Curs geofizica de sonda

8/9/2019 Curs geofizica de sonda

1/198

1

1. CAROTAJUL GEOFIZIC ÎN CONTEXTUL RECONSTITUIRIIMEDIILOR DE SEDIMENTARE

Strategia actuală şi de perspectivă în prospecţiuneaşi explorarea pentru substanţe mineraleutile, în particular hidrocarburi, are în vedere caracterizarea complexă a mediului de sedimentare,stabilirea naturii rocilor, variaţia laterală şi verticală a acestora, detectarea rocilor rezervor,formarea capcanelor, în special a celor de tip stratigrafic etc. O importanţă deosebită o prezintă identificarea, delimitareaşi definirea tendinţelor de dezvoltare a corpurilor de nisipuri/gresii, ca principale roci rezervor de hidrocarburi.

În procesul de reconstituire a mediilor de sedimentare, diagrafia geofizică aduce informaţiiimportante privind litologia, definirea secvenţelor texturale şi identificarea structurilorsedimentare, în general sinsedimentare,şi stabilirea direcţiei paleocurenţilor (Seley, 1986).

1.1. Conceptul general de reconstituire a mediilor de sedimentare

Înainte de a prezenta conceptul de reconstituire a mediilor de sedimentare, este util a reaminticlasificarea mediilor de sedimentare principale (Goetzet al ., 1977):

Despletite ( Braided )Fluviatile

Meandrate ( Meandering )1. Medii continentale Lacustre

Eoliene

Canale distributare ( Distributaries )Mlaştini ( Marshes )

DeltaiceEstuare ( Estuaries )Bare la gura fluviilor ( Mouth bars )

2. Medii de tranziţie (deţă rm)

Plaje ( Beaches )Liniare Lagune ( Lagoons )

Bareşi bariere ( Bars and barrier bars )

Recifi ( Reefs )Şelf (Shelf )

3. Medii marine Turbidite (Turbidites )Pelagice ( Pelagic )

Cele mai importante medii depoziţionale de interes pentru hidrocarburi sunt mediile detranziţie (deţărm)şi cele marine.


2/198

2

Conceptul general de reconstituire a mediilor de sedimentare (Goetzet al ., 1977), cu scopulfinal de predicţie a geometrieişi tendinţei de dezvoltare a rocilor rezervor, este prezentat înschema de mai jos:

OBSERVAŢIE INTERPRETARE PREDICŢIE

Informa ţ ii paleontologice Localizarea, geometria şi Litologia Medii de sedimentare şi tendin ţ a de dezvoltare a Secven ţ e texturale Paleogeografia corpurilor de nisip / gresii Structuri sedimentare

Paleocuren ţ i

Compararea cu medii de sedimentareactuale sau cu modele de facies

Cu excepţia informaţiei paleontologice (fosile sau microfosile), care furnizează elementesigure pentru definirea mediului depoziţional, toate celelalte informaţii care intr ă în cadruldatelor de observaţie pot fi definite prin metodele geofizice de sondă.

Litologia

Practic, toate carotajele geofizice pot da informaţii cu privire la litologie. La început s-auaplicat carotajul potenţialului spontan (PS)şi carotajul radiaţiei gama naturale. În prezent, seaplică aceste carotaje (inclusiv carotajul spectral al radiaţiei gama naturale) la care s-au adăugat:carotajul de densitate, carotajul neutronic (epitermalşi termal compensat), microcarotajul,cavernometriaşi un carotaj special pentru litologie (carotajul gama-gama litologic, careutilizează principiul absorbţiei fotoelectrice a radiaţiei gama, în interacţiunea cu materia - rociletraversate de sondă. Este de menţionat că, de regulă, carotajele de densitateşi neutronice seutilizează în combinaţie, în aşa numita "tehnică a suprapunerii curbelor", pentru identificarea pe baze calitative a litologiei formaţiunilor.

Secven ţ ele texturaleSunt legate de variaţiile în funcţie de adâncime ale dimensiunilor granulelorşi ale sortării.

Dimensiunile granulelor depind de materialul sursă şi de energia depoziţională, în timp cesortarea este funcţie de energia depoziţională.

Plecând de la observaţia că dimensiunile granulelor, caşi sortarea, variază cu modificareaconţinutului în argilă (C a), adică scăderea dimensiunilor granulelor are loc odată cu creştereaconţinutului în argilă, se poate scrie (Goetzet al ., 1977):

Sortarea = f ( P , 1/C a);Dimensiunea granulelor = f (1/C a).


3/198

3

În prezent, prin metode geofizice de sondă se determină cu precizie porozitatea P şiconţinutul în argilă C a, ceea ce înseamnă posibilitatea principială de a defini sortareaşidimensiunile granulelor.

Deoarece medii depoziţionale specifice prezintă secvenţe caracteristice ale energieidepoziţionale în timp, se obţin profile tipice ale dimensiunilor granulelorşi sortării în funcţie de

adâncime, care pot fi definite prin intermediul porozităţii şi conţinutului în argilă. Configuraţiiletipice ale acestor curbe ( P şi C a) în funcţie de adâncime pot fi interpretate în termeni ai mediilordepoziţionale. Prin urmare, problema definirii mediilor depoziţionale devine o problemă de"recunoaştere a modelelor". Curbele de carotaj geofizic înregistrate sau calculate pentru rocilerezervor prezintă configuraţii caracteristice, cunoscute sub denumirile de "cilindrică" (cylindrical ), "clopot" (bell ), "pâlnie" ( funnel ) (Fig. 1.1) sau combinaţii între ele. În această clasificare, o curbă "clopot" sugerează o secvenţă transgresivă şi scăderea energiei depoziţionaleîn sus ( fining upwards ), în timp ce o curbă "pâlnie" sugerează o secvenţă regresivă (coarseningupwards ). O curbă "cilindrică" sugerează un grad avansat de sortareşi poate corespunde uneiumpluturi de canal de distribuţie (distributary channel fill ) sau dune eoliene. Când în interpretarese folosesc modele combinate ale principalelor configuraţii de curbe, se începe de jos în sus, înacord cu modul în care sedimentele au fost depuse.

Structuri sedimentare

Nu toate structurile sedimentare se pot deduce prin metode geofizice de sondă. Se poatedetermina stratificaţia de curent (current bedding ) pe baza datelor pandajmetriei de marerezoluţie, obişnuite - HDT sau stratigrafice - SHDT.

În urma prelucr ării şi interpretării datelor de pandajmetrie se obţin doi parametri esenţialiai formaţiunilor:

• Înclinarea;• Orientarea (direcţia) înclinării.

Orientarea înclinării furnizează direcţia de transport a curentuluişi de aici posibilitateadeducerii paleocurenţilor, o altă informaţie distinctă în conceptul general al reconstituiriimediilor de sedimentare.

Prin pandajmetria de mare rezoluţie pot fi identificate structuri foarte fine, datorită faptuluică diagramele de pandajmetrie se înregistrează şi prelucrează în scări de adâncime de maredetaliu (1:20, 1:50).

Curbele de corelare înregistrate în pandajmetria continuă de mare rezoluţie, obişnuită (4 curbe) sau stratigrafică (8 curbe), pot fi folosite pentru identificarea unor discontinuităţi în

sedimentareşi reconstituirea mediilor depoziţionale.Alte informaţii interpretabile în termeni depoziţionali pot fi obţinute din prelucrareaşireprezentarea particular ă a datelor de pandajmetrie, cum ar fi graficul frecvenţei azimuturilor( Polar F Plot ) sau FAST Plot ( Formation Anomaly Simulation Trace ).


4/198

4

1.2. Informaţii de baz ă ob ţinute din diagrafia geofizic ă pentru reconstituireamediilor de sedimentare . Implicaţii în explorare ş i evaluare

1.2.1. Evaluarea con ţinutului în argil ă dup ă diagrafia geofizic ă .

Metode singulare ş i duale Importanţa cunoaşterii conţinutului în argilă al rocilor colectoare rezultă din faptul că

r ăspunsul majorităţii carotajelor geofizice este influenţat de argila existentă în roci (în formă delamine, dispersată sau structurală); de aceea, o evaluare corespunzătoare a formaţiunilorcolectoare din punct de vedere al potenţialului de înmagazinareşi de cedare a fluidelor nu poatefi f ăcută f ăr ă cunoaşterea fracţiunii volumetrice de argilă conţinută.

Efectul argilei în r ăspunsul diferitelor carotaje geofizice este determinat de tipul, volumulşi modul de distribuţie ale argilei. Astfel, carotajele de rezistivitate, PSşi acustice depind demodul în care argila este distribuită în roci, în timp ce carotajele radioactive curente (gama,gama-gamaşi neutronice) nu sunt afectate de modul de distribuţie.

Se admite în prezent că argila poate fi întâlnită în trei forme (Fig. 1.2):

• Argilă sub formă de lamine, în interiorul rocilor colectoare predominant nisipoase(grezoase) sau carbonatice. În acest caz, porozitateaşi permeabilitatea intercalaţiilornisipoase (grezoase) sau carbonatice nu sunt modificate. La creşterea numărului delamine, descreşte în mod corespunzător volumul mediului poros-permeabil alcolectorului;

• Argilă dispersată sau diseminată , care poate acoperi total sau par ţial granulele denisip sau poate să umple par ţial spaţiile intergranulare. Argila dispersată reduce în modsubstanţial porozitatea efectivă şi permeabilitatea formaţiunii;

• Argilă structurală , sub formă de granule sau noduli constituind matricea solidă aformaţiunii.

În practica interpretării diagrafiei geofizice se admite existenţa argilei sub una dintreformele simple menţionate mai sus, deşi toate aceste forme se pot întâlni simultan în aceeaşiformaţiune. Uneori, argilele sunt clasificate (Hamada, 1999) în:

• Argile active, cu o capacitate semnificativă de schimb cationic (CEC), constituite

predominant din minerale argiloase montmorilloniticeşi bentonitice;• Argile pasive, cu capacitate de schimb cationic redusă sau chiar nulă, predominant

argile caoliniticeşi cloritice.

Majoritatea carotajelor geofizice r ăspund, în principal, la argilele active existente în roci;sistemele de carotaje neutronice r ăspund, însă, şi la prezenţa argilelor pasive.

Pentru cunoaşterea modului de distribuţie a argilelorşi naturii mineralogice a acestora,sunt necesare determinări speciale, în condiţii de laborator, pentru o anumită arie de interes.Uneori, aceste informaţii pot fi obţinute din diagrafia geofizică înregistrată şi interpretată în modcorespunzător.

În tehnicile de interpretare se utilizează, în prezent, un sistem de indicatori ai conţinutuluiîn argilă, cuprinşi în două grupe de metode: singulareşi duale.


5/198

5

A. Determinarea con ţinutului în argil ă prin metode singulare

Acest tip de metode utilizează datele unui singur carotaj geofizic.

1.2.1.1. Din datele carotajului de rezistivitateEste cunoscut că rezistivitatea electrică a unei roci scade la creşterea conţinutului în argilă.

