Файл: Учебное пособие Часть 1 петрофизика породыколлекторы нефти и газа.pdf

Скачать файл
Заказать решение

ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 06.12.2023

Просмотров: 85

Скачиваний: 1

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.
Коэффициент теплопроводности горных пород – это очень низкая по сравнению, например, с металлами величина и лежит в пределах < λ < 7





К
м
Вт
Наибольшая теплопроводность
– у кварца 7 < λ < 12





К
м
Вт
;
– водонасыщенного керна 4 < λ < 7





К
м
Вт
;
– песчаника 1,4 < λ < 3,2





К
м
Вт
;
– воды 0,58





К
м
Вт
;
– нефти 0,14





К
м
Вт
;
– глинистых пород 1,2 < λ < 1,6





К
м
Вт
Поэтому для прогрева пород на 60–70 К даже на расстоянием нагревать нужно в течение нескольких десятков часов мощность электрических печей для прогрева призабойной зоны скважины обычно равна 10–20 кВт. Коэффициентом температуропроводности а, характеризующим скорость прогрева породы, а именно скорость распространения в ней изотермических границ, и связанным с предыдущими характеристиками следующим соотношением:


c
a







c
м
2
(1.7.3) Коэффициент температуропроводности входит, как известно, вой закон Фурье – уравнение теплопроводности, которое и позволяет определить тепловое поле заданной области продуктивного пласта,
(1.7.4) где Δ – оператор Лапласа.
Температуропроводность характеризует скорость выравнивания температуры среды при нестационарной теплопередаче и зависит от теплопроводности и теплоемкости рассматриваемой среды. При нагреве породы расширяются. Способность пород к расширению характеризуется коэффициентами линейного α
L
и объемного расширения =
LdT
dL
, α
V
=
VdT
dV
, где L и V – длина и объем образца горной породы. Значение коэффициента линейного теплового расширения различных горных пород меняется в пределах от 4 до 15·10 6
К
-1
Вдоль напластования горной породы теплопроводность и температуропроводность выше, чем поперек, на 10–15%.
1.7.2. Физический механизм теплопередачи в горных породах Теплопроводность характеризует теплопроводящие свойства системы – нефтегазосодержащей породы. В газах, как известно, перенос теплоты (энергии) осуществляется хаотически движущимися молекулами, в твердых телах – электронами проводимости (электронная теплопроводность, а в диэлектриках – за счет связанных колебаний частиц, образующих кристаллическую решетку фононная теплопроводность. В горных породах, представляющих собой гетерогенную среду, включающую твердый скелет и поры, заполненные жидкостью или газом, возможны следующие виды переноса тепла
1. Кондуктивная теплопроводность.
2. Конвективный перенос тепла.
3. Теплопередача излучением (лучистая теплопроводность. В случае кондуктивной теплопроводности перенос тепла осуществляется за счет фононной теплопроводности твердого скелета и молекулярной передачи тепла флюидами, заполняющими поры. Фонон определяет энергию колебательных состояний узлов решетки твердого тела и может рассматриваться как квазичастица. Интенсивность переноса теплоты фононами в кристаллах в основном определяется химическим составом и плотностью породив меньшей степени кристаллографическим направлением и наличием дефектов в их кристаллической структуре. В соответствии с молекулярно-кинетической теорией и теорией Дебая поток фононов может рассматриваться как фононный газ с теплопроводностью, равной:
3
ф
v
l
с





, где u
– скорость распространения упругой волны, ф длина свободного пробега фонона. Приведенная формула справедлива для любых твердых тел кристаллических и аморфных. Теплопроводность жидкости можно оценить по формуле:
м
м
ж
ж
ж
l
с







,
где
ж
ж
с


– объемная теплоемкость жидкости, м – скорость движения молекул, м – межмолекулярные расстояния.
Конвективный перенос тепла связан со свободной конвекцией флюида под действием градиента температуры или с вынужденной под действием градиента давления. Конвекция возможна, если поры различных диаметров сообщаются друг с другом. Некоторые исследователи считают, что конвекцией можно пренебречь в порах с эффективным диаметром меньше 3 мкм, тогда как другие считают ее уже незначительной в воздушном пространстве шириной 6 мкм. В областях пор, занятых связанной водой, конвекция исключается. Теплопередача излучением происходит на границе раздела фаз (твердый скелет – жидкость или газ. В общем случае вводят понятие коэффициента эффективной теплопроводности э, включающей в себя
кондуктивный λ, конвективный к и лучистый (излучение) л коэффициенты переноса тепла:
λ
э
= λ + к + λ
л
Теплопроводность горных пород, заполненных нефтью и водой, значительно выше за счет конвективного переноса тепла жидкой средой. При наличии движения флюидов в горных породах учет конвективной теплопроводности сводится к решению уравнения теплопроводности (го закона Фурье) с конвективным членом:




T
с
T
t
T
с
f
ср












,
(1.7.5)
где


ср
с


– коэффициент объемной теплоемкости среды, с – коэффициент объемной теплоемкости фильтрующегося флюида. Коэффициент теплопроводности и удельную теплоемкость определяют поданным соответствующих экспериментов с применением стационарных, нестационарных и калориметрических методов. В условиях высоких температур используют методы стационарного теплового потока, мгновенного источника тепла, температурных волн и монотонного режима.
1.7.3. Связь теплопроводности с другими
петрофизическими величинами Существуют разные мнения по вопросу о вкладе в теплопроводность отдельных ее составляющих, определяющемся минеральным составом породы, коэффициентами ее пористости и насыщения, размером и формой пори зерен, температурой и давлением. С ростом пористости теплопроводность уменьшается, что объясняется более низкой теплопроводностью жидкости и особенно газа в порах пород по сравнению с теплопроводностью их твердой фазы. В большинстве случаев теплопроводность можно считать аддитивной величиной, и для насыщенной жидкостью породы она может быть выражена следующим выражением:
ж
ск
m
m






)
1
(
, в частности, для водонефтенасыщенной:


в
в
н
в
ск
S
S
m
m









)
1
(
)
1
(
Вполне аналогичные выражения могут быть записаны и для теплоемкости среды. Размер зерен, определяющих эффективный диаметр пор, конечно, должен также влиять на теплопроводность. Низкую теплопроводность глин связывают не только с малой теплопроводностью, но и со значительной дисперсностью их частиц. Для песчано-глинистых и других пород найдены и прямые корреляционные связи между теплопроводностью водонасыщенной породы λ
вп
и плотностью породы δ
с
(рис. 1.7.1), теплопроводностью породы си объемной теплоемкостью с (рис. 1.7.2), теплопроводностью и модулем Юнга Е риса также удельной электропроводностью (рис. 1.7.4). Первые две зависимости объясняются тем, что каждая из сопоставляемых величин в отдельности находится в определенной связи с пористостью. Рис. 1.7.1. Связь между коэффициентом теплопроводности и плотностью для песчаников и известняков Песчаники
1 – кварцевые
2 – полевошпатовые
3 – с неизвестным минеральным составом
4 – известняки
5 – кварцит
λ
вп
– определялось на максимально влажных сна сухих образцах
Рис. 1.7.2. Связь между коэффициентом теплопроводности и объемной теплоемкостью
Рис. 1.7.3. Связь между коэффициентом теплопроводности и модулемЮнга для железистых кварцитов (измерен перпендикулярно к слоистости)
Рис. 1.7.4. Связь между коэффициентом теплопроводности и удельной электропроводностью для гематитовой руды
Прямые корреляционные связи λ = f (E) и λ = f (ζ), установленные также для железистых кварцитов (рис. 1.7.3) и гематито- вой руды (рис. 1.7.4), объясняются иначе тем, что каждая из сопоставляемых величин определенным образом зависит от содержания в руде электронно-проводящего компонента (окислов железа и гематита.
1.7.4. Зависимость теплопроводности и теплоемкости пород от температуры и давления Влияние температуры Теплопроводность пород снижается с ростом температуры, особенно сильно – до температуры 200–
427 СУ некоторых пород (оливинит, гранит, диорит) при достижении минимальных значений теплопроводности с увеличением температуры λ несколько возрастает. Минимум теплопроводности обычно совпадает с началом плавления пород. Неодинаковое поведение при нагревании, например, таких близких по составу разностей, как гранит и обсидиан, объясняют различием их структуры. По их поведению при нагревании породы делят натри группы кристаллические (гранит, диорит, эклогит и др, аморфные (обсидиан) и с кристаллоаморфной структурой (диабаз, порфирит и другие. У пород с кристаллической структурой теплопроводность обусловлена рассеянием фононов на кристаллических зернах и друг на друге. Последний процесс объясняет зависимость λ = f(λ
0
/t), где λ
0
