Compozitia mineralogica a rocilor de zacamānt

3.1. Generalitati

Rocile de zacamānt (colectoare si protectoare), de o mare varietate, contin o gama larga de minerale īn proportii foarte diferite. Īn rocile de zacamānt de origine sedimentara, frecventa cea mai mare o au silicea, mineralele carbo-natice si mineralele argiloase. Celelalte tipuri de roci prezinta interes mic pentru ingineria de zacamānt, astfel ca īn acest capitol vor fi omise din discutie.

Existenta unei roci cu aceleasi compozitie mineralogica n doua zacaminte este practic imposibila. Chiar si īn cuprinsul zacamāntului exista variatii de litofacies mai mari sau mai mici.

Numarul mare de roci de zacamānt impune o clasificare a lor. Īn literatura de specialitate sunt propuse mai multe clasificari ale rocilor, cu diferite grade de complexitate [4, 7, 8, 9]. Pentru interesul ingineriei de zacamānt, vom prezenta o adaptare a clasificarii lui Krumbein și Slos (citata īn [8, 9]), īntr-o reprezentare Gibbs-Rozeboom, īn figura 3.1.

Fig. 3.1. Clasificarea rocilor de zacamānt dupa compozitia mineralogica.

1. calcar; 2. calcar grezos; 3.calcar grezos-marnos; 4.gresie;

5. argila marnoasa;6. nisip; 7. nisip argilos; 8. sist argilos; 9. argila

10. gresie marnoasa; 11. argila marnoasa; 12. calcar grezos-marnos

Domeniile din triunghiul de compozitie reprezentat n figura 3.1., cu denumirile aproximative din legenda, nu sunt strict delimitate desi sunt trasate linii de demarcatie ntre ele. Cele trei linii din apropierea laturilor triunghiului se afla la o distanta de 0,1 din naltimea triunghiului (ceea ce corespunde unui procent de 10% pentru mineralul n cauza). Celelalte doua sunt o linie mijlocie, respectiv o mediana. Spre exemplu, domeniile 1, 2, 4 și 6 reprezinta roci cu un continut mai mic de 10% īn minerale argiloase. Acestea sunt rocile colectoare tipice, cu observatia ca rocile cu un continut foarte mare de carbonati trebuie sa fie fisurate. Celelalte, definite aproximativ prin restul domeniilor, sunt roci protectoare, cu unele exceptii, cum ar fi marnele fisurate sau nisipoase care pot avea proprietati de roci colectoare.

Īn subcapitolele urmatoare vor fi analizate, succint, proprietatile celor trei grupe de minerale mentionate, īmpreuna cu proprietatile pe care le confera rocilor īn care se gasesc.

3.2. Silicea (SiO₂)

Componentul cel mai important al rocilor nisipoase si al gresiilor este silicea, mai ales sub forma de cuart. Opalul si calcedonia sunt subordonate. Originea silicei este eruptiva si metamorfica, dar poate rezulta si īn urma pro-ceselor de precipitatie chimica si biogena īn cursul litificarii.

Dupa Pettijohn [7], silicea sedimentara apare sub forma de cuart si calcedonie clastice cu dimensiuni cuprinse īntre 0,0625 mm si 2 mm, iar silicea chimica apare sub forma de cuart secundar, calcedonie si opal ca ciment sau material de silicifiere a resturilor organice.

Dintre proprietatile fizice intereseaza, mai ales, dimensiunea si distributia pe dimensiuni a granulelor (v. cap. 2), care au o influenta mare asupra permeabilitatii si porozitatii. Forma este mai putin importanta. Īn schimb, modul de asezare a granulelor influenteaza destul de mult proprietatile rocii pe care o formeaza.

Densitatea cuartului este cuprinsa īntre 2590 si 2670 kg/m³, īn functie de sistemul de cristalizare, iar duritatea pe scara lui Mohs este de 7.

Aceste caracteristici prezinta importanta mai ales īn procesul de extractie a titeiului si gazelor. Aparitia viiturilor de nisip, atunci cānd roca este neconso-lidata, conduce la complicatii din cauza depunerilor pe talpa sondei sau a actiunii abrazive asupra materialului tubular si a pompelor de extractie.

Solubilitatea silicei īn apa este foarte redusa la temperaturi obisnuite, de ordinul a 0,5.6 ppm (parti pe milion, 1 ppm = 0,0001%). Ea poate trece ca atare īn solutie sau prin alterarea chimica a silicatilor, īn ambele cazuri sub forma coloidala. Dizolvarea si precipitarea silicei sunt fenomene complexe, incomplet cunoscute. Echilibrul de dizolvare depinde n primul r nd de temperatura si se stabileste ntr-un timp de ordinul multor zeci de mii de ani sau chiar mai mult. Bineīnteles ca variatia concentratiei īn timp este una asimptotica, viteza de dizolvare fiind relativ importanta īn solutiile diluate. Prezenta cuartului secundar īn jurul granulelor de cuart primar sau de alte minerale, cu o frecventa destul de mare, arata ca cele doua procese, de dizolvare si de precipitare, se desfasoara cu o intensitate semnificativa si reprezinta o componenta importanta a proceselor de litificare.

Cuartul si celelalte varietati de silice fac parte din categoria celor mai stabile minerale, atāt din punct de vedere termodinamic, cāt si chimic. Cu toate acestea, īn medii bazice, dar si īn medii acide, ele pot suferi transformari reversibile sau ireversibile, ca urmare a unor reactii chimice. Vor fi citate doua astfel de transformari:

1. Reactia cu acidul fluorhidric decurge astfel [58]:

SiO₂ + 4 HF SiF₄ + 2 H₂O

Tetrafluorura de siliciu, SiF₄, poate suferi doua transformari, dupa cum exista sau nu un exces de HF:

SiF₄ + 2 HF H₂SiF₆

sau

SiF₄ + 4 H₂O H₄SiO₄ + 4 HF

Aceste reactii au loc īn cursul operatiilor de acidizare a stratelor productive care au ca obiectiv īndepartarea blocajului din zona vecina sondei sau cresterea permeabilitatii rocii colectoare pe o distanta mica īn jurul sondei. Numai ca acidul silicic, H₄SiO₄, este un precipitat cu efect contrar celui scontat. Avānd o structura de gel, acidul silicic reprezinta un agent de blocare a porilor. De aceea, reactia trebuie riguros controlata, astfel īncāt echilibrul din sistem sa fie condus spre formarea hexafluorurii acide de siliciu, H₂SiF₆ , care este solubila īn apa, astfel ca ea sa poata fi eliminata īmpreuna cu ceilalti produsi de reactie, dupa terminarea operatiei. O posibilitate de a micsora viteza de reactie a acidului fluorhidric este adaosul de clorura de alumuniu, AlCl₃. Pentru detalii, vezi [59].

2. Dizolvarea īn mediu alcalin se produce īn timpul injectiei solutiilor alcaline. Acestea au drept scop cresterea factorului de extractie a titeiului din zacam nt prin scaderea substantiala a tensiunii interfaciale apa-titei. Reactia este controlata īndeosebi de pH-ul solutiei. Pentru a ilustra influenta pH-ului solutiei si a temperaturii asupra procesului de dizolvare a cuartului si a opalului, īn figura 3.2. sunt prezentate curbele de variatie a concentratiile solutiei n siliciu, c la doua temperaturi n functie de pOH (pOH = 14 - pH) [11].

asura fiind ppm.

a.    b.

Fig. 1.3.2. Solubilitatea silicei īn solutie de NaOH cu concentrația de 1 kmol/m³.

a. Solubilitatea cuartului; b. Solubilitatea silicei amorfe.

Spre deosebire de acidizare, care are loc īntr-un volum de roca extrem de mic fata de volumul zacamāntului, injectia de solutii alcaline se face īntr-un volum de roca cu mult mai mare. Īn plus, solutia alcalina ataca silicatii si aluminosilicatii. Reactia este mult influentata de mineralizatia apelor de zacamānt. Trecerea silicei īn soluție este nedorita pentru ca duce la un consum inutil de substanta utila ( 141t198b NaOH). De aceea se iau anumite masuri pentru a o limita. Trebuie totusi mentionat ca la scaderea concentratiei īn NaOH, se produce un proces invers, anume precipitarea silicei. Pentru detalii, vezi [73].

Rocile de zacamānt contin minerale carbonatice īntr-o gama variata si īn proportii diverse, fie ca minerale principale, fie ca minerale subordonate. Foarte putine roci de zacamānt sunt lipsite complet de minerale carbonatice. Cea mai mare parte a carbonatilor sunt de precipitatie chimica si biogena. Carbonatii exista si ca minerale primare clastice, dar īntr-o masura mai mica.

Mineralele carbonatice se gasesc foarte rar īn stare pura, desi la examenul microscopic īn lumina polarizata se prezinta cu acest aspect. Īn realitate, fiecare mineral poate īngloba, sub forma de solutie solida, un alt ion, rezultatul fiind o deformare a retelei cristaline, fara a-i modifica natura. Peste o anumita limita a concentratiei ionului strain, se formeaza alte cristale. Spre exemplu, calcitul poate īngloba pāna la 8% masic magneziu si n aceeasi proportie fier [12]. Dolomitul contine, īn general, un exces de ioni de calciu, iar o parte a ionilor de magneziu pot fi substituiti de ioni de fier, legati īnsa destul de labil.

Rocile carbonatice sunt alcatuite īn cea mai mare parte din minerale carbonatice. Ele mai contin minerale argiloase, cuart si altele. Din acest motiv, clasificarea rocilor carbonatice este dificila, existānd numeroase tentative īn acest sens. Pentru ingineria de petrol prezinta interes acele criterii care au īn vedere calitatea acestora de roci colectoare si protectoare. Astfel, calcarele (cu peste 90% calcit) si dolomitele (cu peste 90% dolomit) si cu un continut sub 5 - 10% minerale argiloase pot constitui roci colectoare, īn masura īn care sistemul de fisuri este suficient de bine dezvoltat. La fel si rocile intermediare: calcar dolomitic si dolomit calcaros.

