n cazul dizolvrii pariale a

mineralelor pe o raz mare dect n cazul dizolvrii cvasitotale a mineralelor

n zona din jurul sondei. Explicaia este mai complex i ine de domeniul

hidraulicii subterane [17]. De aceea, viteza de reacie trebuie bine controlat.

Acest control este posibil dac se cunoate foarte bine cinetica reaciei de

acidizare. Modelele teoretice au o valoare destul de limitat, deoarece factorii

care intervin sunt foarte numeroi: temperatura, presiunea, compoziia

mineralogic, permeabilitatea, anizotropia, neuniformitatea etc. Toate acestea

fac necesar realizarea de teste pe carote n condiii ct mai apropiate de cele

din zcmnt.

Dintre aditivii introdui n receptura de acidizare se menioneaz:

inhibitorii de coroziune, cu rolul de a proteja echipamentul prin care circul

soluia acid, ntrzietorii de reacie, de obicei substane cu capacitate mare de

adsorbie pe suprafaa rocii (alchil-aril sulfonai, amine acrilate, alcooli poli-

etoxilai) cu rolul de a limita reacia violent n zona din imediata apropiere a

sondei, ageni de chelare cu rolul de a mpiedica apariia precipitatelor

provenite din reaciile secundare.

Reaciile secundare constau n dizolvarea altor minerale, dar i a

carbonailor de fier, cu apariia unor substane cu efect contrar celui scontat.

Dintre acestea, mai importante sunt cele de precipitare a fierului:

2FeCl B3 B + 3CaCOB3 B + (2n+3) H B2 BO 3CaClB2 B + 2 Fe(OH)B3 B n HB2 BO + 3CO B2 B

FeCl B2 B + CaCOB3 B + (n + 1) HB2 BO CaClB2 B + Fe(OH)B2 B n HB2 BO + COB2 B Datorit asocierii unei cantiti nsemnate de ap, cei doi hidroxizi de

fier au un volum de 10100 ori mai mare dect volumul lor n stare

nehidratat. Se prezint sub form de gel, cu tensiuni de forfecare relativ mari,

ceea ce face practic imposibil deplasarea lor prin porii rocii. Se produce un

puternic blocaj al zonei n care s-au format.

Pe lng roca colectoare fierul poate avea multiple proveniene: apa de

preparare a soluiei, recipienii n care se prepar soluia, materialul tubular

prin care circul soluia etc. Dac n sonda care urmeaz s fie supus unui

tratament de acidizare a fost injectat un volum mare de ap (cazul sondelor de

183

injecie), atunci este posibil ca n porii rocii s fie transportat o cantitate

apreciabil de fier provenit din echipamentul de injecie i din materialul

tubular din sond.

Dintre cele dou reacii, prima este cea mai probabil deoarece

hidroxidul feric poate lua natere la un pH sczut, de ordinul a 23, pe cnd

hidroxidul feros se formeaz la un pH de peste 7. La periferia zonei de atac,

unde concentraia n acid scade foarte mult, soluia devine slab acid, pH-ul

crete pn la valori de ordinul a 6...7. Aici, condiiile de precipitare sunt cele

mai favorabile.

Dup cum s-a menionat, o surs de fier o reprezint chiar mineralele

din roca colectoare. Dintre acestea, o particularitate interesant o prezint

mineralele carbonatice neferoase, cum sunt calcitul i dolomitul. Aa cum

s-a artat ntr-un paragraf anterior, ambele pot include n reeaua lor pn la

8% (masic) fier fr ca structura lui cristalin s se schimbe. Aceasta

echivaleaz cu cantiti de fier de ordinul tonelor n roca afectat de soluia

acid! Este uor de calculat, dar i de intuit cantitatea uria de gel ce se poate

forma.

Reacii secundare asemntoare poate produce i aluminiul, cu efecte

comparabile cu cele ale fierului. Aluminiul provine din aluminosilicaii din

roca colectoare.

Soluionarea problemelor ridicate de precipitarea fierului i

aluminiului este esenial pentru succesul tratamentelor chimice ale

formaiunilor productive. n caz contrar, creterea de debit obinut nu justific

cheltuielile aferente operaiei. Mai mult dect att, sunt semnalate numeroase

cazuri n care, n loc ca debitul sondei s creasc, acesta a sczut, pierderile

economice fiind importante.

O cale de blocare a apariiei precipitatelor de fier i aluminiu este

suprimarea pauzei de reacie [14]. n felul acesta acidul nu se consum

complet, iar pH-ul nu crete peste pragul de amorsare a reaciilor secundare.

Metoda este susceptibil de aplicare numai la adncimi mici (pn la 1000 -

1500 m), unde, datorit temperaturii relativ sczute, reaciile sunt mai lente.

Pentru adncimi mari, soluia problemei este mai complex. n primul rnd

trebuie suprimate sursele externe de fier. n al doilea rnd, se folosesc ageni

eficieni de sechestrare a fierului i aluminiului.

184

Din cele cteva observaii fcute n paragrafele anterioare, se poate

intui faptul c proiectarea unui tratament de acidizare este un demers complex

i necesit o larg investigare a condiiilor n care se desfoar reaciile. Din

nefericire, exist o tendin destul de marcat printre inginerii practicieni de a

simplifica lucrurile, concretizat mai ales prin ideea de a extinde folosirea

unor recepturi de acidizare cu rezultate bune n unele sonde i la alte sonde de

pe aceeai structur sau, mai grav, de a folosi reete-tip. Experiena a artat c

exist un anumit risc chiar i n cazul n care se respect toate regulile de

stabilire a recepturii i a tehnologiei de acidizare. Acest risc este determinat de

numeroii factori aleatori care intervin, ntre care nereprezentativitatea

carotelor. Riscul este nzecit n cazul n care se procedeaz prin analogie cu

situaii asemntoare.

Fr a exagera, putem afirma c este dificil stabilirea reetei chiar i

pentru o singur sond, din cauza compoziiei mineralogice uneori foarte

diferite pe intervalul perforat. Dac adugm faptul c sunt numeroase cazurile

cnd sunt deschise concomitent mai multe formaiuni productive, rezult ct

de dificil este decizia n cazul unei operaii de acidizare.

O alt proprietate a mineralelor carbonatice este disocierea termic,

adic descompunerea lor n oxidul metalului i n dioxid de carbon, la presiuni

i temperaturi specifice. Reacia tipic este urmtoarea:

CaCO B3 B CaO + CO B2 Temperatura de disociere a principalelor minerale carbonatice la

presiune atmosferic este dat n tabela 13.1.

Aceast reacie st la baza metodei de analiz termic ponderal a

probelor de roc pentru identificarea i dozarea mineralele carbonatice.

