ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 09.11.2023
Просмотров: 330
Скачиваний: 4
ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.
Упругие свойства горных пород. Компоненты горных пород – твер- дая фаза, жидкость и газы обладают различными упругими свойствами. На породу действуют внешние силы, стремящиеся к восстановлению ее начальной формы и размеров. Величина этих сил, приходящаяся на едини- цу площади сечения тела, измеряется в паскалях, называется напряжением, которое является векторной величиной, зависящей от действия внешних сил, внутренних свойств и формы образца породы. В зависимости от ха- рактера приложенных внешних сил, образец породы может испытывать линейное, плоскостное и объемное напряженные состояния. Под воздей- ствием внешних сил изменяются линейные размеры, объем или форма горной породы. Эти изменения называются деформацией [12, 23].
При увеличении напряжений можно наблюдать три вида деформации породы - упругую, пластическую и разрушающую. Для каждого из прило- женных напряжений существует свой коэффициент пропорциональности p между напряжениями и упругими деформациями, являющийся упругим параметром породы. Коэффициент пропорциональности между продоль- ным (сжимающим или стягивающим) напряжением и соответствующей ему относительной деформацией e называется модулем упругости или мо- дулем Юнга Е:
p = E e.
Коэффициентом пропорциональности
к между касательным напря- жением и соответствующей деформацией сдвига
с является модуль сдвига
G:
к
= G
с
При объемном напряженном состоянии породы, что соответствует действию всестороннего гидростатического давления, связь между вели- чиной р и относительным изменением объема
V / V выражается через мо- дуль всестороннего сжатия K
с или сжимаемость
с
:
V
V
V
V
р
с
1
с
K
–
Связь между относительными продольными и поперечными деформа- циями сжатия (растяжения) устанавливается коэффициентом Пуассона
:
21 1
2 1
1 2
2
е
е
l
l
l
l
/
/
–
с
K
, где l
1
и l
2
– начальные продольный и поперечный размеры образца; l
1
' и
l
2
' – то же, при одностороннем сжатии,
l
1
= l
1
' – l
1
;
l
2
= l
2
' – l
2
; e
1
=
= –
l
1
/l
1
; e
2
=
l
2
/l
2
Скорость распространения упругих волн. Смещение одной частицы горной породы под действием внешних сил вызывает сдвиг других более удаленных, а распространение упругой деформации происходит с опреде- ленной скоростью. Если на породу действуют кратковременные силы, то в ней возникают упругие колебания.
Процесс последовательного распространения в породе деформаций
(упругих колебаний) называется упругой волной. В зависимости от вида деформации в породе возникают различные типы волн, основными из ко- торых являются продольные и поперечные.
Продольные волны связаны с объемной деформацией среды, а их рас- пространение представляет собой перемещение зон растяжения и сжатия, при котором частицы среды совершают колебания около своего первона- чального положения в направлении, совпадающем с направлением распро- странения волны. Продольные волны распространяются в любой среде – твердых телах, жидкостях и газах, так как все вещества обладают сопро- тивлением объемному сжатию.
Поперечные волны обусловлены деформациями сдвига в среде и при- сущи только твердым телам, так как в жидкостях и газах отсутствуют со- противления сдвигу. Их распространение представляет собой перемещение зоны скольжения слоев среды относительно друг друга; частицы среды со- вершают колебания около своего первоначального положения в плоскости, перпендикулярной к направлению распространения волны.
Одним из важных кинематических параметров упругих волн является скорость их распространения V
п
. Для идеально упругих изотропных гор- ных пород скорости продольных V
p
и поперечных V
s
волн определяются по формулам:
)
–
)(
(
)
–
(
v
v
v
Е
V
p
2 1
1
δ
1
п
и
)
(
v
Е
s
V
1 2δ
п где
п
– плотность породы; Е и
– соответственно модуль Юнга и коэф- фициент Пуассона.