Mineralele carbonatice au unele proprietati specifice care le individualizeaza īn raport cu alte minerale. Pe de alta parte, fiecare mineral carbonatic are proprietati care īl deosebesc de celelalte minerale ale grupei. Dintre proprietatile generale ale mineralelor carbonatice pot fi mentionate: reactia cu acizii, disocierea termica, birefringenta ridicata, solubilitatea īn apa.

Carbonatii cei mai frecventi din rocile de zacamānt sunt urmatorii: CaCO₃ (calcit, aragonit, vaterit), CaMg(CO₃)₂ (dolomit), FeCO₃ (siderit), CaFe(CO₃)₂ (ankerit), MnCO₃ (rodocrozit). Īn figura 3.3. este ilustrata frecventa acestor minerale īn rocile carbonatice. Zona hasurata reprezinta proportiile cel mai des īntālnite īn rocile colectoare, iar zona punctata combinatiile mai rare.

Fig. 3.3. Conținutul īn minerale carbonatice al rocilor carbonatice [12].

Identificarea mineralelor unei roci este o operatie absolut necesara. Studiul sectiunilor subtiri īn lumina polarizata reprezinta o metoda clasica indispensabila. Birefringenta ridicata a mineralelor carbonatice usureaza mult identificarea lor. Indicii de refractie ale celor mai importante minerale carbonatice din rocile de zacamānt sunt date īn tabela 1.3.1.

Tabela 1.3.1. Principalele proprietatI ale mineralelor carbonatice

O proprietate importanta a mineralelor carbonatice o reprezinta solubilitatea īn apa. Īn absenta dioxidului de carbon, concentratia mineralelor carbonatice este de ordinul a cāteva unitati sau zeci de ppm. Spre exemplu, pentru calcit este de cca 34 ppm. Prezenta dioxidului de carbon īn solutie, care disociaza īn ioni de de H⁺ si HCO^-₃ declanseaza reactia cu carbonatii. Iau nastere bicarbonatii corespunzatori, cu mult mai solubili. Cu cāt presiunea partiala a CO₂ este mai mare, cu atāt creste solubilitatea mineralelor carbonatice. Īn tabela 1.3.2. sunt prezentate cāteva date de solubilitate pentru calcit si magnezit.

Tabela 1.3.2. Solubilitatea calcitului si magnezitului la 20⁰ C īn functie de

presiunea partiala a CO₂ [12].

Ilustrarea grafica a aceluiasi proces se gaseste īn figura 1.3.4. Se observa ca MgCO₃ este mult mai solubil decāt CaCO₃, mai ales īn domeniul presiunilor partiale relativ mici (sub 40 bar). Īn conditii de zacamānt, solubilitatea calcitului nu mai este neglijabila, ajungānd la valori de ordinul a 0,5%.

Fig. 3.4. Solubilitatea carbonatilor de calciu si magneziu īn apa

n functie de presiunea partiala, p_CO

De aici rezulta ca transferul mineralelor carbonatice din roca īn solutie este selectiv, echilibrul de dizolvare fiind o functie nu numai de solubilitatea fiecarui carbonat, ci si de abundenta si de distributia lor īn roca.

Importanta fenomenului a fost deja mentionata īn capitolul 2, īn legatura cu procesele de litificare. Pentru exploatarea zacamintelor de hidrocarburi, acest fenomen se manifesta īn doua circumstante: īn procesul de extractie prin depunerea de carbonati si īn procesul de injectie a dioxidului de carbon sau a apei carbonatate īn zacamānt, prin dizolvarea carbonatilor.

Īn timpul exploatarii zacamintelor, apa de zacamānt devine suprasaturata īn carbonati ca urmare a scaderii presiunii. Curgerea continua a acestei solutii suprasaturate prin echipamentul de productie determina cresterea unui strat dens de cristale, īn special de carbonat de calciu (datorita solubilitatii mai scazute). Fenomenul este cu atāt mai important cu cāt debitul de apa libera este mai mare. El poate avea loci īn perforaturi, īn vecinatatea sondei si chiar īn stratul productiv. Prevenirea fenomenului este dificila, īnsa posibila prin introducerea unor agenti care mentin ionii de calciu īn solutie, cum ar fi polifosfatii, iar combaterea se poate face printr-o acidizare, adica introducerea unei solutii acide īn sonda sau, dupa caz, si īn zacamānt, cu scopul de a dizolva carbonatii formati. Īmpreuna cu carbontii se depun si alte minerale, cum ar fi baritina (sulfatul de bariu), care genereaza probleme si mai complicate datorita dificultatii īndepartarii lor, cu toate ca, din punct de vedere cantitativ ele sunt mult mai putin importante.

Injectia de dioxid de carbon īn zacamānt are drept scop cresterea factorului de extractie a titeiului prin diferite mecanisme care nu vor fi discutate aici (pentru detalii vezi [13]). Un efect secundar īl constituie dizolvarea unei mici fractii din mineralele carbonatice din roca, cu influenta pozitiva asupra capacitatii de curgere a rocii. Acelasi efect īl are si injectia de apa carbonatata care īnsoteste de obicei injectia de dioxid de carbon īn zacamānt.

Dintre proprietatile mineralelor carbonatice, interesul cel mai mare īl prezinta reactia cu acizii. Reactia are loc atāt cu acizii anorganici (HCl, HF, H₃PO₄ etc.) cāt si cu acizii organici (CH₃-COOH, H-COOH etc.). Principala diferenta consta īn aceea ca viteza de reactie cu acizii anorganici este mult mai mare decāt cea cu acizii organici. Īn plus, acizii anorganici intra īn reactie si cu alte minerale (silicea, mineralele argiloase), si cu echipamentul metalic cu care vin īn contact.

Reactiile tipice sunt urmatoarele:

CaCO₃ + 2 HCl CaCl₂ + CO₂ + H₂O

CaCO₃ + 2 CH₃-COOH Ca(CH₃-COO)₂ + CO₂ + H₂O

Produsii de reactie sunt solubili, ceea ce face ca īn urma acestui atac, o parte din volumul de roca sa fie transferat īn solutie Astfel, scade volumul de minerale si, prin compensatie, creste volumul porilor si al fisurilor, n special prin cresterea dimensiunii lor si prin crearea unor cai de acces catre porii necomunicanti.

Din punct de vedere practic, reactia carbonatilor cu acizii este folosita īn trei scopuri: 1) dozarea mineralelor carbonarice din rocile de zacamānt, 2) cura-tirea sondei și a perforaturilor de depuneri sau de particule solide ramase din timpul forajului, completarii sau a diferitelor operatii din sonda si 3) refacerea sau cresterea productivitatii sau injectivitatii sondelor.

Dozarea carbonatilor din roci este o problema de chimie analitica, astfel ca nu o vom discuta aici. Cāteva particularitati vor fi precizate la sfīrsitul acestui capitol.

Curatirea sondei si a perforaturilor prin ceea ce se numeste baie acida, consta īn introducerea unei solutii acide īn sonda, asteptarea unui anumit timp pentru reactie si īndepartarea solutiei rezultate. Transformarile care se produc reprezinta mai mult decāt simpla reactie dintre carbonati si acizi. Aici sunt prezente si alte minerale, dar si materiale solide din fluidele de foraj, fluidele de deschidere sau din pastele de ciment. Natura si concentratia acizilor folositi sunt determinate de natura materialului ce trebuie īndepartat, de cantitatea de material solubil, de conditiile de temperatura din sonda etc.

Acidizarea zonei de strat din jurul sondelor reprezinta, din punct de vedere economic, cea mai importanta aplicatie a proprietatii mineralelor carbonatice de a reactiona cu acizii. Aceasta consta īn parcurgerea a trei etape: 1) introducerea unei recepturi de acidizare īn sonda si injectarea ei īn zacamānt; 2) realizarea unei pauze de reactie, adica nchiderea sondei c t timp are loc reactia chimica īntre acizii introdusi si mineralele componente ale rocii;

3) extragerea produsilor de reactie si reluarea productiei sau injectiei.

Receptura de acidizare cuprinde mai multe dopuri de solutie, īntre care solutia acida, formata din unul sau mai multi acizi, este cea mai importanta. Literatura de specialitate care trateaza aceasta problema este deosebit de vasta. Vom cita numai sintezele pe aceasta tema, īntre care si realizarile colectivului de Fizica Zacamintelor de Hidrocarburi din UPG care are unele prioritati īn domeniu [14, 15, 16].

Proiectarea tratamentelor de acidizare are īn vedere o serie īntreaga de factori care influenteaza eficienta procesului, masurabila prin cresterea pro-ductivitatii sau a injectivitatii sondelor. Īntre acestia se mentioneaza: compozitia mineralogica a rocii (īn special, dar nu numai, īn minerale carbonatice), distributia mineralelor īn roca, mai ales din punctul de vedere al accesului solutiei la aceste minerale, neuniformitatea rocii, īn special existenta unor zone cu capacitate mare de curgere care pot determina canalizarea solutiei si atacul neuniform pe toata grosimea stratului productiv.

Viteza de reactie, pe lānga natura acidului și a rocii, depinde īntr-o masura importanta de temperatura de zacamānt. O influenta mare o au și starea de saturatie a rocii, prezenta unui blocaj īn zona din jurul sondei, natura acestui blocaj, prin aceea ca limiteaza, īntr-o masura mai mare sau mai mica accesul liber al solutiei acide pe suprafata interna a rocii.