Metoda const n msurarea pierderii n greutate a probei n timpul nclzirii i

nregistrarea temperaturilor la care are loc aceast pierdere. Pierderea de mas

reprezint masa dioxidului de carbon degajat la temperatura de disociere a

fiecrui mineral. Masa de mineral, exemplu pentru calcit, se poate determina

cu relaia:

m BCaCO3 B = m BCO2 B (M BCaCO3 B/M BCO2 B) (13.1) n aceast relaie m reprezint masa, iar M, masa molecular, care se

cunosc. Masa de dioxid de carbon se msoar. Un aparat conceput de prof.

G. Manolescu este prezentat n [18].

185

O proprietate interesant a rocilor carbonatice o reprezint

comportarea la solicitri exterioare i anume aceea de a se fisura. Pentru a

studia comportarea rocilor carbonatice la aciunea forelor exterioare, s

considerm un experiment clasic de solicitare triaxial pe probe cilindrice care

se supun unei fore axiale (care determin efortul unitar maxim B1 B) i unei presiuni laterale (care determin valori egale pentru cele dou eforturi minime

B2 B i B3 B), ca n figura 13.3. Procedeul general const n aplicarea unei presiuni laterale i creterea

forei axiale, msurnd deformarea pn la apariia fisurilor.

Fig. 13.3. Incercarea unei probe cilindrice la solicitare triaxial.

n figura 13. 4 sunt ilustrate cteva moduri de comportare la fisurare n funcie de presiunea lateral. Valorile indicate nu sunt generale. Ele se refer la un experiment particular. Se observ c la presiuni laterale mici (sub 35 bar) fisurile sunt neregulate (cazul 1, fig. 13.4). La presiuni laterale ceva mai mari, fisurarea se produce dup o direcie preferenial, cu un unghi mai mare fa de ax (cazul 2). Peste o anumit presiune lateral (200 bar pentru cazul analizat), apar fisuri simetrice, reducerea nlimii probei fiind semnificativ (cazul 3). La creteri mai mari ale presiunii laterale apar fisuri conjugate, concomitent cu scderea sensibil a nlimii probei (cazul 4). La presiuni laterale foarte mari, fisurile nu se mai dezvolt.

Cazul 1 Cazul 2 Cazul 3

186

Cazul 4 Cazul 5

Fig. 13.4. Rezultatele ncercrilor la solicitare triaxial a probelor cilindrice de roci carbonatice ( este msurat n bari) [19].

Identificarea i dozarea mineralelor carbonatice din rocile de

zcmnt se face prin mai multe metode. n cazul n care numrul de specii de

minerale carbonatice este mic nu sunt dificulti majore n stabilirea fraciilor

de minerale carbonatice. Dac acest numr este mai mare, ceea ce se ntmpl

de regul, precizia determinrilor sufer. S mai adugm i faptul c minerale

carbonatice sunt ntotdeauna nsoite de o serie ntreag de alte minerale.

Metodele fizice folosite sunt, n general, comune cu cele pentru alte

minerale: examenul microscopic n lumin polarizat al seciunilor subiri,

analiza Rentgen, analiza termic ponderal i diferenial, analiza

spectroscopic n infrarou, analiza cu microscopul electronic, tomografia

computerizat cu raze X. Pentru detalii, vezi [9].

Metodele chimice permit determinarea global a coninutului n

carbonai msurnd masa de dioxid de carbon degajat prin reacia cu acizi sau

obinerea de informaii asupra distribuiei mineralelor n roc prin atacul cu

acizi i folosirea coloranilor.

Distribuia carbonailor n roc prezint interes att pentru mineralogi

i geologi, ct i pentru inginerii care proiecteaz operaiile de acidizare sau

cei interesai de structura spaiului de pori (form, dimensiune, interconexiune

.a.), pentru realizarea unor modele de curgere i dezlocuire.

Aplicaia 1 O prob de roc cu masa m = 5 g a fost supus analizei termice ponderale pentru

determinarea coninutului n minerale carbonatice. Variaia masei m BiB cu temperatura T

este dat n tabela de mai jos:

T, P0 PC 520

~560

~640

~775

~970

m, g 5,0 4,921 4,890 4,689 3,980

187

m BiB, g 0 0,079 0,031 0,201 0,709 m BiB, g 0 0,205 0,060 0,421 1,61 g BiB, % 0 4,10 1,20 8,42 32,20

S se determine speciile de minerale, masa m BiB i fracia masic g BiB a fiecrui

mineral.

Rspuns

n ordine, conform tabelei 13.1, mineralele sunt urmtoarele: siderit, magnezit,

dolomit i calcit. Folosind relaia (13.1), rezult valorile din tabel pentru masa de

mineral, respectiv pentru fracia masic. Prin nsumare, rezult fracia total de minerale

carbonatice care este de 45,92%.

Aplicaia 2 O prob de roc cu masa m = 0,514 g este supus atacului cu acid clor-hidric n

urma creia masa scade cu m BsB = 0,1617 g. Din analiza chimic a rezultat c fraciile

masice de fier, calciu i magneziu sunt de 29,7%, 61,77% i, respectiv, 8,53%. S se

determine fraciile masice ale celor trei carbonai din roc.

Rspuns

Se determin mai nti masele m BiB de fier, calciu i magneziu. mpreun,

reprezint 0,1617 g, adic masa dizolvat. Din raportul stoichiometric rezult masa de

carbonat, m Bci B (de exemplu, Ca

CaCOCaCaCO M

Mmm 3

3= ), apoi fracia masic g BciB i fracia

masic din total roc g BiB. Datele sunt n tabela de mai jos. Rezult c restul mineralelor din

roc reprezint 23,09%.

mBiB , g mBci B, g g BciB,% g BiB,% Fe 0,04805 0,0985 24,91 19,16 Ca 0,09985 0,249 62,97 48,44 Mg 0,0138 0,0479 12,12 9,31

13.4. Minerale argiloaseP P

n urma proceselor de alterare fizico-chimic a rocilor eruptive i

metamorfice (i chiar sedimentare) ia natere o grup foarte numeroas de

minerale, ntre cele mai importante din categoria rocilor sedimentare, cea a

filosilicailor. Acetia reprezint aluminosilicai cu un coninut semnificativ de

magneziu sau/i fier.

Cel puin jumtate din mineralele argiloase din scoara terestr o

reprezint illitele, urmate, n ordine descresctoare, de montmorillonite, illite-

montmorillonite, clorite, caolinite etc.

Pentru geologia petrolului, rocile argiloase, alctuite n principal din

minerale argiloase, prezint interes, mai ales, ca roci surs de petrol i ca roci

188

protectoare. Pentru ingineria de zcmnt interesul este focalizat asupra

mineralelor argiloase ca minerale subordonate n rocile colectoare, datorit

influenei lor majore asupra tuturor proprietilor acestor roci.