Осадочные горные породы в большинстве своем являются диффе- ренциально упругими и не обладают совершенной связью между фазами.
Вследствие этого скорости распространения в них упругих волн отличают- ся от скоростей, вычисляемых по формулам. Известен ряд уравнений, с помощью которых устанавливается зависимость скорости продольных волн в породах от скоростей их распространения в отдельных фазах и ко-
22 эффициента пористости. Наиболее простым из них и широко применяе- мым на практике является уравнение Вилли (уравнение среднего времени), согласно которому V
п в пористой породе рассчитывается по времени ее прохождения через минеральный скелет t
м и жидкость t
ж
, заполняющую поры:
t
п
= t
м
+ t
ж или ж
м п
1
V
V
V
п п
–
1
K
K
, где K
п
– коэффициент пористости; V
м и V
ж
– скорости продольных волн соответственно в минеральном скелете и насыщающей жидкости. В по- следнем уравнении вместо скорости целесообразнее использовать соответ- ствующее ей интервальное время (величину, обратную скорости)
t
п
= (1 – K
п
)
t
м
+ K
п
t
ж
, где
t
м
,
t
п и
t
ж
– интервальное время соответственно в минеральном скелете, породе и насыщающей ее жидкости.
Величина
t
м зависит от минералогического состава скелета и для конкретных типов отложений является постоянной. Среднее значение ско- рости распространения волн в осадочных породах составляет 2500–
–4000 м/с.
Основными факторами, влияющими на скорость распространения упругих колебаний в горных породах, являются: литолого- минералогический состав, поровое пространство, заполненное жидкостью, степень насыщения пор жидкостью или газом, степень цементации, тек- стурные и структурные особенности, разность горного и пластового дав- ления (эффективное давление) и др.
Часто возникает необходимость в определении
t
м для конкретного интервала геологического разреза. В этом случае сопоставляются времена, отсчитанные по диаграмме акустического каротажа
t
п
, со значениями по- ристости K
п
, установленными по керну или одному из геофизических ме- тодов. Полученные данные используются для построения графика зависи- мости
t
п от K
п
. Осредненная прямая, проведенная через нанесенные точ- ки, отсекает на оси времени значение
t
п при K
п
= 0. Если пористость по разрезу изменяется слабо, то значение
t
м для каждого однородного пласта рассчитывают по формуле п
п
–
K
K
–
1
Δ
Δ
Δ
ж п
м
t
t
t
Скорость пробега продольной волны (интервальное время) в воде за- висит от ее минерализации, температуры и давления и определяется на практике с помощью номограммы. Скорость распространения упругих
23 волн в нефти и газе меньше, чем в воде, так как сжимаемость углеводоро- дов больше чем воды. На величину скорости влияет также тип цемента.
Распространение упругих волн в горных породах сопровождается по- степенным уменьшением их интенсивности по мере удаления от источника возбуждения. Уменьшение интенсивности в основном связано с поглоще- нием части энергии упругих колебаний породой и превращением ее в теп- ловую вследствие взаимного трения частиц породы, совершающих колеба- тельные движения; с рассеиванием акустической энергии и неоднородно- стями породы.
Коэффициент поглощения упругих волн
ак характеризует интенсив- ность поглощения энергии волн в среде и может быть определен по фор- муле
2 1
ак ln
α
А
А
l
l
, где А
1
и А
2
– амплитуды волн, регистрируемые приемниками, расположен- ными на расстоянии l друг от друга. Размерность
ак выражают в децибел- лах на 1 м или м
–1
. Величина
ак в горных породах зависит от монолитно- сти их скелета, пористости, трещиноватости, вещественного состава за- полнителя пор, литологии и других параметров.
При геофизических исследованиях скважин изучаются диэлектриче- ские, магнитные и термические (тепловые) свойства.
Диэлектрическая проницаемость. Вещества, которые поляризуются в электрическом поле и обладают очень малой электропроводностью
(практически не проводят электрический ток), называются диэлектриками.