Proiectarea tratamentelor de acidizare se face īn mod diferit pentru gresii si pentru roci carbonatice. Īn primul caz se are īn vedere dizolvarea carbonatilor dar si a altor minerale, chiar a silicei, iar īn al doilea caz numai dizolvarea carbonatilor. Prezenta mineralelor argiloase necesita corecturi suplimentare pentru receptura de acidizare, cu scopul de a limita schimbul ionic și hidratarea suplimentara a acestora (v. cap. 3.3.).

Aspectul primordial de care trebuie sa se tina seama īn alegerea acidului, a concentratiei, a volumului si a debitului de injectie īl reprezinta volumul de roca ce urmeaza sa fie atacat si fractia de minerale care va fi dizolvata īn acest volum de roca. Este usor de intuit ca lānga sonda fractia de minerale dizolvate va fi mai mare pentru ca aceasta zona este īn permanenta alimentata cu solutie proaspata, pe cānd īn zonele mai departate, pe lānga scaderea concentratiei solutiei, sunt īmpinsi si produsii de reactie care, pe de o parte inhiba reactia, conform legii actiunii maselor (cresterea concentratiei īn produsi de reactie reduce viteza de reactie), iar pe de alta parte limiteaza accesul acidului la suprafata rocii.

Efectul acidizarii este mai mare īn cazul dizolvarii partiale a mineralelor carbonatice si a altor minerale, pe o raza mare decāt īn cazul dizolvarii cvasitotale a acestor minerale īn zona din jurul sondei (explicatia este mai complexa si tine de domeniul hidraulucii subterane [78]). Īn acest scop, viteza de reactie trebuie bine controlata. Acest control este posibil daca se cunoaste foarte bine cinetica reactiei de acidizare. Modelele teoretice au o valoare destul de limitata deoarece factorii care intervin sunt foarte numerosi: temperatura, presiunea, compozitia mineralogica, permeabilitatea, anizotropia, neuniformitatea etc. De aceea sunt necesare teste realizate pe carote īn conditii cāt mai apropiate de cele din zacamānt.

Puterea de dizolvare a cātorva acizi pentru calcit si dolomit este data īn tabela 1.3.3. [15]. Puterea de dizolvare a acidului pur (Y) este definita ca raportul dintre masa de mineral dizolvata si masa de acid pur consumat, iar puterea de dizolvare a solutiei (X) este data de raportul dintre volumul de mineral dizolvat si volumul de solutie consumata.

Tabela 3.3. Puterea de dizolvare a acizilor uzuali

Valorile din tabel sunt numai indicative deoarece īn cursul operatiilor de acidizare solutia nu se consuma complet.

Dintre aditivii introdusi īn receptura de acidizare se mentioneaza: inhibitorii de coroziune, cu rolul de a proteja echipamentul prin care circula solutia acida, īntārzietorii de reactie, de obicei substante cu capacitate mare de adsorbtie pe suprafata rocii (alchil-aril sulfonati, amine acrilate, alcooli polietoxilati) cu rolul de a limita reactia violenta īn zona din imediata apropiere a sondei, agenti de chelare cu rolul de a īmpiedica aparitia precipitatelor provenite din reactiile secundare.

Reactiile secundare constau īn dizolvarea altor minerale, īntre care si unii carbonati, cu aparitia unor substante cu efect contrar celui scontat. Dintre acestea, mai importante sunt cele de precipitare a fierului:

2 FeCl₃ + 3 CaCO₃ + (2n + 3) H₂O 3 CaCl₂ + 2 Fe(OH)₃ n H₂O + 3 CO₂

FeCl₂ + CaCO₃ + (n + 1) H₂O CaCl₂ + Fe(OH)₂ n H₂O + CO₂

Cei doi hidroxizi de fier, datorita asocierii unei cantitati īnsemnate de apa, au un volum de 10.100 ori mai mare decāt volumul ei īn stare nehidratata. Se prezinta sub forma de gel, cu tensiuni de forfecare relativ mari, ceea ce face practic imposibila deplasarea lor prin porii rocii. Se produce un puternic blocaj al zonei īn care s-au format.

Pe lānga roca colectoare fierul poate avea multiple proveniente: apa de preparare a solutiei, recipientii īn care se prepara solutia, materialul tubular prin care circula solutia etc. Daca īn sonda care urmeaza a fi supusa unui tratament de acidizare a fost injectat un volum mare de apa (cazul sondelor de injectie), atunci este posibil ca īn porii rocii sa fie transportata o cantitate apreciabila de fier provenit din echipamentul de injectie si din materialul tubular din sonda.

Dintre cele doua reactii, prima este cea mai probabila deoarece hidroxidul feric poate lua nastere la un pH scazut, de ordinul a 2.3, pe cānd hidroxidul feros se formeaza la un pH de peste 7. La periferia zonei de atac, unde concentratia īn acid scade foarte mult, solutia devine slab acida, pH-ul creste pāna la valori de ordinul a 6...7. Aici, conditiile de precipitare sunt cele mai favorabile.

Dupa cum s-a mentionat, o sursa de fier o reprezinta chiar mineralele din roca colectoare. Dintre acestea, o particularitate interesanta o prezinta mineralele carbonatice "neferoase", cum sunt calcitul si dolomitul. Asa cum s-a aratat ntr-un paragraf anterior, ambele pot include īn reteaua lor pāna la 8% (procent masic) fier fara ca structura sa cristalina sa se schimbe. Aceasta echivaleaza cu cantitati de fier de ordinul tonelor īn roca afectata de solutia acida! Este usor de calculat, dar si de intuit cantitatea uriasa de gel ce se poate forma.

Reactii secundare asemanatoare poate produce si aluminiul, cu efecte comparabile cu cele ale fierului. Aluminiul provine din aluminosilicatii din roca colectoare.

Solutionarea problemelor ridicate de precipitarea fierului si aluminiului este esentiala pentru succesul tratamentelor chimice ale formatiunilor productive. Īn caz contrar, cresterea de debit obtinuta nu justifica cheltuielile aferente operatiei. Mai mult decāt atāt, sunt semnalate numeroase cazuri īn care, īn loc ca debitul sondei sa creasca, acesta a scazut, pierderile economice fiind importante.

ti de sechestrare a fierului si aluminiului.

Īn tabela 3.4. sunt prezentati cātiva agenti de sechestrare si capacitatea lor de mentinere a fierului īn solutie.

Mecanismul de mentinere a fierului īn solutie īl reprezinta īmpiedicarea cresterii pH-ului prin consumul lent al agentului de sechestrare. Folosirea agentilor de sechestrare nu este, nsa, infailibila. Pe lānga efectul limitat datorita

Tabela 3.4. Capacitatea de mentinere a Fe⁺⁺⁺ īn solutie

*⁾ acid etilen-diamino-tetra-acetic

**⁾ acid nitrilo-tri-acetic

patrunderii neuniforme n zona de atac, sunt posibile chiar reactii ntre acesti agenti si unele minerale din roca, denumite reactii tertiare.

Interesul stiintific dar si cel economic a condus la experimentarea unui numar mare de agenti de sechestrare ntr-o gama larga de conditii de aplicare, cu scopul de a face mai usoara selectarea lor. n tabela 3.5. se gasesc date com- parative pentru agentii se sechestrare cei mai folositi n practica de santier, cu prezentarea avantajelor, dezavantajelor si a dozajului recomandat.

Din cele cāteva observatii facute īn paragrafele anterioare, se poate intui faptul ca proiectarea unui tratament de acidizare este un demers complex si necesita o larga investigare a conditiilor īn care se desfasoara reactiile. Din nefericire, exista o tendinta destul de marcata printre inginerii practicieni de a simplifica lucrurile, concretizata mai ales prin ideea de a extinde folosirea unor recepturi de acidizare cu rezultate bune īn unele sonde si la alte sonde de pe aceeasi structura sau, mai grav, de a folosi retete-tip. Experienta a aratat ca exista un anumit risc chiar si īn cazul īn care se respecta toate regulile de stabilire a recepturii si a tehnologiei de acidizare. Acest risc este determinat de numerosii factori aleatori care intervin, īntre care nereprezentativitatea carotelor. Riscul este īnzecit īn cazul īn care se procedeaza prin analogie cu situatii asemanatoare.

Fara a exagera, putem afirma ca este dificila stabilirea retetei chiar si pentru o singura sonda, datorita compozitiei mineralogice uneori foarte diferite

Tabela 3.5. Caracterizarea comparativa a agentilor de sechestrare

acid etilen-diamino-tetra-acetic **⁾ acid nitrilo-tri-acetic

pe intervalul perforat. Daca adaugam faptul ca sunt numeroase cazurile c nd sunt deschise concomitent mai multe formatiuni productive, rezulta c t de dificila este decizia n cazul unei operatii de acidizare.

O alta proprietate a mineralelor carbonatice este disocierea termica, adica descompunerea lor īn oxidul metalului si dioxid de carbon, la presiuni si tem-peraturi specifice. Reactia tipica este urmatoarea:

CaCO₃ CaO + CO₂

Temperatura de disociere a principalelor minerale carbonatice la presiune atmosferica este data īn tabela 3.1.

Aceasta reactie sta la baza metodei de analiza termica ponderala a pro-belor de roca pentru identificarea si dozarea mineralele carbonatice. Metoda consta īn masurarea pierderii īn greutate a probei īn timpul īncalzirii si nregis- trarea temperaturilor la care are loc aceasta pierdere. Pierderea de masa re-prezinta masa dioxidului de carbon degajat la temperatura de disociere a fiecarui mineral. Masa de mineral (ex. pentru calcit) se poate determina cu relatia:

s ) si unei presiuni laterale (care determina valori egale pentru cele doua eforturi minime s si s ), ca īn figura 3.5.

