Закономерности изменения газопроницаемости пород при льдо- и гидратообразовании тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 00.00.00, кандидат наук Гребенкин Сергей Игоревич

• Гребенкин Сергей Игоревич
• кандидат наук
• 2021

Оглавление диссертации кандидат наук Гребенкин Сергей Игоревич

Введение

Глава 1. Горные породы и их проницаемость

1.1. Пористость и проницаемость пород и методы их определения

1.2. Особенности гидрато- и льдообразования в поровом пространстве горных пород

1.3. Изученность проницаемости мерзлых и гидратосодержащих пород

Глава 2. Характеристика исследуемых пород

Глава 3. Комплексная методика изучения газопроницаемости пород

3.1. Описание установки

3.2. Получения и обработка экспериментальных данных

3.3. Тарировка установки и определение точности измерений

3.4. Методика экспериментальных исследований газопроницаемости мерзлых и гидратосодержащих пород

Глава 4. Изменение газопроницаемости грунтов при оттаивании и промерзании

4.1. Влияние влаго- и льдонасыщенности на проницаемость пород

4.2. Влияние содержания глинистой компоненты на проницаемость песчаных пород

4.3. Влияние температуры на проницаемость дисперсных пород

Глава 5. Закономерности изменения газопроницаемости дисперсных пород при гидратообразовании

5.1. Изменение газопроницаемости образцов грунтов при гидратообразовании при низких положительных температурах

5.2. Влияние промерзания на газопроницаемость гидратосодержащих пород

5.3. Изменение газопроницаемости мерзлых пород при гидратообразовании и оттаивании

5.4. Изменение газопроницаемости мерзлых гидратосодержащих пород в условиях диссоциации газовых гидратов

Заключение

Список литературы

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Закономерности изменения газопроницаемости пород при льдо- и гидратообразовании»

Введение

Процессы льдо- и гидратообразования в горных породах широко развиты в природе. При этом в криолитозоне, при существовании зоны стабильности газовых гидратов, они могут протекать одновременно. Фазовые переходы поровой влаги в лед и газовые гидраты в дисперсных породах существенно изменяют их физические свойства и, в частности, фильтрационные характеристики, которые во многом определяют процессы массопереноса в горных породах.

Изучение фильтрационных свойств льдо- и гидратосодержащих пород имеет важное научное и практическое значение. Исследование газопроницаемости мерзлых и оттаивающих пород представляет огромный интерес при рассмотрении эмиссии природных газов в Арктических районах. Это также важно при анализе результатов газогеохимической съемки в областях распространения ММП при поиске и разведке месторождений углеводородов. Знание фильтрационных свойств гидратосодержащих пород необходимо в первую очередь при анализе возможности добычи газа из гидратных залежей, а также при разработке традиционных газовых месторождений в арктических районах и областях распространения многолетнемерзлых пород (ММП), где продуктивные газовые горизонты залегают неглубоко от подошвы ММП и зон стабильности газовых гидратов и характеризуются низкой пластовой температурой. Добыча газа из этих горизонтов может сопровождаться снижением температур в призабойной части скважин до температурных условий гидратообразования.

Для анализа фильтрационных свойств пород криолитозоны необходимо рассмотреть в экспериментальном плане породы с различным фазовым состоянием поровой влаги: вода-лед, вода-лед-гидрат и вода-гидрат.

Цель работы: экспериментальное исследование закономерностей изменения газопроницаемости льдо- и гидратосодержащих пород при различных фазовых переходах поровой влаги.

В ходе работы решались следующие задачи:

1. Анализ современного состояния исследований проницаемости гидратосодержащих и мерзлых пород;

2. Разработка комплексной методики экспериментального определения газопроницаемости мерзлых и гидратонасыщенных пород;

3. Изучение влияния процессов промерзания и оттаивания дисперсных пород на величину их газопроницаемости;

4. Оценка влияния фазовых переходов поровой влаги в гидрат и лед на изменение газопроницаемости песчаных и супесчаных пород;

5. Определение газопроницаемости гидратонасыщенных пород в условиях диссоциации порового гидрата.

Объектом исследования являлись песчаные и супесчаные грунты, в том числе и модельные, приготовленные из кварцевого песка с добавлением глин каолинитового или монтмориллонитового состава.

Предметом исследований являлись закономерности изменения газопроницаемости пород при льдо- и гидратообразовании.

Фактическим материалом являются результаты экспериментальных исследований, проведённых автором на кафедре геокриологии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова с 2012 по 2017 гг. При непосредственном участии автора в лаборатории кафедры геокриологии было проведено, обработано и проанализировано более 100 длительных экспериментов (продолжительность отдельных опытов достигала месяца).

Методика исследований основана на физическом моделировании мерзлых и гидратосодержащих грунтов и определении их газопроницаемости нестационарным методом. Для оценки параметров гидратосодержания грунтовых образцов в кернодержателе экспериментальной установки использовался PVT метод. Основные физические свойства пород (влажность, плотность, пористость и др.) определялись по стандартным методикам, принятым в грунтоведении.

Научная новизна исследования:

1. Разработана комплексная методика изучения газопроницаемости льдо- и гидратосодержащих пород при гидратонасыщении, замораживании, оттаивании, а также в условиях проявления самоконсервации поровых газовых гидратов;

2. Установлен критический диапазон степени заполнения пор песчаных грунтов льдом и водой (50-60%) выше которого происходит резкое (на порядок и более) снижение проницаемости.

3. Выявлено, что в песчаных грунтах при степени заполнения пор льдом и водой до 40% разница величин газопроницаемости в мерзлом и талом состоянии не превышает 1 порядка, а при больших значениях насыщенности это различие достигает нескольких порядков.

4. Впервые установлено изменение газопроницаемости мерзлых пород в условиях гидратонакопления.

5. Впервые проведена количественная оценка снижения проницаемости гидратонасыщенных песчаных пород при промерзании и оттаивании при газовом давлении выше равновесного.

6. Впервые выявлены закономерности изменения проницаемости в процессе диссоциации порового гидрата в мерзлых гидратонасыщенных породах.

Практическая значимость исследования:

Полученные в ходе выполнения работы данные могут быть использованы для решения фундаментальных научных, а также практических проблем, среди которых:

1) Исследование миграции углеводородов в толще многолетнемерзлых пород;

2) Оценка эмиссии метана при оттаивании многолетнемерзлых пород и разложении газовых гидратов;

3) Создание технологий добычи газа из газогидратных образований в криолитозоне;

4) Оценка фильтрации газа в ореолах оттаивания вокруг добывающих скважин в криолитозоне;

5) Прогноз снижения проницаемости низкотемпературных газовых коллекторов в призабойной зоне при добыче газа в условиях гидратообразования.

Защищаемые положения:

1. Разработанная комплексная методика позволяет исследовать газопроницаемость льдо- и гидратосодержащих пород в широком диапазоне термобарических условий при различных фазовых состояниях поровой влаги.

2. Установлены закономерности изменения газопроницаемости песчаных грунтов в мерзлом и талом состояниях в зависимости от степени заполнения пор льдом и водой, также от минерального состава глинистого заполнителя.

3. Выявлены закономерности изменения газопроницаемости мерзлых песчаных грунтов в условиях образования и разложения газовых гидратов, а также при промерзании гидратонасыщенных грунтов.

Апробация результатов исследования. Результаты и основные положения работы представлялись на международных и российских конференциях: III и IV Международные научно-практические конференции Мировые ресурсы и запасы газа и перспективные технологии их освоения (Москва, 2013, 2017); 19, 20, 21 конференции Геомодель (Геленджик 2017,2018,2019); 8 и 9 международные конференции по газовым гидратам (Пекин, 2014; Денвер, 2017); Международная научная конференция студентов, аспирантов и молодых учёных «Ломоносов» (Москва, 2015, 2016, 2018); Одиннадцатая Международная конференция по мерзлотоведению (Потсдам, 2016); Пятая конференция геокриологов России (Москва, 2016); Вторая Азиатская Конференция по вечной мерзлоте (Саппоро, 2017). Основные положения работы изложены в 8 статьях в журналах, 7 статьях в сборниках, 1 5 докладах и тезисах докладов, представленных на Российских и Международных конференциях, из них 5 статей в журналах, рекомендованных ВАК.

Структура и объём работы. Диссертационная работа содержит 117 страниц текста, состоит из введения, 5 глав и заключения. Работа содержит 38 рисунков и 26

таблиц. Список использованной литературы включает 51 отечественных и 60 зарубежных наименований.

Благодарности. Выражаю искреннюю благодарность своему научному руководителю доценту кафедры геокриологии Чувилину Евгению Михайловичу за постоянную помощь и руководство при проведении экспериментов и написании работы. Также выражаю благодарность сотрудникам центра добычи углеводородов Сколтеха -Буханову Б.А., Соколовой Н.С., Давлетшиной Д.А., аспиранту Жмаеву М.В. и сотрудникам кафедры Геокриологии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова. Отдельная благодарность научным фондам РНФ и РФФИ (грант РНФ 1617-00051, грант РФФИ 17-05-00995), а также компании Тоталь за финансовую поддержку темы исследований.

Глава 1. Горные породы и их проницаемость

Горные породы верхних горизонтов литосферы, имеющие различные пустоты (межзерновые, трещинные, выщелачивания и др.), могут содержать различные фазы влаги (воду, лед, гидрат), жидкие и газообразные углеводороды, а также их смеси.

Наличие пустот в горных породах определяет их фильтрационно-емкостные свойства, и позволяет рассматривать их в качестве коллекторов углеводородов либо подземных вод. Данные свойства горных пород зависят от их состава, строения, генетических особенностей и термодинамических условий существования.

Фильтрационно-емкостные свойства пород включают пористость - пустотное пространство горной породы, а также проницаемость - способность горных пород проводить через себя флюиды (Ханин, 1969; Кобранова, 1986; Яесотепдед..., 1998; Тиаб, Доналдсон, 2009)

1.1. Пористость и проницаемость пород и методы их определения

Пористыми горными породами называются породы, у которых свободное пространство представлено различными по размерам пустотами изометрической формы. Генетически пористость горных пород может быть представлена пустотами существенно различного типа: межзерновая пористость осадочных рыхлых и слабосцементированных пород, связанная с неплотной упаковкой зерен (частиц) минерального скелета; пористость, образующаяся при остывании и связанном с этим уменьшении объема магматических горных пород, пористость, связанная с процессами эпигенетического изменения горных пород (перекристаллизация, выщелачивание растворимых зерен минерального скелета, разуплотнение при уменьшении давления и др.) (Всеволожский, 2007).

Характерные значения общей пористости различных типов горных пород приведены в Таблица 1.

Таблица 1. Значения коэффициента пористости горных пород

(Справочное руководство, 1979).

Породы Средняя

пористость, %

Свежие осадки Илы глинистые 50,0

Торф 80,0

Различные типы почв 55,0

Породы верхней части Пески 35,0

зоны выветривания Лёсс, лессовидные 45,0

суглинки

Покровные суглинки 35,0

Глины 35,0

Осадочные породы Пески рыхлые 25-35,0

Песчаники 10-20,0

Глины 20-40,0

Гипс 1,0

Мел 30,0

Опока 35,0

Метаморфические Сланцы глинистые и 4,0

породы др. 2,0

Кварциты, гнейсы,

мрамор

Магматические Порфириты 2,0

породы Граниты, сиениты 1,0

Эффузивы 2,0

Интрузивы 1,0

В качестве типичных поровых сред обычно рассматриваются только обломочные (кластические) горные породы, пористость которых, как было указано выше, определяется наличием пустот (пор) между зернами минерального скелета, имеющими различную форму и размеры (гранулярные среды). Общая пористость (коэффициент общей пористости) обломочных пород определяется главным образом формой частиц, степенью их уплотнения и отсортированностью и теоретически для пород, сложенных однородными по размеру частицами правильной формы, не зависит от размера частиц.