Поляризуемость вещества характеризуется диэлектрической проницаемо- стью
= 1 + 4
а, где а – поляризуемость среды.
Абсолютная диэлектрическая проницаемость
определяется соотно- шением D/E, показывающим, во сколько раз напряженность электрическо- го поля Е в данном диэлектрике меньше напряженности поля индукции D в вакууме. Диэлектрическая проницаемость является одним из физических свойств горной породы и показывает, во сколько раз возрастает емкость конденсатора, если вместо вакуума между обкладками в качестве диэлек- трика поместить данную породу. Она измеряется в фарадах на метр и определяется в виде произведения
=
отн
о
, где
отн
– относительная диэлектрическая проницаемость, показывающая, во сколько раз абсолютная диэлектрическая проницаемость данной среды
24 превышает абсолютную диэлектрическую проницаемость вакуума
о
. Ва- куум обладает наименьшей диэлектрической проницаемостью, равной
10
–9
/36
8,85 10
–12
Ф/м.
Диэлектрическая проницаемость горных пород зависит от их состава, содержания в них твердой, жидкой и газообразной фаз, а также от частоты поля и температуры. Значения
отн главных породообразующих минералов невелики (4–10), например, в отличие от воды при 20
С, для которой
отн достигает 80. Поэтому диэлектрическая проницаемость пород в большой степени зависит от их водонасыщенности. Для нефти
отн
=2–6, а для нефтенасыщенной породы – 6–10.
Зависимость величины
отн от коэффициента водо- и нефтенасыщен- ности для пород-коллекторов почти линейно связана с коэффициентом во- донасыщенности K
в
Магнитные свойства горных пород. Основными магнитными пара- метрами горных пород, используемыми в геофизике являются намагни- ченность I, магнитная восприимчивость
и магнитная проницаемость
Намагниченность характеризует магнитное состояние намагниченного те- ла и оценивается для однородного намагниченного тела как отношение магнитного момента М
м к единице его объема V:
I = М
м
/ V.
В случае неоднородного намагниченного тела I определяется для каж- дой точки (физически малого объема) и представляет средний магнитный момент единицы объема, равный геометрической сумме магнитных мо- ментов отдельных атомов и молекул, заключенных в этом объеме. Единица намагниченности – ампер на квадратный метр, т.е. 1 м
2
вещества обладает магнитным моментом в 1А
м
2
. Магнитный момент – основная величина, характеризующая магнитные свойства вещества. Магнитным моментом определяются силы, действующие на тело во внешнем магнитном поле.
Магнитная восприимчивость определяет связь между магнитным мо- ментом (намагниченностью) породы I и ее магнитным полем Н:
= I/H, где
– величина безразмерная; размерность Н – А/м. Различают объемную
магнитную восприимчивость, отнесенную к единице объема, и удельную
уд
, рассчитанную на 1 кг вещества.
Магнитная проницаемость
характеризует связь между магнитной индукцией В в породе и магнитным полем Н:
= В/
о
H,
25 где
о
– коэффициент пропорциональности, принятый в качестве магнит- ной постоянной.
По величине магнитной восприимчивости горные породы подразде- ляются на четыре группы: очень сильномагнитные, сильномагнитные, среднемагнитные и слабомагнитные. Осадочные породы обладают слабой магнитностью. Их магнитные свойства определяются содержанием частиц ферромагнитных минералов, сильных и темноцветных парамагнетиков и слабых парамагнитных и диамагнитных минералов. Для глинистых пород
= (10 – 14) 10
–3
, для песчаников – (14 – 15) 10
–3
, а для гидрохимических и карбонатных пород – менее 6
10
–3
А/м. Под действием магнитного поля
Земли горные породы в период своего формирования способны намагни- чиваться и сохранять приобретенную (остаточную) намагниченность в по- следующие геологические эпохи. По величине и направлению остаточной намагниченности пород определяют магнитное поле, существовавшее в данной точке земной поверхности при образовании породы. На этом осно- вывается палеомагнетизм область знаний, занимающаяся изучением эво- люции геомагнитного поля во времени.