Fig. 3.5. Incercarea unei probe cilindrice la solicitare triaxiala.

Procedeul general consta īn aplicarea unei presiuni hidrostatice laterale si cresterea fortei axiale, masurānd deformarea pāna la aparitia fisurilor. Īn figura 3.6. sunt ilustrate cāteva moduri de comportare la fisurare īn functie de presiunea laterala. Valorile indicate se refera la un experiment particular si nu au caracter de generalitate.

Fig. 1.3.6. Rezultatele īncercarilor la solicitare triaxiala

a probelor cilindrice de roci carbonatice ( este masurat īn daN/m²).

n figura 3.6.). La presiuni laterale ceva mai mari, fisurarea se pro- duce dupa o directie preferentiala, cu un unghi mai mare fata de axa (cazul 2). Peste o anumita presiune laterala (200 bar pentru cazul analizat), apar fisuri simetrice, reducerea īnaltimii probei fiind semnificativa (cazul 3). La cresteri mai mari ale presiunii laterale apar fisuri conjugate, concomitent cu scaderea sensibila a īnaltimii probei (cazul 4). La presiuni laterale foarte mari, fisurile nu se mai dezvolta.

Procesul de fisurare din scoarta depinde īntr-o masura mare de compozitia mineralogica, de gradul de compactare, de temperatura si de starea reala de solicitare.

Influenta compozitiei mineralogice asupra numarului de fisuri rezultate prin īncercari la solicitari triaxiale pentru diferite tipuri de roci este prezentata sub forma unei histograme n figura 3.7.

Fig. 3.7. Numarul mediu de fisuri īn functie de natura rocii.

Se observa o diferenta destul de mare īntre calcare si dolomite īn ceea ce priveste numarul de fisuri care apar. Īn acest context trebuie remarcat ca extinderea si deschiderea fisurilor depind si ele de tipul de roca.

Īn ceea ce priveste influenta temperaturii, se poate remarca faptul ca la temperaturi si presiuni laterale mici (deci la adāncimi mici), procesul de fisurare decurge ca īn conditii de laborator. La temperaturi mari, asociate si cu presiuni laterale mari, fisurarea se produce la solicitari relativ mai mici.

Modelarea actiunii fortelor din scoarta care determina fisurarea rocilor este dificila, dar nu imposibila. Plecānd de la aspectul actual al stratelor si de la forma initiala probabila, se poate cuantifica cāmpul de forte care a produs modificarea. Acesta este rezultatul efectului combinat al fortelor tectonice si al greutatii sedimentelor. Pe aceasta baza se poate stabili densitatea si distributia fisurilor.

Identificarea si dozarea mineralelor carbonatice din rocile de zacamānt se face prin mai multe metode. Īn cazul īn care numarul de specii de minerale car-bonatice este mic (unul sau doua) nu sunt dificultati majore īn stabilirea fractiilor de minerale carbonatice. Daca acest numar este mai mare, ceea ce se īntāmpla cel mai adesea, precizia determinarilor este īn suferinta. Sa mai adaugam si faptul ca minerale carbonatice sunt ntotdeauna nsotile de o serie ntreaga de alte minerale, fie principale (cu pondere mare), fie subordonate sau numai urme.

Metodele fizice folosite sunt, īn general, comune cu cele pentru alte minerale: examenul microscopic īn lumina polarizata al sectiunilor subtiri, analiza Röentgen, analiza termica ponderala și diferentiala, analiza spectroscopica īn infrarosu, analiza cu microscopul electronic, tomografia computerizata cu raze X. Pentru detalii, vezi [9].

Metodele chimice permit determinarea globala a continutului īn carbonati masur nd masa de dioxid de carbon degajata prin reactia cu acizi sau obtinerea de informatii asupra distributiei mineralelor īn roca prin atacul cu acizi si folosirea colorantilor.

Determinarea continutului total de carbonati din roca se face cu metodele specifice chimiei analitice. Dificultatea care apare este aceea ca acelasi ion poate proveni din mai multe minerale. Spre exemplu Ca⁺⁺ se gaseste īn calcit, aragonit, vaterit, dolomit si ankerit. Īn primele trei, raportul stoichiometric este acelasi, pe cānd īn celelalte doua este diferit. De obicei, se face o prima aproximatie considerānd prezenta exclusiva a calcitului. Prin completarea analizei chimice cu analize complementare, rezultatul poate fi corectat si īmbunatatit.

Īn legatura cu precizia reultatului mai trebuie facuta mentiunea ca īn cazul atacului si cu acizi tari este posibila reactia cu alte minerale decāt cele carbonatice. De aceea este recomandata [14] folosirea acidului acetic de concentratie 40.60% īn exces, la 60.80 ⁰C, timp de o ora, īntr-o microautoclava captusita cu teflon, īnchisa ermetic, reactia desfasurāndu-se sub presiune.

Distributia carbonatilor īn roca prezinta interes atāt pentru mineralogi si geologi, cāt si pentru inginerii care proiecteaza operatiile de acidizare sau pe cei interesati de structura spatiului de pori (forma, dimensiune, interconexiune s.a.), pentru realizarea unor modele de curgere si dezlocuire. Informatii pretioase īn aceasta directie sunt obtinute prin asa-zisele reactii de culoare. Īn principiu, metoda consta īn realizarea unor suprafete plane slefuite si udarea lor cu o solutie de reactiv specifica fiecarui mineral. Īn urma reactiei, mineralul capata o anumita culoare prin depunerea unui precipitat. Observarea se face sub microscop. Īn tabela 3.5. sunt prezentate culorile specifice pe care carbonatii le dau cu diversi reactivi. De obicei, procedeul este mai complex decāt se sugereaza īn aceasta tabela

Tabela 3.5. Comportarea colorimetrica a carbonatilor fata de diferiti reactivi.

Aplicatia 1.

O proba de roca cu masa m = 5 g a fost supusa analizei termice ponderale pentru determinarea continutului īn minerale carbonatice, Variatia masei, m_i cu temperatura, T, este data īn tabela:

Sa se determine speciile de minerale, masa m_i, si fractia masica, g_i, a fiecarui mineral.

Raspuns

Īn ordine, conform tabelei 3,1., mineralele sunt urmatoarele: siderit, magnezit, dolomit si calcit. Folosind relatia 3.1., rezulta urmatoarele valorile din tabela pentru masa de mineral, respectiv pentru fractia masica, Fractia totala de minerale carbonatice este de 45,91%.

Aplicatia 2.

O proba de roca cu masa m = 0,514 g este supusa atacului cu acid clorhidric īn urma careia masa scade cu m_s = 0,1617 g. Din analiza chimica a rezultat ca fractiile masice de fier, calciu si magneziu sunt de 29,7%, 61,77% si, respectiv. 8,53%. Sa se determine fractiile masice ale celor trei carbonati din roca.

Raspuns

Se determina mai īntāi masele, m_i, de fier, calciu si magneziu care īmpreuna, reprezinta 0,1617 g, adica masa dizolvata. Din raportul stoichiometric rezulta masa de carbo-

nat, m_ci, (spre exemplu, ) iar apoi rezulta fractia masica, g_ci si fractia masica din total roca, g_i. Datele sunt date īn tabela:

Rezulta ca restul mineralelor din roca reprezinta 23,09%.

3.2. Minerale argiloase

Īn urma proceselor de alterare fizico-chimica a rocilor eruptive si metamorfice (si chiar sedimentare) ia nastere o grupa foarte numeroasa de minerale, īntre cele mai importante din categoria rocillor sedimentare, cea a filosilicatilor. Acestia reprezinta alumino-silicati cu un continut semnificativ de magneziu sau/si fier.

Cel putin jumatate din mineralele argiloase din scoarta terestra o reprezinta illitele, urmate, īn ordine descrescatoare, de montmorillonite, illite-montmorillonite, clorite, caolinite etc.

Pentru geologia petrolului, rocile argiloase, alcatuite īn principal din minerale argiloase, prezinta interes, mai ales, ca roci sursa de petrol si ca roci protectoare. Pentru ingineria de zacamānt interesul este focalizat asupra mineralelor argiloase ca minerale subordonate īn rocile colectoare, datorita influentei lor majore asupra tuturor proprietatilor acestor roci.

Din punct de vedere petrografic, rocile argiloase sunt agregate de particule sub forma unor foite cu diametrul de sub 2 m - 4 m si grosimea de ordinul a 0,1 m. Dimensiunea redusa este rezultatul unui proces avansat de diviziune mecanica īn procesul de formare a rocilor. Tot sub forma de agregare de particule se afla si mineralele argiloase din celelalte roci. Aceasta definitie trebuie privita cu o oarecare grija, deoarece particulele de minerale argiloase pot avea si dimensiuni mai mari (ex. caolinitele autigenice din gresii), dupa cum, īmpreuna cu particulele de minerale argiloase pot coexista particule la fel de mici de cuart, oxizi de fier, titan s.a.

O consecinta a gradului mare de diviziune a mineralelor argiloase o reprezinta suprafata lor specifica extrem de mare (zeci sau sute de m²/cm³),

cu toate implicatiile aferente (v. cap. 6). O alta consecinta este aceea ca energia superficiala este extrem de mare ceea ce face ca fenomenele de suprafata, cum ar fi adsorbtia, schimbul ionic, hidratarea, sa fie mai importante decāt īn cazul altor minerale.

Dupa G. Manolescu, pentru necesitatile studiului fizic al zacamintelor de hidrocarburi, ar fi mai potrivita denumirea de minerale argiloide.

Din punct de vedere cristalografic, mineralele argiloase au īn compunere tetraedri de siliciu (T), care reprezinta o structura formata dintr-un ion de siliciu si patru ioni de oxigen si octaedri de aluminiu (O), care reprezinta o structura formata dintr-un ion de aluminiu si opt ioni de hidroxil ca īn figura 3.8.