На основе геометрии частиц породы и их расположения можно выделить факторы, определяющие величину пористости обломочных пород (Тиаб, Доналдсон, 2009):

(а) Однородность зерен по размеру. Если мелкие алевритовые или глинистые частицы смешаны с более крупными песчаными зернами, то эффективная пористость песчаника (представленная сообщающимися между собой порами) значительно уменьшается.

(б) Степень цементации или консолидации. Хорошо сцементированные песчаники имеют низкую пористость, тогда как рыхлые неуплотненные породы имеют высокую пористость.

(в) Степень уплотнения во время и после отложения осадка. При уплотнении осадка происходят ликвидация пустот и выдавливание флюидов за счет прогрессирующего сближения минеральных частиц, особенно ярко выраженные в случае тонкозернистых осадочных пород.

(г) Способы упаковки. При возрастании давления вышележащих отложений плохо отсортированные угловатые зерна песка испытывают прогрессирующее изменение упаковки от хаотической к более плотной. Происходит также частичное дробление и пластическая деформация частиц песка.

По происхождению поры в горной породе можно разделить на первичные, которые сформировались в момент образования горной породы, и вторичные, возникшие уже после образования породы, в процессе ее литогенеза (Ханин, 1969; Кобранова, 1986; Петрофизика, 2004; Тиаб, Доналдсон, 2009).

Первичными являются различного вида поры между обломками (зернами), осадочной породы, достаточно равномерно рассеянные в массиве терригенных и карбонатных пород. Такие поры называются межгранулярными или межзерновыми. К вторичным полостям относятся трещины, каверны или каналы выщелачивания минералов (Петрофизика, 2004).

Классические примеры пород с первичными порами — это осадочные терригенные породы: пески, песчаники, глины. Примеры пород с вторичными полостями — трещинные и трещиннокавернозные известняки.

Также поры делятся по размеру, в зависимости от взаимодействия поверхности частиц с поровой водой: сверхкапиллярные (д>10-4 м), капиллярные (10-4<д>10-7 м), субкапиллярные (10-7<д>2 10-9 м) и микропоры (д<210-9 м) (Тиаб, Доналдсон, 2009).

Cубкапиллярными и микропорами чаще являются межкристаллические пустоты -между плоскостями спайности кристаллов, пустоты между отдельными кристаллами, а также пустоты в кристаллических решетках.

Пустоты между зернами или частицами, т. е. поры любого типа во всех типах пород, варьируют в диапазоне от субкапиллярных до сверхкапиллярных.

Геометрия многих крупных залежей углеводородов во многом определяется напластованием - на плоскостях напластования и параллельно им концентрируются пустоты многих типов. Причиной их возникновения являются различия пластов по осадочному материалу, размерам и взаимному расположению частиц, а также обстановке осадконакопления.

Также возможно формирование пор в результате накопления фрагментов скелетов живых организмов, при упаковке оолитов, пустот, созданных живыми организмами в первичном осадке.

Вторичная пористость является результатом геологических процессов, протекающих после отложения осадка. Количество, форма, размер и взаимосвязанность таких пор могут не иметь прямой связи с формой частиц исходного осадка.

По характеру взаимной связи между порами и движению флюидов в породе выделяют, главным образом, общую и открытую пористость.

Коэффициентом общей пористости n называется объем всех полостей, как сообщающихся между собой (или открытых), так и не сообщающихся (закрытых). Количественно общую пористость рассчитывают по соотношению плотностей сухой породы и минеральных зерен (Гудок и др., 2007; Петрофизика, 2004).

Коэффициентом открытой пористости По оценивается объем пор, сообщающихся между собой в породе и с окружающей средой (Гудок и др., 2007; Добрынин и др., 2004). Открытую пористость определяют путем взвешивания сухих и насыщенных керосином образцов пород с последующим нахождением объема парафинированных образцов путем их взвешивания в керосине (метод Преображенского):

Для низкоглинистых высокопористых и рыхлых пород общая и открытая пористости отличаются незначительно. Для пород с большим содержанием субкапиллярных пор (например, глины) различие может быть весьма существенным.

Чтобы являться коллектором, порода должна быть не только пористой, но еще и позволять флюидам двигаться по сообщающимся порам.

Вопросы течения жидкостей и газов сквозь пористые среды изложены в монографиях Г. Н. Каменского (1933), Л . С. Лейбензона (1947), М. Маскета (Muskat, 1937), Л. Клинкенберга (Klinkenberg, 1941), П. Кармана (Carman, 1956), А. Шейдеггера (Scheidegger, 1957) и др.

Свойство породы пропускать флюиды называется проницаемостью. (Ханин, 1969; Кобранова, 1986; Recomended..., 1998; Тиаб, Доналдсон, 2009). Выделяют проницаемость по газу, воде, нефти и др.

Для количественного определения проницаемости горных пород обычно пользуются линейным законом фильтрации А. Дарси (Darcy, 1856): линейная скорость фильтрации жидкости в породе пропорциональна градиенту давления и обратно пропорциональна динамической вязкости. Коэффициент пропорциональности k в этом уравнении называют коэффициентом проницаемости породы:

у=д/Е=к-Арпл/(^) (1)

где v — линейная скорость фильтрации; Q — объемный расход жидкости; F — площадь фильтрации; ц — динамическая вязкость жидкости; Ар пл перепад давления; АL — длина фильтрующей пористой среды (Добрынин и др., 2004). к=дрАЩАршР) (2)

При измерении проницаемости по газу для учета сжимаемости последнего в формулу (2) подставляют объемный расход газа через породу Qг, приведенный к среднему давлению pпл = (р1+р2)/2, где р1 и р2 — соответственно давление газа на входе и выходе из образца породы. По закону Бойля-Мариотта для идеальных газов:

Ог=2доро/(Р1+Р2) (3)

где Qo— расход газа при атмосферном давлении р0. Подставляя (3) в уравнение (1) получим

k=2QоpоMгАL/((pl2-p22) ¥) (4)

В Международной системе единиц (СИ) величины, входящие в формулы (1) и (2), имеют размерности: [АL] = м; = м2 = м3/с; [р] = Па; [ц] = Пас.

Следовательно,

[Ц=(м3/с Па с м)/(Па м2) = м2

Таким образом, за единицу проницаемости в 1 м2 принимается проницаемость такой пористой среды, при фильтрации через образец которой площадью F =1 м2, длиной АL =1 м и при перепаде давления Ар=1 Па расход жидкости вязкостью ц =1 Пас составит Q=1 м3/с. Это очень крупная единица и в практике применяют дольное ее значение, квадратный микрометр (мкм2). На практике часто используют единицу дарси (Д) и миллидарси (мД): 1Д =1,02 • 10-12 м2 = 1,02 мкм2.

Исследования однофазовой проницаемости можно разделить на категории: те, которые используют поток газа или жидкости в стационарных или нестационарных (переходных) условиях. Также по направлению потока флюида через образец выделяют эксперименты с осевым потоком (в случае цилиндрического образца от одного торца к другому) и радиальным (от центра образца к краям).

Предполагается, что все измерения проводятся в изотермических условиях, для чего при определенных условиях требуются значительные усилия с точки зрения техники и достижения результата.

Таблица 2 представляет собой справочное руководство по быстрому выбору типа измерения проницаемости по газу и жидкости, соответственно, с применением как метода стационарного режима, так и переходного (Recomended..., 1998). В ней перечислены основные преимущества и недостатки каждого метода, его приблизительный диапазон значений проницаемости и примеры конкретного применения

Таблица 2. Быстрый выбор типа измерения и руководство по определению

проницаемости по газу (Recomended..., 1998).

Тип измерения Прибли зит диапазо н значени й прониц аемости , мД Оборудование или применение Основные преимущества Основные недостатки

Осевой 0,1- Аппарат Низкая Трудоемкий

поток, 10000 низкого капитальная процесс, высокие

образцы давления с стоимость, эксплуатационные

керна в манометрами, простая система издержки, нет

условиях диафрагменны ручного корректировки на

стационар м управления, проскальзывание,

ного расходомером длительная необходима

режима эксплуатация, проверка на

большая база инерционное

данных для сопротивление

сравнения

Осевой поток, образцы керна в условиях стационар ного режима 0,110000 Аппарат с электронными датчиками, высокое давление обжима в кернодержател е Процесс может быть автоматическим, можно создать условия, приближенные к пластовым, более высокая точность, чем при работе с ручной системой Необходимо сделать множественные измерения с учетом поправки проскальзывания газа, необходимо учитывать небольшое инерционное сопротивление

Осевой 0,001- Широкий Адаптирован для Более высокие

поток, 30000 диапазон: автоматизации; не капитальные

спад определения требуется затраты для

импульса при нагрузке расходомера; автоматизированной

давления от средней до можно получать системы с

в образцах высокой с значения высокоточными

керна поправкой на Ь проницаемости в датчиками давления

и р пластовых условиях ^ж) и kg и системой приема данных

Осевой .00001- Оборудование Единственный Требуется высокое

поток, 0,1 высокого метод для давление,

срез напряжения ультранизкой герметичная система

импульса для очень проницаемости; с

в образцах низких хорошо высококачественны

керна значений адаптирован для ми датчиками и

проницаемост автоматизации; на системой приема

и том же оборудовании можно определять пористость данных - более высокие капитальные затраты

Проницае 1-10000 Нулевое Не требуется Нулевое

мость по напряжение, подготовки напряжение, нет

зонду, высокая образцов керна высоких значений

стационар плотность, (рекомендуется проницаемости,

ный локальные распиловка керна); скорректированных

режим, измерения для относительно на проскальзывание,

полноразм неоднородного быстрый процесс;

ерный керна может быть

керн автоматизированн ым или переносным

Проницае 0,001- Нулевое Не требуется

мость по 30000 напряжение, подготовки

зонду, высокая образцов керна

резкое плотность, (рекомендуется

снижение локализованны распиловка керна);

давления е измерения очень быстрый

на для процесс; может

полноразм неоднородного быть

ерном керна автоматизирован;

керне скорректирован на ь, в

Поперечн 0,02- Направленная Можно измерять Более дорогой

ый, 500 проницаемость «горизонтальную» процесс очищения и

стационар в проницаемость в подготовки образца

ный полноразмерно различных полноразмерного

режим, м керне (или направлениях; керна; только ^ не

полноразм образце) для усреднение требует

ерный и k90° получается при множественных

керн применении образцов полноразмерного керна измерений

Радиальн 0,01- Среднее Измеряет Трудный процесс

ый, 250 значение среднюю подготовки

стационар ный проницаемост «горизонтальную» образцов; нет

и во всех проницаемость в радиального

радиальных большом образце напряжения;

режим, направлениях проницаемость

полноразм в образцах существенно

ерный полноразмерно зависит от

керн го керна состояния центрального «ствола»

Осевой 1000- Гравитационно Простое недорогое Низкое

поток в 40000 е течение оборудование (но противодавление -

стационар через высоко требующее сложно дать

ном проницаемые электронных весов гарантию того, что в

режиме в цилиндрическ для определения образце керна не

образцах с ие образцы скорости потока) осталось газа

использов керна

анием

давления

жидкости

Осевой 0,1- Оборудование Можно Не вызывает

поток, 20000 с автоматизировать, коррозии,

стационар электронными можно нагнетание насосом

ный датчиками, приблизиться к под давлением от

режим высокое пластовым среднего до

давление, условиям; может высокого, дорогая

кернодержател быть наиболее аппаратура

ь, прилагается представительным определением проницаемости в коллекторе управления