Тепловые свойства горных пород. Основными тепловыми свой- ствами горных пород являются теплопроводность
или тепловое сопро- тивление породы
= 1/
, теплоемкость или удельная теплоемкость с и температуропроводность породы a.
Коэффициент теплопроводности характеризует способность горных пород к передаче тепла и численно показывает поток тепла в ваттах в еди- ницу времени через породу сечением 1 м
2
, высотой 1 м при разности тем- ператур 1 К и выражается в ваттах на метр-кельвин. В промысловой гео- физике обычно пользуются величиной обратной теплопроводности – теп- ловым сопротивлением породы
(в метрах-кельвин на ватт).
Установлено, что тепловое сопротивление пород понижается с увели- чением их плотности. Поэтому изверженные и метаморфические породы имеют меньшее тепловое сопротивление, чем осадочные песчано- глинистые отложения. С глубиной плотность горных пород закономерно возрастает.
Тепловое сопротивление зависит от слоистости пород: в направлении, перпендикулярном к напластованию, тепловое сопротивление выше, чем в направлении напластования. Это явление известно под названием тепло- вой анизотропии. Понижение теплового сопротивления по напластованию связано с циркуляцией вод в этом направлении и возникающим в результа- те дополнительным переносом тепла – конвекцией.
Свойство среды поглощать тепловую энергию при теплообмене оце- нивается удельной теплоемкостью (массовой С
м объемной С
v
). Под удель- ной теплоемкостью понимают количество тепла в джоулях, необходимое
26 для нагрева 1 кг данного вещества на 1 К, и выражают в джоулях на метр- кельвин. Изменение температуры различных пород при поглощении или отдачи ими тепла может происходить с различной скоростью. Эта скорость изменения температуры пород характеризуется комплексным параметром, называемым температуропроводностью. Тепловые свойства основных по- родообразующих минералов изменяются незначительно. Несколько повы- шенным тепловым сопротивлением и пониженной теплопроводностью об- ладают глинистые минералы твердой фазы. Данные о тепловых свойствах горных пород широко используются при термических исследованиях бу- рящихся и эксплуатационных скважин и решении задач, связанных с раз- ведкой и разработкой месторождений нефти и газа.
2. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН
Геофизические методы исследования скважин служат для получения геологической документации разрезов скважин, выявления и промышлен- ной оценки полезных ископаемых, осуществления контроля за разработкой нефтяных и газовых месторождений, изучения технического состояния скважин и т.д. С этой целью по данным ГИС изучают в скважинных усло- виях физические свойства горных пород. Методы ГИС подразделяются на электрические, радиоактивные, акустические, магнитные, термические и т.п. Геофизические методы позволяют представить разрезы скважин ком- плексом физических характеристик, таких, как удельное электрическое со- противление, радиоактивность, теплопроводность изучаемых сред, ско- рость распространения упругих волн в них и т.п.
Основным документом для геологической службы является литолого- стратиграфическая колонка, содержащая результаты интерпретации мате- риалов ГИС и сведения о положении границ пластов и их толщине, лито- логической характеристике каждого пласта, наличии коллекторов, харак- тере флюида, заполняющего поровое пространство продуктивных пластов
(нефть, газ, вода), и др. Окончательный результат геофизических исследо- ваний представляется такими физическими параметрами, изучаемыми ме- тодами ГИС, как пористость, проницаемость, глинистость пород, коэффи- циент нефтегазонасыщения порового пространства. Оценка этих парамет- ров и составляет один из важнейших этапов процесса интерпретации гео- физических данных. Интерпретация, в свою очередь, может быть каче- ственной, если, например, определяется литологический состав породы, и количественной, если оценивается количество содержащегося в породе то- го или иного компонента (глины, нефти, газа и др.) [4, 5, 8].
