La Porosidad

5/12/2018 La Porosidad - slidepdf.com

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1. La porosidad: Es una medida de la capacidad de almacenamiento de fluidos que

posee una roca y se define como la fracción del volumen total de la roca que corresponde

a espacios que pueden almacenar fluidos.

Ec. 1.1

Como el volumen de espacios disponibles para almacenar fluidos no puede ser mayor

que el volumen total de la roca, la porosidad es una fracción y el máximo valor teórico que

puede alcanzar es 1. Muchas veces la porosidad es expresada como un porcentaje, esta

cantidad resulta de multiplicar la ecuación 1.1 por 100.

La porosidad de una roca puede ser clasificada de dos maneras:

- Según su origen.

- Según la comunicación de sus poros.

1.1. Según su origen

De acuerdo a su origen, la porosidad puede ser clasificada en primaria o intergranular ysecundaria o inducida. La porosidad primaria o intergranular es aquella que se originadurante el proceso de deposición de material que da origen a la roca. Por otra parte laporosidad secundaria es aquella que se origina por algunos procesos naturales oartificiales posteriores al momento en el cual los sedimentos que dieron origen a la rocafueron depositados.

En general las rocas con porosidad primaria presentan características más uniformes queaquellas que presentan parte de su porosidad secundaria o inducida.

Algunos procesos que dan origen a la porosidad secundaria de una roca son: ladisolución, las fracturas y la dolomitización.

1.1.1 Disolución

La disolución es un proceso mediante el cual se origina una reacción química entre losfluidos que saturan el medio poroso y la matriz de la roca. Este proceso origina unamodificación en el volumen poroso del sistema y por ende en la porosidad.

1.1.2. Fracturas

Las fracturas también contribuyen a la generación de porosidad secundaria. Después deproducirse la deposición de sedimentos y originarse la roca, esta se puede encontrarsometida a procesos geológicos de deformación originados por actividades tectónicas quepueden generar fisuras o desplazamiento de los granos que conforman la matriz de laroca. Estas fracturas originan un aumento en el volumen de espacios que puedencontener fluidos, lo que se traduce en un aumento en la porosidad.

1.1.3. Dolomitización

La dolomitización es un proceso mediante el cual la caliza se transforma en dolomita. La



reacción química que permite visualizar el proceso de dolomitización se muestra acontinuación:

El proceso de dolomitización ocurre cuando rocas carbonáticas (constituidas por calizas)entran en contacto con agua (con alguna cantidad de magnesio disuelto) que circula através del medio poroso. Al entrar en contacto el magnesio desplaza al calcio, y debido aque el magnesio es considerablemente más pequeño que el calcio, la roca generadaluego del desplazamiento puede presentar una porosidad mucho mayor. Es importantemencionar que la dolomita resultante de un proceso de dolomitización presentarágeneralmente una porosidad mayor a la caliza de donde se originó, sin embargo, desde elpunto de vista teórico, si el proceso de dolomitización fuera total, es decir, el magnesiosustituyera completamente al calcio, la nueva roca podría presentar una porosidad menora la de la roca original.

1.2. Según la comunicación de sus poros

Debido a que el material cementante puede sellar algunos poros de la roca, aislándolosdel resto del volumen poroso, los poros se pueden encontrar unidos entre sí, o aislados.Dependiendo de cómo sea la comunicación de estos poros, la porosidad se puedeclasificar de la siguiente manera:

- Total o absoluta.

- Interconectada o efectiva.

- No interconectada o no efectiva.

La porosidad total o absoluta de una roca se define como la fracción del volumen total dela misma que no está ocupada por matriz.

Figura 1.2 Distribución de poros en la roca

La porosidad interconectada o efectiva se define como el volumen total de la roca querepresenta espacios que pueden contener fluidos y se encuentran comunicados entre sí,mientras que la porosidad no interconectada o no efectiva es aquella que representa lafracción del volumen total de la roca que esta conformada por los espacios que puedencontener fluidos pero no están comunicados entre sí.

Como la sumatoria del volumen de los poros no interconectados más el volumen de losporos interconectados es igual al volumen total de los poros de la roca, entonces laporosidad absoluta o total del sistema es igual a la sumatoria de la porosidad efectiva másla porosidad no efectiva (Ec. 1.6).



Ec. 1.6

Para el ingeniero de yacimientos la porosidad de mayor importancia es la efectiva, debidoa que esta representa el volumen de espacios de la roca que puede estar ocupado porfluidos movibles.

Como la porosidad es una medida de la capacidad de almacenamiento de la roca, lacalidad de la roca yacimiento puede ser determinada en función a la porosidad, como seobserva en la tabla mostrada a continuación.

Tabla 1.1 Calidad de la roca en función a la porosidad

2. La permeabilidad: Se define como la capacidad que tiene una roca de permitir el flujode fluidos a través de sus poros interconectados. Si los poros de la roca no se encuentraninterconectados no puede existir permeabilidad.

Un ingeniero hidráulico francés de nombre Henry Darcy fue el primero que realizóestudios relacionados con el flujo de fluidos a través de medios porosos. En 1856 Darcypublicó su trabajo, en el cual se describían estudios experimentales de flujo de agua através de filtros de arena no consolidada, los cuales tenían como objetivo procesar losrequerimientos diarios de agua potable del pueblo de Dijon (Francia).

El equipo utilizado por Darcy (figura 2.1) consistió en un gran cilindro que contenía unpaquete de arena no consolidada de un metro de longitud, el cual estaba sostenido entredos pantallas de gasa permeable. En cada extremo había un manómetro conectado, loscuales medían la presión en la entrada y la salida del filtro cuando se dejaba fluir agua através del paquete de arena no consolidada. La ecuación 2.1 expresa los resultados delos experimentos desarrollados por Darcy.