Осевой ,00001- Оборудование Единственный Требуется высокое

поток, 0,1 высокого метод для давление,

срез напряжения ультранизкой герметичная система

импульса для очень проницаемости; с

в образцах низких хорошо высококачественны

керна значений адаптирован для автоматизации; не ми датчиками и системой приема

проницаемости требуется данных - высокие

расходомер: капитальные

скорость затраты

рассчитывается

по данным Ар и /

Поперечн 0,005- Направленная Можно измерять Аналогично как для

ый 500 проницаемость «горизонтальную осевого

стационар в » проницаемость стационарного

ный полноразмерно в различных потока (выше):

поток, м керне (или направлениях; более дорогой

полноразм образце) для ^ усреднение процесс очищения и

ерный и k90° получается при подготовки образца

керн применении полноразмерного

образцов керна

полноразмерного

керна

Радиальн 0,002- Среднее Измеряет Как упоминалось

ый 250 значение среднюю выше: трудный

стационар проницаемости «горизонтальную процесс подготовки

ный во всех » проницаемость образцов; нет

поток, радиальных в большом радиального

полноразм направлениях в образце напряжения;

ерный образцах проницаемость

керн полноразмерно существенно

го керна зависит от

состояния

центрального

«ствола»

Основные преимущества использования газа по сравнению с жидкостью: простое применение - не требуются специальные методы насыщения образцов флюидами, газ не вступает в реакцию с породой; не вызывает коррозии оборудования. После проведения экспериментов не требуется последующая очистка образцов и оборудования. Газ менее склонен к переносу мелких частиц в образце породы, чем жидкость.

Основные недостатки: требуется поправка на эффект проскальзывания газа -особенно в случае с низкопроницаемыми породами. Подвержен значительному высокоскоростному инерционному сопротивлению в высокопроницаемых породах. Необходимая герметичность достигается сложнее, чем в случае с жидкостью. В некоторых случаях результаты по проницаемости могут быть менее репрезентативными, чем в коллекторе.

Проницаемость горных пород зависит не только от свойств самой породы, но и от взаимодействия фильтрующихся флюидов с породами и числа фильтрующихся фаз. В соответствии с этим различают абсолютную, фазовую и относительную проницаемости (Гудок и др., 2007; Добрынин и др., 2004; Тиаб, Доналдсон, 2009).

Под абсолютной (или физической) проницаемостью понимают проницаемость пористой среды, которая определена при фильтрации единственной фазы, физически и химически инертной к породе. Обычно такой фазой являются газообразные азот или воздух. Абсолютная проницаемость — это свойство породы и она практически не зависит от свойств флюида. Определение ее производится на отмытых и экстрагированных от углеводородов сухих образцах.

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Гребенкин Сергей Игоревич, 2021 год

использов керна

анием

давления

жидкости

Осевой 0,1- Оборудование Можно Не вызывает

поток, 20000 с автоматизировать, коррозии,

стационар электронными можно нагнетание насосом

ный датчиками, приблизиться к под давлением от

режим высокое пластовым среднего до

давление, условиям; может высокого, дорогая

кернодержател быть наиболее аппаратура

ь, прилагается представительным определением проницаемости в коллекторе управления

Осевой ,00001- Оборудование Единственный Требуется высокое

поток, 0,1 высокого метод для давление,

срез напряжения ультранизкой герметичная система

импульса для очень проницаемости; с

в образцах низких хорошо высококачественны

керна значений адаптирован для автоматизации; не ми датчиками и системой приема

проницаемости требуется данных - высокие

расходомер: капитальные

скорость затраты

рассчитывается

по данным Ар и /

Поперечн 0,005- Направленная Можно измерять Аналогично как для

ый 500 проницаемость «горизонтальную осевого

стационар в » проницаемость стационарного

ный полноразмерно в различных потока (выше):

поток, м керне (или направлениях; более дорогой

полноразм образце) для ^ усреднение процесс очищения и

ерный и k90° получается при подготовки образца

керн применении полноразмерного

образцов керна

полноразмерного

керна

Радиальн 0,002- Среднее Измеряет Как упоминалось

ый 250 значение среднюю выше: трудный

стационар проницаемости «горизонтальную процесс подготовки

ный во всех » проницаемость образцов; нет

поток, радиальных в большом радиального

полноразм направлениях в образце напряжения;

ерный образцах проницаемость

керн полноразмерно существенно

го керна зависит от

состояния

центрального

«ствола»

Основные преимущества использования газа по сравнению с жидкостью: простое применение - не требуются специальные методы насыщения образцов флюидами, газ не вступает в реакцию с породой; не вызывает коррозии оборудования. После проведения экспериментов не требуется последующая очистка образцов и оборудования. Газ менее склонен к переносу мелких частиц в образце породы, чем жидкость.

Основные недостатки: требуется поправка на эффект проскальзывания газа -особенно в случае с низкопроницаемыми породами. Подвержен значительному высокоскоростному инерционному сопротивлению в высокопроницаемых породах. Необходимая герметичность достигается сложнее, чем в случае с жидкостью. В некоторых случаях результаты по проницаемости могут быть менее репрезентативными, чем в коллекторе.

Проницаемость горных пород зависит не только от свойств самой породы, но и от взаимодействия фильтрующихся флюидов с породами и числа фильтрующихся фаз. В соответствии с этим различают абсолютную, фазовую и относительную проницаемости (Гудок и др., 2007; Добрынин и др., 2004; Тиаб, Доналдсон, 2009).

Под абсолютной (или физической) проницаемостью понимают проницаемость пористой среды, которая определена при фильтрации единственной фазы, физически и химически инертной к породе. Обычно такой фазой являются газообразные азот или воздух. Абсолютная проницаемость — это свойство породы и она практически не зависит от свойств флюида. Определение ее производится на отмытых и экстрагированных от углеводородов сухих образцах.

Абсолютная проницаемость, определенная в экспериментах по газу по формуле (4), зависит от величины среднего давления рпл : к = кпрт + K/рпл (5)

где k^— проницаемость при pH^ ; К — коэффициент. Это явление получило название эффекта проскальзывания газа или эффекта Клинкенберга (Klinkenberg, 1941). Величина k^ приближается к проницаемости породы, определенной по несжимаемой инертной жидкости.

Газопроницаемостью грунтов называется способность пропускать сквозь себя газ при наличии перепада давления (Грунтоведение, 2005, Кобранова, 1986).

Так как в большинстве случаев в порах горных пород присутствуют несколько компонент, то необходимо использовать эффективную проницаемость пористой среды, являющуюся мерой проводимости флюида до определенной фазы многофазной флюидной системы, находящейся внутри среды, где определено насыщение каждой фазы (Кобранова, 1986).

Относительная проницаемость - это отношение эффективной проницаемости и абсолютной (Грунтоведение, 2005; Мирзаджанзаде и др., 2005).

На абсолютную газопроницаемость наиболее сильно влияют структурно-текстурные особенности грунтов: дисперсность, отсортированность частиц, величина открытой пористости, форма частиц и поровых каналов, тип текстуры грунта и др. Наибольшей газопроницаемостью обладают крупнодисперсные грунты без заполнителя, хорошо отсортированные чистые пески, а также скальные грунты с высокой открытой пористостью — известняки, песчаники, туфы и др.

Наибольшее влияние на проницаемость оказывают форма и размер песчаных зерен. В случае, когда строение породы представляет собой равномерно расположенные крупные и плоские зерна, ориентированные горизонтально, горизонтальная проницаемость (^ор) этой породы будет очень высокой, тогда как вертикальная проницаемость (Кв) будет от средней до высокой. Если порода состоит из изометричных, однородных по размеру зерен, то ее проницаемость будет высокой и примерно одинаковой в обоих направлениях.

При уменьшении размера зерен будут уменьшаться диаметры каналов и пор, в следствие чего будет снижаться и проницаемость, при этом общая пористость может увеличиваться. В данном случае вертикальная проницаемость обычно ниже из-за ориентировки зерен в процессе литогенеза. Коллекторы с проницаемостью, зависящей от направления, называются анизотропными. Большинство углеводородных коллекторов в той или иной мере анизотропны. При этом анизотропия проявляется не только в проницаемости, но и в других свойствах породы - теплопроводности, электрическом сопротивлении, скоростях прохождения акустических волн.

Вторым значительным фактором, влияющим на проницаемость, является слоистость. Минералы пластинчатой формы, такие как мусковит, а также прослои глины, играют роль барьеров для вертикальной фильтрации, т. е. резко снижают вертикальную проницаемость. В таких породах отношение Kгор/Kв обычно изменяется в диапазоне от 1,5 до 3, а в некоторых коллекторах может превышать 10. Однако иногда ^ор, выше, чем благодаря наличию трещин или вертикальных поверхностей отдельности и вертикальных каналов выщелачивания. Горизонтальная фильтрация может ухудшаться в случае наличия трещин, заполненных глинистым материалом. Определяющее влияние глинистых минералов на проницаемость породы часто связано не только с их количеством, но также и с их минералогическим составом и с составом поровых флюидов. Если глинистые минералы, выстилающие поверхность зерен пласта, увеличатся в объеме (разбухнут) и/или сместятся из-за изменений химизма поровых флюидов или проникновения фильтрата бурового раствора в пласт - проницаемость значительно уменьшится (Тиаб, Доналдсон, 2009).

Третий фактор - цементация. Цемент, представленный глинистым материалом, имеет свою пористость, однако поры имеют субкапиллярный размер, за счет чего поры цемента практически не участвуют в фильтрации флюидов. Таким образом, наличие

цемента в поровом пространстве уменьшает эффективную пористость и снижает проницаемость.

Глинистые породы, хотя и обладают обычно высокой пористостью, характеризуются низкой газопроницаемостью, поскольку они имеют преимущественно тонкие капиллярные и ультрапоры, движение газа в которых затруднено. Строго говоря, глинистые породы вообще не характеризуют абсолютной газопроницаемостью, поскольку они всегда содержат то или иное количество воды (Грунтоведение, 2005).

Значительно более сложным образом различные факторы влияют на эффективную газопроницаемость грунтов. Наряду с теми же факторами, которые определяют абсолютную газопроницаемость, она зависит от влияния других компонентов и фаз и от взаимодействия газа с различными составляющими грунта. Наличие в порах иных компонентов приводит к снижению газопроницаемости в той или иной степени. Присутствие в порах воды, льда, газовых гидратов и др. является основным фактором, снижающим эффективную газопроницаемость. По мере увеличения степени заполнения пор грунта эффективная газопроницаемость закономерно снижается и при полном насыщении пор грунта падает до нуля (Ханин, 1969; Кобранова, 1986; Rezaee et а1., 2012).

На эффективную газопроницаемость влияет и адсорбция газов минералами: чем выше сорбционная способность минералов грунта по отношению к данному газу, тем ниже его эффективная газопроницаемость. Наряду с адсорбцией газы могут растворяться в жидкой фазе, присутствующей в том или ином количестве в порах грунта, а также образовывать газовые гидраты при определенных термобарических условиях (Грунтоведение, 2005).

В связи с этим для рассмотрения вопросов проницаемости породы, содержащей лед и гидрат необходимо сначала рассмотреть закономерности их формирования в поровом пространстве и их влияние на свойства пород.