– значение λ при 20 С. Для аморфных неупорядоченных по структуре пород теплопередача относится к случайным процессами. Для пород с кристаллоаморфной структурой характерен механизм теплопередачи обычный как для кристаллических, таки для аморфных тел. В связи с этим на их теплопроводность практически не влияет или слабо влияет температура. Температуропроводность падает с ростом t. Этот процесс обычен для пород с кристаллической ив меньшей степени – с кристаллоаморфной структурой он почти не наблюдается у чисто аморфных разностей. Объемная теплоемкость пород увеличивается при их нагревании до температуры 850 С. Влияние давления Теплопроводность увеличивается с ростом давления, причем максимальные ее изменения относятся к давлениям от 0,1 до 10 МПа. В дальнейшем коэффициент λ мало изменяется или сохраняется практически постоянным. Предполагают, что рост λ связан с уплотнением контактов между зернами, т.к. после снятия давления λ становится выше первоначального значения. Пространственное изменение коэффициента теплопроводности О локальных и региональных закономерностях изменения значений тепловых величин горных пород земной коры известно пока мало. Имеются расчетные данные, дающие ориентировочное представление о коэффициенте теплопроводности структурно-формационных комплексов различных слоев земной коры. Из рассмотрения этих данных следует, что самой малой средней теплопроводностью 1,2 Вт/(мК) обладает осадочный слой земной коры, сложенный слаболитифицированными пес- чано-глинистыми отложениями молодых платформ. А литифи- цированные известково-магнезиальные и песчано-глинистые отложения древних платформ и краевых впадин и осадочные отложения складчатых областей имеют почтив раза большую среднюю теплопроводность. Значения λ при нормальных р и t для гранитно-метаморфического, диоритового слоев Земли сохраняются почти неизменными, но снова значительно возрастают до 3,4 Вт/(мК) в базальтовом слое.
Вопросы для самоконтроля. Что такое теплопроводность
2. В чем различие электронной и фононной теплопроводности
3. Что такое плотность теплового потока
4. Дайте определения различным видам теплоемкости. Какова связь между объемной и удельной теплоемкостями
5. Что характеризует коэффициент температуропроводности, и как он связан с другими тепловыми характеристиками
6. Как описывается линейное и объемное расширение горных пород. Дайте определение кондуктивного и конвективного переноса тепла в пористой среде.
8. Как выражаются аддитивные свойства тепловых характеристик насыщенных горных пород
9. Как зависит теплопроводность от других петрофизических характеристик. Как зависят теплопроводность и теплоемкость пород от температуры и от давления

85
1.8. Электрические характеристики горных пород Электрические свойства горных пород играют важную роль при проведении электроразведки полезных ископаемых (не только нефти, но и, например, угля, горючих газов, различных минералов. Электрические методы исследования разрезов скважин дают возможность изучать характеристику вскрытых скважинами горных пород. Эти методы также позволяют получить сведения о коэффициентах пористости, проницаемости и степени гли- низации пород, нефте- и газонасыщенности, необходимые для рациональной разработки месторождений.
Микроэлектрические методы исследования разрезов скважин дают детальные сведения о микроструктуре отдельных горизонтов. Знание детального строения продуктивных горизонтов необходимо при поисках, разведке и особенно при разработке нефтяных и газовых месторождений. Электрические свойства горных пород могут меняться в процессе разработки месторождения, а движение флюидов в пористой среде приводит к неэквивалентному обмену зарядами между твердым телом и жидкостью и возникновению так называемого двойного электрического слоя. Такие процессы происходят не только в пластах, но и между скважинным оборудованием и пластовой жидкостью. К основным характеристикам электрических свойств горных пород относятся Удельное электрическое сопротивление. Электропроводность. Относительная диэлектрическая проницаемость. Тангенс угла диэлектрических потерь. Электрическая прочность.
1.8.1. Виды поляризации горных пород Внешнее электрическое поле может вызвать в ионно-прово- дящих горных породах (песках, песчаниках, известняках и др) различного вида поляризационные процессы
1) упругого смещения электронов, атомов, ионов, дипольных молекул
2) релаксационной (тепловой) поляризации