Fig. 3.8. Reprezentarea schematica a unitatilor structurale ale mineralelor argiloase:

a) tetraedrul de siliciu; b) octaedrul de aluminiu;

c) si d) simbolul unitaților structurale.

Atāt tetraedrii cāt si octaedrii sunt aranjati īn retele plane infinite, conferind mineralului o structura stratificata. Īmpreuna, stratele tetraedrice sau octaedrice si interstratele (spatiile dintre tetraedrii si/sau octaedrii adiacenti) formeaza o unitate structurala. Tetraedrii sunt legati īntre ei prin trei colturi comune (o fata comuna) formānd o retea plana tetragonala sau hexagonala. Ionii metalici leaga īntre ele retelele adiacente de tetraedri de siliciu. Aceasta legatura este mult mai slaba decāt legatura dintre siliciu si oxigen din cadrul tetraedrului. Ionii de hidroxil se leaga direct de cationi. Cationii mari de metale alcaline sau alcalino-pamāntoase se leaga direct de ionii de oxigen. Stratele tetraedric si octaedric sunt cuplate īntre ele prin intermediul ionilor comuni de oxigen din vārfurile tetraedrilor, muchea octaedrului avānd aceeasi dimensiune cu distanta dintre vārfurile tetraedrilor vecini.

Mineralele argiloase contin patru tipuri de asezari ale elementelor structurale mentionate: a) o succesiune regulata de tip TOT (montmorillomit, saponit, illit); b) o succesiune regulata de tip TO (caolinit); c) o succesiune regulata formata din diferite combinatii ale primelor doua (clorit); d) o succesiune neregulata formata din diferite combinatii ale primelor doua (attapulgit). Ultimele doua se mai numesc si minerale cu interstratificatie mixta. Mineralele mentionate īn paranteze sunt cele reprezentative pentru structurile respective, lor adaugāndu-li-se si altele (v. mai jos).

Numarul mare de specii, multiplele asemanari, dar si deosebiri, fac dificila clasificarea acestor minerale. Au fost propuse mai multe clasificari pe diverse criterii: structurale, genetice, de proprietati. Pentru ingineria de zacamānt este utila o clasificare mai generala care are īn vedere, īn primul rānd, comportarea īn mediu apos. Se disting, astfel, trei grupe principale de minerale argiloase: (a) a montmorillonitului; (b) a illitului; (c) a caolinitului.

a. Grupa montmorillonitului, cu cea mai mare capacitate de fixare a apei din mediul de contact dintre toate mineralele argiloase.

Montmorillonitul are o structura regulata de tip TOT, cu caracteristica pachetului structural de 9,6 īn absenta apei. Legatura dintre tetraedrii adiacenti se face prin intermediul ionilor schimbabili si al apei (fig. 3.9.).

Fig. 3.9. Structura montmorillonitului

Formula chimica a montmorillonitului este urmatoarea: n natura nu exista un mineral care sa contina exact proportia stoichiometrica descrisa prin formula de mai sus. Siliciul si aluminiul sunt partial substituite: siliciul de aluminiu, iar aluminiul de magneziu, calciu, sodiu, fier etc. Īn consecinta, se foloseste denumirea de montmorillonit de sodiu, de calciu etc., īn functie de ponderea ionilor de substitutie. Spre exemplu, un montmorillonit din dintr-o roca din zona San Antonio (SUA) are urmatoarea formula [20]: , fiind un montmorillonit de mag-neziu. Din aceasta ultima formula se poate observa ca 1% din siliciul tetraedric este substituit de aluminiu, iar 22% din aluminiul octaedric este substituit de 16% magneziu si 6% fier. Rezultatul acestor substitutii neechivalente (atāt din punct de vedere al dimensiunii, cāt si al īncarcarii electrice) conduce la o deformare a retelei cristaline (fara sa-i modifice, īnsa, caracteristica) si, respectiv, o īncarcare electrica a acesteia. Rapoartele de substituire sunt foarte diferite. Exista, evident, anumite limite superioare, legate de gradul de deformabilitate a retelei cristaline. De aici rezulta un domeniu larg de variatie al proprietatilor acestui mineral. Depasirea limitei mentionate conduce la degradarea mineralului īntr-un alt mineral īnrudit.

Labilitatea legaturilor intercristaline face ca gradul de diviziune al particulelor de montmorillonit sa fie foarte īnaintat, cu toate consecintele privind suprafata specifica, energia superficiala, īncarcarea electrica etc.

Īmpreuna cu montmorillonitul, din aceasta grupa mai fac parte beidellitul, saponitul, nontronitul, hectoritul si alte minerale cu capacitate mare de schimb ionic si de hidratare. Dupa unii autori, saponitul si hectoritul, impreuna cu īnca alte minerale, formeaza grupa saponitului, mult īnrudita cu cea a mont-morillonitului. Cele doua grupe de minerale argiloase poarta si denumirea ge-nerica de smectite. Densitatea montmorillonitului este de ordinul a 2000 kg/m³, īn functie de substitutiile din retea.

b. Grupa illlitului. Illitul are o structura tristratificata, asemanatoare cu cea a montmorillonitului, cu deosebirea esentiala ca are īn compozitie ionul de po-tasiu intercalat īntre stratele adiacente de tetraedri de siliciu. Acesta consolideaza reteaua cristalina, atāt din punct de vedere mecanic, cāt si fizico-chimic. Structura octaedrala este una de gibbsit. Caracteristica retelei este de 10 . O ilustrare a structurii illitului este prezentata īn figura 3.10.

Fig. 3.10. Structura illitului.

Formula chimica a illitului este urmatoarea: . Valoarea lui y este cuprinsa īntre 1 si 1,5. Acest lucru arata ca siliciul este īnlocuit de aluminiu īntr-o proportie de ordinul a 10 -15%. n proportii diferite pot fi substituiti si alti ioni. Spre exemplu, un illit din localitatea Alexander, Illinois, are urmatoarea formula chimica [21]:

Capacitatea de schimb ionic este mai redusa decāt la montmorillonit datorita unui mai bun echilibru electric, dat de prezenta potasiului. Ca o consecinta, diversitatea de compozitii chimice ale illitului este mult mai restrānsa, iar capacitatea de hidratare este mai redusa decāt cea a montmorillonitului, īn special datorita legaturilor mai puternice dintre stratele de tetraedrii de siliciu adiacenti.

Densitatea illitului este de ordinul a 2700 kg/m³.

Pe lānga illit, datorita proprietatilor asemanatoare, sunt incluse īn aceasta grupa micele, hidromicele, glauconitul īn stare avansata de diviziune s.a.

c. Grupa caolinitului. Caolinitul are o structura bistratificata (TO), mult mai compacta decāt a mineralelor din celelalte doua grupe. Caracteristica retelei este de 7,2 O schematizare a pachetelor care compun reteaua cristalina a caolinitului este prezentata īn figura 3.11.

Fig. 3.10. Structura caolinitului.

Caolinitul este mult mai stabil fata de celelalte doua minerale descrise mai sus, atāt din punct de vedere mecanic, cāt si fizico-chimic. El are o slaba capacitate de schimb ionic si de hidratare. Formula chimica a caolinitului este urmatoarea: . Densitatea caolinitului este de cca. 2600 kg/m³.

Din aceasta grup mai fac parte hyalloysitul, dikitul, nacritul s.a.

Revenind la proprietatile generale ale mineralelor argiloase, vor fi analizate mai jos cāteva dintre acestea.

Schimbul ionic

Īncarcare electrica a retelei cristaline a mineralelor argiloase, urmare a substitutiilor izomorfe neechivalente, este esentiala īn comportarea lor fata de apa de contact si de cationii din apa. Aceasta īncarcare variaza īn limite destul de largi:

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

b) Valori īntre 0,2 si 0,6 la montmorillonit, beidellit, nontronit, saponit TOT;

c) Valori īntre 0,6 si 0,9 la vermiculit TOT;

d) Valori īntre 0,5 si 1 la illit, muscovit TOT;

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

Īn functie de aceasta īncarcare, vor fi atrasi mai multi sau mai putini cationi iar acestia vor fi mai mult sau mai putin schimbabili. Astfel, daca īncarcarea este slaba si localizata īn octaedrii de aluminiu, cationii vor fi mai usor schimbabili. Pe de alta parte, un ion monovalent de dimensiune mica va fi capabil sa neutralizeze o sarcina locala, pe cānd un ion polivalent este relativ liber īn interstrat.

Studiul smectitelor a aratat ca daca īncarcarea este mica, ionul schim-

babil este Na⁺. Proba de mineral se gaseste sub forma de cristale individuale; daca īncarcare este mare, mineralul se gaseste sub forma unor agregate. Īntre cele doua extreme exista o gama variata de situatii intermediare.

La īncarcari mici exista o proportionalitate directa īntre īncarcarea retelei si capacitatea de schimb ionic. La īncarcari mari, legitatea se schimba.

Localizarea cationilor si a moleculelor de apa din interstrate este cheia īntelegerii comportarii argilelor la contactul cu apa.

Tendinta de dezordine creste odata cu descresterea īncarcarii cationului din interstrat. De altfel, cationii reprezinta forta de ordonare a īmpachetarii unitatilor structurale: deficitul de īncarcare al tetraedrilor de siliciu induce legaturi puternice care determina o buna organizare. Din contra, cānd dezechilibrul electric este generat de octaedrii de aluminiu, a fost constatata o tendinta de dezordine īn īmpachetarea unitatilor structurale.