Din punct de vedere petrografic, rocile argiloase sunt agregate de

particule sub forma unor foie cu diametrul de sub 2 - 4 m i grosimea de

ordinul a 0,1 m. Dimensiunea redus este rezultatul unui proces avansat de

diviziune mecanic n procesul de formare a rocilor.

Aceast caracterizare trebuie privit cu o oarecare grij, deoarece

particulele de minerale argiloase pot avea i dimensiuni mai mari (ex.

caolinitele autigenice din gresii), dup cum, mpreun cu particulele de

minerale argiloase pot coexista particule la fel de mici de cuar, oxizi de fier,

titan .a.

O consecin a gradului mare de diviziune a mineralelor argiloase o

reprezint suprafaa lor specific extrem de mare (zeci sau sute de mP2 P/cmP3 P), cu

toate implicaiile aferente (v. cap. 16). O alt consecin este aceea c energia

superficial este extrem de mare ceea ce face ca fenomenele de suprafa, cum

ar fi adsorbia, schimbul ionic, hidratarea, s fie mai importante dect la alte

minerale.

Din punct de vedere cristalografic, mineralele argiloase au n

compunere tetraedri de siliciu (T), care reprezint o structur format dintr-un

ion de siliciu i patru ioni de oxigen i octaedri de aluminiu (O), care

reprezint o structur format dintr-un ion de aluminiu i opt ioni de hidroxil

ca n figura 13.5.

a c

b d

Fig. 13.5. Reprezentarea schematic a unitilor structurale ale mineralelor argiloase:

a) tetraedrul de siliciu; b) octaedrul de aluminiu; c) i d) simbolul unitilor structurale.

189

Att tetraedrii ct i octaedrii sunt aranjai n reele plane infinite,

conferind mineralului o structur stratificat. mpreun, stratele tetraedrice sau

octaedrice i interstratele (spaiile dintre tetraedrii i/sau octaedrii adiaceni)

formeaz o unitate structural. Tetraedrii sunt legai ntre ei prin trei coluri

comune (o fa comun) formnd o reea plan tetragonal sau hexagonal.

Ionii metalici leag ntre ele reelele adiacente de tetraedri de siliciu. Aceast

legtur este mult mai slab dect legtura dintre siliciu i oxigen din cadrul

tetraedrului. Ionii de hidroxil se leag direct de cationi. Stratele tetraedrice i

octaedrice sunt cuplate ntre ele prin intermediul ionilor comuni de oxigen din

vrfurile tetraedrilor, muchea octaedrilor avnd aceeai dimensiune cu distana

dintre vrfurile tetraedrilor vecini.

Mineralele argiloase conin patru moduri de aezri ale elementelor

structurale menionate: a) o succesiune regulat de tip TOT (montmorillonit,

saponit, illit); b) o succesiune regulat de tip TO (caolinit); c) o succesiune

regulat format din diferite combinaii ale primelor dou (clorit); d) o

succesiune neregulat format din diferite combinaii ale primelor dou

(attapulgit, cu o structur fibroas). Ultimele dou se mai numesc i minerale

cu interstratificaie mixt. Mineralele menionate n paranteze sunt cele

reprezentative pentru structurile respective, lor adugndu-li-se i altele (v.

mai jos).

Numrul mare de specii, multiplele asemnri, dar i deosebiri,

fac dificil clasificarea acestor minerale. Au fost propuse mai multe

clasificri pe diverse criterii: structurale, genetice, de proprieti.

Pentru ingineria de zcmnt este util o clasificare mai general i,

oarecum, simplificat care are n vedere, n primul rnd, comportarea

n mediu apos. Se disting, astfel, trei grupe principale de minerale

argiloase: (a) a montmorillonitului; (b) a illitului; (c) a caolinitului.

a. Grupa montmorillonitului. Aceasta are cea mai mare capacitate de

fixare a apei din mediul de contact dintre toate mineralele argiloase.

Montmorillonitul are o structur regulat de tip TOT, cu caracteristica

pachetului structural de 9,6 n absena apei. Legtura dintre tetraedrii

adiaceni se face prin intermediul ionilor schimbabili i al apei (fig. 13.6).

Formula chimic a montmorillonitului este urmtoarea: 42084 (OH)OSiAl . n

natur nu exist un mineral care s conin exact proporia stoichiometric

190

descris prin formula de mai sus. Siliciul i aluminiul sunt parial substituite:

siliciul de aluminiu, iar aluminiul de magneziu, calciu, sodiu, fier etc. n

consecin, se folosete denumirea

Fig. 13.6. Structura montmorillonitului.

de montmorillonit de sodiu, de calciu etc., n funcie de ponderea ionilor de

substituie. Spre exemplu, un montmorillonit dintr-o roc din zona San

Antonio (SUA) are urmtoarea formul [20]:

0H80x (OH)]OAl][SiMgFeAl 24200,087,920,640,243,12 , fiind un montmorillonit

de magneziu. Din aceast ultim formul se poate observa c 1% din siliciul

tetraedric este substituit de aluminiu, iar 22% din aluminiul octaedric este

substituit de 16% magneziu i 6% fier.

Rezultatul acestor substituii neechivalente (att din punctul de vedere

al dimensiunii, ct i al ncrcrii electrice) conduce la o deformare a reelei

cristaline (fr s-i modifice, ns, caracteristica) i, respectiv, o ncrcare

electric a acesteia. Rapoartele de substituire sunt foarte diferite. Labilitatea

legturilor intercristaline face ca gradul de diviziune al particulelor de

montmorillonit s fie foarte naintat, cu toate consecinele privind suprafaa

specific, energia superficial, ncrcarea electric etc.

mpreun cu montmorillonitul, din aceast grup mai fac parte

beidellitul, saponitul, nontronitul, hectoritul i alte minerale cu capacitate

mare de schimb ionic i de hidratare. Dup unii autori, saponitul i hectoritul,

mpreun cu nc alte minerale, formeaz grupa saponitului, nrudit cu cea a

montmorillonitului.

191

Cele dou grupe de minerale argiloase poart i denumirea generic de

smectite. Densitatea montmorillonitului este de ordinul a 2000 kg/mP3 P, n

funcie de substituiile din reea.

b. Grupa illlitului. Illitul are o structur tristratificat, asemntoare cu

cea a montmorillonitului, cu deosebirea esenial c are n compoziie ionul de

potasiu intercalat ntre stratele adiacente de tetraedri de siliciu. Acesta

consolideaz reeaua cristalin, att din punct de vedere mecanic, ct i fizico-

chimic.