Методы ГИС используются также при контроле технического состоя- ния скважин и при исследовании действующих скважин в процессе разра- ботки нефтегазовых месторождений. За последнее время широкое распро-
27 странение получила интерпретация данных ГИС с помощью ЭВМ и персо- нальных компьютеров.
При увеличении напряжений можно наблюдать три вида деформации породы - упругую, пластическую и разрушающую. Для каждого из прило- женных напряжений существует свой коэффициент пропорциональности p между напряжениями и упругими деформациями, являющийся упругим параметром породы. Коэффициент пропорциональности между продоль- ным (сжимающим или стягивающим) напряжением и соответствующей ему относительной деформацией e называется модулем упругости или мо- дулем Юнга Е:
p = E e.
Коэффициентом пропорциональности
к между касательным напря- жением и соответствующей деформацией сдвига
с является модуль сдвига
G:
к
= G
с
При объемном напряженном состоянии породы, что соответствует действию всестороннего гидростатического давления, связь между вели- чиной р и относительным изменением объема
V / V выражается через мо- дуль всестороннего сжатия K
с или сжимаемость
с
:
V
V
V
V
р
с
1
с
K
–
Связь между относительными продольными и поперечными деформа- циями сжатия (растяжения) устанавливается коэффициентом Пуассона
:
21 1
2 1
1 2
2
е
е
l
l
l
l
/
/
–
с
K
, где l
1
и l
2
– начальные продольный и поперечный размеры образца; l
1
' и
l
2
' – то же, при одностороннем сжатии,
l
1
= l
1
' – l
1
;
l
2
= l
2
' – l
2
; e
1
=
= –
l
1
/l
1
; e
2
=
l
2
/l
2
Скорость распространения упругих волн. Смещение одной частицы горной породы под действием внешних сил вызывает сдвиг других более удаленных, а распространение упругой деформации происходит с опреде- ленной скоростью. Если на породу действуют кратковременные силы, то в ней возникают упругие колебания.
Процесс последовательного распространения в породе деформаций
(упругих колебаний) называется упругой волной. В зависимости от вида деформации в породе возникают различные типы волн, основными из ко- торых являются продольные и поперечные.
Продольные волны связаны с объемной деформацией среды, а их рас- пространение представляет собой перемещение зон растяжения и сжатия, при котором частицы среды совершают колебания около своего первона- чального положения в направлении, совпадающем с направлением распро- странения волны. Продольные волны распространяются в любой среде – твердых телах, жидкостях и газах, так как все вещества обладают сопро- тивлением объемному сжатию.
Поперечные волны обусловлены деформациями сдвига в среде и при- сущи только твердым телам, так как в жидкостях и газах отсутствуют со- противления сдвигу. Их распространение представляет собой перемещение зоны скольжения слоев среды относительно друг друга; частицы среды со- вершают колебания около своего первоначального положения в плоскости, перпендикулярной к направлению распространения волны.
Одним из важных кинематических параметров упругих волн является скорость их распространения V
п
. Для идеально упругих изотропных гор- ных пород скорости продольных V
p
и поперечных V
s
волн определяются по формулам:
)
–
)(
(
)
–
(
v
v
v
Е
V
p
2 1
1
δ
1
п
и
)
(
v
Е
s
V
1 2δ
п где
п
– плотность породы; Е и
– соответственно модуль Юнга и коэф- фициент Пуассона.
Осадочные горные породы в большинстве своем являются диффе- ренциально упругими и не обладают совершенной связью между фазами.