Iata comportarea cātorva cationi.

a) K⁺ si Ba²⁺ care au dimensiune mare si sunt nehidratati induc o buna organizare si, implicit, o buna stabilitate a retelei;

b) Mg²⁺ cu putere mare de polarizare tinde sa formeze cu moleculele de apa o structura octaedrica prin legaturi de hidrogen cu ionii de oxigen de la periferia tetraedrilor de siliciu;

c) Na⁺ si Ca²⁺ cu putere mica de polarizare si cu raza mare, formeaza grupuri hidratate mai putin compacte.

Toate efectele mentionate determina o variatie a caracteristicii retelei cristaline a mineralelor care gazduesc acesti cationi.

Afinitatea mineralelor argiloase pentru cationi descreste īn ordinea urmatoare: Na>Ca>Mg>K, adica este mai puternica pentru ionii cu raza mai mica.

Sunt si ioni care nu pot fi īnlocuiti. Spre exemplu, ionul de potasiu dintr-un illit, nu poate fi schimbat, fiind "īngropat" ntre stratele adiacente de tetraedri de siliciu, dimensiunea lui fiind apropiata de cea a spatiului pe care īl ocupa.

O mentiune importanta este aceea ca schimbul ionic se poate petrece doar īn prezenta apei.

Un alt mecanism de fixare a ionilor din apa de contact este acela al echilibrarii sarcinilor electrice care rezulta prin fragmentarea retelei cristaline, (asa-zisele legaturi rupte) prin chemosorbtia cationilor din mediu. Este usor de dedus ca acest mecanism este cu atāt mai important cu cāt gradul de diviziune este mai īnaintat.

Schimbul ionic nu este un proces ireversibil, dar nici complet reversibil. Astfel, prin modificarea mediului de contact se produce un transfer selectiv de ioni īntre mediu si mineral.

Ionii de substitutie sunt uneori hidratati. Mecanismele de schimb sunt

aceleasi, dar transformarile produse sunt, īntr-o anumita masura, diferite. Dupa Olphen [23], ionii nehidratati sunt fixati la stratul de oxigen al tetraedrilor de siliciu si, partial, īn spatiile din acest strat. Ionii hidratati nu pot patrunde īn aceste spatii, asa ca ei sunt fixati īntr-un strat cānd hidratarea este bidimensionala sau īn doua straturi cānd hidratarea este tridimensionala, evident, pe stratul de oxigen din tetraedrii de siliciu.

Capacitatea de schimb ionic este un proces dificil de descris si, mai ales, de controlat, īn special n cazul contactului concomitent a mai multor minerale argiloase cu mai multe specii de ioni, asa cum se nt mpla īn zacamintele de hidrocarburi.

Limitele de variatie ale capacitatii de schimb ionic sunt foarte largi, de la cāteva unitati de miligrame de hidrogen echivalent pe suta de grame de mineral, pāna la cāteva sute de unitati, dupa cum se poate vedea si din tabela 3.6.

Tabela 3.6. Capacitatea de schumb ionic a unor minerale argiloase

Schimbul ionic depinde destul de mult de presiune si de temperatura, res-pectiv de adāncimea la care se afla mineralul. Īn figura 3.12. se arata tendinta de scadere a schimbului ionic cu adāncimea pentru cazul unei sonde din Nigeria.

Fig 3.12. Variația capacitații de schimb ionic

și a densitatii unei argile din Nigeria [82].

Schimbul ionic produce modificari mai mari sau mai mici ale proprietatilor mineralelor respective, mai ales īn ceea ce priveste cantitatea de apa sorbita.

Sorbtia unei cantitati relativ mari de apa.

Aceasta reprezinta proprietatea cea mai importanta a mineralelor argiloase. Sunt mai multe mecanisme fizico-chimice de asociere a mineralelor argiloase cu apa. Principala consecinta este o crestere a volumului mineralelor. Uneori se produce si dispersia particulelor de mineral, iar īn unele cazuri se formeaza dispersii coloidale. Proprietatea mineralelor argiloase de a fixa apa īntr-o masura apreciabila se mai numeste capacitate de hidratare.

Apa de cristalizare reprezinta, de fapt, ioni de H⁺ si OH^--, parte componenta a structurii mineralului, regasindu-se chiar īn formula chimica, asa cum se poate vedea īn exemplele de mai sus. Ea se poate elimina prin īncalzire la temperaturi mari, de peste 550⁰C, sub forma de molecule recombinate de apa. Acest lucru poate conduce la schimbarea unor caracteristici ale mineralului sau chiar metamorfoza lui. Caolinitul asa-zis anhidru, contine 13,6% (masic) apa de cristalizare, iar illitul si smectitele cca. 4,5%.

Adsorbtia fizica reprezinta un mecanism specific tuturor solidelor higroscopice. Mineralele argiloase fac parte din aceasta categorie. Procesul are loc īn spatiul intercristalin si este cu atāt mai important cu cāt suprafata specifica este mai mare. Spre exemplu, un film continuu de apa cu grosimea de 3,5 Å care ocupa suprafata unor particule cu diametrul de 2 mm si cu grosimea de 0,1 mm, reprezinta aproximativ 1% din volumul particulelor. Numarul de strate de apa adsorbita variaza īn functie de tipul mieralului si conditiile de mediu. Adsorbtia este, practic, singurul mod de hidratare pentru caolinite si illite. Se mai numeste si apa externa.

Cele doua mecanisme discutate mai sus se regasesc la toate mineralele argiloase.

Īn cazul smectitelor, se mai defineste īnca o categorie de apa asociata cu mineralele argiloase: apa interna.

Apa interna sau planara este localizata īn interstrate sub doua forme: apa asociata ionilor schimbabili si apa asezata sub forma unor straturi (pāna la trei straturi de molecule). Apa asociata cationilor este puternic legata si variaza, īn functie de natura ionului si de cantitatea de apa disponibila, de la 0,6 la 2 molecule de apa pentru un cation. Transferul apei īn interstrat este determinat de tendinta de dilutie a sistemului format din ionii schimbabili si apa asociata lor.

Apa planara induce o crestere de cāteva ori a dimensiunii interstratului. Īn cazuri particulare, aceasta distanta creste indefinit prin formarea micelelor.

Hidratarea mineralelor argiloase mai depinde si de prezenta sau absenta unor ioni īn apa de contact. Prezenta cationilor īn apa de contact limiteaza procesul de hidratare prin faptul ca īncarcarea electrica este, īn parte, echilibrata de acestia. Rezulta ca un numar mai mic de molecule de apa libera vor fi fixate īn jurul particulei de mineral decāt īn absenta cationilor.

Mecanismele de hidratare difera īntr-o masura importanta la cele trei grupe de minerale, dupa clasificarea de mai sus.

La illit si caolinit, precum si la mineralele din grupele respective, nu se poate produce o extensiune a retelei cristaline pe directia perpendiculara pe planul de stratificatie decāt cu totul limitata. Īn cazul illitului reteaua este īntarita de prezenta cationului neschimbabil K⁺ dintre stratele adiacente de tetraedri de siliciu, iar īn cazul caolinitului reteaua este mult mai stabila din punct de vedere mecanic, legaturile dintre stratele de tetraedri si octaedri fiind, asa cum s-a aratat mai sus, sufucient de puternice pentru a nu permite o extensie mare a aceasteia. Din acest motiv, asa-zisa apa planara, care se fixeaza īntre pachetele structurale, se afla īntr-o cantitate neglijabila īn comparatie cu apa fixata la periferia particulei.

Īn schimb, la mineralele din grupa montmorillonitului, apa planara are ponderea principala īn procesul de hidratare. Cantitatea de apa fixata la periferia particulei de montmorillonit nu difera, īnsa, īn mod semnificativ de aceea a celorlalte minerale. Īn consecinta, gradul de hidratare al mineralelor din grupa montmorillonitului este cu mult superior gradului de hidratare al mineralelor din grupa illitului si a caolinitului tocmai din cauza cantitatii mari de apa planara.

Hidratarea mineralelor cu interstratificatie mixta depinde īn mod direct de tipurile de structuri care compun mineralul si de ponderea acestora īn alcatuirea mineralului.

Umflarea mineralelor argiloase

Aceasta este rezultatul principal al hidratarii mineralelor argiloase si reprezinta cresterea de volum a particulelor de mineral si, implicit, a agregatelor de particule.

Īn acest context, se poate vorbi de doua volume ale unei particule de mineral argilos: (1) volumul propriu-zis īn care sunt cuprinse elementele constituente ale mineralului la care se adauga apa de cristalizare, care depinde de natura mineralului si de transformarile, mai ales mecanice, la care a fost supus; (2) volumul aparent al particulei de mineral hidrarat care cuprinde si apa fixata prin mecanismele mentionate. Daca primul volum poate fi considerat o constanta a mineralului pentru o masa data, cel de al doilea este o functie complexa de tipul mineralului, de numarul de substitutii, de marimea particulei, de gradul de hidratare, de mineralizatia apei de contact, de istoria proceselor de schimb ionic si de gradul de hidratare.

Contributia cea mai mare la crestera de volum o are apa planara. Aceasta determina, asa cum s-a aratat, o expansiune a retelei cristaline, minora la caolinit si illit si majora la montmorillonit. Astfel, caracteristica retelei montmorillonitului poate creste de la 9,6 pāna la 21 , īn functie de conditiile concrete īn care se desfasoara procesul de hidratare.

S-a aratat ca marirea de volum depinde si de capacitatea de schimb ionic. Astfel, mineralele care au o capacitate mare de schimb ionic vor avea si o capacitate mare de umflare. Totusi, cercetarile n domeniu au aratat ca nu exista o relatie exacta īntre cele doua.

Volumul aparent al particulei de mineral cuprinde si apa fixata la periferia particulei. Aceasta apa face ca distanta dintre particule sa creasca, fara ca ansamblul particulelor sa-si piarda coeziunea.