Procedeul menţionat se bazează pe faptul că rezistivitatea ( ρ R) unui amestec de argilă cu alteminerale neconductoare (cuar ţ, carbonaţi) va depinde numai de rezistivitatea argilei ( ρ a) şiconţinutul în argilă (C a), dacă porozitatea amestecului este nulă. Aceasta se poate exprima printr-o relaţie de tip Archie

ba

a R

C

ρ ρ = . (1.1)

În cazul în care formaţiunea are o anumită porozitate, decişi o cantitate de apă deformaţiune, rezistivitatea va fi mai mică, deci

b

R

aaC

1

, ⎟⎟ ⎠

⎞⎜⎜

⎝

⎛ =

ρ ρ

ρ ≥ C a. (1.2)

ValoareaC a obţinută pe baza datelor de rezistivitate (de preferinţă, din carotajul inductivsau cu curenţi focalizaţi) va fi apropiată de cea reală ori de câte ori conţinutul în apă este mic,adică în formaţiuni cu porozităţi foarte mici (roci carbonatice - calcareşi dolomite, marnenisipoase) sau cu conţinuturi mari în hidrocarburi.

În calcul se admit pentru exponentulb valori cuprinse între 1şi 2. Se obţin rezultate bunecu b = 1 atunci când raportul ρ a/ ρ R este cuprins între 0.5şi 1, iar pentru valori mai mici decât 0.5ale raportului,b trebuie mărit progresiv până la 2 (SCHLUMBERGER, 1974).

Pentru situaţiile când în profilul analizat există intervale curate cu hidrocarburi, binedefinite, relaţia 1.2 poate fi modificată astfel încât în aceste intervale, unde rezistivitatea devinemaximă ( ρ lim), din calcul să rezulte o valoareC a = 0:

b

a

R

R

aaC

1

lim

lim, ⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜

⎝

⎛

−

−= ρ ρ

ρ ρ

ρ

ρ ρ ≥ C a. (1.3)

Pentru utilizarea acestui indicator trebuie să se cunoască, în prealabil, valorile ρ R, ρ a, ρ lim şib. Valoarea rezistivităţii argilei poate fi obţinută prin citire directă pe diagrafie sau statistic, dingraficele duale de frecvenţă, în particular graficul I γ = f( ρ ).

Determinarea conţinutului în argilă după datele carotajelor de rezistivitate se recomandă afi utilizată la investigarea zonelor cu porozitate mică (roci carbonatice), sau pentru zonele productive unde diferenţa (S A - S Air ) este redusă. (S Air = saturaţia în apă ireductibilă).


6/198

6

1.2.1.2. Din datele carotajului poten ţialului spontan (PS)

Amplitudinea curbelor de PS se modifică la variaţia conţinutului în argilă al formaţiunilorcolectoare, în sensul pozitivării valorilor măsurate. În nisipurile/gresiile acvifere de rezistivitatemică sau medie, cu argile sub formă de lamine, conţinutul procentual în argilă poate fi estimat

din relaţia (Pouponşi Gaymard, 1970)

1001, ⋅⎟⎟ ⎠ ⎞

⎜⎜

⎝

⎛ −=

PS

PS PS a E

PE C , (1.4)

în care

E PS = potenţialul static, în nisipuri/gresii acvifere curate; PE PS = potenţialul static în nisipurile/gresiile argiloase acvifere (potenţialul pseudostatic).

Practic, relaţia (1.4) se utilizează sub forma

1001, ⋅⎟⎟ ⎠ ⎞

⎜⎜

⎝

⎛ ∆−= PS

PS PS a E

V C . (1.5)

În formaţiunile petrolifere, deoarece pentru un anumit conţinut în argilă, în prezenţa petrolului, anomalia de PS este redusă (în stratele petrolifere, ca urmare a unei componente deoxido-reducere semnificative, anomalia de PS se pozitivează), valoareaC a obţinută din datelecarotajului de PS este supraestimată. Această valoare este supraestimată şi în cazul argilelordispersate. De aceea, în general se admite că

C a,PS ≥ C a, (1.6)

adică

C a,PS = C a pentru formaţiunile acvifere cu argile sub formă de lamine;

C a,PS > C a în formaţiunile petrolifereşi în prezenţa argilelor dispersate sau diseminate.

Se obţin, de asemenea, valoriC a care se abat de la valoarea reală pentru un raport ρ fn/ ρ ai apropiat de unitate, în cazul unor strate subţiri, al unor efecte importante ale invaziei filtratului denoroi în strateşi în prezenţa unor zgomote pe curba de PS sau a unui drift al curbei (FrostşiFertl, 1981).

Aplicarea practică a procedeului este simplă:

• Se determină potenţialul static ( E PS ) în dreptul unui strat nisipos/grezos curat, mărimeegală cu valoarea electronegativă maximă din profilul înregistrat; această valoarematerializează aşa numita "linie a nisipurilor". Pentru stratele groase (h > 4d ), E PS =∆V PS max;

• Se citeşte amplitudinea curbei de PS în dreptul formaţiunii argiloase ( PE PS ), ca valoare

maximă mediată pe stratul delimitat sau la un anumit nivel de adâncime stabilit;


7/198

7

• Se determină C a cu relaţia 1.4 sau, echivalent, 1.5.

În sistemele de calcul automat, după alegerea parametrului de calcul E PS , curba de PSînregistrată digital se transformă în curba de variaţie continuă a conţinutului în argilă în funcţiede adâncime.

1.2.1.3. Din datele carotajului radia ţiei gama naturale totale (globale)

Pentru rocile nisipoase-grezoaseşi carbonatice este caracteristică mărirea radioactivităţiiodată cu creşterea conţinutului în argilă. Principial, stabilind o corelaţie între conţinutul în argilă şi valorile gama înregistrate pe o anumită structur ă sau formaţiune geologică, este posibil ca pe baza datelor de măsur ă să se stabilească gradul de contaminare a formaţiunilor cu argilă.

Mărimea relativă a radioactivităţii naturale (∆ I γ ), în ipoteza că în profilul traversat de sondă nu există mineralizaţii radioactive, depinde de conţinutul în argilă. Parametrul∆ I γ se determină cu relaţia

min,max,

min,,

γ γ

γ γ γ I I

I I I x

−−

=∆ , (1.7)

în care

I γ , x = r ăspunsul carotajului gama într-o rocă cu un conţinut oarecare în argilă; I γ , min = r ăspunsul carotajului gama într-o rocă curată (nisip, gresie, calcar etc.); I γ , max = r ăspunsul carotajului gama într-o argilă curată.

Calculând parametrul∆ I γ , influenţele fondului de radiaţii şi a tipului aparaturii de măsur ă utilizate sunt eliminate.

Pentru determinarea conţinutului în argilă, plecând de la parametrul∆ I γ , a fost utilizată,iniţial, relaţia

C a, γ = ∆ I γ . (1.8)

În practica curentă s-a constatat că această relaţie supraestimează, de regulă, conţinutul în argilă al formaţiunilor.

O altă relaţie utilizată (Vendelstein, 1964) a fost

(C a, γ )b = ∆ I γ , (1.9)

unde b este un coeficient empiric, cu valori cuprinse între 0,3şi 0,9, dependent de vârstageologică a formaţiunii argiloase. Valorile coeficientuluib sunt mai mari pentru rocile argiloasevechi, ceea ce înseamnă că pentrub care se apropie de valoarea 1 devine aplicabilă relaţia 1.8.

Aplicarea relaţiei 1.9 presupune cunoaşterea valorii exponentuluib. Acesta poate fideterminat experimental, prin măsur ători de conţinut în argilă şi de radioactivitate naturală pe probe de roci reprezentative din structurile petrolifere-gazifere de interes.

Cele mai utilizate relaţii care stabilesc dependenţa dintre conţinutul în argilă şi vârstaformaţiunilor traversate de sondă sunt (DRESSER ATLAS, 1979)


8/198

8

C a,γ = 0.083 (23.7∆ I γ - 1) (1.10)

pentru roci ter ţiareşi

C a,γ = 0.33 (22 ∆ I γ - 1) (1.11)

pentru roci mai vechi (mezozoiceşi paleozoice).Pentru formaţiunile clastice ter ţiare s-a propus o nouă relaţie care leagă conţinutul în argilă

şi parametrul∆ I γ (Frostşi Fertl, 1981):

C a,γ = 0.127 (23.15∆ I γ - 1). (1.12)

Aceste relaţii dau rezultate bune în cazul folosirii adecvate, în funcţie de tipul formaţiunilortraversate, aproximând suficient de bine conţinutul real în argilă dacă formaţiunile nu conţincantităţi semnificative de minerale accesorii radioactive. Când argilele conţin silturi radioactive,valoarea C a,γ obţinută din diagrafia radioactivităţii gama naturale totale (globale) va fisupraestimată.

În cazul general,

C a, γ ≥ C a. (1.13)

Condiţiile nefavorabile pentru utilizarea relaţiilor anterioare sunt:

• Prezenţa altor minerale radioactive decât argilele (mice, feldspaţi);• Mineralul argilos prezent este numai caolinitul, deficitar în potasiu;• În prezenţa unor îmbogăţiri în uraniu pe intervalele poroase-permeabile;• La excavaţii importante ale găurii de sondă.Conţinutul în argilă calculat depinde de alegerea corectă a valorilor de maximşi minim

pentru radioactivitatea gama naturală, pe diagrafie. O dificultate importantă apare la alegereavalorii I γ ,max, deoarece rareori în natur ă se întâlnesc argile curate.

Calculul efectiv necesită cunoaşterea prealabilă a valorilor I γ ,min şi I γ ,max. Acestea sedetermină prin citire directă pe diagrafie, pentru intervalul de adâncime analizat, sau cu ajutorulgraficelor de frecvenţă duale, în care unul dintre parametri este reprezentat de radioactivitateagama naturală totală. Determinarea expeditivă a conţinutului în argilă este realizată cu ajutoruldependenţei din Fig. 1.3, construită pe baza relaţiilor 1.7, 1.10şi 1.11.

1.2.1.4. Din datele carotajului spectral al radia ţiei gama naturale

Limitările care apar la determinarea conţinutului în argilă din datele carotajului radiaţieigama naturale totale sunt în prezent depăşite prin folosirea tot mai accentuată în programele deinvestigare geofizică a sondelor a carotajului spectral al radiaţiei gama naturale.

După cum este cunoscut, în carotajul gama spectral se determină, prin înregistr ări înferestre energetice bine stabilite, radiaţia gama care provine de la principalele radioelemente: K,U şi Th. În plus, se înregistrează şi radiaţia gama naturală totală (globală).

Fiecare măsur ătoare poate fi folosită individual sau în combinaţie ca indicatori ai argilei

(Serraet al ., 1980), utilizând relaţiile


9/198

9

minmax

min, K K

K K C K a −

−= (1.14)

minmax

min,

ThTh

ThThC Tha

−

−= (1.15)

minmax

min, U U

U U C U a −

−= . (1.16)

Parametrii de calcul din relaţiile 1.14 - 1.16, reprezentaţi de valorile de maxim ( K max,Thmax, U max) corespunzătoare, de fapt, argilelor curateşi de minim ( K min, Thmin, U min), sedetermină direct din carotajele spectrale disponibile. Valorile de minim sunt, în general,apropiate de zero sau sunt definite pe por ţiunile cu cea mai mică radioactivitate ale profiluluitraversat.