Вследствие этого скорости распространения в них упругих волн отличают- ся от скоростей, вычисляемых по формулам. Известен ряд уравнений, с помощью которых устанавливается зависимость скорости продольных волн в породах от скоростей их распространения в отдельных фазах и ко-
22 эффициента пористости. Наиболее простым из них и широко применяе- мым на практике является уравнение Вилли (уравнение среднего времени), согласно которому V
п в пористой породе рассчитывается по времени ее прохождения через минеральный скелет t
м и жидкость t
ж
, заполняющую поры:
t
п
= t
м
+ t
ж или ж
м п
1
V
V
V
п п
–
1
K
K
, где K
п
– коэффициент пористости; V
м и V
ж
– скорости продольных волн соответственно в минеральном скелете и насыщающей жидкости. В по- следнем уравнении вместо скорости целесообразнее использовать соответ- ствующее ей интервальное время (величину, обратную скорости)
t
п
= (1 – K
п
)
t
м
+ K
п
t
ж
, где
t
м
,
t
п и
t
ж
– интервальное время соответственно в минеральном скелете, породе и насыщающей ее жидкости.
Величина
t
м зависит от минералогического состава скелета и для конкретных типов отложений является постоянной. Среднее значение ско- рости распространения волн в осадочных породах составляет 2500–
–4000 м/с.
Основными факторами, влияющими на скорость распространения упругих колебаний в горных породах, являются: литолого- минералогический состав, поровое пространство, заполненное жидкостью, степень насыщения пор жидкостью или газом, степень цементации, тек- стурные и структурные особенности, разность горного и пластового дав- ления (эффективное давление) и др.
Часто возникает необходимость в определении
t
м для конкретного интервала геологического разреза. В этом случае сопоставляются времена, отсчитанные по диаграмме акустического каротажа
t
п
, со значениями по- ристости K
п
, установленными по керну или одному из геофизических ме- тодов. Полученные данные используются для построения графика зависи- мости
t
п от K
п
. Осредненная прямая, проведенная через нанесенные точ- ки, отсекает на оси времени значение
t
п при K
п
= 0. Если пористость по разрезу изменяется слабо, то значение
t
м для каждого однородного пласта рассчитывают по формуле п
п
–
K
K
–
1
Δ
Δ
Δ
ж п
м
t
t
t
Скорость пробега продольной волны (интервальное время) в воде за- висит от ее минерализации, температуры и давления и определяется на практике с помощью номограммы. Скорость распространения упругих
23 волн в нефти и газе меньше, чем в воде, так как сжимаемость углеводоро- дов больше чем воды. На величину скорости влияет также тип цемента.
Распространение упругих волн в горных породах сопровождается по- степенным уменьшением их интенсивности по мере удаления от источника возбуждения. Уменьшение интенсивности в основном связано с поглоще- нием части энергии упругих колебаний породой и превращением ее в теп- ловую вследствие взаимного трения частиц породы, совершающих колеба- тельные движения; с рассеиванием акустической энергии и неоднородно- стями породы.
Коэффициент поглощения упругих волн
ак характеризует интенсив- ность поглощения энергии волн в среде и может быть определен по фор- муле
2 1
ак ln
α
А
А
l
l
, где А
1
и А
2
– амплитуды волн, регистрируемые приемниками, расположен- ными на расстоянии l друг от друга. Размерность
ак выражают в децибел- лах на 1 м или м
–1
. Величина
ак в горных породах зависит от монолитно- сти их скелета, пористости, трещиноватости, вещественного состава за- полнителя пор, литологии и других параметров.
При геофизических исследованиях скважин изучаются диэлектриче- ские, магнитные и термические (тепловые) свойства.
Диэлектрическая проницаемость. Вещества, которые поляризуются в электрическом поле и обладают очень малой электропроводностью
(практически не проводят электрический ток), называются диэлектриками.
Поляризуемость вещества характеризуется диэлектрической проницаемо- стью
= 1 + 4
а, где а – поляризуемость среды.