Caracteristica reelei este de 10 . O ilustrare a structurii illitului este

prezentat n figura 13.7. Formula chimic general a illitului este are o form

special: 420yy-84y (OH))OAl)(Si(AlK . Valoarea lui y este cuprins ntre 1 i

1,5. Acest lucru arat c siliciul este nlocuit de alu-

Fig. 13.7. Structura illitului.

miniu ntr-o proporie de ordinul a 10 - 15%. n proporii diferite i. n acelai

timp mai mici, pot fi substituii i ali ioni. Spre exemplu, un illit din

localitatea Alexander, Illinois, are urmtoarea formul chimic [21]:

42070,50,43,1 (OH)Al)O)(SiMgFeK(Al .

Capacitatea de schimb ionic este mai redus dect la montmorillonit

datorit unui mai bun echilibru electric, creat de prezena potasiului. Ca o

consecin, diversitatea de compoziii chimice ale illitului este mult mai

restrns, iar capacitatea de hidratare este mai redus dect cea a

montmorillonitului, n special datorit legturilor mai puternice dintre stratele

de tetraedrii de siliciu adiaceni.

192

Densitatea illitului este de ordinul a 2700 kg/mP3 P. Pe lng illit, datorit

proprietilor asemntoare, sunt incluse n aceast grup micele, hidromicele,

glauconitul n stare avansat de diviziune .a.

c. Grupa caolinitului. Caolinitul are o structur bistratificat (TO),

mult mai compact dect a mineralelor din celelalte dou grupe. Caracteristica

reelei este de 7,2 . O schematizare a pachetelor care compun reeaua

cristalin a caolinitului este prezentat n figura 13.8.

Caolinitul este mult mai stabil fa de celelalte dou minerale descrise

mai sus, att din punct de vedere mecanic, ct i fizico-chimic. El are o slab

capacitate de schimb ionic i de hidratare. Formula chimic a caolinitului este

urmtoarea: 81044 (OH)OSiAl . Densitatea caolinitului este de cca 2600 kg/mP3

P.

Fig. 13.8. Structura caolinitului. Din aceast grup mai fac parte halloysitul, dikitul, nacritul .a.

Revenind la proprietile generale ale mineralelor argiloase, vor

fi analizate mai jos cteva dintre acestea.

1. Schimbul ionic

ncrcarea electric a reelei cristaline a mineralelor argiloase,

ca urmare a substituiilor izomorfe neechivalente, este esenial n

comportarea lor fa de apa de contact i de cationii din ap.

ncrcarea variaz n limite destul de largi:

a) Valoarea zero la caolinit, dikit, serpentin TO, talc, pirofilit TOT;

b) Valori ntre 0,2 i 0,6 la montmorillonit, beidellit, nontronit, TOT;

c) Valori ntre 0,6 i 0,9 la vermiculit TOT;

d) Valori ntre 0,5 i 1 la illit, muscovit TOT;

e) Valori de ordinul a 2 uniti la mice fragile (fin divizate).

n funcie de aceast ncrcare, vor fi atrai mai muli sau mai

puini cationi, iar acetia vor fi mai mult sau mai puin schimbabili.

193

Astfel, dac ncrcarea este slab i localizat n octaedrii de aluminiu,

cationii vor fi mai uor schimbili. Pe de alt parte, un ion monovalent

de dimensiune mic va fi capabil s neutralizeze o sarcin local, pe

cnd un ion polivalent este relativ liber n interstrat.

Sunt i ioni care nu pot fi nlocuii. Spre exemplu, ionul de

potasiu dintr-un illit nu poate fi schimbat, fiind ngropat ntre stratele

adiacente de tetraedri de siliciu, dimensiunea lui fiind apropiat de cea

a spaiului pe care l ocup.

O meniune important este aceea c schimbul ionic se poate

petrece doar n prezena apei.

Un alt mecanism de fixare a ionilor din apa de contact este acela al

echilibrrii sarcinilor electrice care rezult prin fragmentarea reelei cristaline

(aa-zisele legturi rupte), prin chemosorbia cationilor din mediu. Este uor

de dedus c acest mecanism este cu att mai important cu ct gradul de

diviziune este mai naintat.

Schimbul ionic nu este un proces ireversibil, dar nici complet

reversibil. Astfel, prin modificarea mediului de contact se produce un transfer

selectiv de ioni ntre mediu i mineral. Capacitatea de schimb ionic este un

proces dificil de descris i, mai ales, de controlat, n special n cazul

contactului concomitent a mai multor minerale argiloase cu mai multe specii

de ioni, aa cum se ntmpl n zcmintele de hidrocarburi.

Limitele de variaie ale capacitii de schimb ionic sunt foarte

largi, de la cteva miligrame de hidrogen echivalent pe suta de grame

de mineral, pn la cteva sute de miligrame, dup cum se poate

vedea i din tabela 13.2.

Tabela 13.2. Capacitatea de schimb ionic a unor minerale argiloase

Mineralul

Tipul

structural

Capacitatea de schimb ionic,

mg H P+ P/100 g mineral

Vermiculit

TOT

300600 Montmorillonit TOT 180200 Beidellit TOT 80120 Illit TOT 51 Attapulgit mixt 2040 Caolinit TO 37

194

Halloysit TO 36

Schimbul ionic produce modificri mai mari sau mai mici ale

proprietilor mineralelor respective, mai ales n ceea ce privete cantitatea de

ap sorbit.

2. Sorbia unei cantiti relativ mari de ap

Aceasta reprezint proprietatea cea mai important a mineralelor

argiloase. Principala consecin este o cretere a volumului mineralelor.

Uneori se produce i dispersia particulelor de mineral, iar n unele cazuri se

formeaz dispersii coloidale. Proprietatea mineralelor argiloase de a fixa apa

ntr-o msur apreciabil se mai numete capacitate de hidratare.

Apa de cristalizare reprezint, de fapt, ioni de H P+ Pi OH P-- P, parte

component a structurii mineralului, regsindu-se chiar n formula chimic,

aa cum se poate vedea n exemplele de mai sus. Ea se poate elimina prin

nclzire la temperaturi mari, de peste 550P0 PC, sub form de molecule

recombinate de ap. Acest lucru poate conduce la schimbarea unor

caracteristici ale mineralului sau chiar metamorfoza lui. Caolinitul aa-zis

anhidru, conine 13,6% (masic) ap de cristalizare, iar illitul i smectitele cca

4,5%.

Adsorbia fizic reprezint un mecanism specific tuturor solidelor

higroscopice. Mineralele argiloase fac parte din aceast categorie. Procesul are

loc n spaiul intercristalin i este cu att mai important cu ct suprafaa

specific este mai mare. Spre exemplu, un film continuu de ap cu grosimea

de 3,5 , care ocup suprafaa unor particule cu diametrul de 2 m i cu grosimea de 0,1 m, reprezint aproximativ 1% din volumul particulelor. Numrul de strate de ap adsorbit variaz n funcie de tipul mineralului i

condiiile de mediu. Adsorbia este, practic, singurul mod de hidratare pentru

caolinite i illite. Se mai numete i apa extern.