Prin hidratare, particulele de mineral se umfla, fie ca fac parte din roci preponderent argiloase, fie ca fac parte din roci colectoare. Umflarea se traduce prin cresterea volumului total (brut) al rocii cānd fractia de minerale argiloase este mare sau prin reducerea dimensiunii porilor si, implicit, a volumului de pori, atunci cānd fractia de minerale argiloase este mica, iar rezistenta mecanica a scheletului solid al rocii este suficient de mare pentru a nu permite expansiunea volumului brut. Nu se poate stabili o limita īntre cele doua categorii de roci. Faptul ca roca este sau nu consolidata are o importanta speciala īn desfasurarea procesului de hidratare si, deci, īn gradul de modificare a volumelor.

Limitarea spatiului īn care se produce cresterea de volum prin hidratare conduce la cresterea presiunii apei din pori si aparitia unor presiuni anormale, īn cazul rocilor argiloase si a marnelor, sau la restrāngerea procesului īn sine, ca īn cazul rocilor puternic consolidate si cu o porozitate foarte mica.

Cresterea de volum poate fi cuantificata printr-un coeficient de umflare definit prin relatia:

c_u = (V_m + DV)/V_m, (3.2.)

sau

c_u = 1 + DV/V_m (3.2')

īn care c_u este coeficientul de umflare, V_m volumul de mineral, iar DV cresterea de volum a mineralului. De obicei, cresterea de volum se asimileaza cu volumul de apa sorbita, ceea ce īnseamna o supraevaluare a coeficientului de umflare, pentru ca o parte din apa umple, prin imbibare libera, spatiile dintre particulele de mineral, cu atāt mai mari cu cāt proba supusa analizei este mai putin compacta.

Coeficientul de umflare al mineralelor argiloase variaza īn limite foarte largi ca si gradul de hidratare, asa cum s-a aratat n paragrafele anterioare. Īn tabela 3.7. sunt date intervalele de variatie a coeficientilor de umflare a mineralelor din cele trei grupe principale.

Pentru agregatele multiminerale, coeficientul de umflare depinde de natura si ponderea mineralelor.

Procesul de hidratare si, prin consecinta, procesul de umflare nu se produce instantaneu. Echilibrul se realizeaza n decursul a cāteva sute de ore, sau chiar mai mult. Īn faza initiala, adica īn primele zeci de minute, viteza de hidratare este foarte mare, dupa care scade treptat.

Tabela 1.3.7. Coeficienti de umflare a mineralelor argiloase.

Influenta mineralizatiei apei de contact asupra coeficientului de umflare a unui agregat de minerale argiloase separate dintr-o roca de zacamānt, pentru cāteva situatii particulare, este aratata īn figura 3.13. Figura ilustreaza totodata si dinamica procesului de umflare.

Fig. 3.13. Influenta timpului si a mediului de contact asupra umflarii

mineralelor argiloase.

Zona de vulnerabilitate maxima este cea din imediata apropiere a sondei. Aici apar gradientii de presiune īntre sonda si strat cei mai mari. Efectul este imediat si el se amplifica odata cu cresterea timpului de contact. Cresterea volumului mineralelor argiloase conduce la o scadere drastica a permeabilitatii rocii si, implicit, a productivitatii sondei. Se poate ajunge chiar la situatia īn care permeabilitatea rocii devine atāt de mica, īncāt curgerea devine imposibila. Se poate vorbi, la limita, despre pierderea comunicatiei dintre strat si sonda. Reper-cursiunile sunt foarte grave, cu implicati economice majore.

Zona din imediata vecinatate a sondei nu este afectata numai īn dreptul stratelor productive, ci si īn celelalte formatiuni. S-a estimat [81] ca cca 75% din formatiunile traversate prin foraj contin o fractie importanta de minerale argiloase. Costurile suplimentare cauzate de dificultatile provocate de mineralele argiloase īn procesul de foraj sunt estimate la cca 500 milioane USD īn fiecare an.

Cealalta parte a zacamāntului, adica cca 99,99% din volumul acestuia, este afectata īn acelasi sens, īnsa nu si īn aceeasi masura, de fluidele de injectie. Datorita gradientilor de presiune mici, accesul apei sau solutilor apoase īn porii cu aglomerari mari de minerale argiloase, care au si dimensiunile cele mai mici, devine limitat.

Dispersia particulelor de mineral

Fenomenul este un efect secundar al hidratarii mineralelor argiloase si consta īn desprinderea particulelor de mineral din pozitia lor si deplasarea īn spatiul liber din apropiere.

Cauza dispersiei este existenta fortelor de repulsie dintre perticulele de mineral hidratat care sunt rezultatul efectului combinat al fortelor de repulsie electrostatica si al fortelor de atractie van der Waals. Fortele de atractie nu sunt mult diferite pentru cazurile īn care cationii sunt hidratati sau nu. Īn schimb, fortele de repulsie vor fi cu atāt mai mari cu cāt gradul de hidratare a cationilor este mai mare. Daca se tine seama de faptul ca ionii Na⁺ au cel mai mare grad de hidratare, iar ionii K⁺ cel mai mic, rezulta ca mineralele argiloase de tip sodiu, adica acelea care au preluat sodiu din mediul de contact prin mecanismele schimbului ionic, prezinta cel mai īnalt grad de dispersie. Cationii de Ca⁺⁺ si Mg⁺⁺ sunt si ei hidratabili, aflati īntr-o pozitie intermediara fata de cei Na⁺ si K⁺, deci vor determina o capacitate de dispersie, de asemenea, intermediara.

Dispersia mineralelor depinde de tipul mineralului, de dispunera lui īn roca si de mineralizatia apei de contact. Daca din punctul de vedere al umflarii exista diferente majore īntre mineralele argiloase, din cel al dispersiei diferentele sunt mai mici.

Dispersia mineralelor argiloase, fara sa fie la fel de importanta ca umflarea, are consecinte ce nu pot fi neglijate.

Dupa cum se va vedea īn capitolul 7., structura retelei de pori are o particularitate importanta, aceea a variatiei de sectiune transversala pe directia de curgere. Cu alte cuvinte, exista o succesiune de sectiuni mari si mici, cu raportul ariilor maxime si minime de cāteva unitati sau chiar zeci de unitati. Altfel spus, pe traseul parcurs de fluide exista o succesiune de constrictii care delimiteaza spatii de dimensiune mai mare. De aceea, punerea īn miscare a particulelor de minerale argiloase este īnsotita de blocarea zonelor īnguste (a constrictiilor) din mediul poros.

Procesul este cu atāt mai activ, cu cāt frecventa constrictiilor de sectiune mai mica decāt cea a particulelor īn miscare este mai mare.

Fixarea (īntepenirea) particulelor argiloase īn constrictii diminueaza considerabil capacitatea de curgere a rocii deoarece, odata cu constrictiile, se blocheaza si porii din amonte si aval, pāna la prima ramificatie. Fractia din volumul porilor prin care īnceteaza sau se limiteaza curgerea este considerabil de mare.

Faptul ca uneori, odata cu fluidele de zacamānt, se extrag particule de minerale argiloase, denota ca exista astfel de particule desprinse din scheletul rocii care migreaza pe distante apreciabile (metri sau zeci de metri) pe caile de curgere ramase neblocate.

Migrarea particulelor se produce si īn cazul injectiei fluidelor īn strat. Apa si solutiile apoase, produc, cu mare probabilitate, pe lānga umflare, si un anumit grad de dispersie, cu atāt mai ridicat cu cāt compatibilitatea dintre fluidele injectate si mineralele argiloase din roca este mai slaba. O buna compatibilitate īnsemneaza o modificare ne nsemnata a echilibrului ionic si de hidratare.

Efectul migrarii apare pregnant n prima perioada a injectiei, pāna la stabilirea echilibrului īn zona din apropierea sondei, cea īn care variatia presiunii este foarte mare. Zona de influenta se deplaseaza cu viteza din ce īn ce mai mica, odata cu largirea frontului de dezlocuire. Astfel, efectul migrarii particulelor dispersate asupra presiunii de injectie scade īn timp, nsa efectul cumulat creste.

Schimbul ionic diminueaza si el pe masura ce apa se deplaseaza n zacam nt, datorita unei anumite "nivelari" a compozitiei solutiei injectate prin amestecul cu apa de zacamānt și consumului de ioni schimbabili. La scara micro (a porilor individuali), mecanismul de blocare a curgerii la distante mari de sonda este acelasi ca īn apropierea sondei, cu deosebirea ca atāt forta de inertie, cāt si forta hidrodinamica sunt mai mici datorita scaderii vitezei de curgere.

Evitarea, fie si partiala, a efectelor discutate mai sus este posibila numai prin studiul compatibilitatii mineralelor argiloase din roca cu fluidele cu care urmeaza sa intre īn contact. De obicei, se face un studiu static care cuprinde masurarea capacitatii de schimb ionic, a cresterii de volum prin umflare si a dispersiei. Mai dificile, dar mai relevante, sunt testele dinamice care presupun provocarea curgerii prin probele de roca. Īn urma studiului se alege fluidul care influenteaza cel mai putin mineralele argiloase.

Pentru traversarea stratului productiv este posibila alegerea unui fluid care sa nu contina apa ca faza continua (fluide negre, emulsie inversa s.a.). Din pacate, sunt multe situatii īn care se neglijeaza acest aspect sau este tratat īn mod superficial. Vatamarile produse sunt greu sau chiar imposibil de eliminat. Ele se materializeaza prin dificultati sau accidente īn foraj, punerea cu dificultate īn productie a sondelor, reducerea debitului de productie sau de injectie etc.