1.2. Особенности гидрато- и льдообразования в поровом пространстве горных пород

Научный интерес к проблемам формирования льда в поровом пространстве горных пород возник намного раньше, чем исследования гидратосодержащих пород.

Изучение льда в мерзлых породах и связанных с этим свойств началось в связи с

и и и и л и

постройкой и эксплуатацией сооружений в начале 20 века, например западной части Амурской железной дороги (1909—1914 гг.). Здесь мерзлотными исследованиями занимались Н. С. Богданов (1912), А. В. Львов (1916) и др. Эти работы внесли значительный вклад в развитие инженерного и общего мерзлотоведения (Ершов, 1987).

В это же время работники Переселенческого управления и Метеорологического бюро приступили к исследованию почв, растительного покрова, земледелия и водоснабжения в условиях распространения многолетнемерзлых пород. Здесь следует отметить работы Н. И. Прохорова, П. И. Колоскова, М. И. Сумгина, Л. И. Прасолова, Б. Б. Полынова, Б. Н. Сукачева, Р. И. Аболина (Ершов, 1987).

В первой половине 20 века были отдельные работы, но системное изучение микростроения не проводилось.

За рубежом первые публикации, посвященные поровому льду относятся к 30м годам 20 века и посвящены изучению морозного пучения пород (Табер и Бесков).

Системное изучение особенностей образования порового льда в промерзающих породах началось с середины XX века, когда в геокриологии сформировалось петрографическое и физико-химическое направления, которые начали активно использовать микроструктурные методы исследования. Изучение мерзлых осадочных пород, закономерностей формирования их состава и свойств получило широкое развитие в связи с активным хозяйственным освоением регионов криолитозоны.

П. А. Шумский, О. С. Коннова, Б. А. Савельев, А. М. Пчелинцев, Е. А. Втюрина, Б. И. Втюрин, Т. Н. Жесткова, В. В. Рогов, X. Г. Зигерт и другие развивали петрографическое направление (Основы геокриологии, ч.2, 1996). В их работах приведены подробные описания криогенного строения на макро- и микро-уровне, выявлены закономерности его изменения в зависимости от дисперсности и минерального состава пород, на основе анализа фактического материала предложены классификации типов льда-цемента в зависимости от степени и характера заполнения пор.

Изучая структуру мерзлых песчаных и глинистых пород, А. М. Пчелинцев выделил пять типов льда-цемента: базальный, поровый, пленочный, контактный и смешанный. В работах А. М. Пчелинцева (1964), Б. И. Втюрина (1975), Е. А. Втюриной (1970) и других нашло отражение исследование микроструктурных и микротекстурных

особенностей мерзлых пород. Детальные изучения льда-цемента в зависимости от условий промерзания, состава и строения грунтов были проведены В. В. Роговым(1978) и X . Г. Зигерт (1981).

Дисперсность является одним из определяющих факторов формирования

/-Ч о о

микростроения мерзлых пород. С одной стороны, размер минеральных отдельностей характеризует структурные особенности породы и определяет размер образующихся при промерзании кристаллов льда (Шумский, 1957; и др.), с другой — обусловливает интенсивность проявления таких физико-химических процессов, как льдообразование и миграция влаги, усадка минерального скелета за счет обезвоживания, коагуляция и агрегирование тонкодисперсного материала (Ершов, 1979). По характеру формирования криогенного микростроения среди дисперсных пород выделяются грубодисперсные (песчаные) и тонкодисперсные (глинистые) породы, которые резко различаются между собой по интенсивности развития физико-химических и механических процессов. Криогенное строение крупнообломочных пород слабо зависит от размера обломков, но в значительной степени обусловлено наличием и дисперсностью заполнителя.

тт и и и и

Частицы песчаных пород обладают малой удельной поверхностной энергией, вследствие чего при промерзании в них практически не происходит миграционного перераспределения влаги. Внутрипоровая вода по энергетическому состоянию близка к свободной воде и при фазовых переходах в основном фиксируется на месте в виде льда-цемента, либо отжимается при быстром промерзании пород. В целом для мерзлых песков характерна массивная криогенная текстура с относительно равномерным распределением льда-цемента. Контакт песчаных зерен преимущественно точечный. Структурно-текстурные характеристики минерального скелета песчаных пород при промерзании—оттаивании изменяются слабо по сравнению с глинистыми породами. Особенностью грубодисперсных пород является незначительное содержание незамерзшей воды. В зависимости от влагосодержания в промерзающих песчаных

/ и \ с» и и

породах образуются манжетный (контактный), пленочный, поровый и базальный типы льда-цемента (Шумский, 1957; Пчелинцев, 1964).

Иногда может образовываться игольчатый лед-цемент аблимационного генезиса. Структура льда-цемента песчаных пород изучена далеко не достаточно. По данным П. А. Шумского (1957), она относится к типу кристаллически зернистых. В крупнозернистых

песках ориентировка кристаллов льда находится под влиянием минерального скелета, часто кристаллы ориентированы нормально к поверхности зерен.

С уменьшением дисперсности песка отмечается понижение среднего размера кристаллов льда-цемента, а также увеличение упорядоченности их оптических осей, так как искажение теплового потока за счет различной теплопроводности минеральных зерен и льда становится незначительным. Как установлено О. С . Конновой (1961), частицы размером менее 1,2—0,15 мм вообще не оказывают влияния на кристаллографическую ориентировку, и развитие кристаллов льда идет только в направлении главной оси.

В 70-80х годах XX века с развитием новых методов исследования в изучении микростроения мерзлых пород оформилось новое направление исследование поровой влаги в мерзлых породах — физико-химическое. Это направление рассматривает формирование и преобразование микростроення мерзлых пород на основе учета различных физико-химических процессов: агрегации, диспергации, коагуляции, расклинивающего действия водных пленок, миграции влаги и др. Наибольшее применение эти работы нашли при рассмотрении глинистых горных пород.

В работах Э. Д. Ершова (1979, 1987, 1988), Б. А. Савельева, Т. Н. Жестковой (1980, 1982), Ю. П. Лебеденко, О. С. Конновой, Е. М. Чувилина (1988), Комарова (2003), Чеверева (2004) и других изучалось влияние теплофизических и массообменных процессов на формирование криогенного макро- и микростроения пород. Этими исследованиями было установлено, что скорость роста кристаллов льда находится в прямой зависимости от интенсивности миграционного потока влаги. Образование вертикальных прослоев связано с миграцией влаги в основном под действием градиентов напряжений, а горизонтальных — в сумме с действием градиентов температур. Поэтому интенсивность роста вертикальных прослоев льда меньше, чем горизонтальных, кристаллы в них отличаются не только размерами, но и ориентировкой оптических осей. В горизонтальных прослоях льда кристаллы имеют вертикальную ориентировку главной оптической оси, а в вертикальных, наоборот, горизонтальную.

Отдельные работы были посвящены изучению перестройки порового пространства дисперсных пород при их промерзании, что связано с изучением формирования фазового состава пород, их теплофизических, массообменных и деформационно-прочностных свойств. В большинстве работ формирование скелетной

пористости в замерзшей части грунта связывается с возникновением и ростом ледяных кристаллов, их способностью к раздвижению и деформированию структурных элементов породы (Шумский, 1957; Пчелинцев, 1964; и др.). При этом учитывается интенсивность миграции влаги или ее отсутствие. Если перераспределения влаги не происходит и влажность не изменяется, то увеличение пористости невелико и составляет 3—4% от начального значения, что обусловлено преимущественно объемным расширением воды при фазовом переходе. В случае миграции влаги и избыточного льдовыделения пористость минерального скелета намного превышает начальную пористость. Многие исследователи отмечали также изменения конфигурации пор в результате промерзания.

Получить визуальные наблюдения изменения порового пространства и льда в порах удалось с появлением цифровой микроскопии и томографии.

С помощью метода томографии можно различить лед, воздух и твердофазную матрицу и отследить, как меняется их конфигурация в ходе различных процессов, в том числе при образовании льда и ледяных шлиров в промерзающей почве и грунтах, при взаимодействии льда со структурными элементами твердой матрицы в (Taina et al., 2008, 2013; Torrance, 2008; Давлетшина и др, 2014). Опыты с насыпными образцами грунтов показали, что грунты разного генезиса различно откликаются на воздействие в виде многократного промерзания-оттаивания. Изменения строения образца за счет многократного перехода влаги из жидкого состояния в твердое накладывается на изначальный характер строения насыпного образца (Романенко и др., 2017).

Первые данные по условиям гидратообразования в поровом пространстве были получены Ю.Ф. Макогоном (1974, 2003). Он проводил эксперименты на кварцевом песке и естественных образцах песчаного керна и использовал природный углеводородный газ и метан.

Исследования гидратосодержащих образцов под микроскопом, проведенные В.С. Якушевым (2009) позволили установить, что гидраты накапливаются в поровом пространстве на поверхности минеральных частиц, в виде скоплений мелких кристаллов пленок, а также в виде отдельных порфиров, которые практически полностью цементируют поры. Газогидратные образования в поровом пространстве пористые, напоминающие плотный снег, аналогичный пористый гидрат наблюдался в

микротомографических исследованиях Куса (1999) или массивные, стеклянного вида, сходные со льдом.

Е.М. Чувилиным с соавторами (1999) было установлено, что наличие в поровом пространстве песчаных пород глинистых частиц значительно снижает возможности гидратообразования, затрудняет влагоперенос и газообмен внутри породы. Гидратообразование в уплотненных песчаных породах прекращается при переходе от легких супесей (содержание глинистых частиц 2-5 %) к тяжелым (содержание глинистых частиц 5-10 %)

За рубежом активное изучение гидратов в поровом пространстве пород началось в конце XX века. В ряде государств, таких как США, Канада, Япония проводились государственные программы по изучению гидратных месторождений.

Благодаря развитию методов рентгеновской томографии в начале 2000х годов были описаны основные модели гидратообразования в поровом пространстве.

Ж. Дворкиным с соавторами (2000) было предложено 4 модели гидратообразования в поровом пространстве (Рисунок 1).

3) Покрывающий 4) Мостовой

Рисунок 1. Типы распределения гидрата метана в пористых средах (Дворкин и др.,

2000).

Плавающий тип образуется, когда гидрат распределяется в поровом пространстве; несущий, когда гидрат формирует зерна, подобное зерну песка; покровный - гидрат

покрывает поверхность зерен песка; и в четвертом случае гидрат соединяет зерна песка (мостовой тип).

Б. Тохиди с соавторами (2001) показали, что гидрат метана образуется преимущественно в центре пор в водонасыщенных системах, первоначально содержащих отдельные пузырьки газа. Л. Штерн с соавторами (2000) и П. Войт (2002) показали, что гидрат цементирует частицы пород в богатых газом системах, изначально содержащих ледяные зерна, которые являются фактически дискретными единицами воды.

Мельников с соавторами (2003) провели расчет образования гидрата из минерализованной воды в порах горных пород. Авторами было установлено, что PT условия смещаются в область низких температур и давлений при уменьшении размера пор менее 1 мкм. Исследования минерализации показали, что существенное влияние на PT условия проявляются при минерализации 0,5% и более.

Т. Юн с соавторами (2005) исследовали образование гидрата тетрагидрофурана в пористых средах путем измерения сейсмических скоростей. Они пришли к выводу, что начальное зарождение гидрата в порах может происходить на поверхности зерен песка, и гидрат растет наружу в поровое пространство, не принимая мостиковых или плавающих распределений. С другой стороны, П. Бабу с соавторами (2013) наблюдали образование и диссоциацию гидрата метана в кварцевых и активированных углеродных песках. В кварцевых и мелкозернистых углеродных песках фронты формирования наблюдались отчетливо в мезждузерновом поровом пространстве, тогда как гидрат, образованный на поверхности песка в поре крупнозернистого углеродного песка, не проявлял явных фронтов.