Cele dou mecanisme discutate mai sus se regsesc la toate mineralele

argiloase. n cazul smectitelor, se mai definete nc o categorie de ap

asociat cu mineralele argiloase: apa intern.

Apa intern sau planar este localizat n interstrate sub dou forme:

ap asociat ionilor schimbabili i ap aezat sub forma unor straturi (pn la

trei straturi de molecule). Apa asociat cationilor este puternic legat i

variaz, n funcie de natura ionului i de cantitatea de ap disponibil, de la

195

0,6 la 2 molecule de ap pentru un cation. Transferul apei n interstrat este

determinat de tendina de diluie a sistemului format din ionii schimbabili i

apa asociat lor.

Apa planar induce o cretere de cteva ori a dimensiunii

interstratului. n cazuri particulare, aceast distan crete indefinit prin

formarea micelelor.

Hidratarea mineralelor argiloase mai depinde i de prezena sau

absena unor ioni n apa de contact. Prezena cationilor n apa de contact

limiteaz procesul de hidratare prin faptul c ncrcarea electric este, n parte,

echilibrat de acetia. Rezult c un numr mai mic de molecule de ap liber

vor fi fixate n jurul particulei de mineral dect n absena cationilor.

Mecanismele de hidratare difer ntr-o msur important la cele trei

grupe de minerale, dup clasificarea de mai sus.

La illit i caolinit, precum i la mineralele din grupele respective, nu se

poate produce o extensiune a reelei cristaline pe direcia perpendicular pe

planul de stratificaie dect cu totul limitat. n cazul illitului reeaua este

ntrit de prezena cationului neschimbabil K P+P dintre stratele adiacente de

tetraedri de siliciu, iar n cazul caolinitului reeaua este mult mai stabil din

punct de vedere mecanic, legturile dintre stratele de tetraedri i octaedri fiind,

aa cum s-a artat mai sus, suficient de puternice pentru a nu permite o

extensie mare a aceasteia. Din acest motiv, aa-zisa ap planar, care se

fixeaz ntre pachetele structurale, se afl ntr-o cantitate neglijabil n

comparaie cu apa fixat la periferia particulei.

n schimb, la mineralele din grupa montmorillonitului, apa planar are

ponderea principal n procesul de hidratare. Cantitatea de ap fixat la

periferia particulei de montmorillonit nu difer, ns, n mod semnificativ de

aceea a celorlalte minerale. n consecin, gradul de hidratare al mineralelor

din grupa montmorillonitului este cu mult superior gradului de hidratare al

mineralelor din grupa illitului i a caolinitului tocmai din cauza cantitii mari

de ap planar.

Hidratarea mineralelor cu interstratificaie mixt depinde n mod direct

de tipurile de structuri care compun mineralul i de ponderea acestora n

alctuirea mineralului.

3. Umflarea mineralelor argiloase

196

Aceasta este rezultatul principal al hidratrii mineralelor argiloase i

reprezint creterea de volum a particulelor de mineral i, implicit, a

agregatelor de particule.

n acest context, se poate vorbi de dou volume ale unei particule de

mineral argilos: 1) volumul propriu-zis n care sunt cuprinse elementele

constituente ale mineralului la care se adaug apa de cristalizare, care depinde

de natura mineralului i de transformrile, mai ales mecanice, la care a fost

supus; 2) volumul aparent al particulei de mineral hidrarat care cuprinde i apa

fixat prin mecanismele menionate. Dac primul volum poate fi considerat o

constant a mineralului pentru o mas dat, cel de al doilea este o funcie

complex de tipul mineralului, de numrul de substituii, de mrimea

particulei, de mineralizaia apei de contact, de istoria proceselor de schimb

ionic i, mai ales, de gradul de hidratare.

Contribuia cea mai mare la creterea volumlui o are apa plana-r.

Aceasta determin, cum s-a artat, o expansiune a reelei cristaline, minor la

caolinit i illit i major la montmorillonit. Caracteristica reelei

montmorillonitului poate crete de la 9,6 pna la 21 , n funcie de

condiiile n care se desfoar procesul de hidratare.

S-a artat c mrirea de volum depinde i de capacitatea de schimb

ionic. Astfel, mineralele care au o capacitate mare de schimb ionic vor avea i

o capacitate mare de umflare. Totui, cercetrile n domeniu au artat c nu

exist o relaie exact ntre cele dou.

Volumul aparent al particulei de mineral cuprinde i apa fixat la

periferia particulei. Aceast ap face ca distana dintre particule s creasc,

fr ca ansamblul particulelor s-i piard coeziunea.

Prin hidratare, particulele de mineral se umfl, fie c fac parte din roci

preponderent argiloase, fie c fac parte din roci colectoare. Umflarea se

traduce prin creterea volumului brut al rocii cnd fracia de minerale argiloase

este mare sau prin reducerea dimensiunii porilor i, implicit, a volumului de

pori, atunci cnd fracia de minerale argi-loase este mic, iar rezistena

mecanic a scheletului solid al rocii este suficient de mare pentru a nu permite

expansiunea volumului brut. Nu se poate stabili o limit ntre cele dou

categorii de roci. Faptul c roca este sau nu consolidat are o importan

special n desfurarea procesului de hidratare i, deci, n gradul de

modificare a volumelor.

197

Limitarea spaiului n care se produce creterea de volum prin

hidratare conduce la creterea presiunii apei din pori i apariia unor presiuni

anormale, n cazul rocilor argiloase i a marnelor, sau la restrngerea

procesului n sine, ca n cazul rocilor puternic consolidate i cu o porozitate

foarte mic.

Creterea de volum poate fi cuantificat printr-un coeficient de

umflare definit prin relaia:

( )m

mu V

VVc += . (13.2) nB Bcare cBu B este coeficientul de umflare, VBm B volumul de mineral, iar V creterea de volum a mineralului. De obicei, creterea de volum se asimileaz

cu volumul de ap sorbit, ceea ce nseamn o supraevaluare a coeficientului

de umflare, pentru c o parte din ap umple, prin mbibare liber, spaiile

dintre particulele de mineral, cu att mai mari cu ct proba supus analizei este

mai puin compact.

Coeficientul de umflare al mineralelor argiloase variaz n limite

foarte largi ca i gradul de hidratare, aa cum s-a artat n paragrafele

anterioare. n tabela 13.3 sunt date intervalele de variaie a coeficienilor de

umflare a mineralelor din cele trei grupe principale.

Tabela 13.3. Coeficienii de umflare a mineralelor argiloase.