Deşi uraniul poate fi fixatşi concentrat prin adsorbţie de mineralele argiloase, aceasta nureprezintă o caracteristică generală. Uraniul este, de preferinţă, asociat cu materia organică, în particular cu argilele bituminoase sau calcareleşi dolomitele bituminoase depuse în condiţiireducătoare, cu mineralele grele, cu feldspaţii, cu tufurileşi gresiile tufaceeşi, în general, nu esteun bun indicator al conţinutului în argilă. De aceea, având la dispoziţie carotajul gama spectral,se poate elimina contribuţia uraniului în radioactivitatea gama naturală totală, definind un nou parametru care reprezintă numai radiaţia gama dată de thoriuşi potasiu ( I γ ,Th + K ); acest parametru poate fi folosit apoi pentru determinarea conţinutului în argilă:

min,max,

min,,, )()(

)(

K Th K Th

K Th K Th K Tha I I

I I C

++

+++ −

−=

γ γ

γ γ . (1.17)

Deoarece diagrafia radiaţiei gama naturale reprezentând numai contribuţia thoriuluişi potasiului se înregistrează distinct, sub denumirea de curba gama calculată (CGR -ComputedGamma Ray ) sau redusă, relaţia 1.17 se poate scrie

minmax

min

CGRCGRCGRCGR

C a,CGR −−

= , (1.18)

valorile de maximşi de minim fiind citite direct pe curbele spectrale înregistrate.Indicatorul spectral 1.18 este considerat unul dintre cei mai buni indicatori ai argilei

folosiţi în evaluarea formaţiunilor de interes pentru hidrocarburi. Totuşi, acest indicator nufurnizează valori corecte aleC a dacă în formaţiunile analizate se întâlnesc feldspaţi şi mice(minerale cu conţinuturi mari de potasiu), care determină valori gama mărite pe curba spectrală a potasiului. Astfel de situaţii pot fi întâlnite în prezenţa unor formaţiuni rezervoare dehidrocarburi de tipul "granitelor alterate" (Schenewerket al ., 1980) sau "fundament alterat". Deaceea, "componenta thorică" poate fi utilizată cu bune rezultate la evaluarea conţinutului în argilă al unei roci, deoarece majoritatea argilelor conţin thoriu, cantitatea existentă r ămânând constantă chiar în urma diagenezei termice.

Indicatorii spectrali ai Thşi K sunt reprezentativi pentru conţinutul în argilă în rocicarbonatice.


10/198

10

În general, carotajul gama spectral îmbunătăţeşte notabil procesul de evaluare aconţinutului în argilă al formaţiunilor, putând oferi indicaţii, aşa cum se va prezenta ulterior,şiasupra tipului mineralogic al argilei.

1.2.1.5. Din datele carotajului neutronicÎntr-o formaţiune argiloasă, r ăspunsul carotajului neutronic în termeni de porozitate ( P N ) se

poate scrie

P N = P P N,f + C a P N,a . (1.19)

Porozitatea neutronică a fluidului ( P N,f ) din formaţiunea investigată este întotdeauna pozitivă. Pentru apă P N,f = 1, iar pentru hidrocarburi gazoase P N,f ≅ 0.

Parametrul P N,a reprezintă porozitatea neutronică a argilei, dependentă de conţinutul înhidrogen al mineralelor argiloase prezente în zona investigată, deci de conţinutul în apă decristalizare. P N,a ia, uzual, valori cuprinse în domeniul 0.2 - 0.6, cu o frecvenţă mai mare înintervalul 0.3 - 0.35. Parametrul respectiv se determină din diagrafie, prin citire în dreptul uneiargile curate sau prin folosirea graficelor de frecvenţă, în particular graficul dual I γ = f ( P N ) saugraficul dual-Z P D = f ( P N ), cu variabila Z reprezentată de diagrafia radiaţiei gama naturale totale.

Rezolvând ecuaţia 1.19 în raport cuC a, rezultă

N,a

f N N N a P

P P P C ,,

−= . (1.20)

Dacă porozitatea efectivă a formaţiunii este mică sau P N,f este redusă, termenul P ⋅ P N,f poatefi neglijat. Atunci,

a N

N N a P

P C

,, ≅ ≥ C a. (1.21)

Acest procedeu de calcul se poate utiliza cu rezultate bune în cazul unor formaţiuni cusaturaţii mari de gaze sau pentru roci rezervoare cu porozitate mică şi relativ constantă, în particular carbonatice (calcare, dolomite, marne calcaroase). Sunt obţinute indicaţii eronate pentru valori mici ale porozităţii neutronice a argileişi la variaţii mari de porozitate aformaţiunilor traversate.

B. Determinarea con ţinutului în argil ă prin metode duale

Metodele sau tehnicile duale pentru determinarea conţinutului în argilă al formaţiunilorutilizează datele a două carotaje geofizice. Cel mai frecvent, datele carotajelor majore de porozitate (densitate, neutronicşi acustic) se pot utiliza, în combinaţie, pentru evaluareaconţinutului în argilă.

În formaţiuni argiloase, porozităţile din carotajele de densitate, neutronicşi acustic se potscrie

P D = P + C a P D,a (1.22)


11/198

11

P N = P + C a P N,a (1.23)

P A = P + C a P A,a. (1.24)

Aceste relaţii se combină, două câte două, iar din sistemele de ecuaţii obţinute se determină P şi C a; procedeele respective sunt cunoscute sub denumirea de "procedee duale" pentruestimarea conţinutului în argilă.

1.2.1.6. Din datele carotajelor neutronice ş i de densitate

Combinarea datelor carotajelor de densitateşi neutronice este recomandată în cazulnisipurilor/gresiilor argiloase. Din relaţiile 1.22şi 1.23 se poate determina conţinutul în argilă prin

a N a D

N D DN a P P

P P C ,,, −

−= , (1.25)

în care se pot înlocui

f m

m D P δ δ

δ δ −−

= (1.26)

f m

ama D P δ δ

δ δ −−

=, , (1.27)

unde

δ m = densitatea matricei minerale;δ f = densitatea fluidului din spaţiul poros;δ a = densitatea argilei;δ = densitatea măsurată în dreptul unui strat sau la un anumit nivel de adâncime.

Într-o altă formă, relaţia pentru calculul conţinutului în argilă devine

)()(

,,

f ma N am

f m N m DN a P

P C δ δ δ δ

δ δ δ δ −−−

−−−= . (1.28)

Acest procedeu se poate aplica în condiţii bune în cazul unei litologii constante de-a lungul profilului traversat de sondă şi atunci când pe graficul dual se poate realiza un contrast petrofizicnet al nisipului (gresiei)şi argilei. Se recomandă ca procedeul să nu se utilizeze în condiţii desondă dificile sau în cazul unor variaţii importante de litologie în profilul investigat.

Combinaţia carotajului neutronic cu carotajul de densitate este utilizabilă şi în cazul altorlitologii, cu observaţia că pentru fiecare litologie trebuie să se definească corect liniaC a = 0.

ValoareaC a obţinută va reprezenta,şi în acest caz, o limită superioar ă a conţinutului real în

argilă al formaţiunilor.


12/198

12

1.2.1.7. Din datele carotajelor de densitate ş i acustic

Acest procedeu dual poate fi aplicat atât pentru argilă sub formă de lamine câtşi pentru argilă dispersată. În primul caz, conţinutul în argilă rezultă din combinarea relaţiilor 1.22şi 1.24:

a Aa D

A D DAa P P

P P C ,,

, −−= , (1.29)

în care

m f

m A t t

t t P

∆−∆∆−∆

= (1.30)

m f

maa A t t

t t P

∆−∆∆−∆=, , (1.31)

unde

∆t = timpul de parcurs pentru o formaţiune oarecare din profilul investigat;∆t m = timpul de parcurs în matricea minerală;∆t f = timpul de parcurs în fluidul din spaţiul poros;∆t a = timpul de parcurs în argilă.

Relaţia 1.29 se poate scrie

))(())(())(())((

, f amam f am

f mmm f m DAa t t t t

t t t t C

δ δ δ δ δ δ δ δ

−∆−∆−∆−∆−−∆−∆−∆−∆−

= . (1.32)

În cazul argilelor dispersate în nisipuri/gresii se pleacă de la observaţia experimentală că timpii de parcurs ai amestecurilor apă-argilă sunt foarte apropiaţi de cei ai apei, pentru undomeniu foarte larg al propor ţiei de solide în apă. De aceea, pentru variaţii mari aleq (propor ţiade argilă dispersată), r ăspunsul carotajului acustic este practic acelaşi cu cel înregistrat în cazulcând întreg spaţiul poros din matricea nisipoasă ar fi ocupat de apă. Deci, carotajul acustic înnisipuri/gresii argiloase cu argilă diseminată furnizează porozitatea totală

P z = P + q P z . (1.33)

În acelaşi timp, presupunând că densitatea argilelor dispersate este foarte apropiată dedensitatea granulelor de nisip, carotajul de densitate furnizează valoarea porozităţii efective ( P ).

Având cele două porozităţi, P z = P A şi P = P D, relaţia 1.33 devine

A

D A DAa P

P P qC −

==, . (1.34)

Valoarea q astfel obţinută (q ≥ 0) s-a dovedit a fi un bun indicator al permeabilităţiiformaţiunilor. În determinarea conţinutului în argilă cu relaţia 1.34 trebuie să se ţină seama de


13/198

13

faptul că în nisipuri necompactizateşi nisipuri gazifere porozitatea derivată din carotajul acusticeste mai mare decât pentru formaţiuni compactizate.

Combinaţia densitate-acustic are avantajul că este mai puţin dependentă de litologiaformaţiunilor investigateşi de variaţia acestei litologii, precumşi de condiţiile fluidului dinspaţiul poros, decât procedeul densitate-neutronic. Se utilizează bine în sonde de diametru mare.

În aplicarea procedeului, se acceptă că atât argila diseminată cât şi cea sub formă delamine, întâlnită în pachete nisipoase (grezoase) - argiloase, au aceleaşi proprietăţi ca argilamasivă din stratele adiacente. Apar abateri ale valorilorC a calculate faţă de cele reale în cazulsondelor puternic excavate (cel mai afectat este r ăspunsul carotajului de densitate) sau lainterpretarea datelor înregistrate în formaţiuni puternic necompactizate (situate la adâncime mică sau în zone suprapresurizate); în al doilea caz, cel mai afectat este r ăspunsul carotajului acustic.

Porozitatea acustică din relaţiile 1.29 şi 1.30 este determinată în acord cu algoritmulWyllie. O valoare mai apropiată de condiţiile reale a porozităţii din acustic poate fi obţinută pe baza algoritmului Raymeret al . (1980) sau a algoritmului Raiga-Clemenceau (1988), aşa cum seva prezenta în detaliu la subcapitolul de evaluare a porozităţii din diagrafia geofizică.

1.2.1.8. Din datele carotajelor neutronice ş i acustice

Combinând relaţiile 1.23şi 1.24 se obţine o altă ecuaţie de determinare a conţinutului înargilă, de forma

a Aa N

A N NAa P P

P P C

,,, −

−= , (1.35)

sau, înlocuind relaţiile 1.30şi 1.31 în 1.35, se obţine

)()()()(

,,

mam f a N

mm f N NAa t t t t P

t t t t P C

∆−∆−∆−∆∆−∆−∆−∆

= . (1.36)

Utilizarea acestui procedeu este indicată îndeosebi pentru zonele gazifere cuS A mică.Aplicarea practică a procedeelor duale a ar ătat că acestea sunt foarte sensibile la variaţii

mici ale parametrilor de calcul aleşi, în particular valorile în matrice (δ m, ∆t m) şi cele în argilă (δ a, ∆t a, P N,a). În aceste condiţii, capătă o importanţă deosebită stabilirea prealabilă a corelaţiilordintre densitate - timp de parcurs, densitate - porozitate neutronică şi timp de parcurs - porozitateneutronică.