Используя синхротронную рентгеновскую расчетную микротомографию, П. Керкар с соавторами (2014) обнаружили, что гидраты метана зарождаются случайным образом в порах, образованных распределенными стеклянными шариками (Рисунок 2). Это пятнистое распределение гидратов СШ соответствовало природным гидратонасыщенным отложениям.

Рисунок 2. Образование гидрата метана в водонасыщенном кварцевом песке (^^г et э1., 2014).

Интересно, что Ж. Жао с соавторами (2015) визуализировали гидратосодержащие отложения природного газа с использованием микрофокусной рентгеновской компьютерной томографии (КТ). Они пришли к выводу, что гидрат природного газа в основном имеет тенденцию быть плавающим, независимо от смачиваемости и размера зерна, и что зарождение инициируется на границе раздела газ-вода в виде линзообразных кластеров. Кроме того, С. Дай с соавторами (2012) измеряли физические свойства гидратосодержащих осадков и предположили, что размер гидратонасыщенных зон в поровом пространстве влияет на физические свойства пород; т. е. их электропроводность, гидравлическая проводимость и теплопроводность возрастают по мере увеличения количества насыщенных гидратом зон.

Было проведено много исследований по рентгеновской визуализации пористых сред, содержащих газовые гидраты. П. Войт с соавторами ^айе et а1. 2008) исследовали физические свойства газогидратсодержащих отложений с помощью рентгеновской томографии для отслеживания изменений плотности гидратосодержащих песков в условиях гидратообразования и диссоциации поровых гидратов. Используя рентгеновскую томографию, Т. Нифсей с соавторами (2008) представили анализ

распределения плотности при образовании гидратов и количественно оценил влияние размера зерна на образование и диссоциацию гидрата метана.

В последние годы томографическим исследованием поровых гидратов уделено много внимания. Так в работе Л. Лея с соавторами (2019) представлены снимки томографии песчаных образцов в процессе гидратонакопления (Рисунок 3).

Рисунок 3. Формирование гидрата в поре (Л. Лей и др., 2017).

На данных снимках наглядно показано изменение заполненности порового пространства при гидратообразовании. Аналогичные снимки получены Г. Дугаровым с соавторами (2018).

Таким образом, основным отличием в механизмах образования льда и гидрата в песчаных породах является место формирования частиц льда и гидрата. При промерзании песчаных пород почти вся влага остается на своем месте, соответственно при неполном заполении пор лед расположен на поверхности частиц и заполняет приконтактные зоны частиц, а также формирует пленки вокруг них. При этом центры пор остаются открытыми. В случае гидратообразования, зерна гидрата могут формироваться как на поверхности пор, так в центре, что будет иметь значительное влияние на проницаемость данных пород.

1.3. Изученность проницаемости мерзлых и гидратосодержащих пород

Существующие данные о проницаемости мерзлых пород

Существует мнение, что многолетнемерзлые породы, как правило, являются естественным флюидоупором, где накопление газа маловероятно. Однако исследования показывают, что промерзание не приводит к полному прекращению миграции и аккумуляции углеводородных газов в толщах пород, факт существования проницаемых зон в многолетнемерзлых породах неоднократно отмечался исследователями (Оловин, 1993). При этом решающую роль в формировании коллекторских свойств породы играет льдистость или степень заполнения пор льдом. Этот же фактор (как главный) отмечает и В.И. Вожов, рассматривая экранирующую роль ММП по отношению к углеводородам в недрах (Якушев, 2009).

Однако существуют данные геохимических исследований приповерхностных горизонтов пород криолитозоны, которые указывают на заметную миграцию углеводородов через ММП (Глотов, и др.,1985, Глотов, 2005, Аре, 1998). Кроме того, появившиеся в последние годы, данные об эмиссии метана в областях распространения мерзлоты на суще и арктическом шельфе, свидетельствуют о необходимости проведения специальных экспериментальных работ по определению газопроницаемости мерзлых и оттаивающих пород (Аре, 1998, Shakhova et а1., 2010).

В литературе на сегодняшний день имеются отдельные экспериментальные данные по оценке изменения газопроницаемости влажных горных пород при промерзании, которые показывают, что несмотря на то, что проницаемость пород после промерзания значительно снижается, но она остается экспериментально определимой. Одними из первых исследователей, которые экспериментально оценили газопроницаемость мерзлых пород были А.А. Ананян с соавторами (1972). Данные авторы проводили эксперименты по изучению газопроницаемости пород при температуре -40 °С для оценки возможности оборудования подземных газохранилищ в толще рыхлых горных пород без специальной облицовки. Режим эксплуатации которых предусматривает постоянное частичное испарение сжиженного газа, что позволяет хранить его при атмосферном давлении и обеспечивает постоянную низкую температуру стен хранилища. Было установлено, что в образцах из песка при увеличении начальной влагонасыщенности с 0,65 до 0,75 д.е. происходит резкое

падение скорости фильтрационного потока, при этом проницаемость образцов отличалась на 3 порядка (Ананян и др., 1972). При дальнейшем увеличении начальной влагонасыщенности (от 0,75 до 0,82 д.е.) в образцах фиксировалось падение проницаемости на 2 порядка, а при влагонасыщенности более 0,9 д.е образцы были не проницаемы. Авторами отмечено, что в образцах с большой влажностью фильтрация происходит менее интенсивно. Это явление объясняется тем, что при замораживании образцов в процессе фазового перехода «вода —лед» происходит увеличение объема льда, что приводит к уменьшению межпорового пространства и мерзлая порода становится менее проницаемой (Ананян и др., 1972).

И.С. Старобинец и Р.Н. Мурогова (1985) при исследовании экранирующей и проводящей роли пород криолитозоны по отношению к миграционным углеводородам установили, что проницаемость мерзлых доломитов с влагонасыщенностью 67% при температуре -5 - -7 °С на 2 порядка ниже, чем воздушно-сухих и на порядок ниже не мерзлых.

Зависимости проницаемости по воздуху от заполнения пор льдом и водой для песчаных образцов были получены М.Зифридом и М. Мёрдоком (1997). Они показали, что при равных степенях заполнения пор, проницаемость мерзлых образцов оказывается ниже, чем талых. Также авторами было проведено сравнение расчетных значений относительной проницаемости, полученных из уравнения гидравлической проводимости Муалема и ван-Генухтена и экспериментальных значений. В результате было установлено, что данная модель не подходит для описания процесса фильтрации газа в мерзлых породах.

Эксперименты по изучению газопроницаемости песков при промерзании проводили Т.Нифсей с соавторами (2007). В результате было выявлено, что для образцов с начальным насыщением влагой 42% и относительной проницаемостью 0,5 — 0,6 д.е., после заморозки газопроницаемость снизилась более чем в 2 раза (до 0,2 д.е). При меньшей влагонасыщенности относительная проницаемость образца при промерзании снижалась незначительно, менее 10% (от 0,68 д.е. до 0,62).

Китайскими исследователями (Wang et al., 2014) были проведены эксперименты по изучению проницаемости по метану мерзлых песчаных пород с различной льдонасыщенностью, в результате которых была получена зависимость проницаемости по метану от льдонасыщенности.

Изменение проницаемости пород происходит не только после перехода поровой влаги в лед, но и после циклического промерзания-протаивания. Е. Чемберлен и А. Гоу исследуя изменение гидравлической проницаемости глинистых пород при циклическом промерзании-протаивании установили ее повышение после цикла промерзания-оттаивания (Chamberlain, Gow 1979). Увеличение проницаемости они связали с образованием микротрещин в результате оттаивания микрошлиров льда, сформировавшихся при промерзании. Следует ожидать, что проницаемость циклически промерзающих пород по газу также будет меняться.

Анализ литературных данных показал, что несмотря на имеющиеся данные по проницаемости мерзлых пород, авторами уделялось недостаточно внимания на влияние фазовых переходов вода-лед и лед-вода на проницаемость конкретных образцов. Существующие данные о проницаемости гидратосодержащих пород Изучение фильтрационных свойств гидратосодержащих пород получило развитие, в первую очередь, в связи с открытием огромных залежей газогидратов и анализом возможности добычи газа из них, а также с изучением образования газовых гидратов в нефтегазосодержащих пластах в процессе их разработки.

В России первыми изучением газопроницаемости насыщенных гидратами песчаных сред в 1970-е занимались исследователи А. С. Схаляхо и А. Ф. Безносиков. Они получили зависимости относительной проницаемости породы по газу от коэффициента гидратонасыщенности порового пространства. Исследователями было показано, что проницаемость песчаных пород ухудшается с увеличением гидратонасыщенности образцов, при коэффициенте гидратонасыщенности равном 0,650,7 порода становится практически непроницаемой для газа.

В это же время представлены первые математические методы расчета и решение задачи фильтрации газа при образовании гидратов в призабойной зоне скважин (Коротаев и др., 1975, 1976)

Первые данные о проницаемости гидратосодержащих пород по воде были представлены В. А. Ненаховым. Им была получена нелинейная зависимость относительной проницаемости гидратосодержащего песка по воде от градиента давлений на торцах образца. Эту зависимость В. А. Ненахов объяснял тем, что вода в гидратонасыщенных средах ведет себя как вязкопластичная жидкость, а не как ньютоновская жидкость (Истомин, Якушев, 1992).

В 90е годы В. Р. Ларионовым и др. (1993), были проведены эксперименты, которые заключались в измерении проницаемости при фильтрации минерализованной воды через образец породы до и после искусственного гидратообразования. Результаты этих экспериментов показывали, что проницаемость гидратонасыщенной породы на три и более порядка меньше, чем проницаемость образцов без гидрата. Так для образцов с пористостью 10% и начальным влагонасыщением 30% в результате гидратонасыщения проницаемость падала с 3,8 мД до 8*10-3 мД, а для образцов с пористостью 15% и начальным влагонасыщением 80% - с 4,0 мД до 3,5*10-3 мД (Ларионов и др., 1993).

Исследования, проведенные Берге с соавторами (1999), проницаемости гидратонасыщенной поровой среды показали, что при переходе в гидрат влаги, проницаемость снижается в 1,5 раза через 30 часов насыщения гидратом фреона R11, через 50 часов в 3,5 раза, а через 75 почти в 7 раз.

Начиная с 2000 годов количество исследований проницаемости гидратонасыщенных пород в мире значительно возросло, что связано с появлением в ряде стран государственных программ по изучению газовых гидратов

В работе Т. Нифсей (2007) были описаны эксперименты по изучению газо- и водопроницаемости песчаных образцов при их гидратонасыщении. В ходе этих исследований было отмечено, что накопление гидрата в поровом пространстве оказывало огромное влияние на проницаемость образца. Так, в образцах с начальной степенью заполнения пор водой 90% образование поровых газовых гидратов приводило к снижению проницаемости до значения, при котором используемое оборудование уже не фиксировало приницаемость. В образцах с более низкой начальной степенью заполнения пор влагой (75-80%) гидратообразование резко снижало проницаемость, но она фиксировалась инструментально.

В. Троицкий с соавторами (2014) изучали проницаемость водонасыщенных песчаных пород в процессе фильтрации сухого метана. В ходе работы они установили термобарические условия наиболее чувствительные к процессам образования и разложения газовых гидратов, а также выявили различия в процессах снижения проницаемости для двух различных типов пород. Однако количественные параметры гидратонасыщения и проницаемости в статье не были представлены.