Mineralul (grupa)

Coeficientul de umflare prin expansiune liber

n ap nemineralizat

Momtmorillonit

1020 Illit 1,52

Caolinit 1,11,3

Procesul de hidratare i, prin consecin, procesul de umflare nu se

produce instantaneu. Echilibrul se realizeaz n decursul a cteva sute de ore,

sau chiar mai mult. n faza iniial, adic n primele zeci de minute, viteza de

hidratare este foarte mare, dup care scade treptat.

Influena mineralizaiei apei de contact asupra coeficientului de

umflare a unui agregat de minerale argiloase separate dintr-o roc de

zcmnt, pentru cteva situaii particulare, este artat n figura 13.9. Figura

ilustreaz totodat i dinamica procesului de umflare.

198

Zona de vulnerabilitate maxim este cea din imediata apropiere a

sondei. Aici apar gradienii maximi de presiune ntre sond i strat. Efectul

este imediat i el se amplific odat cu creterea timpului de contact.

Creterea volumului mineralelor argiloase duce la o scdere drastic a

permeabilitii rocii i, implicit, a productivitii sondei. Se poate ajunge chiar

la situaia n care permeabilitatea rocii devine att de mic, nct curgerea

devine imposibil. Se poate vorbi, la limit, despre pierderea comunicaiei

dintre strat i sond. Repercursiunile sunt foarte grave, cu implicai economice

majore.

Fig. 13.9. Influena timpului i a mediului de contact

asupra umflrii mineralelor argiloase.

Zona din imediata vecintate a sondei nu este afectat doar n

dreptul stratelor productive, ci i n celelalte formaiuni. S-a estimat

[22] c cca 75% din formaiunile traversate prin foraj conin o fracie

important de minerale argiloase. Costurile suplimentare cauzate de

dificultile provocate de mineralele argiloase n procesul de foraj sunt

estimate la cca 500 milioane USD n fiecare an.

Cealalt parte a zcmntului, adic cca 99,99% din volumul acestuia,

este afectat n acelai sens, ns nu i n aceeai msur, de fluidele de

injecie.

4. Dispersia particulelor de mineral

199

Fenomenul este un efect secundar al hidratrii mineralelor argiloase i

const n desprinderea particulelor de mineral din poziia lor i deplasarea n

spaiul liber din apropiere.

Dispersia mineralelor depinde de tipul mineralului, de dispunerea lui

n roc i de mineralizaia apei de contact. Dac din punctul de vedere al

umflrii exist diferene majore ntre mineralele argiloase, din cel al dispersiei

diferenele sunt mai mici. Dispersia mineralelor argiloase, fr s fie la fel de

important ca umflarea, are consecine ce nu pot fi neglijate.

Dup cum se va vedea n capitolul 17, structura reelei de pori are o

particularitate important, aceea a variaiei de seciune transver-sal. Cu alte

cuvinte, exist o succesiune de seciuni mari i mici, cu raportul ariilor

maxime i minime de cteva uniti sau chiar zeci de uniti. Altfel spus, pe

traseul parcurs de fluide exist o succesiune de constricii care delimiteaz

spaii de dimensiune mai mare. De aceea, punerea n micare a particulelor de

minerale argiloase este nsoit de blocarea zonelor nguste (a constriciilor)

din mediul poros.

Fixarea (nepenirea) particulelor argiloase n constricii diminueaz

considerabil capacitatea de curgere a rocii deoarece, odat cu constriciile, se

blocheaz i porii din amonte i aval, pn la prima ramificaie. Fracia din

volumul porilor prin care nceteaz sau se limiteaz curgerea este considerabil

de mare.

Faptul c uneori, odat cu fluidele de zcmnt, se extrag particule de

minerale argiloase, denot c exist astfel de particule desprinse din scheletul

rocii care migreaz pe distane apreciabile (metri sau zeci de metri) pe cile de

curgere rmase neblocate.

Evitarea, fie i parial, a efectelor discutate mai sus este posibil

numai prin studiul compatibilitii mineralelor argiloase din roc cu fluidele cu

care urmeaz s intre n contact. De obicei, se face un studiu static care

cuprinde msurarea capacitii de schimb ionic, a creterii de volum prin

umflare i a dispersiei. Mai dificile, dar mai relevante, sunt testele dinamice

care presupun provocarea curgerii prin probele de roc. n urma studiului se

alege fluidul care influeneaz cel mai puin mineralele argiloase.

Pentru traversarea stratului productiv este posibil alegerea unui fluid

care s nu conin ap ca faz continu (fluide negre, emulsie invers .a.). Din

pcate, sunt multe situaii n care se neglijeaz acest aspect sau este tratat n

200

mod superficial. Vtmrile produse sunt greu sau chiar imposibil de eliminat.

Ele se materializeaz prin dificulti sau accidente n foraj, punerea cu

dificultate n producie a sondelor, reducerea debitului de producie sau de

injecie.

Rocile colectoare de hidrocarburi conin, concomitent, mai multe

minerale argiloase, n proporii att de variate, nct este unanim acceptat

faptul c n fiecare roc, compoziia mineralogic a fraciei argiloase este

diferit.

Dispunerea mineralelor argiloase n roci depinde de muli factori: tipul

i fracia de minerale, structura spaiului poros, procesele de litificaie n urma

crora a rezultat roca respectiv .a. n cazul rocilor granulare cu coninut

relativ mic de minerale argiloase, susceptibile de a fi roci colectoare, Neasham

[23] descrie trei moduri de aezare a mineralelor argiloase: particule discrete,

tipic pentru caolinit, sub form de cptueal, tipic pentru montmorillonit i

illit i agregate care creaz puni ntre granule, tipic pentru illit.

ntre condiiile iniiale de zcmnt (presiune, temperatur, stare de

saturaie etc.) se poate meniona i echilibrul stabilit ntre mineralele argiloase

din rocile colectoare i protectoare, pe de o parte, i apa de zcmnt, pe de

alt parte. Echilibrul se refer la un anumit nivel de schimb ionic, de hidratare,

de umflare i de dispersie. Orice modificare a condiiilor de zcmnt va

determina un dezechilibru din aceste puncte de vedere i, concomitent, o

tendin de trecere ctre o alt stare de echilibru. Factorul major, i ntr-o

prim aproximaie, singurul, este modificarea compoziiei mediului de contact.

Modificrile se pot produce: 1) numai n apropierea sondei, pe o raz relativ

mic (de ordinul centimetrilor pn la cel al metrilor), n cursul traversrii

stratului productiv, al cimentrii coloanei de exploatare, al perforrii coloanei,

al punerii n producie a sondei, al reparaiilor sondei sau n cursul operaiilor

de acidizare i de fisurare hidraulic i 2) ntr-o mare parte a zcmntului, n

cursul proceselor de injecie de ap, abur sau soluii pe baz de ap, n scopul

adncirii procesului de exploatare a zcmintelor de hidrocarburi.