Rocile colectoare de hidrocarburi contin, concomitent, mai multe minerale argiloase, īn proportii atāt de variate, īncāt este unanim acceptat faptul ca n fiecare roca, compozitia mineralogica a fractiei argiloase este diferita

Dispunerea mineralelor argiloase īn roci depinde de multi factori: tipul si fractia de minerale, structura spatiului poros, procesele de litificatie īn urma carora a rezultat roca respectiva s.a. Īn cazul rocilor granulare cu continul relativ mic de minerale argiloase, susceptibile de a fi roci colectoare, Neasham [22] descrie trei moduri de asezare a mineralelor argiloase: particule discrete, tipic pentru caolinit, sub forma de captuseala, tipic pentru montmorillonit si illit si agregate care creaza punti īntre granule, tipic pentru illit.

Īntre conditiile initiale de zacamānt (presiune, temperatura, stare de saturatie etc.) se poate mentiona si echilibrul stabilit īntre mineralele argiloase din rocile colectoare si protectoare, pe de o parte, si apa de zacamānt, pe de alta parte. Echilibrul se refera la un anumit nivel de schimb ionic, de hidratare, de umflare si de dispersie. Orice modificare a conditilor de zacamānt va determina un dezechilibru din aceste puncte de vedere si, concomitent, o tendinta de trecere catre o alta stare de echilibru. Factorul major, si īntr-o prima aproximatie, singurul, este modificarea compozitiei mediului de contact. Apa si solutiile apoase sunt, practic, singurele care trebuie luate īn consideratie atunci cānd se are īn vedere interactiunea cu mineralele argiloase din roca. Modificarile se pot produce: (1) numai īn apropierea sondei, pe o raza relativ mica (de ordinul centimetrilor p na la cel al metrilor), īn cursul traversarii stratului productiv, al cimentarii coloanei de exploatare, al perforarii coloanei, al punerii īn productie a sondei, al reparatiilor sondei sau īn cursul operatiilor de acidizare si de fisurare hidraulica si (2) īntr-o mare parte a zacamāntului, īn cursul proceselor de injectie de apa, abur sau solutii pe baza de apa, īn scopul adāncirii procesului de exploatare a zacamintelor de hidrocarburi.

Din punct de vedere practic, probabilitatea ca īn urma dezechilibrului produs asupra mineralelor argiloase prin schimbarea mediului de contact sa se īmbunatateasca conditiile de curgere este atāt de mica, īncāt aceasta eventualitate se exclude a priori. Consecintele negative ale transformarilor suferite de mineralele argiloase sunt considerabile si, īn cea mai mare masura sunt, ireversibile.

Exista īnsa si o situatie favorabila: aceea īn care īn cursul formarii rocii, al migratiei sau īn perioada de existenta a zacamāntului, compusi organici grei, unii din ei īn stare solida, sa fie fixati puternic de particulele de minerale argiloase, īn special de caolinite si īntr-o oarecare masura montmorillonite, conferindu-le un caracter hidrofob. Īn acest caz, toate fenomenele discutate mai sus īn care este implicata apa se desfasoara īn mod diferit. Studiul acestor fenomene este incomplet, mai ales datorita dificultatii de a separa mineralele argiloase dintr-o roca fara a altera starea nativa. Progrese importante se asteapta prin studiul rocilor prin metoda "Cryo SEM" [120] care consta īn analiza la microscopul electronic a probelor de roca aduse la temperaturi foarte scazute la care apa si titeiul devin solide si īsi pastreaza integritatea la desprinderea unor fragmente din carote care urmeaza a fi studiate.

Identificarea si dozarea mineralelor argiloase din roci reprezinta unul din cele mai dificile experimente care se efectueaza asupra rocilor. Dificultatea se datoreaza, īn principal, prezentei concomitente a unui numar mare de specii de minerale argiloase īn proportii foarte variate.

Separarea mineralelor argiloase dintr-o roca este o operatie nesigura, dar eroarea nu este, n general, mare. Criteriul dimensiunii particulelor (dupa unii autori sub 4 mm, dupa altii sub 2 mm) este insuficient. Asa cum s-a aratat mai sus, numeroase alte minerale pot avea aceasta dimensiune ca urmare a solicitarilor mecanice suferite de particule, mai ales īn cursul transportului pāna la locul de sedimentare. Experienta practica joaca un rol important ntr-o operatie de separare a mineralelor argiloase dintr-o roca

Dupa separare si evaluarea fractiei masice de minerale argiloase, urmeaza identificarea tipurilor de minerale si evaluarea ponderii lor. P na n prezent nu exista o metoda de determinare cantitativa cu eroare mica a speciilor de minerale si nici nu se ntrevede o astfel de posibilitate. Se practica, de aceea, metodele cu cele mai bune rezultate semicantitative. n mod curent se foloseste difractia cu raze X ( vezi cursul de Mineralogie [122]).

Interpretarea unei difractograme se face prin comparatia cu etaloanele standard pentru principalele minerale argiloase. Evaluarea cantitativa este strict

orientativa si presupune o experienta bogata n domeniu.

Analiza termica diferentiala consta n ncalzirea probei la temperaturi mari, peste 1000⁰C si nregistrarea temperaturilor la care au loc reactii endoterme sau exoterme. Cunosc nd transformarile pe care le sufera diferite minerale argiloase

a.                                                   b.

Fig. 1.3.15. Eletromicrografia unor minerale argiloase:

a. montmorillonit cu cristale mari; b. nontronit.

la anumite temperaturi si compar nd cu diagrama obtinuta prin analiza, se sta- bilesc tipurile si ponderile aproximative ale mineralelor argiloase n proba analizata. (Acest tip de analiza se foloseste si pentru alte categorii de minerale). O metoda foarte utila, dar dificila si costisitoare, este analiza cu microscopul electronic de reflexie (SEM). n urma analizei se obtin imagini ca n figurile 3.14 si 3.15.

Alte metode de analiza, cum ar fi analiza termica ponderala, folosirea co- lorantilor, spectroscopia īn infrarosu, se gasesc explicate īn detaliu de G. Manolescu īn [123].

Īntrebari si probleme

1. Cum se explica omisiunea studiului celorlalte minerale (afara de silice, mineralele carbonatice si cele argiloase din acest capitol?
2. Enumerati principalele proprietati ale silicei din punctul de vedere al inginerului de zacamānt.
3. Care sunt consecintele pozitive si cele negative ale prezentei cuartului granular īn rocile colectoare?
4. Care este intervalul de dimensiuni pentru granulele de cuart din rocile colectoare?
5. Prin ce se diferentiaza mineralele carbonatice de celelalte minerale din rocile de zacamānt?
6. Care este principala proprietate a mineralelor carbonatice din punct de vedere al capacitatii de īnmagazinare si a celei de curgere a rocilor īn care sunt minerale dominante?
7. Ce sunt solutiile solide si ce importanta au ele pentru inginerul de zacamānt?
8. Faceti o paralela īntre viteza de dizolvare īn apa cu dioxid de carbon si viteza de reactie cu acizii a mineralelor carbonatice.
9. Ce sunt reactiile secundare si care este importanta lor īn operatiile de acidizare?
10. Care este limita inferioara a continutului īn carbonati a unei roci colectoare pentru a fi susceptibila la operatiile de acidizare?
11. De ce este dificila identificarea si dozarea mineralelor carbonatice din rocile colectoare?
12. Reprezentati grafic īn triunghiul de compozitie rezultatul aplicatiei 2.
13. Ce sunt mineralele argiloase?
14. Care sunt tipurile de structuri cristaline ale mineralelor argiloase?
15. Scrieti o lista cāt mai completa a mineralelor argiloase cunoscute si clasificati-le īn cele trei grupe.
16. De ce gradul mare de dispersie este o proprietate caracteristica mineralelor argiloase?
17. Prin ce se aseamana montmorillonitul cu illitul? Dar prin ce difera? Aceeasi īntrebare pentru perechile montmorillonit-caolinit si illit-caolinit.
18. De ce illitul are densitatea mai mare decāt montmorillonitul?
19. Prin ce difera mineralele din aceeasi grupa (ex. cele din grupa montmorillonitului)?
20. Ce este schimbul ionic?
21. Se poate realiza un schimb ionic īn absenta apei?
22. Care sunt consecintele schimbului ionic? Cum poate fi inhibat schimbul ionic?
23. Faceti o tentativa de explicare a diagramei din figura 3.12.
24. Care sunt mecanismele de fixare a apei de mineralele argiloase?
25. Prin ce difera hidratarea montmorillonitului de cea a illitului si a caolinitului?
26. Care este diferenta dintre apa externa si apa interna?
27. Care categorie de apa are efectul cel mai mare asupra volumului particulei de mineral?
28. Cum poate fi inhibata hidratarea mineralelor argiloase din rocile colectoare?
29. Ce este coeficientul de umflare?
30. De ce coeficientul de umflare al unui montmorillonit este mult mai mare decāt al unui illit?
31. De ce īn cazul rocilor puternic consolidate efectul de crestere a volumului mineralelor argiloase este limitat īn comparatie cu rocile neconsolidate?
32. Ce este dispersia particulelor de minerale argiloase?
33. Īn ce etapa a exploatarii unui zacamānt continutul īn particule argiloase a fluidelor extrase este mai mare?
34. Cum poate fi definit "efectul de supapa"?
35. Care sunt consecintele umflarii si dispersiei particulelor de minerale argiloase?
36. Faceti o paralela īntre capacitatea de umflare si cea de dispersie a particulelor de montmorillonit, de illit si de caolinit.
37. De ce sunt preferabile testele dinamice celor statice pentru studiul efectului schimbului ionic si al hidratarii mineralelor argiloase asupra proprietatilor rocilor?
38. Care sunt motivele separarii, identificarii si dozarii nesigure a mineralelor argiloase dintr-o roca?