Г. Ерсланд с соавторами (2009) использовали МРТ для наблюдений при фильтрации углекислого газа через метангидратонасыщенный песчаник.

Газопроницаемость измерялась во время гидратонасыщения в шести экспериментах с начальной водонасыщенностью в диапазоне 33-52%. Было установлено, что при гидратонасыщении ~ 60% эффективная газопроницаемость снижалась почти на 2 порядка.

С. Дай и Й. Сеол (2014) при моделировании гидратообразования в сетевой модели порового пространства получили, что при гидратонасыщенности 40-60% проницаемость снижается в диапазоне 10-100 раз.

Б. Чен с соавторами (2018) для модельной пористой среды с абсолютной проницаемостью ~1,4 Д установили, что при влагонасыщенности 30% при переходе 10% влаги в гидрат проницаемость по воде снижается более чем в 6 раз.

А. Кума с соавторами (2010) экспериментально определяли зависимость газопроницаемости от гидратосодержания пород и характеристик диссоциации газовых гидратов в поровом пространстве. Результаты этих экспериментов сравнивались с расчетами по параллельно-капиллярной модели (К1етЬе^ et а1., 2003), поровой модели Kozeny (К1етЬе^ et а1., 2003), а также модели Masuda (Masuda et э1., 2002) при разных показателях снижения проницаемости.

В результате сравнения экспериментальных данных авторы получили, что при начальной влажности <35% гидрат образуется на поверхности зерен, а при влажности >35% образуется поровый гидрат. Также уже при гидратонасыщении 40% наблюдалось падение проницаемости на порядок (с 50 до 5 мД). Наилучшая корреляция была получена при сравнении с моделью Masuda (Masuda et э1., 2002).

Й. Сакамото с соавторами (2010) исследовали изменение проницаемости при диссоциации гидратов, вызванной путем закачки горячей воды и снижения давления. Эти исследования были сфокусированы на гидратсодержащих песках, также было проведено несколько исследований на гидратосодержащей глине, проницаемость которой значительно менялась в зависимости от внешнего давления, так как, в отличие от песка, при изменении внешнего давления микроагрегатный состав глин изменяется.

А. Джонсон с соавторами (2011) экспериментально исследовали относительные газо- и водопроницаемости гидратонасыщенных песчаных неконсолидированных кернов из газогидратного стратиграфического разреза Элберт, на северном склоне Аляски, с глубины 617-658 м. Исследования проводились при гидратонасыщениях 1,5 — 36%. Было выявлено, что уже при гидратонасыщении 1,5% наблюдался резкий спад

проницаемости, а относительная проницаемость при этом составила 0,65, при увеличении гидратонасыщения до 36% относительная проницаемость уже не превышала 0,1.

Также в данной работе проведено сравнение результатов с данными других авторов. Получена хорошая корреляция относительной газопроницаемости с результатами Н. Джейсвола и соавторов (Jaiswal et al., 2004) для образцов гидратонасыщенных песков из разреза Oklahoma 100 и образцов из горизонта Andarko Hot Ice 1 с северного склона Аляски, однако относительная водопроницаемость образцов с Элберт оказалась гораздо выше. В эксперименте Т. Ана с соавторами (2005) значения относительной водопроницаемости изменялись от 0,05 до 0,6, что хорошо соответствует результатам A. Johnson с соавторами (2011), однако значения газопроницаемости оказались гораздо ниже.

Рядом Китайских ученых (W. Liu et al.,2016; Z. Wu et al., 2018) в последние годы были проведены эксперименты по изучению проницаемости гидратонасыщенных каолиновой и монтмориллонитовой глин.

Исследования проницаемости проводились на образцах глины, смешанных с гидратной крошкой.

Исследования газопроницаемости каолиновой глины (W. Liu et al., 2016) с различными гидратонасыщениями (0 - 40%), при эффективных осевых напряжениях 1 МПа и 3 МПа, показали, что газопроницаемость каолиновой глины сначала уменьшается, а затем возрастает с увеличением гидратонасыщенности. На первом этапе происходит блокировка пор частицами гидрата, а затем при росте частиц гидрата за счет миграции незамерзшеей влаги происходит увеличение пор в зонах между агрегатами. Авторами было установлено значение критической гидратонасыщенности при котором газопроницаемость гидратсодержащих глинистых образцов равна таковой для чистых глинистых образцов.

Газопроницаемость монтмориллонита (Z. Wu et al., 2018) сначала уменьшается, а затем возрастает с увеличением гидратонасыщенности. Полученные данные аналогичны результатам предыдущих исследований газопроницаемости каолина.

Также было установлено, что газопроницаемость монтмориллонитовой глины постепенно уменьшается в процессе разложения гидрата из-за образования связанной воды и набухания глинистых частиц.

Проницаемость природных отложений, вмещающих гидрат, в процессе добычи газа может значительно меняться. Японские ученые (Y. Konno et. al., 2015), исследуя природные породы в Нанкайском прогибе установили, что изменение давления и охлаждение/замораживание кернов оказывают значительное влияние на текстуру образца и количество оставшегося гидрата.

Данные на логарифмических графиках показали сильную корреляцию между абсолютной проницаемостью и медианным диаметром зерна отложений. Абсолютная проницаемость песчаных осадков без содержания гидратов и эффективная водопроницаемость гидратосодержащих отложений характеризуются одной и той же позитивной тенденцией в отношении пористости и эффективной пористости. Это говорит о том, что проницаемость песчаных осадков может быть объяснена его эффективной пористостью, несмотря на наличие или отсутствие гидратов. Результаты также свидетельствуют о том, что гидрат в поровом пространстве ведет себя как зерна горных пород. При добыче газа методом снижения давления проницаемость песчаных осадков уменьшилась примерно в 2 раза из-за высокого горного давления, равного 10 МПа. Пресная вода, появляющаяся из разлагающихся гидратов, снижает проницаемость, особенно для заиленных и глинистых осадков, которые содержат набухающие глинистые минералы, такие как смектит.

В литературе имеются данные и серии экспериментов по изучению зависимости относительной проницаемости образцов от гидратосодержания из скважин Malik.

В работе японских исследователей (Minagawa H. et al., 2003) описывается эксперимент по фильтрации воды через гидратонасыщенный песчаный керн из исследовательской скважины Malik 2L-38 (Канада). Начальная водопроницаемость гидратонасыщенного керна составляла 1 -2 мД, после вымывания глинистых частиц бурового раствора она приближалась к 5-7 мД, а после разложения гидратов проницаемость равнялась 7-17 мД. Д. Мюррей с соавторами (2006) получили значения эффективной водопроницаемости для образцов отобранных на Malik 1 — 6 мД при их гидратонасыщенности 10-20%.

В работе Х. Минагавы с соавторами (2008) показана зависимость относительной водопроницаемости от гидратонасыщенности породы. Эксперименты проводились на песчаных образцах нарушенного сложения. Результаты сравнивались с расчетными результатами по различным моделям. В ходе экспериментов наблюдалось резкое

снижение газопроницаемости, так при гидратонасыщении 5% относительная газопроницаемость составила 0,1, дальнейшее падение проницаемости было более плавным и при гидратонасыщении 34% газопроницаемость была равной лишь 0,03. Полученные данные наилучшим образом коррелировали с параллельно-капиллярной моделью.

Р. Клейнберг с соавторами (2005) выполнили исследования зависимости относительной водопроницаемости от гидратосодержания на образцах песчаного керна из эксплуатационной скважины Malik 5L-38. Эксперимент проводился на установке комбинированного магнитного резонанса Schlumberger. Гидратонасыщенность образцов в опытах варьировалась от 10 до 70 %.

Также большое развитие получило математическое моделирование процессов фильтрации через гидратонасыщенный образец.

Р. Клейнберг с соавторами (2003) сравнили экспериментальные данные с зависимостями параллельно капиллярных и поровых моделей Козени. Ю. Масуда с соавторами (2006) развили поровую модель Козени, которая описывает формирование гидрата в центре пор и является более сложной, чем параллельно-капиллярная модель. Данная модель весьма усложняется и зависит от показателя снижения проницаемости.

Дж. Фирани с соавторами (2009) производили оценку корреляции моделей по влиянию исходной водонасыщенности образца на их газо- и водопроницаемость. Ими были получены кривые для различных значений гидратонасыщенности для образцов пористой среды, приготовленных из стеклянных шариков со средним диаметром 200 мкм. Так, для гидратонасыщенности 50 % при водонасышении 20% произошло падение относительной проницаемости до 0,8, а при дальнейшем водонасыщении до 30% наблюдалось резкое падение относительной проницаемости до 0,08 д.е.

Mohanna L. Delli et al. (2013) предложили гибридный подход, основанный на комбинации параллельно-капиллярной и поровой моделей порового пространства. Для оценки эффективности различных моделей ими были использованы измерения проницаемости из различных экспериментальных и полевых исследований.

Модель снижения водопроницаемости в гидратосодержащих отложениях с учетом капиллярного эффекта при гидратообразовании представили Д. Канг с соавторами (Kang et al., 2016). Модель разработана из серии симуляций потока Больцмана. Результаты показывают, что проницаемость уменьшается квазилинейно с

увеличением гидратонасыщения при зародышеобразовании зерен и что проницаемость имеет большие значения, чем прогнозировалось предыдущими аналитическими моделями, в которых капиллярность не учитывается. Так же было установлено, что проницаемость соответствует уникальной редукционной кривой и не настолько чувствительна к начальной плотности осадка и распределению размера зерна. Моделирование показывало, что существует переходная зона при Sh = 0,3-0,4 д.е., где тренд снижения проницаемости переключается с модели покрывающей поры на модель заполнения пор.

При сравнении экспериментальных данных для песков из Andarko (Jaiswal et а! 2004) было выявлено закономерное снижение относительной проницаемости от 10-1 до 8*10-3 при увеличении газонасыщенности от 0,2 до 0,7 при гидратонасыщенности 31%. Ими также была установлена зависимость при фиксированной гидратонасыщенности 31%, относительно проницаемости от водонасыщенности. Так, при водонасыщенности 0,2 относительная проницаемость составила 10-2, а при водонасыщении 0,8 — 10-3. Результаты этих исследований показали, что гибридный подход гораздо лучше соответствует экспериментальным значениям.

В исследованиях М. Ли (2008) показаны эмпирические зависимости гидравлической проницаемости от скоростей упругих волн. Показано, что степень увеличения скорости или уменьшения проницаемости зависит от того, как гидрат накапливается в поровом пространстве. Установить к какой модели заполнения пор гидратом ближе исследуемые породы можно с помощью ЯМР каротажа пористости в сочетании с каротажами удельного сопротивления, скорости, плотности и гамма-каротажа.

Дж. Вонг с соавторами (2015) провели моделирование с помощью сетевой модели пор и попытались связать результаты с данными компьютерной томографии. Результаты показали, что для работы модели необходимо учитывать не только количество гидрата и воды в поровом пространстве, но и условия гидратообразования и взаимодействие порозаполняющих компонентов с минеральными частицами.

В настоящее время можно выделить два направления исследований проницаемости мерзлых и гидратонасыщенных пород, которые выполнялись: физическое моделирование и математическое.

Результатами физического моделирования являются полученные данные по проницаемости мерзлых пород, гидратонасыщенных и талых. Существующие математические модели описывают зависимость относительной проницаемости от степени заполнения пор для конкретных образцов, однако моделей, работающих для различных образцов, нет. Также анализ работ показал, что исследований гидратосодержащих пород при отрицательных температурах не проводилось.