Din punct de vedere practic, probabilitatea ca n urma dezechilibrului

produs asupra mineralelor argiloase prin schimbarea mediului de contact s se

mbunteasc condiiile de curgere este att de mic, nct aceast

eventualitate se exclude a priori. Consecinele negative ale transformrilor

201

suferite de mineralele argiloase sunt considerabile i, n cea mai mare msur,

ireversibile.

Identificarea i dozarea mineralelor argiloase din roci reprezint unul

din cele mai dificile experimente care se efectueaz asupra rocilor. Dificultatea

se datoreaz, n principal, prezenei concomitente a unui numr mare de specii

de minerale argiloase n proporii foarte variate.

Separarea mineralelor argiloase dintr-o roc este o operaie nesigur,

dar eroarea nu este, n general, mare. Criteriul dimensiunii particulelor (dup

unii autori sub 4 m, dup alii sub 2 m) este insuficient. Aa cum s-a artat mai sus, numeroase alte minerale pot avea aceast dimensiune ca urmare a

solicitrilor mecanice suferite de particule, mai ales n cursul transportului

pn la locul de sedimentare. Experiena joac un rol important ntr-o operaie

de separare a mineralelor argiloase dintr-o roc.

Dup separare i evaluarea fraciei masice de minerale argiloase,

urmeaz identificarea tipurilor de minerale i stabilirea ponderii lor. Pn n

prezent nu exist o metod de determinare cantitativ cu eroare mic a

speciilor de minerale. Se practic, de aceea, metodele cu cele mai bune

rezultate semicantitative. n mod curent se folosete difracia cu raze X ( vezi

cursul de Mineralogie [24]). Interpretarea unei difractograme se face prin

comparaia cu etaloanele standard pentru principalele minerale argiloase.

Evaluarea cantitativ este strict orientativ i presupune o experien bogat n

domeniu.

ntrebri i probleme

1. Cum se explic studiul silicei, mineralelor carbonatice i al celor argiloase din acest

capitol i omisiunea studiului celorlalte minerale?

2. Enumerai principalele proprieti ale silicei din punctul de vedere al inginerului de

zcmnt.

3. Care sunt consecinele pozitive i cele negative ale prezenei cuarului granular n

rocile colectoare?

4. Care este intervalul de dimensiuni pentru granulele de cuar din rocile colectoare?

5. Prin ce se difereniaz mineralele carbonatice de celelalte minerale din rocile de

zcmnt?

6. Care este principala proprietate a mineralelor carbonatice din punctul de vedere al

capacitii de nmagazinare i al celei de curgere a rocilor n care sunt minerale

dominante?

202

7. Facei o paralel ntre viteza de dizolvare n ap cu dioxid de carbon i viteza de reacie

cu acizii a mineralelor carbonatice.

8. Care sunt reaciile secundare i care este importana lor n operaiile de acidizare?

9. Care este limita inferioar a coninutului n carbonai a unei roci colectoare pentru a fi

susceptibil la operaiile de acidizare?

10. Reprezentai grafic n triunghiul de compoziie rezultatul aplicaiei 2.

12. Ce sunt mineralele argiloase?

13. Care sunt tipurile de structuri cristaline ale mineralelor argiloase?

14. Scriei o list ct mai complet a mineralelor argiloase cunoscute i ncadrai-le n cele

trei grupe.

15. Prin ce se aseamn montmorillonitul cu illitul? Prin ce difer? Aceleai ntrebri

pentru perechile montmorillonit-caolinit i illit-caolinit.

16. De ce illitul are densitatea mai mare dect montmorillonitul?

17. Prin ce difer mineralele din aceeai grup (ex. cele din grupa montmorillonitului)?

18. Ce este schimbul ionic?

19. Se poate realiza un schimb ionic n absena apei?

20. Care sunt consecinele schimbului ionic? Cum poate fi inhibat schimbul ionic?

21. Care sunt mecanismele de fixare a apei de ctre mineralele argiloase?

22. Prin ce difer hidratarea montmorillonitului de cea a illitului i a caolinitului?

23. Care este diferena dintre apa extern i apa intern?

24. Care categorie de ap influeneaz cel mai mult volumul particulei de mineral?

25. Cum poate fi inhibat hidratarea mineralelor argiloase din rocile colectoare?

26. Cum se definete coeficientul de umflare?

27. De ce coeficientul de umflare al montmorillonitului este mult mai mare dect al

illitului?

28. De ce n cazul rocilor puternic consolidate efectul de cretere a volumului mineralelor

argiloase este limitat n comparaie cu rocile neconsolidate?

29. Ce este dispersia particulelor de minerale argiloase?

30. Cum poate fi definit efectul de supap?

31. Care sunt consecinele umflrii i dispersiei particulelor de minerale argiloase?

32. Facei o paralel ntre capacitatea de umflare i cea de dispersie a particulelor de

montmorillonit, de illit i de caolinit.

33. Care sunt motivele separrii, identificrii i dozrii nesigure a mineralelor argiloase

dintr-o roc?

203

Capitolul 14

Compoziia granulometric a rocilor detritice

14.1. Generaliti n capitolele precedente au fost descrise principalele minerale care

alctuiesc rocile de zcmnt, precum i cteva dintre caracteristicile generale

ale acestor roci. S-a putut observa c o parte a rocilor colectoare sunt formate

din particule discrete ori slab cimentate. Natura mineralogic a rocilor detritice

neconsolidate ori slab consolidate este destul de variat. Cele mai frecvente

sunt nisipurile alctuite din silice, n special din cuar.

Prin nisip se nelege un agregat de particule cu dimensiunea

cuprins ntre 1/16 i 2 mm [4]. Dei n accepiunea curent nisipul este

perceput ca fiind format din granule de cuar, n realitate natura lui

mineralogic este foarte divers. Sunt cazuri cnd predomin mineralele

carbonatice, n aa-zisele nisipuri carbonatice.

Pentru zcmintele de hidrocarburi, prezint interes i roci care conin

particule de alte dimensiuni dect cele care definesc nisipul: pe de o parte

microconglomeratele, conglomeratele, mai grosiere dect nisipul i, pe de alt

parte, argilele, mai fine dect nisipul. Mineralele argiloase reprezint, n

general, material de cimentare, dar pot exista i ca particule discrete, antrenate

cu mare uurin de fluidele n micare.