Folosirea unui sistem de indicatori pentru determinareaC a dă posibilitatea interpretatoruluisă acopere un domeniu larg de condiţii şi să obţină valori C a cât mai apropiate de cele reale.Uzual, se acceptă că cea mai probabilă valoare a conţinutului în argilă este valoarea minimă obţinută pe baza sistemului de indicatori ai argilei considerate,

C a = (C a , DIAGR)min. (1.37)

Se poate constata că pentru a determina conţinutul în argilă din datele diagrafiei geofiziceeste necesar să se cunoască cu o precizie cât mai ridicată parametrii fizici ai argilei. Aceşti parametri pot fi selectaţi direct din carotajele efectuate sau statistic, din graficele duale defrecvenţă.


14/198

14

1.2.2. Posibilităţ i de identificare a naturii mineralogice a argilelorpe baza diagrafiei geofizice

Mineralele argiloase reprezintă una dintre principalele componente ale rocilor sedimentare.În funcţie de originea lor, ele sunt grupate în două categorii (SCHLUMBERGER, 1990):

• Argile alogene, corespunzătoare particulelor detritice cele mai fine (< 1/256 mm),obţinute prin alterarea mineralelor instabile din rocile iniţiale, transportate de apă sauvânt până la locul de sedimentare. Ele sunt rezultatul unui proces depoziţional într-unmediu de energie mică;

• Argile autigene, corespunzătoare mineralelor argiloase formate în timpul sedimentăriisau după aceasta, ca urmare a interacţiunilor dintre particulele minerale (feldspaţi,mice, minerale mafice)şi apele de formaţiune, sub influenţa temperaturiişi presiunii(alterarea in-situ a mineralelor instabile sub acţiunea fluidelor), prin procesehidrotermale sau prin formarea mineralelor argiloase din ionii de Si, Al, Fe, Mg, NaşiK existenţi în soluţii naturale.

1.2.2.1. Scurt ă caracterizare a celor mai frecvente minerale argiloase

Mineralele argiloase sunt silicaţi hidrataţi, metacoloidali sau amorfi, de Alşi uneori de Mgşi Fe. Au o r ăspândire deosebit de largă în scoar ţa terestr ă şi apar rareori în stare pur ă. Cele maiimportanteşi frecvente minerale argiloase sunt: caolinitul, montmorillonitul, illitul, cloritulşiglauconitul.

Caolinitul

Formula chimică generală este: Al4 (Si4 O10) (OH)8.Reprezintă un mineral argilos cu r ăspândire mare, caracterizat prin absenţa potasiului din

structura sa, astfel încât radioactivitatea naturală trebuie pusă pe seama conţinutului înradioelementele majore Thşi U. Caolinitul are o capacitate de schimb cationic mică şi odensitate cristalografică de 2.62 g/cm3. Alte varietăţi ale caolinitului sunt reprezentate de dickit,nacritşi halloysit, care au aceeaşi compoziţie chimică dar o structur ă reticular ă diferită. Este unmineral argilos care nu îşi măreşte volumul.

Ca mineral alogen sau detritic, caolinitul este comun în sedimentele provenite din roci

graniticeşi gneise, ca produs de alterare a feldspaţilor şi micelor în condiţii de mediu cu pH mic.Ca mineral autigen, caolinitul poate rezulta fie în urma interacţiunii in-situ între fluideşimineralele instabile în timpul fazei sindiagenetice, fie datorită influenţelor hidrotermale.

Caolinitul se alterează trecând în illit la temperatura de aproximativ 100oC, cel mai probabil în prezenţa Kşi Mg, în condiţii de pH mare.

Montmorillonitul

Formula chimică generală este: (1/2Ca, Na)0.7 (Al, Mg, Fe)4 [(Si, Al)8 O20] (OH)4 nH2O.Este un mineral argilos expandabil, din grupa generală a smectitelor. Formula chimică

indică faptul că în afar ă de conţinutul variabil în apă (nH2O), montmorillonitul conţine şi apă decristalizare sub formă de ioni (OH). Conţinutul total de hidrogen din ambele tipuri de apă este cel


15/198

15

care influenţează direct r ăspunsul carotajelor neutronice. Montmorillonitul are o mare capacitatede schimb cationic.

Potasiul lipseşte din structura montmorillonitului, astfel încât radioactivitatea naturală rezultă din contribuţia Th şi U, dar şi a K prezent în acest mineral argilos ca ion de schimb.Densitatea cristalografică calculată variază în domeniul 2.22 - 2.79 g/cm3, în funcţie de

conţinutul în apă şi Fe.Alte minerale argiloase din grupul smectitelor sunt reprezentate de beidellit, nontronit,saponitşi sauconit. Cristalele de montmorillonit sunt mai mici decât cele de caolinit.

Ca mineral alogen, montmorillonitul este un produs de alterare, în condiţii alcaline, a plagioclazilor, piroxenilor sau, mai general, al mineralelor care conţin mult Caşi Mg (rocivulcanice bazice, riolite, pegmatite, diorite). Ca mineral autigen, montmorillonitul este rezultatul proceselor de alterare în sindiageneza timpurie a sedimentelor sau al alter ării hidrotermale.Existenţa sa depinde de temperatur ă, presiune şi pierderea apei, corelate cu adâncimea deîngropare, sub efectul compactării.

Montmorillonitul se transformă în illit trecând printr-un stadiu de argile mixte. Înformaţiuni argiloase necompactizate, apa din montmorillonit nu poate fi expulzată datorită barierei de permeabilitate care se creează, astfel încât transformarea în illit nu are loc. Aşa seexplică faptul că în argilele necompactizate montmorillonitul este cel mai comun mineral.

Datorită capacităţii mari de schimb cationic, montmorillonitul este foarte sensibil la prezenţa apei, hidratarea sa putând produce o mărire de volum de până la 20 de ori. Această umflare a montmorillonitului în prezenţa apei dulci impune tehnologii speciale de să pare asondelor (privind natura fluidelor de foraj utilizate), pentru a nu reduce substanţial porozitateaşi permeabilitatea rocilor nisipoase-grezoase argiloaseşi, uneori, chiar blocarea totală arezervoarelor.

Illitul

Formula chimică generală este: K x Al4 [Si8- x, Al x] O20(OH)4, cu 1≤ x ≤ 1.5.Illitul este mineralul argilos dominant în argile. Reprezintă o argilă neexpandabilă şi difer ă

faţă de alte argile asemănătoare structural prin prezenţa potasiului între atomii de Si. Conţinutulde K din structura sa (K 40), împreună cu conţinutul de Thşi U, determină radioactivitateanaturală mare a illitului.

Capacitatea de schimb cationic variază între 10 şi 40 meq / 100 g, cu o influenţă semnificativă asupra rezistivităţii electriceşi a PS-ului, mai mare decât caolinitul dar mai mică decât montmorillonitul. Densitatea cristalografică calculată pentru illit variază în domeniul 2.798- 3.07 g/cm3, depinzând de conţinutul în Fe.

Illitul, ca mineral alogen, corespunde produselor de alterare a feldspaţilor şi micelor.Condiţiile optime de formare sunt în medii cu pH mareşi roci bogate în minerale de Alşi K. Camineral autigen, illitul îşi are originea în diageneza caolinitului sau montmorillonitului subinfluenţa temperaturii, presiunii, concentraţiei ioniceşi, în consecinţă, a adâncimii de îngropare.Cristalinitatea illitului creşte cu adâncimea.

Cloritul

Formula chimică generală este: (Mg, Fe, Al)12[(Si, Al)8 O20] (OH)16.Este caracterizat prin predominanţa Fe ferosşi absenţa Ca şi alcalilor. Cloritele bogate în

Fe pot avea până la 30 % din greutate FeO; procentul de MgO poate atinge 30 % din greutate lacloritele bogate în Mg. Cloritele sunt asociateşi se aseamănă cu micele.


16/198

16

Ca mineral alogen, cloritul corespunde produselor de alterare a mineralelor mafice (silicaţiferomagnezieni: piroxeni, amfiboli). Este un mineral detritic accesoriu în nisipurile/gresiileimature şi în rocile argiloaseşi, de asemenea, un component caracteristic al cimentuluimicrocristalin din graywacke. Ca mineral autigen, cloritul este rezultatul diagenezeişimetamorfismului care afectează sedimentele, înlocuind illitulşi alte minerale argiloase în

punctul în care diageneza trece în metamorfism.

Glauconitul

Formula chimică generală este: (K, Na, Ca)1.2-2.0(Fe3+, Al, Fe2+ Mg)4 [Si 7-7.6 Al1-0.4 O20](OH)4.

Este un mineral de culoare verde închis, amorf sau granular, din grupul micelor, rezultat prin înlocuirea Al cu Feşi conţinând, de asemenea, Mgşi K. Din date geochimice s-a dedus că formarea glauconitului, prin orice proces, are loc în apă marină la temperaturi scăzute şi încondiţii reducătoare. Adâncimea optimă de generare a glauconitului este între 50şi 1000 m.Glauconitul, odată format, este stabil în apa de mareşi poate rezista transportului în mediumarin. Astfel, glauconitul este găsit diseminat în mâluri marine, în calcare, în nisipurişi gresii bine sortate cu stratificaţie încrucişată. Poate fi asociat, de asemenea, cu noduli de fosfaţi.

Prezenţa glauconitului este considerată un criteriu al originii marine a sedimentelorşi unindicator al unei sedimentări lente.

Alte informaţii privind principalele minerale argiloase sunt prezentate în Tabelul 1.1.

1.2.2.2. Identificarea naturii mineralogice a argilelor pe baza diagrafiilor geofizice

Determinarea naturii mineralelor argiloase prezente în sedimente este o sarcină foartedificilă, deoarece, aproape în toate cazurile, argilele nu sunt pure. În general, nu există mai multde 70 % minerale argiloase pure, restul fiind reprezentat de cantităţi variabile de cuar ţ, feldspaţi,mice, minerale grele, carbonaţi, sulfaţi, pirită şi materie organică.

Identificarea tipului mineralelor argiloase a devenit posibilă odată cu introducerea în programele de investigare geofizică a sondelor pentru substanţe minerale utile a carotajuluispectral al radiaţiei gama naturale (determinarea contribuţiei distincte a radioelementelor principale: U, Thşi K la radioactivitatea naturală a formaţiunilor)şi a carotajului gama-gamaspectral, care înregistrează simultan densitateaşi indicele de absorbţie fotoelectrică ( P e) alemediului.

Carotajul spectral al radiaţiei gama naturale reprezintă, în prezent, o variantă de sine-

stătătoare a carotajului radioactiv; după modul în care se înregistrează, acesta cuprindeşicarotajul radiaţiei gama naturale totale (globale).Carotajul spectral al radiaţiei gama naturale (curbele spectrale ale U, Th, Kşi curbele

rapoartelor spectrale Th/U, U/Kşi Th/K)şi carotajul gama-gama litologic ( P e) reprezintă datele primare de observaţie pentru identificarea naturii mineralelor argiloase. Sunt utilizate trei tipuride grafice duale (crossplots ) de frecvenţă:

1. Graficul Th = f (K ). În această dependenţă, Th se exprimă în ppm iar K în procente. Înfuncţie de compoziţia chimico-mineralogică a argilelor, pe grafic se delimitează sectoare distincte (Fig. 1.4) separate prin linii reprezentând rapoartele Th/K, carevariază într-un domeniu larg, de la 0.3 pentru feldspaţii potasici până la valoarea de 25

pentru caolinit, furnizând un mijloc convenabilşi rapid pentru identificarea tipuluiargilei.