Глава 2. Характеристика исследуемых пород

Одним из перспективных источников углеводородного сырья в Западной Сибири являются надсеноманские отложения.

К примеру, в турон-сенонских залежах запасы природного газа суммарно составляют более 1 трлн м3. Разработка данных месторождений весьма сложна и требует новых подходов и технологий из-за особенностей туронских коллекторов (литологический состав, слабая сцементированность, возможность гидратообразования).

Мерзлые породы Западной Сибири, представляющие интерес с точки зрения миграции углеводородов и эмиссии природного газа, также представлены дисперсными не сцементированными или слабосцементированными породами.

Таким образом, в качестве объекта исследования в экспериментальном моделировании были выбраны модельные грунты, приготовленные из дисперсных пород различного состава: песок кварцевый, каолин, монтмориллонит, а также супесь пылеватая.

Гранулометрический состав определялся ареометрическим методом для глинистых грунтов и ситовым методом для песчаных пород (ГОСТ 12536-79). Результаты анализов приведены в Ошибка! Источник ссылки не найден.Таблица 3. Названия исследуемым грунтам давались: для глинистых грунтов по классификации В.В. Охотина, для песчаных - по классификации Е.М. Сергеева (Грунтоведение, 2005) (Таблица 3).

Таблица 3. Гранулометрический состав исследуемых грунтов.

Содержание частиц в каждой фракции , % Название по

Наименован Диаметр частиц, мм классификац ии В.В.

№ ие 5 0 01 0 Охотина,

породы о" 5 - 0,25 о" 5 ,2 1 - 0,05 ,01 <э 5 ,0 ,0 сТ ,01 <э 5 0 ,0 о ,0 0, для песков -по классификац

0, 0, 0, 0, 0, 0, V ии

0,2 29,1 62,3 2,4 2,7 1,3 1,8 1,2 Песок

1 Песок-1 а средне-мелкозернис тый

2 Песок-2 0,1 14,4 57,8 8,9 6,3 2,9 7,2 2,6 Песок тонко-

мелкозернис тый

3 Песок-3 6,5 6,5 79,6 2,2 2,4 0,4 0,3 2,1 Песок мелкозернис тый

4 Монтморилл онт 0,0 0,0 0,2 0,1 18,8 7,3 20,1 53,5 Глина тяжелая

6 Каолин 0,7 0,5 0,4 2,9 19,5 11,2 40,2 24,6 Глина пылеватая

7 Супесь 0,3 1,0 2,4 38,1 39,3 4,4 10 4,5 Супесь тяжелая пылеватая

8 Песок + 7% монтморилл онита 6,07 6,07 74,41 2,06 3,47 0,85 1,60 5,46 Супесь тяжелая

9 Песок + 7% каолина 6,12 6,11 74,42 2,25 3,52 1,11 2,91 3,57 Супесь легкая

10 Песок + 15% монтморилл онита 5,5 5,5 67,7 1,9 4,9 1,4 3,3 9,8 Супесь тяжелая

11 Песок + 15% каолина 5,6 5,6 67,7 2,3 5,0 2,0 6,3 5,5 Супесь тяжелая

Определение состава и содержания водорастворимых солей проводилось методом водных вытяжек (Практикум по грунтоведению, 1993). Результаты анализа приведены в Таблица 4.

Таблица 4. Сводная таблица содержания и состава солей водных вытяжек.

№ Наименование рН -г гм г „ о г -г гм г о -г 1-4 о Ш++К+, мг-экв/100г -г мг г о Сухой остаток, %

грунта НСО-3 экв/1( С1-,мг-экв/10( ,( 2 В Са2+,м экв/1( Мв2+, экв/1(

1 Кварцевый песок 7,1 0,075 0,025 0,06 0,025 0,135 - 0,0124

Монтмориллон

2 итовая глина (монтмориллон ит) 7,9 0,09 7,92 14,41 2,68 19,91 1,14 1,988

3 Каолинитовая глина (каолин) 6,9 0,125 0,075 0,407 0,004 0,503 0,10 0,043

4 Супесь 8,4 0,66 0,04 0,30 0,64 0,20 0,16 0,075

Песок-1 и песок-2 четвертичного возраста морского генезиса (mQз). Были отобраны в районе Южно-Тамбейского газо-конденсатного месторождения. Песок-1 светло-серого цвета, окатанный, хорошо сортированный, однородный, бидисперсный. По классификации Е.М. Сергеева он относится к средне-мелкозернистому, преобладает фракция с размером частиц 0,25 - 0, 1 мм (62,3%) (Таблица 3). Плотность твердой компоненты составляет 2,67 г/см3.

1—г /-Ч " " и

Песок-2 светло-серого цвета, окатанный, плохо сортированный, однородный, бидисперсный. По классификации Е.М. Сергеева он относится к тонко-мелкозернистому, преобладает фракция с размером частиц 0,25 - 0,1 мм (57,8%), также большое содержание частиц 0,1 — 0,005 мм (27,7%) (Таблица 3). Плотность твердой компоненты составляет 2,62 г/см3.

Для образцов керна многолетнемерзлых пород (песок-1 и песок-2) проводилось исследование состава пород. Радиографический анализ проводится на рентгеновском дифрактометре ULTIMA-IV компании Rigaku, установленном на кафедре Инженерной геологии МГУ им. М.В. Ломоносова.

В ходе работы были получены следующие содержания минералов в породах (Таблица 5).

Таблица 5. Результаты количественного минерального анализа.

Песок-1 Песок-2

Хлорит 0.0 0.0

Каолинит 0.0 0.0

Мусковит 0.0 3.1

Кварц 93.7 74.1

Плагиоклазы (альбит) 5.1 12.8

КПШ (Ортоклаз) 1.2 10.0

Было получено, что мелкозернистый песок-1 состоит на 93,7% из кварца (Рисунок 4), остальные компоненты имеют фоновые значения — плагиоклазы (альбит) 5,1%, КПШ (ортоклаз) 1,2%.

[РвИ.га'м] ю

й ю ^

од од Д.

и и 73

"О "О

^од од •

Рисунок 4. XRD диаграмма мелкозернистого песка-1.

Содержание кварца в пылеватом песке-2 заметно ниже и составляет 74,1% (Рисунок 5), также наблюдается заметное количество плагиоклазов и КПШ — 12,8 и 10% соответственно (Рисунок 5).

Рисунок 5. XRD диаграмма пылеватого песка.

200

150-

100-

50-

10

20

30

40

50

60

125-

100-

75

50-

10

20

30

40

50

60

В целом было получено, что с увеличением дисперсности образцов снижалось содержание кварца, содержание плагиоклазов увеличивалось в ряду мелкозернистый песок — пылеватый песок.

Также для данных образцов пород был проведен анализ микростроения с помощью микроскопа электронного сканирования (ESM) LEO 1450VP, установленного на кафедре Инженерной геологии МГУ им. М.В. Ломоносова.

Микростроение песка-1 характеризуют толщу как однородную, слабоагрегированную. Частицы скелета фракции мелкого и тонкого песка средней окатанности, в целом изометричны или слабо вытянуты, неправильной формы (Рисунок 6). Частицы пылеватой и глинистой фракций практически не встречаются. Органических остатков не обнаружено. Ледяная компонента представлена в виде льда-цемента базального типа, линз льда не обнаружено (Рисунок 6).

Mag = 200 X EHT = 30.00 kV

I Probe = 100 pA WD = 8 mm

Signal A = SE1 File Name = Sp S1-01.tif

Date :9 Feb 2015 Time :16:31:03

M

-y >

щ

L 2 ^

100 pA Signai A = SE1 mm File Name = Sp S1-02.tif

Date :9 Feb 2015 Time :16:39:11

Рисунок 6. Микростроение песка-1: а) при увеличении x200; б) при увеличении x400; 1- лед; 2 - песчаные частицы; 3 - следы частиц.

Микростроение песка-2 характеризует толщу, как однородную, слабоагрегированную. Частицы мелкого и тонкого песка хорошо и средне окатаны, изометричны или слабо вытянуты, неправильной формы (Рисунок 7). Частицы, собранные в мелкие агрегаты, имеют разные размеры, причем более мелкие частицы располагаются вокруг более крупных (Рисунок 7). Органических остатков не обнаружено. Ледяная компонента представлена в виде льда-цемента базального типа, линз льда не обнаружено (Рисунок 7).

V \ Г ' t" г

а) - t/ 4 '

с р г. т

] f

** W% ftS У \ 5га s** 1

г ( /л ./ "ч Л1 С ^ ^ 7 О

^ л¿¡jr\ Г' Хл .-¿п - 5'

' Л. ' Л f- г- ^ \

j ~ —J Л

;f г : V

JT * г ~~~

/Ч Щ <Р' _ Л 1

Гг \ \

шР f гП V А^ ' 1 ^ V О ' ^ «

100|jm Mag = 200 X I Probe = 100 pA Signal A = SE1 Date :9 Feb 2015 I I-1_EHT = 30.00 kV WD = 8 mm File Name = Sp SP1-02.tif_Time :16:58:22

Ь) у / ( V О ( \

X ГУ-. • : < /ч VVJ^ f

г Г А С

/ 1

I 100pm Mag = 400 X I Probe = 100 pA Signal A = SE1Date :9 Feb 2015 I I I I_EHT = 30.00 kV WD = 8 mm File Name = Sp SP1-01.tif_Time :16:57:17 |

Рисунок 7. Микростроение песка-2: а) при увеличении x200; б) при увеличении x400; 1- лед; 2 - песчаные частицы.

В результате исследования можно сделать вывод, что криогенные текстуры представленных типов пород являются массивными. В песчаных породах лед базального типа. Заполняет все свободное пространство между песчаными зернами.

Также в экспериментах использовались модельные песчано-глинистые смеси, приготовленные из мономинеральных грунтов нарушенного сложения. Подробные исследования строения для них не производились.

Песок-3 кварцевый позднеюрского возраста морского генезиса (mJз). Был отобран вблизи г. Люберцы. Песок светло-серого цвета, окатанный, хорошо сортированный, однородный, монодисперсный. По классификации Е.М. Сергеева он относится к мелкозернистому, преобладает фракция с размером частиц 0,25 - 0, 1 мм (79,6%) (Таблица 3). В минеральном составе преобладает кварц - более 90%. Плотность твердой компоненты составляет 2,65 г/см3.

Глина каолинитовая палеогенового возраста элювиального генезиса (eP2). _Была отобрана с месторождения вблизи г. Новокаолиновый Челябинской области. Глина белая, однородная. По классификации В.В. Охотина она относится к пылеватой глине. В составе глинистой фракции преобладают частицы размером 0,005 - 0,001 мм - 40,2% (Таблица 3). В глинистой фракции содержание минерала каолинита достигает 92% (оставшиеся 6% составляет кварц и 2% - мусковит). Плотность твердой компоненты каолинитовой глины составляет 2,66 г/см3.

Глина монтмориллонитовая огланлинской свиты палеогенового периода элювиального генезиса (еР20g1). Была отобрана вблизи ст. Джембел Ашхабадской железной дороги. По гранулометрической классификации В.В. Охотина относится к тяжелой глине. В составе преобладают глинистые частицы размеров <0,001 мм (Таблица 3). В глинистой фракции преобладает монтмориллонит. Плотность твердой компоненты составляет 2,77 г/см3.

Песчано-глинистые смеси. В экспериментах использовались песчано-глинистые смеси состоящие из кварцевого песка и глинистых добавок монтмориллонитового (монтмориллонит) и каолинитового (каолин) состава в весовом содержании от песка 7 %. Это процентное содержание глинистых добавок позволяло получить однородные образцы с равномерным распределением порового гидрата (Чувилин и др., 2002).