Mrimea granulelor nu poate fi definit n mod exact din cauza

abaterii de la formele regulate ale corpurilor geometrice. n mod obinuit, n

msura n care granulele sunt rotunjite n procesul de transport, se definete un

diametru al particulei. Sunt cel puin opt criterii de definire a diametrului unei

particule, ntre care amintim: diametrul sferei cu aceeai suprafa, cu acelai

volum, cu aceeai vitez de cdere (la egal densitate) ntr-un fluid, sau latura

ptratului prin care trece granula. O particularitate important a mrimii

particulelor care alctuiesc rocile, inclusiv pe cele de zcmnt, este aceea a

domeniului mare n care se ncadreaz diametrele lor. Pentru nisip, acest

domeniu cuprinde trei ordine zecimale de mrime. Domeniul ntreg de

dimensiuni ale particulelor care alctuiesc rocile colectoare cuprinde cca ase

204

ordine zecimale de mrime, de la submicroni la centimetri. De aceea, n

reprezentri grafice, se folosete aproape n exclusivitate scara logaritmic

(pentru detalii v. [18]).

14.2. Curbe de distribuie granulometric

Natura mineralogic i transformrile suferite n cursul

transportului, sedimentrii i litificrii determin o anumit compoziie

granulometric a agregatului detritic, adic o anumit distribuie pe

dimensiuni a particulelor componente. Cu alte cuvinte, particulele cu

diverse dimensiuni particip n mod diferit la alctuirea agregatului.

Aceast caracteristic nu este specific numai rocilor neconsolidate, ci

i altor tipuri de agregate: materiale de construcie, catalizatori,

produse alimentare etc. Chiar i pentru rocile detritice slab consolidate

se poate defini o compoziie granulometric, cu condiia unei

dezagregri complete i corecte a rocii (fr sfrmarea granulelor).

Luarea n considerare a tuturor dimensiunilor de granule dintr-o

roc este imposibil. n plus, necesitatea unei standardizri, cel puin

pentru a compara rocile ntre ele, a impus mprirea intervalului de

dimensiuni n subintervale, denumite de clase granulometrice (ex. 0,2 -

0,5 mm). Succesiunea claselor granulometrice poart numele de scar

granulometric. Au fost definite mai multe scri granulometrice, fiecare

rspunznd cel mai bine domeniului de interes i scopului propus. n

general, marginile claselor sunt termenii unei progresii geometrice

care, reprezentate pe o scar logaritmic, se transform ntr-un ir de

numere ntregi (spre exemplu, irul: 1/4, 1/2, 1, 2, se transform, pe o

scar logaritmic n baza 2, n irul: 2, 1, 0, 1). n geologie, cele

mai utilizate sunt scrile Udden-Wentworth: 1/256, 1/128, /64,,1/2,

1, 2,,4096 mm i Atteberg : 0,002, 0,02, 0,2, 2, 20, 200, 2000 mm.

Frecvena granulelor pe clase granulometrice poate fi

cuantificat prin numrul, volumul sau masa lor. De obicei, se folosete

fracia granulometric masic , is , definit prin relaia:

mms ii = , (14.1)

cu m Bi B masa granulelor din clasa i i m - masa total de granule.

205

Descrierea compoziiei granulometrice se poate face i prin

intermediul fraciei cumulative s Boi B, care reprezint masa granulelor mai mici

sau mai mari dect o dimensiune curent, dup cum nsumarea se face

ncepnd cu dimensiunea minim sau cu cea maxim. Relaia de definiie este

urmtoarea:

==

i

jji ss

10 (14.2)

Compoziia granulometric se ilustreaz cel mai sugestiv pe cale

grafic. Reprezentarea irului (mulimea perechilor de clase i fracii

granulometrice): {(BiB-Bi+1B ) is } se numete poligon de frecven sau histogram, iar reprezentarea irului (mulimii) {Bi B sBoiB} se numete poligon cumulativ (fig. 14.1).

Pentru c aceste reprezentri cuprind n mod implicit scara

granulometric acceptat, de obicei se trece la o reprezentare continu.

Astfel, fracia granulometric devine frecvena fBi B, iar poligonul de frecven

(histograma) devine curb de frecven. n mod analog, fracia cumulativ

devine frecven cumulativ, iar poligonul cumulativ devine curb cumulativ

(fig. 14.2).

Trebuie remarcat c valoarea maxim pe curbele de frecven

cumulativ este egal cu unitatea: masa tuturor fraciilor granulometrice este

egal cu masa total, deci suma tuturor fraciilor granulometrice este egal cu

unitatea.

Interpretarea curbelor de frecven i de frecven cumulativ poate fi

fcut din mai multe puncte de vedere. Aspectul teoretic const n scrierea

unei ecuaii pentru curba de frecven, respectiv

206

a b

Fig. 14.1. Reprezentarea grafic a compoziiei granulometrice: a. poligon de frecven; b. poligon cumulativ.

pentru curba cumulativ. Dac este posibil, se face i calculul unor parametri

de distribuie, cum ar fi: media, dispersia, abaterea medie ptratic,

amplitudinea.

Informaiile obinute din curbele de frecven i de frecven

cumulativ se refer la: intervalul de dimensiuni ale agregatului, (amplitudinea

distribuiei), valoarea medie (de frecven maxim), fracia de granule mai

mari sau mai mici dect o anumit valoare a diametrului, uniformitatea

distribuiei .a.

a b Fig. 14.2. Reprezentarea continu a compoziiei granulometrice:

a) curba de frecven; b) curba cumulativ. n figura 14.3 sunt prezentate trei curbe de frecven, respectiv trei

curbe de frecven cumulativ, pentru trei nisipuri care difer ntre ele att

prin dimensiune, ct i prin uniformitate. Astfel, curbele notate cu a i b

207

reprezint dou nisipuri cu dimensiuni asemntoare ale granulelor, dar cu

grade diferite de neuniformitate (nisipul a este mai uniform dect nisipul b).

Cea de a treia curb, c, se aseamn cu curba a din punctul de vedere al

uniformitii, dar difer de aceasta din punctul de vedere al dimensiunilor.

Fig. 14.3. Curbele de frecven i cele de frecven cumulativ pentru trei neconsolidate:

a) cu granulaie fin i uniform; b) cu granulaie fin i neuniform; c) cu granulaie grosier i uniform.

Hazen a definit un coeficient de neuniformitate prin relaia:

10

60

=nc , (14.3)

n care B60 B i B10 Breprezint diametrele corespunztoare fraciilor cumu-lative de 60% (0,6) i, respectiv, 10% (0,1). Se subnelege faptul c pentru un

agregat alctuit din particule de aceeai dimensiune, coeficientul de

neuniformitate este egal cu unitatea. De altfel, pentru acest caz, curbele de

frecven i cele de frecven cumulativ degenereaz ntr-un segment de

dreapt paralel cu ordonata, de lungime unitar.

Necesitatea unor corelri ale compoziiei granulometrice cu alte