Абсолютная диэлектрическая проницаемость
определяется соотно- шением D/E, показывающим, во сколько раз напряженность электрическо- го поля Е в данном диэлектрике меньше напряженности поля индукции D в вакууме. Диэлектрическая проницаемость является одним из физических свойств горной породы и показывает, во сколько раз возрастает емкость конденсатора, если вместо вакуума между обкладками в качестве диэлек- трика поместить данную породу. Она измеряется в фарадах на метр и определяется в виде произведения
=
отн
о
, где
отн
– относительная диэлектрическая проницаемость, показывающая, во сколько раз абсолютная диэлектрическая проницаемость данной среды
24 превышает абсолютную диэлектрическую проницаемость вакуума
о
. Ва- куум обладает наименьшей диэлектрической проницаемостью, равной
10
–9
/36
8,85 10
–12
Ф/м.
Диэлектрическая проницаемость горных пород зависит от их состава, содержания в них твердой, жидкой и газообразной фаз, а также от частоты поля и температуры. Значения
отн главных породообразующих минералов невелики (4–10), например, в отличие от воды при 20
С, для которой
отн достигает 80. Поэтому диэлектрическая проницаемость пород в большой степени зависит от их водонасыщенности. Для нефти
отн
=2–6, а для нефтенасыщенной породы – 6–10.
Зависимость величины
отн от коэффициента водо- и нефтенасыщен- ности для пород-коллекторов почти линейно связана с коэффициентом во- донасыщенности K
в
Магнитные свойства горных пород. Основными магнитными пара- метрами горных пород, используемыми в геофизике являются намагни- ченность I, магнитная восприимчивость
и магнитная проницаемость
Намагниченность характеризует магнитное состояние намагниченного те- ла и оценивается для однородного намагниченного тела как отношение магнитного момента М
м к единице его объема V:
I = М
м
/ V.
В случае неоднородного намагниченного тела I определяется для каж- дой точки (физически малого объема) и представляет средний магнитный момент единицы объема, равный геометрической сумме магнитных мо- ментов отдельных атомов и молекул, заключенных в этом объеме. Единица намагниченности – ампер на квадратный метр, т.е. 1 м
2
вещества обладает магнитным моментом в 1А
м
2
. Магнитный момент – основная величина, характеризующая магнитные свойства вещества. Магнитным моментом определяются силы, действующие на тело во внешнем магнитном поле.
Магнитная восприимчивость определяет связь между магнитным мо- ментом (намагниченностью) породы I и ее магнитным полем Н:
= I/H, где
– величина безразмерная; размерность Н – А/м. Различают объемную
магнитную восприимчивость, отнесенную к единице объема, и удельную
уд
, рассчитанную на 1 кг вещества.
Магнитная проницаемость
характеризует связь между магнитной индукцией В в породе и магнитным полем Н:
= В/
о
H,
25 где
о
– коэффициент пропорциональности, принятый в качестве магнит- ной постоянной.
По величине магнитной восприимчивости горные породы подразде- ляются на четыре группы: очень сильномагнитные, сильномагнитные, среднемагнитные и слабомагнитные. Осадочные породы обладают слабой магнитностью. Их магнитные свойства определяются содержанием частиц ферромагнитных минералов, сильных и темноцветных парамагнетиков и слабых парамагнитных и диамагнитных минералов. Для глинистых пород
= (10 – 14) 10
–3
, для песчаников – (14 – 15) 10
–3
, а для гидрохимических и карбонатных пород – менее 6
10
–3
А/м. Под действием магнитного поля
Земли горные породы в период своего формирования способны намагни- чиваться и сохранять приобретенную (остаточную) намагниченность в по- следующие геологические эпохи. По величине и направлению остаточной намагниченности пород определяют магнитное поле, существовавшее в данной точке земной поверхности при образовании породы. На этом осно- вывается палеомагнетизм область знаний, занимающаяся изучением эво- люции геомагнитного поля во времени.
Тепловые свойства горных пород. Основными тепловыми свой- ствами горных пород являются теплопроводность
или тепловое сопро- тивление породы
= 1/
, теплоемкость или удельная теплоемкость с и температуропроводность породы a.