17/198

17

Pe acest cadru teoretic, valorile Thşi K, reprezentând curbele spectrale înregistrate la pasul de eşantionare folosit (de obicei, 0.1 m), se materializează sub o formă convenabilă la intersecţia ordonatei (Th)şi abscisei (K) în sistemul de grafic dual. Înfuncţie de frecvenţa punctelor de observaţie pe un domeniu (sector) distinct, seidentifică mineralul sau mineralele argiloase prezente pe intervalul de adâncime

analizat.Rezultatele au semnificaţie calitativă, interpretarea cea mai corectă urmând a ficonfirmată din alte surse geofizice independente (Pe, rapoartele Th/K, U/Kşi Th/U) saugeologice (analiza carotelor în laboratoare specializate).

2. Graficul P e = f (K ) reprezintă indicele de absorbţie fotoelectrică P e [b/e] în funcţie deconţinutul în K (%) (Fig. 1.5).

3. Graficul P e = f (Th/K ), care reprezintă indicele de absorbţie fotoelectrică P e [b/e] înfuncţie de raportul spectral Th/K (Fig. 1.6).

Şi pe aceste ultime două grafice, în funcţie de compoziţia chimico-mineralogică,fiecare mineral argilos are un domeniu delimitat distinct.

Graficele de frecvenţă construite pe baza datelor de observaţie reale dau o distribuţie care,în funcţie de plasarea pe anumite domenii teoretice, permite identificarea calitativă a mineralelorargiloase prezente în intervalul de adâncime investigat. În principiu, graficele P e = f (K) şi

P e = f (Th/K) confirmă interpretarea obţinută pe baza graficului Th = f (K).O limitare importantă apare în folosirea graficelor P e = f (Th/K) şi P e = f (K) în cazul

fluidelor de foraj grele, conţinând baritină. Baritina are un indice de absorbţie fotoelectrică foartemare ( P e ≈ 275 b/e), iar acumularea sa în turta de noroi, mai ales la turtele groase, scoate curba

P e din limitele teoretice tipice formaţiunilor sedimentare de interes pentru hidrocarburişi o faceinutilizabilă în analizele menţionate anterior pentru identificarea naturii mineralogice a argilelor.

Câteva exemple selectate, pe diferite structuri de interes pentru hidrocarburi, ilustrează modul în care se utilizează datele primare de observaţie (carotajul spectral al radiaţiei gamanaturale şi carotajul gama-gama litologic - P e) pentru identificarea naturii mineralogice aargilelor:

• Sonda B-Ţ icleni - Meo ţ ian (796 - 1349 m) (Fig. 1.7 a, b, c)

Pe baza graficului Th = f (K) (Fig. 1.7a), mineralele prezente sunt: illit, mice, minerale

argiloase mixte, montomorillonitşi glauconit. Graficul P e = f (Th/K) (Fig. 1.7b) confirmă interpretarea dată de graficul Th = f (K), cu excepţia glauconitului, iar din graficul P e = f (K) (Fig. 1.7c) se deduce prezenţa montmorillonituluişi, posibil, a illitului ( P e =2.4 - 5 b/e).

• Sonda C-Totea - Sarma ţ ian (1988 - 2926 m) (Fig. 1.8 a, b, c)

Printr-o distribuţie de puncte clar ă şi grupată, din interpretarea graficului Th = f (K) (Fig.1.8a) mineralele argiloase prezente sunt: illit, minerale argiloase mixteşimontomorillonit; K = 1 - 2.7 %, Th = 2.5 - 12.5 ppm. Graficele P e = f (Th/K) (Fig. 1.8b)şi P e = f (K) (Fig. 1.8c) sunt neinterpretabile. Punctele de observaţie sunt deplasate faţă de

distribuţiile teoretice, datorită P e mare (4 - 10 b/e).


18/198

18

• Sonda D-Bodă ieşti

Meo ţ ian (828 - 1380 m) (Fig. 1.9 a, b, c)

Din graficul spectral Th = f (K) (Fig. 1.9a), mineralele argiloase prezente sunt: glauconit,

mice, illit, minerale argiloase mixteşi montmorillonit. Graficul P e = f (Th/K) (Fig. 1.9b)confirmă interpretarea dată de graficul Th = f (K), iar din graficul P e = f (K) (Fig. 1.9c)rezultă: montmorillonit, posibil illitşi minerale argiloase mixte. Punctele de observaţiesunt deplasate spre stânga faţă de zona teoretică a illitului.

Triasic (3102 - 3307 m) (Fig. 1.10 a, b, c)

Din interpretarea graficului Th = f (K) (Fig. 1.10a), mineralele argiloase prezente sunt:mice, illit, montmorillonitşi minerale argiloase mixte; K = 1 - 2 %, Th = 2.5 - 10 ppm.Graficul P e = f (Th/K) (Fig. 1.10b) confirmă interpretarea dată de graficul anterior, în timpce graficul P e = f (K) (Fig. 1.10c) indică prezenţa montmorillonituluişi, posibil, a illitului.

P e = 2 - 6 b/e.

• Sonda E-Colţeşti - Sarma ţ ian (2630 - 2924 m) (Fig. 1.11 a, b, c)

Din interpretarea graficului Th = f (K) (Fig. 1.11a), rezultă identificarea următoarelorminerale argiloase: glauconit, mice, illit, minerale argiloase mixteşi montmorillonit;K = 1 - 2.5 %, Th = 2.5 - 7.5 ppm. Prezenţa glauconitului sugerează o sedimentaremarină lentă. Graficul P e = f (Th/K) (Fig. 1.11b) conduce la identificarea glauconituluişimicelor (biotit), dar interpretarea este nesigur ă datorită P e mare (5 - 10 b/e).

• Sonda P-Monteoru - Dacian (1030 - 2033 m) (Fig. 1.12 a, b, c)Pentru un număr mare de puncte de observaţie, graficul Th = f (K) (Fig. 1.12a) permiteidentificarea următoarelor minerale: illit (subordonat), minerale argiloase mixte predominanteşi montmorillonit; K = 1.5 - 2.5 %, Th = 10 - 12.5 ppm. Graficele P e = f (Th/K) (Fig. 1.12b)şi Pe = f (K) (Fig. 1.12c) confirmă interpretarea dată de graficulTh = f (K); P e = 2 - 3 b/e. Este posibil ca illitulşi mineralele argiloase mixte să fi provenitdin transformarea montmorillonitului iniţial.

• Sonda Y-Geamăna - Oligocen (583 - 1049 m) (Fig. 1.13 a, b, c)

Mineralele prezente, pe baza interpretării graficului Th = f (K) (Fig. 1.13a), sunt:glauconit, miceşi illit predominanteşi minerale argiloase mixte. Conţinutul de illitdepăşeşte 70 %, iar cel de mice depăşeşte 40 %; K = 1.5 - 5 %şi Th = 5 - 10 ppm.Graficul P e = f (Th/K) (Fig. 1.13b) indică prezenţa micelor (muscovit), a illitului,mineralelor argiloase mixteşi montmorillonitului (subordonat). Pe graficul P e = f (K)(Fig. 1.13c) sunt identificate, pe zona distribuţiei teoretice, illitulşi montmorillonitul(subordonat).


19/198

19

1.2.2.3. Implicaţiile cunoa ş terii naturii mineralogice a argilelor în forma ţiunile traversate de sonde

Identificarea naturii mineralogice a argilelor în formaţiunile geologice traversate de sondeare implicaţii multiple,şi anume:

1. În procesul deevaluare a formaţiunilor traversate de sonde din datele diagrafieigeofizice, cel puţin sub patru aspecte principale:

• Alegerea modelului geologic cel mai indicat pentru aria cercetată şi, în consecinţă,alegerea corectă a parametrilor de calcul necesari;

• Stabilirea celui mai bun indicator pentru determinarea conţinutului în argilă alformaţiunilor;

• Interpretarea calitativă corectă a diagrafiei geofizice, în particular a celeiradioactive, cu explicaţii plauzibile pentru zonele anomale. De exemplu, în prezenţa illitului ca mineral argilos predominant, pot apărea influenţesemnificative asupra r ăspunsului carotajelor neutronice termale (neutron-neutronicobişnuit, neutron-neutronic compensat sau sigma), ca urmare a existenţei borului(σ capt. = 750 barn) în illite;

• Prezenţa montmorillonitului, ca mineral argilos predominant, poate fi corelată cuargilele necompactizate, în studiile speciale efectuate pentru identificareaşievaluarea zonelor suprapresurizate în explorarea pentru hidrocarburi.

2. În alegerea regimului optim de foraj sau depunere în producţie a sondelor, maiales prin intermediul fluidelor de foraj speciale (cu inhibitori) sau a fluidelor decompletare (la perforare), îndeosebi la traversarea formaţiunilor cu montmorillonit, pentru a preveni complicaţiile tehnice cunoscute (prinderea garniturii de foraj, blocareacirculaţiei) sau afectarea productivităţii rocilor rezervor.

3. Definirea mediilor depoziţionale.

Potasiul, thoriulşi uraniul, ca elemente definite cantitativ prin carotajul gama spectral,au anumite caracteristici de r ăspândire, relaţii de transportşi proprietăţi chimice carefurnizează unele indicii privind definirea mediului depoziţional (Tabelul 1.2):

Potasiul este întâlnit în multe rocişi în fluidele din formaţiunile rezervor. Potasiul dinmatricea rocilor este foarte sensibil la eroziune, alterareşi procesele diagenetice;

Thoriul are o solubilitate mică, o mobilitate limitată în timpul proceselor de alterare,fiind legat în primul rând de mediul originar de localizare, predominant marin;

Uraniul. Mobilitatea uraniuluişi acumularea sa în rocile din subsol este controlată,într-o formă complexă, de factori fizici, chimici, biologicişi hidrogeologici.Precipitarea uraniului din apele din subsol este controlată, în cea mai mare măsur ă, deEh şi pH.


20/198

2 0

Tabelul 1.1. Minerale argiloase principale. Scurtă caracterizare.(după SCHLUMBERGER, 1990, 1991)

Tipulmineralului

argilos

Alte varietăţi Minerale asociate Impurităţi sau urmeProprietăţi petrofizice

δ

[g/cm3

]

P e

[b/e]

I γ

[API]

CEC

[meq/10

CaolinitDickit Nacrit

Halloysit

Cuar ţ, oxizi de Fe, pirită, siderit,muscovitşi alte

minerale argiloase

K < 1.25 % Na < 0.3 %Ti < 1.5 %

Th = 7 - 47 ppm(15 ppm)

U = 1 - 12 ppm(3 ppm)

2.60 - 2.63(2.62) 1.83 80 - 130

3 - 50(10)

MontmorillonitsauSmectit

Beidellit Nontronit

SaponitSauconit

În bentonite: cuar ţ,feldspaţi, biotit,zeoliţi, zircon,

cristobalit.În argile: illit,caolinit, mice

detritice, cuar ţ,feldspaţi

Th = 6 - 44 ppm(24 ppm)

U = 1 - 21 ppm(5 ppm)

2 - 3(2 - 2.23)(2.03)

2.04 45 - 356(140) 80 - 15

Illit

Alte mineraleargiloase

(preferenţialsmectite), cuar ţ,feldspaţi, mice,calcit, dolomit

Na poate înlocui K încantităţi mici;

Al poate fi înlocuit cu Fe

< 3.5 % sau cu Mg≈ 1.25 %;Ti, Mn

Th = 10 - 25 ppmU = 1 - 50 ppm

2.6 - 2.9 3.45 130 - 235 10 -


21/198

2 1

Tipulmineralului

argilosAlte varietăţi Minerale asociate Impurităţi sau urme

Proprietăţi petrofiziceδ

[g/cm3] P e

[b/e] I γ

[API]CEC

[meq/10

CloritClinoclorThuringitChamositPenninit

Fe poate fi înlocuit deAl, Cr, Ni, Ti, Mn.