Calidad Ф (%) Muy buena > 20Buena 15 – 20

Regular 10 – 15Pobre 5 – 10Muy pobre < 5



Figura 2.1. Aparato experimental de Darcy

Ec.2.1

Dónde:v = Velocidad aparente de flujo (cm/seg).

L = Longitud del empaque de arena (cm).

Δh = Diferencia de los niveles manométricos (cm).

K = Constante de proporcionalidad (permeabilidad).

La velocidad, v, de la ecuación de Darcy es una velocidad aparente de flujo. Lavelocidad real de flujo se determina dividiendo la velocidad aparente entre laporosidad.

3. La transmisibilidad o transmisividad hidráulica de un acuífero: Es el producto delespesor saturado de dicho acuífero (m) y la conductividad hidráulica (K). Tienedimensiones: L2*T-1.

La transmisividad o transmisibilidad de un sistema acuífero, la que mide la cantidad deagua, por unidad de ancho, que puede ser transmitida horizontalmente a través delespesor saturado de un acuífero con un gradiente hidráulico igual a 1 (unitario).

La transmisividad es el producto de la conductividad hidráulica y el espesor saturado delacuífero:

T = b ⋅ K (4.4)

donde T es la transmisividad (L2 /T), b es el espesor saturado del acuífero (L) y K es la



conductividad hidráulica (L/T).

4. Coeficiente de almacenamiento: Si se produce un cambio en el nivel de agua en unacuífero saturado, o una unidad confinada, una cantidad de agua puede ser almacenadao liberada. El coeficiente de almacenamiento, S , es el volumen de agua, por unidad deárea y cambio en altura de agua, que una unidad permeable absorberá o liberará desdealmacenamiento. De acuerdo a esta definición esta cantidad es adimensional.

En la zona saturada la presencia de agua induce una presión interna (usualmentedenominada presión de poros) que afecta la distribución de los granos de mineral asícomo a la densidad del agua en los poros. Si la presión interna aumenta, el esqueletomineral se expande, mientras que si la presión disminuye el esqueleto se contrae. Esteconcepto se conoce como elasticidad .

Asimismo, el agua se contrae debido a un aumento en la presión y se expande frente auna disminución en la presión. Cuando la carga hidráulica del acuífero disminuye, suesqueleto se contrae lo que reduce la porosidad efectiva y se libera agua. En formaadicional, una cantidad de agua es liberada debido a su expansión en los poros debido ala disminución de la presión interna.

El almacenamiento específico (S S ) es la cantidad de agua, por unidad de volumen, que esalmacenada o liberada debido a la compresibilidad del esqueleto mineral y del agua en losporos debido a un cambio unitario en el nivel de agua en el acuífero. Este coeficiente sedenomina coeficiente de almacenamiento elástico . Este concepto se aplica tanto aacuíferos confinados como no confinados.

El almacenamiento específico está dado por la siguiente expresión:

S = ρ ⋅ g ⋅ (α + n ⋅β ) s w

Donde ρw es la densidad del agua (M/L3), g es la aceleración de gravedad (L/T2), α es lacompresibilidad del esqueleto del acuífero (1/(M/LT2)), n es la porosidad (L3 /L3), y β es lacompresibilidad del agua (1/(M/LT2)). El almacenamiento específico tiene unidades de 1/L,con valores inferiores a 0.0001 1/m.

En un acuífero confinado la carga hidráulica puede disminuir pero el nivel piezométricopuede permanecer sobre la unidad confinante (Figura 2.24). En este caso una cantidad deagua es liberada desde almacenamiento y el acuífero permanece saturado. El coeficientede almacenamiento (S ) de un acuífero confinado es el producto del almacenamientoespecífico (Ss ) y del espesor del acuífero:

S = b⋅

S

Dado que S S tiene dimensiones 1/L y el espesor del acuífero tiene unidades de longitud, L,el coeficiente de almacenamiento es adimensional. Toda el agua liberada desde elacuífero se puede relacionar con la compresibilidad del esqueleto mineral y el aguapresente en los poros.

El agua proviene de todo el espesor del acuífero. El valor del coeficiente dealmacenamiento de un acuífero confinado es inferior a 0.005.



En el caso de un sistema no confinado o libre el nivel de saturación (nivel freático)aumenta o disminuye debido a cambios en la cantidad de agua almacenada. A medidaque el nivel de agua disminuye, parte del agua drena desde los poros del sistemaacuífero. Este almacenamiento o liberación de agua se debe a la capacidad específica dela unidad (S Y ), así como al almacenamiento específico de ella. Para un acuífero noconfinado el coeficiente de almacenamiento, S , se calcula como:

s S = S + h ⋅ S

Donde h es el espesor de lazona saturada delacuífero.

que h ·S S , por lo que el coeficiente de almacenamiento se supone igual a S Y . En el caso deuna unidad geológica de grano muy fino la capacidad específica puede ser comparable ah·S S .

En general el coeficiente de almacenamiento es del orden de 0.02 a 0.30.

El volumen de agua drenado desde un acuífero, debido a una reducción en su cargahidráulica puede ser calculada como:V S A h w = · ·Δ (4.9)

donde V w es el volumen de agua drenada, A es el área superficial de la zona drenada y Δh es ladisminución promedio en la carga hidráulica.



Bibliografía

Propiedades de las rocas, consultado el 1 / 09 / 2011. URL:http://www.lacomunidadpetrolera.com/cursos/propiedades-de-la-roca-yacimiento

Propiedades físicas de aguas subterráneas y Acuíferos, consultado el o2/ 08 / 2011. URL: http://www.cec.uchile.cl/~ci51j/txt/Apuntes/Tema04.pdf

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