Коэффициент теплопроводности характеризует способность горных пород к передаче тепла и численно показывает поток тепла в ваттах в еди- ницу времени через породу сечением 1 м
2
, высотой 1 м при разности тем- ператур 1 К и выражается в ваттах на метр-кельвин. В промысловой гео- физике обычно пользуются величиной обратной теплопроводности – теп- ловым сопротивлением породы
(в метрах-кельвин на ватт).
Установлено, что тепловое сопротивление пород понижается с увели- чением их плотности. Поэтому изверженные и метаморфические породы имеют меньшее тепловое сопротивление, чем осадочные песчано- глинистые отложения. С глубиной плотность горных пород закономерно возрастает.
Тепловое сопротивление зависит от слоистости пород: в направлении, перпендикулярном к напластованию, тепловое сопротивление выше, чем в направлении напластования. Это явление известно под названием тепло- вой анизотропии. Понижение теплового сопротивления по напластованию связано с циркуляцией вод в этом направлении и возникающим в результа- те дополнительным переносом тепла – конвекцией.
Свойство среды поглощать тепловую энергию при теплообмене оце- нивается удельной теплоемкостью (массовой С
м объемной С
v
). Под удель- ной теплоемкостью понимают количество тепла в джоулях, необходимое
26 для нагрева 1 кг данного вещества на 1 К, и выражают в джоулях на метр- кельвин. Изменение температуры различных пород при поглощении или отдачи ими тепла может происходить с различной скоростью. Эта скорость изменения температуры пород характеризуется комплексным параметром, называемым температуропроводностью. Тепловые свойства основных по- родообразующих минералов изменяются незначительно. Несколько повы- шенным тепловым сопротивлением и пониженной теплопроводностью об- ладают глинистые минералы твердой фазы. Данные о тепловых свойствах горных пород широко используются при термических исследованиях бу- рящихся и эксплуатационных скважин и решении задач, связанных с раз- ведкой и разработкой месторождений нефти и газа.
2. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН
Геофизические методы исследования скважин служат для получения геологической документации разрезов скважин, выявления и промышлен- ной оценки полезных ископаемых, осуществления контроля за разработкой нефтяных и газовых месторождений, изучения технического состояния скважин и т.д. С этой целью по данным ГИС изучают в скважинных усло- виях физические свойства горных пород. Методы ГИС подразделяются на электрические, радиоактивные, акустические, магнитные, термические и т.п. Геофизические методы позволяют представить разрезы скважин ком- плексом физических характеристик, таких, как удельное электрическое со- противление, радиоактивность, теплопроводность изучаемых сред, ско- рость распространения упругих волн в них и т.п.
Основным документом для геологической службы является литолого- стратиграфическая колонка, содержащая результаты интерпретации мате- риалов ГИС и сведения о положении границ пластов и их толщине, лито- логической характеристике каждого пласта, наличии коллекторов, харак- тере флюида, заполняющего поровое пространство продуктивных пластов
(нефть, газ, вода), и др. Окончательный результат геофизических исследо- ваний представляется такими физическими параметрами, изучаемыми ме- тодами ГИС, как пористость, проницаемость, глинистость пород, коэффи- циент нефтегазонасыщения порового пространства. Оценка этих парамет- ров и составляет один из важнейших этапов процесса интерпретации гео- физических данных. Интерпретация, в свою очередь, может быть каче- ственной, если, например, определяется литологический состав породы, и количественной, если оценивается количество содержащегося в породе то- го или иного компонента (глины, нефти, газа и др.) [4, 5, 8].
Методы ГИС используются также при контроле технического состоя- ния скважин и при исследовании действующих скважин в процессе разра- ботки нефтегазовых месторождений. За последнее время широкое распро-
27 странение получила интерпретация данных ГИС с помощью ЭВМ и персо- нальных компьютеров.
1 2 3 4 5 6 7 8 9 ... 13