Si poate fi înlocuit deAl, de la (Si7Al) la

(Si4Al4).Mg poate fi înlocuit deAl, de la (Mg11Al) la(Mg8Al4), sau de Fe.

Th = 3 - 5 ppmK < 0.3 % (0.1)

2.6 - 3.3 6.3 ≈ 50 10 - 4

Glauconit Cuar ţ, fosfaţi,dolomit, calcitTh = 3 - 10 ppmU = 2 - 5 ppm

2.4 - 2.95(2.85) 6.37 155 - 210 10 - 4


22/198

2 2

Tabelul 1.2. Relaţii posibile ale K, Uşi Th cu mediile depoziţionale.(după WESTERN ATLAS INTERNATIONAL, 1992)

Elementul Proprietăţi chimice Transport

Potasiu (K 40) Valenţa 1+ Solubil

În soluţie pe distanţă mare

Feldspaţi şi material micaceu însuspensie• numai o mică parte din K original

transportat ajunge în mare• K este extras din apa de mare de

către alge

În s•

• • • •

Thoriu (Th232) Valenţa 4+ Insolubil

Numai în suspensie• De obicei, în fracţiunea siltică a

argilelor• Când mineralele grele sunt

abundente

Nu• • • •

Th dol

Uraniu (U238)

Element foarte solubilValenţele 4+ şi 6+ Solubile

Ionul UO22+este combinat cu sulfaţi,carbonaţi sau materiale organice.UO22+este precipitat cu fosfaţi

Transport post-depoziţional în principalîn soluţieFoarte solubilFoarte mobil în suspensie• Migrează uşor în timpul spălării şi

dizolvării carbonaţilorSe concentrează în stilolite

În s•

• • În s•

• •


23/198

23

1.2.3. Determinarea porozit ăţ ii formaţiunilor din datele diagrafiei geofizice.Metode majore.

Procedeele de determinare a porozităţii rocilor din datele carotajului geofizic au intrat în practica curentă datorită unor avantaje esenţiale faţă de determinările directe, pe carote,şi

anume:• Volumul mediului investigat cu metodele geofizice fiind mai mare, porozităţile sunt

mai reprezentative pentru formaţiunea studiată, cu posibilitatea extrapolării mai sigurea datelor atât pe verticală cât şi pe orizontală;

• Posibilitatea de a face determinări - practic - continue pe toată secţiunea traversată, nunumai pe intervalele carotate;

• Scurtarea timpului de obţinere a informaţiilor asupra porozităţii formaţiunilortraversateşi, respectiv, caracterizarea proprietăţilor de rezervor ale acestora.

În cele ce urmează, vor fi prezentate procedeele majore de determinare a porozităţiiformaţiunilor curateşi argiloase din diagrafia geofizică.

1.2.3.1. Determinarea porozit ăţ ii din datele carotajului de rezistivitate

Procedeele practice care folosesc datele carotajului de rezistivitate sunt recomandate pentruformaţiuni colectoare omogene curateşi au la bază relaţia dintre factorul de formaţie ( F ) şi porozitate ( P ), sub forma generală

m P

a F = , (1.38)

în care

a = coeficient litologic, cu valori cuprinse între 0.5şi 1;m = exponent de cimentare, cu valori cuprinse între 1.3şi 3.

Pentru formaţiunile nisipoase-grezoase slabşi mediu cimentate se recomandă utilizarearelaţiei

15.262.0

P F = , (1.39)

cunoscută sub denumirea de relaţia Humble, iar pentru gresii puternic cimentateşi formaţiunicarbonatice o relaţie de forma

m P F

1= (m ≥ 2), (1.40)

numită şi relaţia Archie, cum variabil în funcţie de gradul de cimentare al rocii.


24/198

24

Factorul de formaţie poate fi determinat din relaţiile de definiţie

ai

Ri F ρ ρ

= ; fn

i F ρ ρ 0= ;

z

i F ρ ρ

= , (1.41)

unde ρ Ri = rezistivitatea reală a formaţiunilor acvifere; ρ ai = rezistivitatea apelor interstiţiale (de formaţiune); ρ fn = rezistivitatea filtratului de noroi; ρ i0 = rezistivitatea zonei spălate a stratului; ρ i = rezistivitatea zonei de invazie propriu-zise (de tranziţie) a stratului; ρ z = rezistivitatea amestecului apă de formaţiune cu filtrat de noroi; z = factorul de

amestec.

Deoarece evaluarea factorului de amestec este dificilă, în practică, relaţia

z

i F ρ ρ

=

se foloseşte sub forma aproximativă

fn

i F ρ ρ

= . (1.42)

Dependenţa dintre factorul de formaţie şi porozitate este reprezentată grafic în Fig. 1.14.În formaţiuni curate, determinarea porozităţii din datele carotajului electric se realizează adeseori utilizând microcarotajul obişnuit, microcarotajul cu curenţi focalizaţi ( Microlaterolog sau Proximity Log ). Prin interpretarea cantitativă a datelor microcarotajului se poate determinarezistivitatea zonei spălate ( ρ i0), iar cunoscând rezistivitatea filtratului de noroi( ρ fn) se defineştefactorul de formaţie şi apoi porozitatea.

Rezolvarea practică, expeditivă, a problemei este asigurată de o nomogramă care, pentruformaţiunile petrolifere-gazifere,ţine seamaşi de saturaţia în hidrocarburi reziduale (S HR) a zoneispălate a stratelor. În acest caz, factorul de formaţie se poate scrie

fn

in

HRS F ρ

ρ 0)1( −= , (1.43)

în caren reprezintă exponentul saturaţiei în fluid, adesea admis ca fiind aproximativ egal cu 2.Ceea ce se obţine din nomogramă, înainte de aplicarea corecţiei pentru petrol sau gaze

reziduale, este un factor de formaţie aparent ( F a). Saturaţia în hidrocarburi reziduale poate ficunoscută pe cale experimentală sau în urma procesului de evaluare completă a formaţiunilor pe baza diagrafiei geofizice. Atunci când nu se dispune de astfel de date, valorile acceptabile alesaturaţiei în hidrocarburi reziduale sunt de 20 % pentru petrolşi de 40 % pentru gaze.

Porozitatea determinată cu nomograma prezentată este calculată cu relaţiile Humble sauArchie. În al doilea caz trebuie să se aleagă o valoare corespunzătoare pentru exponentul decimentarem, în acord cu natura litologică a formaţiunilor.


25/198

25

1.2.3.2. Determinarea porozit ăţ ii din datele carotajului de densitate

Forma ţ iuni curate (C a = 0)

În formaţiuni curate acvifere, din datele carotajului de densitate se obţine direct porozitatea

efectivă ( P ). Între densitateaδ măsurată în carotajşi porozitate există relaţia

δ = P δ f + (1 - P ) δ m, (1.44)

în care

δ m = densitatea matricei minerale a rocii;δ f = densitatea fluidului din spaţiul poros investigat.

Rezolvând ecuaţia 1.44 în raport cu P , se obţine

f m

m D P δ δ

δ δ −−

= = P . (1.45)

Pentru evaluarea porozităţii din relaţia (1.45) trebuie să se cunoască în prealabil valorileδ m şi δ f .

Având în vedere adâncimea mică de investigaţie a metodei, măsur ătoarea se raportează, deobicei, la zona spălată, în care fluidul din spaţiul poros este reprezentat de filtratul de noroi.Acesta poate fi apă dulce, cândδ f = 1 g/cm3, sau apă sărată, caz în care se acceptă δ f ≈ 1,1 g/cm3 (până la o salinitate de 100 g/l). Densitatea fluidului depinde de salinitate, temperatur ă şi presiune; pentru soluţii de NaCl aflate la presiune atmosferică şi temperatura de 25 °C, întresalinitateşi densitate s-a stabilit relaţia (SCHLUMBERGER, 1969)

δ f = 1 + 0.73C , (1.46)

undeC reprezintă concentraţia în NaCl (10-6 ppm).Precizia de determinare a porozităţii formaţiunilor din datele carotajului de densitate

depinde, de asemenea, de selectarea unei valori corespunzătoare pentru densitatea matriceiminerale. Acest lucru este posibil pe baza cunoaşterii litologiei secţiunii cercetate. Îndeterminările curente, pentru densitatea matricei sunt admise valorile indicate în Tabelul 1.3,corespunzătoare principalelor roci colectoare de fluide.

Tabelul 1.3

Roca Densitatea matriceiδ m [g/cm3] Nisipuri/gresii 2.65

Nisipuri/gresii calcaroasesau calcare grezoase 2.68

Calcare 2.71Dolomite 2.86

Densitatea matricei se poate determina prin măsur ători directe pe probe de rocă (carote), încondiţii de laborator.


26/198

26

În tehnicile moderne de evaluare a formaţiunilor,δ m se determină din diagrafie, în faza de preinterpretare, cu ajutorul graficelor de frecvenţă, în particular graficul ρ R = f (δ ).

În cazul formaţiunilor cu hidrocarburi, în zona de investigare a carotajului de densitate potexista hidrocarburi reziduale (în formaţiunile invadate) sau hidrocarburi în cantitatea iniţială (înformaţiunile neinvadate). În această situaţie, densitatea fluidului din spaţiul poros nu maicorespunde filtratului de noroi. Efectul hidrocarburilor asupra determinării porozităţii dincarotajul de densitate va fi prezentat ulterior.

Forma ţ iuni argiloase (C a > 0)

În formaţiuni acvifere argiloase, porozitatea, aşa cum este determinată din carotaj, se poatescrie

P D = P + C a P D,a , (1.47)

în care

C a = conţinutul în argilă; P D,a = porozitatea din densitate a argilei (r ăspunsul carotajului de densitate în dreptul unei

argile curate).

Porozitatea argilei din carotajul de densitate se determină cu relaţia

f m

ama D P δ δ

δ δ −−

=, . (1.48)

Determinarea valorii P D,a implică cunoaşterea densităţii argilei. În Tabelul 1.4 sunt prezentate densităţile câtorva minerale argiloase, în stare umedă şi uscată. Evident, argilelecomune nu se întâlnesc în natur ă în stare mineralogică pur ă, densitatea lor modificându-se înfuncţie de mineralele prezenteşi fracţiunile acestora. Se remarcă densitatea mare a cloritului, netdiferită de cea a cuar ţului (2.65 g/cm3).

Tabelul 1.4

Mineralul Starea δ [g/cm3] δ CAROTAJ [g/cm3] P e

Caolinitumed 2.42 2.41 1.83uscat 2.44 2.44 1.84

Clorit umed 2.77 2.76 6.30uscat 2.79 2.79 6.33

Illit umed 2.53 2.52 3.45uscat 2.65 2.63 3.55

Montmorillonit umed 2.12 2.12 2.04uscat 2.53 2.52 2.30

Densitatea argilei (δ a) se estimează din diagrafie, fie prin citire directă în dreptul uneiargile curate, fie în faza de preinterpretare, cu ajutorul graficelor de frecvenţă , uzual graficul

I γ = f (δ ).


27/198

27

Prin urmare, porozitatea unei formaţiuni argiloase corectată pentru efectul argilei sedetermină cu relaţia

P = P D - C a P D, a , (1.49)

care se poate transcrie

f m

ama

f m

m C P δ δ δ δ

δ δ δ δ

−−

−−−

= (1.50)

sau

f m

amam C P δ δ

δ δ δ δ −

−−−=

)( . (1.51)

În formaţiuni petrolifereşi/sau gazifere, porozitatea obţinută din carotajul de densitate secorectează pentru influenţa hidrocarburilor existente în zona investigată (hidrocarburi reziduale).