Также в одном из исследований была использована полиминеральная супесь среднеплейстоценового возраста (gmQп2-4) ледово-морского генезиса отобрана в карьере вблизи г. Воркута. Супесь светло-серая, по гранулометрическому составу относится к супеси тяжелой пылеватой (классификация В.В. Охотина). В общем минеральном составе преобладают кварц, микроклин и альбит, в составе глинистой фракции - иллит (55%). Кроме того, есть монтмориллонит (18%), каолинит и хлорит. Плотность твердой компоненты составляет 2,68 г/см3. Число пластичности равно 4. Удельная активная поверхность - 5,04 м2/г.

Глава 3. Комплексная методика изучения газопроницаемости пород

Для экспериментального моделирования пластовых условий, характерных для мерзлых и гидратонасыщенных пород необходимо специальное оборудование, позволяющее создавать большие обжимные давления, давление газа, а также низкие температуры. Изучение существующих методов определения газопроницаемости (Recomended ..., 1998) привело к выбору метода нестационарной фильтрации газа, так как данный метод применим в случаях с высоким давлением газа, так же преимуществом данного метода является малый объем фильтруемого газа, что особенно важно при изучении проницаемости гидратосодержащих пород.

3.1. Описание установки

Для изучения газопроницаемости гидратосодержащих и мерзлых пород использовалась установка, изготовленная ООО «ЭкоГеосПром». Данная установка позволяет создавать заданные термобарические условия в образцах грунтов в широком диапазоне температур (от -15 до +30°С) и давлений (до 100 бар). Установка состоит из: специального кернодержателя (Рисунок 8), в который помещаются образец грунта; устройства управления, контроля и регистрации; холодильного шкафа для поддержания температурного режима; компрессора и масляного насоса для создания обжимного давления; аналого-цифрового преобразователя (АЦП); баллона с газом; компьютера (Рисунок 9).

Рисунок 8. Кернодержатель экспериментальной установки в собранном виде и фрагмент кернодержателя с образцомц в манжете.

Подача газа из баллона регулируется газовым редуктором (РД). Далее газ проходит через клапан К1 и попадает в ресивер (Р1), объемом 150,43 см3. Датчик температуры внутри холодильника - Т1, а Д1- датчик давления газа до клапана К2. Далее газ попадает в кернодержатель, где Т2- это датчик, показывающий температуру кернодержателя, а ДМ - это датчик дифференциального давления. Объем газа от клапана К2 до датчика дифференциального давления ДМ составляет 16,96 см3. Далее находится датчик давления газа в кернодержателе Д2 и ресивер Р2 объемом 163,09 см3. Далее находится клапан К3, который выпускает газ из системы. Датчик Д3 показывает обжимное давление, а клапан К4 связывает обжимную систему с масляным резервуаром.

Рисунок 9. газопроницаемости

установки для определения

Схема экспериментальной

искусственно гидратонасыщенных образцов. К1-Ю -мембранные клапаны с пневматическим контролем (максимальное давление 210 бар); ^ - шаровой клапан с пневматическим контролем (максимальное давление 220 бар); Р1-Р2 - баллоны с газом, Д1-Д3 - датчики давления, ДМ - датчик дифференциального давления.

Необходимый температурный режим задается за счет помещения измерительной части установки в холодильный шкаф воздушного охлаждения. Рабочий объем шкафа 0,3 м3. Температура в холодильном шкафу задается с помощью контактного термометра и поддерживается стабильной в пределах +0,5 °С (рабочий диапазон изменения температуры от +30 до -15 °С). Установка также включает в себя автоматическую систему регистрации температуры и давления у кернодержателя. Система регистрации данных состоит из датчиков температуры - термисторов с точностью измерения 0,1 °С и двух электрических датчиков давления с точностью измерения 0,01 бар, а также датчика дифференциального давления. Показания датчиков могут записываться с любым выбранным временным шагом в компьютер. Свободный объем при гидратообразовании равен 330,48 см3.

В связи техническими особенностями установки, корректное измерение параметров фильтрации возможно при падении давления во времени — не менее 0,1 бара в 10 минут и не более 5 бар в секунду, что соответствует диапазону значений проницаемости 0,01 — 200 мД.

3.2. Получение и обработка экспериментальных данных

Во всех экспериментах по гидратообразованию наблюдалось закономерное изменение давления при понижении температуры. Используя полученные опытные данные Р-Т параметров можно рассчитать поглощение газа по формуле Менделеева-

Клайперона с учетом сжимаемости газов:

Р^хМ

ш„ =-(6)

8 RхTiхz 1 7

где Р1 - давление на момент времени Т (МПа), V - приведенный объем барокамеры (см3), M - молярная масса метана (г/моль), R - универсальная газовая постоянная (Нм/Кмоль), Т - температура на момент времени т1 (К), ъ -сжимаемость газа при данных условиях.

Количество газа, пошедшее на гидратообразование рассчитывалось по следующей формуле:

Q = М ' )

где тнач - начальная масса газа, масса газа в следующий момент времени (при гидратообразовании общая масса газа в объеме уменьшается, в случае разложения гидрата - увеличивается, тогда слагаемые в формуле меняются местами).

Разница массы газа в начале и конце образования или разложения гидрата (ЛmG) позволяет рассчитать массу гидрата (шы) и массу воды (ш^и)), пошедшей на его образование:

тн = ЛmG х 7,64(3,5) (8)

= ЛшG х 6,47(2,5) (9)

Коэффициенты 7,64 и 6,47 рассчитывались, исходя из химической формулы гидрата метана - СШ^^ШО, а коэффициенты 3,5 и 2,5 соответственно из химической формулы гидрата СО2 - СО2'6,1ШО (по расчетным данным В.А. Истомина для заданных Р/Т условий) (Чувилин, Гурьева, 2009).

Весовое гидратосодержание (Н) рассчитывалось по формуле:

Н = х 100 (10)

Шобр

где Шобр - масса образца (г).

По полученным данным был рассчитан коэффициент гидратности (К ) - доля

Н

поровой воды, перешедшей в гидрат, от общего количества воды в образце:

[Введите текст]

Кн = ^ (11)

где Wн - количество влаги, перешедшей в гидрат (% по отношению к массе сухого образца), W - весовая влажность образца (%).

Объемное гидратосодержание(Ш) определялось по формуле:

Н = — (12)

рн

где р - плотность грунта (г/см3), рн - плотность гидрата (г/см3).

Зная объемное гидратосодержание, можно определить степень заполнения пор гидратом (или гидратонасыщенность):

Gн = Нт (13)

Для мерзлых пород общее содержание льда в грунте характеризуется его суммарной льдистостью (¡), определяемой в процентах или долях единицы (Методы..., 2004). Она определяется вкладом поровою льда (¡ц) и льда включений (¡в), т.е. I = ¿ц + ¿в Различают несколько показателей суммарной льдистости. Весовая льдистость (р

это отношение массы всего льда (тг) к массе сухой породы (т5): = ^ (14)

Относительная льдистость (¡о) - это отношение весовой льдистости (р к суммарной влажности ^ш):

1о = (15)

wtot

Объемная льдистость (¡у) - это отношение объема всего льда (УЛ) к объему мерзлой породы (У):

= 7 (16)

Суммарная объемная льдистость мерзлого грунта (¡у) может быть также рассчитана по формуле:

1 = 1 + 1 = (17)

" 1в + 1ц Р^+^оО { )

где ¡в — льдистость грунта за счет ледяных включений в долях единицы, определяемая по формуле: 1в =-Р^-(18)

рi+рs(wtot-0,1wн)

¡ц - льдистость грунта за счет порового льда (в долях единицы): р - плотность мерзлого грунта; рs - плотность частиц фунта; рi - плотность льда, принимаемая

ровной 0.9 г/см3; Wн— влажность мерзлого грунта за счет содержащейся в нем при данной температуре незамерзшей воды; wв - влажность мерзлого грунта за счет ледяных включений, т.е. линз и прослоек льда: wtot - суммарная влажность мерзлого грунта, определяемая отношением массы содержащихся в нем всех видов воды и льда к массе скелета грунта.

Если исследуется фильтрация газообразного флюида, то при больших расходах закон Дарси нарушается. Это обусловлено возникновением в порах локальных явлений турбулентности и дополнительными потерями давления, пропорциональными квадрату скорости фильтрации при движении флюида по извилистым каналам. Устанавливая режимы, исключающие подобный эффект и обеспечивающие линейность связи «расход - градиент давления», можно ожидать, что закон Дарси будет справедлив и для газа Рисунок 10.

Р|

Рисунок 10. Распределение давления газа по длине образца.

При течении газов через изотропные пористые дисперсные грунты проницаемость которых может считаться скалярной

-р2) (19)

где q - объёмный расход жидкости; к - проницаемость пористой среды вдоль оси образца; F - площадь поперечного сечения образца; 1 - длина образца; ^ -динамическая вязкость жидкости; Р1-Р2 - разность давлений на концах образца.

Если под q подразумевать объёмный расход, отнесённый к среднему давлению в образце (Р1 + P2)/2,

q = ^^ (20) 4 /i p| 1 y

то закон Дарси в дифференциальной форме для линейного течения имеет вид

и = (21)

ц dx 1 х

где v - объёмная скорость газа, отнесённая к среднему давлению в образце.

На основании уравнения (21) с учётом условия неразрывности и уравнения состояния идеального газа получают дифференциальное уравнение стационарной фильтрации где р - плотность газа при давлении p.

Уравнения (20) и (22) предполагают, что инерционность потока незначительна по сравнению с вязкостью газа, а размер пор больше среднего свободного пробега молекул газа. Иными словами, движение газа через пористый материал при умеренных скоростях, подобно движению жидкости, включает лишь один механизм -вязкое течение. В таких случаях проницаемость, измеренная по газу, приближается к проницаемости, измеренной по жидкости

Исследованиями Л. Клинкенберга было установлено, что проницаемость пород по газу Кг может быть выше проницаемости по жидкости кж. Это объясняется эффектом проскальзывания газа в условиях, когда длина среднего пробега молекул газа соизмерима с диаметром капилляра (если считать, что поры имеют трубчатую цилиндрическую форму).

Величина газопроницаемости связана с внутрипоровым давлением, формально эта связь выражается в виде:

кж = кг(1 + Ь/рСр) (23)

где b - константа Клинкенберга (коэффициент скольжения); рср - среднее давление при определении газопроницаемости.

дифференциальное уравнение стационарной фильтрации газа принимает вид

div(pv) = кж (1 + f)pg] = 0(25)

Из уравнения состояния газа р^ = — ЯГг (26) выразим плотность р = —, (27) тогда уравнение массопереноса примет следующий вид

= ™ (25) КТ V ^ ^х/ 1 7

При 1=0:

р1о^ = —(29) При 1:

™=-р!^ (30)

кт V ^ ^х/ КТ 1 7

-Ё!£££ = р (32) ^ йх Р1 ' 7

Примем у = р/р1о, тогда

= (33)

I ^ йхД Р10 1Р10

у = ^^ = - ^ 1 = *

^ Р10 Р10 т Р10 т Р1

Если 5 = —,то

Р1

= (35)

у2 = с — 2К (36)

у2 = 1 - 2 * £ *<" (37) 52 = 1 — 2 * ( (38)

с = 1

^5тр10 к =

= 1 — 52 (39)

(1-52)5тр10

(40)

Примем 1 = 1 ^р1 (41), где из

dt

= (42)

1 _ р10-р^ т рЛ

(43)