1.2.3.3. Determinarea porozit ăţ ii din datele carotajului neutronic

R ăspunsul carotajului neutronic, indiferent de varianta aplicată, este condiţionat, în primulrând, de conţinutul în hidrogen al unei formaţiuni. Hidrogenul este conţinut în fluidele din spaţiul poros (apă şi hidrocarburi), astfel încât valorile înregistrate în carotajul neutronic sunt directlegate de porozitate. Deoarece r ăspunsul carotajului neutronic este determinat, în egală măsur ă,

de conţinutul în hidrogen al fluidelor din spaţiul porosşi al apei de cristalizare sau adsorbite,coeficientul de porozitate determinat, când aceasta din urmă este prezentă, poartă denumirea deporozitate aparentă sau porozitate neutronică ( P N ). Cantitativ, această valoare corespunde porozităţii pe care ar fi avut-o roca dacă toată cantitatea de apă conţinută s-ar fi aflat în spaţiul poros liber al rocii.

Pentru obţinerea coeficientului de porozitate din datele carotajului neutronic, diagrafiile seetalonează în medii cu porozitate cunoscută.

Forma ţ iuni curate (C a = 0)

În formaţiuni curate acvifere, pentru un domeniu de porozităţi care acoper ă valorileinteresante în practică, r ăspunsul carotajului neutronic este o funcţie logaritmică de porozitate, deforma

I NN = A log P N + B, (1.52)

în care A şi B sunt două constante care depind de construcţia dispozitivuluişi de parametriisondei. Pentru un tip particular de dispozitiv, constantele A şi B se determină în urma operaţieide calibrare în sonde etalon, alcătuite din medii cu porozitate diferită. Curbele de r ăspuns ridicateîn astfel de medii dau posibilitatea determinării porozităţii neutronice. Deoarece sondele deetalonare sunt constituite din calcare acvifere de diferite porozităţi, valoarea obţinută poartă denumirea deporozitate aparentă raportat ă la matrice de calcar ( P N,CALC ).


28/198

28

În sistemele noi de carotaj neutronic (neutron-neutronic epitermal) cu dispozitive presate pe peretele sondei sau neutron-neutronic compensat (dual), efectul găurii de sondă (variaţiadiametrului) este, în mare măsur ă, eliminat în timpul măsur ătorii. Astfel, curbele înregistratereprezintă direct variaţia porozităţii neutronice raportate la matrice de calcar în funcţie deadâncime.

Pentru formaţiunile colectoare reprezentate de nisipuri/gresiişi dolomite, trecerea de la porozitatea neutronică raportată la matrice de calcar înregistrată la porozitatea raportată la omatrice grezoasă sau dolomitică se face prin aplicarea unor corecţii de litologie. Corecţiilerespective pot fi aplicate prin folosirea unor grafice (Fig. 1.15, 1.16) sau cu ajutorulurmătoarelor relaţii de calcul (DRESSER ATLAS, 1979):

• Carotajul neutron-neutronic epitermal (SNP -Sidewall Neutron Porosity )

P N,DOL = 0.0034 ( P N,CALC )2 + 0.8278 P N,CALC (1.53)

P N,GR = -0.0014 ( P N,CALC )2 + 1.047 P N,CALC + 3.0482 (1.54)

• Carotajul neutron-neutronic termal compensat (CNL -Compensated Neutron Log )

P N,DOL = 0.0311 ( P N,CALC )2 + 0.102 P N,CALC - 0.1331 (dacă P N,CALC < 10 %) (1.55)

P N,DOL = P N,CALC - 6 (dacă P N,CALC ≥ 10 %) (1.56)

P N,GR = P N,CALC + 4. (1.57)

Forma ţ iuni argiloase (C a > 0)

În formaţiuni argiloase r ăspunsul carotajului neutronic în termeni de porozitate estesubstanţial influenţat de prezenţa mineralelor argiloase, datorită conţinutului în hidrogen alacestora. În astfel de formaţiuni, porozităţile neutronice (aparente) sunt întotdeauna mai maridecât cele reale.

Dacă conţinutul în argilă al unei formaţiuni este suficient de bine cunoscut, porozitateaneutronică se poate scrie

P N = P + C a P N,a, (1.58)

în care P N,a reprezintă porozitatea neutronică a argilei; această mărime este funcţie de naturamineralogică a argilei, respectiv de conţinutul în apă de cristalizare al acesteia,şi variază între0.2 şi 0.6, cel mai adesea între 0.2şi 0.4.

Parametrul P N,a se poate determina prin citire directă în dreptul unei formaţiuni argiloasegroase din secţiunea analizată sau cu ajutorul graficelor de frecvenţă; sunt folosite uzual graficelede frecvenţă I γ = f ( P N ) sau P D = f ( P N ), uneori P D = f ( P N ) cu Z = I γ .

Prin urmare, din datele carotajului neutronic, porozitatea unei formaţiuni corectată pentruefectul argilei se determină cu relaţia

P = P N - C a P N,a . (1.59)


29/198

29

Trebuie menţionat că porozitatea calculată cu relaţia 1.59 este raportată la o matrice decalcar. Pentru nisipuri/gresii sau dolomite se aplică, în continuare, corecţia de litologie, la fel caîn cazul formaţiunilor curate.

Pentru carotajul neutronic compensat, cel mai frecvent folosit în programele de investigareactuale, asupra porozităţii determinate atât în formaţiuni curate câtşi argiloase se mai aplică o

corecţie pentru variaţiile de diametru ale găurii de sondă în raport cu diametrul standard (77/8

in).În formaţiuni petrolifere-gazifere, r ăspunsul carotajului neutronic este influenţat de prezenţa hidrocarburilor lichide sau gazoase în zona investigată cu această metodă. De aceea, înaceste cazuri, porozitatea rezultată din carotajul neutronic trebuie corectată pentru efectulhidrocarburilor.

1.2.3.4. Determinarea porozit ăţ ii din datele carotajului acustic

Pentru calculul porozităţii se utilizează curbele timpului de parcurs (∆t ) înregistrate însistemele de carotaj acustic de viteză cu două receptoare sau sistemele compensate.

În prezent, plecând de la datele carotajului acustic, porozitatea poate fi calculată pe baza atrei algoritmi distincţi:

1. Algoritmul WYLLIE (1956)

Forma ţ iuni curate compactizate (C a = 0)

La baza determinărilor de porozitate stă ecuaţia Wyllie

m f v

P

v

P

v

−+=

11 , (1.60)

cunoscută sub denumirea de "ecuaţia timpului mediu" (time average equation ). În termeni detimp de parcurs, ecuaţia 1.60 se transcrie

∆t = P ∆t f + (1 – P ) ∆t m, (1.61)

în care

∆t = timpul de parcurs măsurat în carotajul acustic;∆t f = timpul de parcurs în fluidul conţinut în spaţiul poros al rocii;∆t m = timpul de parcurs în matricea minerală a rocii.

Rezolvând ecuaţia 1.61 în raport cu porozitatea, rezultă

m f

m A t t

t t P

∆−∆∆−∆

= = P . (1.62)

Porozităţile calculate cu relaţia 1.62 sunt apreciate ca bune pentru formaţiuni a căror porozitate este mai mică decât 25 %, în condiţiile cunoaşterii compoziţiei minerale a rocii.Pentru calculul porozităţii este necesar să se cunoască timpul de parcurs în matricea rocii (∆t m) şitimpul de parcurs în fluidul din pori( ∆t f ).


30/198

30

Datorită faptului că semnalul acustic are o penetraţie mică, măsur ătoarea se raportează zonei de invadare; atunci, fluidul din spaţiul poros al rocii, pe raza de investigaţie a carotajuluiacustic, este filtratul de noroi. Acesta poate fi dulce, pentru care se acceptă un timp de parcurs∆t f = 189µs/ft, sau mineralizat (sărat), pentru care∆t f = 185µs /ft.

Mult mai dificil se evaluează timpul de parcurs în matrice. Acesta poate fi determinat fie prin măsur ători directe, pe probe uscate, fie indirect, din diagrafia geofizică, prin intermediulgraficului de dependenţă ρ R = f (∆t ). În acest din urmă caz, timpul de parcurs în matricecorespunde intersecţiei abscisei cu dreapta saturaţiei în apă. Acest punct corespunde, deasemenea, unei rezistivităţi infinite a rocii, în conceptul, admis întotdeauna, că scheletul mineralal rocii este izolant ( ρ R → ∞).

Valorile uzual admise ale timpului de parcurs în matrice∆t m sunt indicate în Tabelul 1.5.

Tabelul 1.5

Roca vm [ft/s] ∆t m [µs/ft] Nisipuri, gresii 18000 - 19500 55.6 - 51.3

Calcare 21000 - 23000 47.6 - 43.5Dolomite 23000 43.5Anhidrite 20000 50.0Sare gemă 15000 66.7

Forma ţ iuni curate necompactizate (C a = 0)

Este cazul nisipurilor necompactizate întâlnite la adâncimi mici în sonde sau în zonele cuformaţiuni suprapresurizate.

Se consider ă că formaţiunile apar insuficient de compactizate când timpul de parcursobservat în argilele adiacente este∆t a > 100 μs/ft. S-a constatat că mărimea corecţiei pentruefectul de necompactizare creşte liniar cu creşterea timpului de parcurs în argile peste valoarea∆t a = 100μs/ft. De aceea, pentru nisipurile necompactizate s-a propus relaţia

am f

m

t ct t t t

P ∆∆−∆

∆−∆=

100 . (1.63)

Deoarece∆t a variază mult cu gradul de compactizare al argilelor, corecţia pentru lipsa decompactizare (c) nu se poate determina separat. De aceea, se determină valoarea produsuluicΔt a

prin compararea valorilor de porozitate din carotajul acustic cu cele obţinute din carotajul derezistivitate sau de densitate în nisipuri acvifere curate.Relaţia 1.63 se poate scrie

a A t c

P P ∆

=100 , (1.64)

în care P A este porozitatea determinată din carotajul acustic cu relaţia 1.62, ca şi cândformaţiunile ar fi compactizate, iar P este porozitatea calculată din carotajul de rezistivitate saucarotajul de densitate. Astfel, rezultă


31/198

31

P P

t c Aa 100=∆ .

Cunoscând produsulcΔt a, care variază uzual între 110şi 160, se poate determina porozitatea corectată pentru lipsa de compactizare.

Forma ţ iuni argiloase compactizate (C a > 0)

În formaţiuni argiloase, într-o formulare generală, porozitatea calculată pe baza datelorcarotajului acustic (Fertlşi Timko, 1970) se poate scrie

P A = P + C a P A,a, (1.65)

în care P A,a reprezintă porozitatea argilei din carotajul acustic (r ăspunsul carotajului acustic îndreptul unei argile curate).

Porozitatea argilei din carotajul acustic se determină cu relaţia

m f

maa A t t

t t P

∆−∆∆−∆

=, . (1.66)

Pentru argilele normal compactizate se acceptă, curent, că Δt a = 90 - 95μs/ft. Valori cevamai reduse au fost observate pentru argilele situate la adâncimi mari, de peste 5000 m.

CunoscândC a şi P A,a, porozitatea corectată pentru efectul argilei devine

P = P A - C a P A,a (1.67)

sau

m f

maa

m f

m

t t t t

C t t

t t P

∆−∆∆−∆−

∆−∆∆−∆= , (1.68)

care se poate transcrie

m f

aama

m f

maam

t t t C t C t

t t t t C t t

P ∆−∆

∆−∆−−∆=∆−∆

∆−∆−∆−∆=)1()( . (1.69)

Forma ţ iuni argiloase necompactizate (nisipuri argiloase ) (C a > 0)

În acest caz, pe lângă corecţia pentru efectul argilei trebuie să se apliceşi corecţia pentrulipsa de compactizare. Astfel, relaţia 1.67 devine

a Aaa

A P C t c P P ,

100−

∆= (1.70)

sau


32/198

32

m f

maa

am f

m

t t t t

C t ct t

t t P

∆−∆∆−∆−

∆∆−∆∆−∆=

100 , (1.71)

în careΔt a > 100μs/ft.Timpul de parcurs în argile se poate determina fie prin citire directă în dreptul unui interval

argilos gros din secţiunea analizată, fie statistic, cu ajutorul graficelor de frecvenţă, în particulargraficul I γ = f (∆t ), în faza de preinterpretare a diagrafiei geofizice pentru evaluarea complexă aformaţiunilor.

2. Algoritmul RAYMER, HUNTş i GARDNER (1980)

Pe baza unei analize de detaliu a dependenţei timp de parcurs - porozitate, autoriimenţionaţi au propus un nou algoritm de calcul, pentru tot domeniul de porozităţi:

• Pentru domeniul de porozitate 0 - 37 % ( P < 37 %)v1 = (1 - P )2 vm + P v f , (1.72)

unde

1

6

110v

t =∆ ; (1.73)

• Pentru domeniul de porozitate 47 - 100 % ( P > 47 %)

m

m

f

f t P t P t δ

δ δ

δ 222

)1( ∆−+∆=∆ ; (1.74)

• Pentru domeniul de porozitate 37 - 47 % (37 % < P < 47 %), r ăspunsul observat pecarotajul acustic funcţie de porozitate este dat de relaţia

21 1.037.0

1.047.0

t P

t P

t ∆−+∆−=∆ (1.75)

sau o relaţie mai simplă,

f t P

t P

t ∆−+∆−=∆1.037.0

1.047.0

1 . (1.76)

Ultima relaţie elimină necesitatea de a calcula vreodată ∆t 2, mărime care implică şiutilizarea carotajului de densitate. De altfel, porozităţi mai mari de 47 % sunt rar întâlnite.

Acest algoritm de calcul, în viziunea autorilor, prezintă următoarele avantaje:

• Porozitatea este obţinută direct, f ăr ă a fi nevoie de corecţii speciale, cum ar fi corecţia pentru lipsa de compactizare;

• Vitezele în matrice pentru mineralele pure au valori singulare:


33/198

33

Nisipuri, gresii :vm = 17850 ft/sCalcare :vm = 20500 ft/sDolomite :vm = 22750 ft/s;

• Se poate aplicaşi pentru alte fluide de saturaţie decât apa, dacă viteza în fluidşidensitatea sunt cunoscute.

Pentru determinarea porozităţilor formaţiunilor la P < 40 %şi valori singulare ale vitezelorîn matrice, pentru principalele tipuri litologice care interesează în practică (gresii, calcareşidolomite) a fost construită o dependenţă grafică (Fig. 1.17).

3. Algoritmul RAIGA-CLEMENCEAU, MARTINş i NICOLETIS (1988)

Pe baza unei analize sistematice, pe probe, a porozităţii formaţiunilor de diferite litologii(gresii, calcareşi dolomite) în comparaţie cu măsur ătorile de timp de parcurs, în cadrulcompaniei TOTAL - Franţa s-a stabilit următoarea relaţie care leagă porozitatea de timpul de parcurs înregistrat în carotajul acustic:

xm

t t

- P

1

1 ⎟ ⎠ ⎞

⎜⎝ ⎛

∆∆= . (1.77)

Valorile∆t m şi x sunt indicate în Tabelul 1.6.

Tabelul 1.6

Matricea minerală ∆t m [µs/ft] xSilice - SiO2 55.6 1.60

Calcit - CaCO3 47.6 1.76Dolomit - CaMg(CO3)2 43.5 2.00

Acest algoritm îmbunătăţeşte algoritmul Raymer, Huntşi Gardner.Valorile de porozitate obţinute prin intermediul algoritmilor Raymeret al . şi Raiga-

Clemenceauet al ., în cazul formaţiunilor argiloase (C a > 0), sunt corectate pentru efectul argileica şi în cazul algoritmului Wyllie.

1.2.4. Identificarea litologiei forma ţiunilor din datele diagrafiei geofizice.Criterii de identificare a rocilor colectoare de fluide

Identificarea naturii litologice a formaţiunilor traversate de sondeşi, în cadrul acestora,delimitarea stratelor (zonelor) poroase-permeabile reprezintă obiective prioritare ale carotajuluigeofizic.

Programele de investigare geofizică a sondelor de explorareşi exploatare pentruhidrocarburi sunt, în general, complexe, în funcţie de condiţiile geologiceşi tehnice din zona decercetat. În principiu, oricare dintre metodeleşi tehnicile de carotaj aplicate furnizează informaţii privind natura litologică a formaţiunilor traversate de sondă. În practică, de obicei, informaţia


34/198

34

litologică este obţinută din câteva metodeşi tehnici incluse curent în programele de investigaregeofizică a sondelor.

1.2.4.1. Criterii de identificare a litologiei forma ţiunilor pe baze calitative

A. După carotajele geofizice înregistrate direct

Dup ă curbele de PS ş i rezistivitate aparent ă

Cele două curbe se înregistrează simultan. Este cunoscut faptul că în formaţiunilesedimentare potenţialul spontan este dat, în principal, de componenta de difuzie-adsorbţie ( E DA)sau componenta electrochimică, dependentă de raportul salinităţilor fluidelor aflate în contact(apele de formaţiune cu o concentraţie în săruri C ai şi filtratul de noroi cu o concentraţie C fn) şicomponenta de filtraţie ( E F ), condiţionată de raportul dintre presiunea hidrostatică a fluidului deforaj din sondă ( p H ) şi presiunea stratului considerat ( pS ).

Astfel, se poate scrie

E PS = E DA + E F . (1.78)

Criteriile de identificare a litologiei după curbele de PS sunt:

1. Dacă: C ai > C fn ; E DA < 0 p H > pS ; E F < 0

formaţiunile poroase-permeabile (nisipuri, gresii, calcareşi dolomite poroase-fisurate, pietrişuri, conglomerateşi microconglomerate) dau un PS electronegativ ( E PS < 0), iarformaţiunile impermeabile (argile, marne, calcareşi dolomite compacte) dau un PSelectropozitiv ( E PS > 0);

2. Dacă: C ai < C fn ; E DA > 0 (Fluid de foraj sărat) p H > pS ; E F < 0

cele două componente se însumează algebric iar anomaliile sunt de acelaşi tip caşi în cazulanterior, dar amplitudinile curbelor pot fi relativ reduse sau anomalia de PS devineelectropozitivă la nivelul formaţiunilor poroase-permeabileşi electronegativă la nivelul

formaţiunilor impermeabile;3. Dacă: C ai < C fn ; E DA > 0 (Fluid de foraj sărat)

p H < pS ; E F > 0

E PS este electropozitiv pentru formaţiunile poroase-permeabileşi electronegativ pentruformaţiunile impermeabile, cu amplitudini semnificative.

Curbele de rezistivitate aparentă completează interpretarea. Valorile mici de rezistivitate(2 - 5 Ω m) corespund argilelorşi/sau marnelor, uneori valorile fiind mai mari, în funcţie degradul de compactare. Valori marişi foarte mari (de ordinul zecilor - sutelor deΩ m) se

înregistrează în nisipuri, gresii, calcare, dolomite, anhidriteşi gipsuri.


35/198

35

Dup ă curbele de microcarotaj ş i cavernometrie

Plecând de la curbele de rezistivitate aparentă înregistrate ( ρ A AM şi ρ A AO) şi cavernogramă (d - diametrul real al sondei,Φ S - diametrul sapei de foraj), formaţiunile traversate de sondă potfi identificate calitativ în microcarotajul standard (ML - Microlog ) astfel:

1. Formaţiunile poroase-permeabile (nisipuri, gresii, calcareşi dolomite poroase-fisurate, pietrişuri, conglomerateşi microconglomerate) prezintă:

• Separaţie pozitivă: ρ A AM > ρ A AO • d ≤ Φ S (prezenţa turtei de noroi);

2. Formaţiunile impermeabileşi conductoare (marne, argile):

• Separaţie nulă: ρ A AM ≈ ρ A AO (curbele se suprapun, dar la valori mici de rezistivitate)

• d ≥ Φ S (caverne sau tendinţă de excavare);3. Formaţiunile impermeabileşi rezistive (calcareşi dolomite compacte, gresii puternic

cimentate):

• Separaţie nulă: ρ A AM ≈ ρ A AO (curbele se suprapun, dar la valori mari de rezistivitate)• d ≈ Φ S .

Trebuie menţionat faptul că microcarotajul indică tipul sau clasa formaţiunilor şi nu, înmod direct, litologia; această informaţie se poate obţine din carotajele geofizice înregistrate cumacrodispozitive sau cunoscând cadrul geologic general local. Un exemplu de separare a principalelor tipuri de formaţiuni după microcarotaj este prezentat în Fig. 1.18.

Dacă investigarea geofizică s-a realizat cu microcarotajul cu curenţi focalizaţi (MLL - Microlaterolog ), criteriile de interpretare calitativă pe baza curbelor de rezistivitate aparentă ( ρ A MLL), conductivitate aparentă (σ A MLL) şi cavernogramă sunt:

1. Formaţiuni poroase-permeabile:

• ρ A MLL - valori medii;σ A MLL - valori medii• d ≤ Φ S ;

2. Formaţiuni impermeabileşi conductoare:

• ρ A MLL - valori mici;σ A MLL - valori mari• d ≥ Φ S ;

3. Formaţiuni impermeabileşi rezistive:

• ρ A MLL - valori mari;σ A MLL - valori mici• d ≈ Φ S .

În acest caz, în interpretarea calitativă în termeni litologici, cavernograma are o importanţă deosebită.


36/198

36

Dup ă curbele radia ţ iei gama naturale ş i curbele neutronice

Curbele intensităţii radiaţiei gama naturale sunt înregistrate în imp./min,µg Ra echiv./t sauunităţi gama API, iar curbele neutronice sunt reprezentate în imp./min, unităţi neutronice API(carotajul neutron-neutronic epitermal) sau ca porozitate neutronică aparentă, exprimată în %(carotajul neutron-neutronic termal compensat - CNL).Modul de manifestare a principalelor tipuri de roci pe curbele gamaşi neutronice, precumşi anomaliile relative pentru diferite secvenţe, este prezentat în Fig. 1.19 - 1.26. Interpretareacalitativă în termeni litologici a carotajului radioactiv se poate faceşi pe baza r ăspunsurilor tipiceale diferitelor roci, aşa cum sunt prezentate în Fig. 1.27.

În Fig. 1.28 se prezintă un exemplu de identificare a litologiei după datele carotajuluiradiaţiei gama naturale totale (u.g. API)şi ale carotajului neutron-neutronic epitermal (u.n. API), pentru o sondă de pe structura Slătioarele - jud. Argeş. Figura 1.29 prezintă un alt exemplu deidentificare a litologiei pe baza carotajului neutronic compensat. Se constată că formaţiunileargiloase se înregistrează cu cele mai mari valo

Curs geofizica de sonda

Documents

Transcript of Curs geofizica de sonda