86 3) миграционной (объемной) поляризации
4) концентрационно-диффузного перераспределения
5) электролитической поляризации
6) электроосмоса. Виды поляризации горных пород во внешнем электрическом поле Миграционная
(10
-6
–10
-3
с. Диффузионная
(>10 с)
5. Электролитическая (100–200 мс. Смещения Электронная
(10
-14
–10
-15
с)
Ионная
(10
-13
–10
-14
)
с)
Атомная
(10
-11
–10
-13
с)
Дипольная
2. Релаксационная тепловая
Электронная
Ионная
Ориентационная дипольная
(10
-10
–10
-7
с. Электроосмос. Поляризация смещения возникает в породах, содержащих заряженные и взаимосвязанные частицы, способные смещаться относительно друг друга под действием поля. Она подразделяется на электронную атомную ионную дипольную. Электронная поляризация возможна у неполярных атомов и молекул пород. При этом орбиты электронов неполярных атомов и ионов смещаются в электрическом поле относительно ядер, ив объеме ∆V возникает дипольный момент – вектор поляризации, где
l
q
p
e


– дипольный момент атома (вектор с направлением от отрицательного к положительному заряду, q – заряд электрона среднее расстояние между полюсами диполя (рис. 1.8.1).
Рис. 1.8.1. Электронная поляризация при отсутствии и при наличии внешнего поля Электронная поляризация происходит в течение 10
-14
–10
-15
св диапазоне частот внешнего поля от нулевых до оптических. Атомная поляризация наблюдается у пород с валентными кристаллами из разносортных атомов, между которыми в молекулах действуют ковалентные связи (силы обменного взаимодействия валентных электронов. При этом электроны внешних оболочек перераспределяются между атомами несимметрично. В результате относительного смещения в молекулах атомов различного сорта во внешнем поле происходит атомная поляризация, которая меньше электронной, а время ее установления несколько больше электронной и составляет 10
-11
–10
-13
с. Ионная поляризация возможна у кварца, корунда, кальцита и других ионных кристаллов, кристаллическая решетка которых содержит разнотипные ионы. Ионная поляризация в электрическом поле сводится к смещению ионов разного знака от положения их равновесия в кристаллической решетке. Она происходит за время 10
-13
–10
-14
с. Дипольная поляризация – смещение дипольных молекул – характерна для дипольных диэлектриков с сильносвязанными полярными молекулами, способными поворачиваться под действием внешнего поляна небольшие углы.
2. Релаксационная (тепловая) поляризация происходит в породах, содержащих слабосвязанные частицы, которые при тепловом движении могут изменять положение равновесия. При этом различают ориентационную дипольную, ионную тепловую и электронно-релаксационную поляризации. Ориентационная дипольная поляризация характерна для пород, в составе которых содержатся вещества (вода, нефть, газы) с дипольными полярными молекулами. При наложении внешнего
поля происходит преимущественная ориентация осей дипольных молекул по направлению поля
(рис. 1.8.2).
Тепловое движение препятствует этому процессу, дезориентируя молекулы, поэтому до наложения поля результирующий дипольный момент породы равен нулю. Время релаксации дипольных молекул полярных жидкостей время установления релаксационной поляризации) равно
)
/
exp(
kT
U
A



, где U – высота потенциального барьера, разделяющего два положения равновесия дипольных молекул, k – постоянная Больцмана, Т – абсолютная температура, А – постоянная величина, слабо зависящая от температуры. Рис. 1.8.2. Ориентационная поляризация при отсутствии (аи при наличии (б) внешнего поля С ростом температуры и частоты внешнего поля ориентационная поляризация уменьшается. Время ее установления 10
-10
–
10
-7
с. Ориентационная поляризация наблюдается не только у полярных жидкостей и газов, но и у минералов пород с решеткой кольцевого и каркасного типа и неплотно упакованными частицами минералы глин, кристаллогидраты и др. Ионная тепловая поляризация возможна у ионных кристаллов со слабосвязанными ионами из-за дефектов или особого строения кристаллической решетки. При наложении внешнего электрического поля ионы переносятся в кристаллах на расстояния, сравнимые с межатомными, что приводит к поляризации породы.
Электронно-релаксационная поляризация возникает из-за избыточных дефектных электронов или дырок.
3. Миграционная поляризация предполагается у пород, проводящие компоненты которых разделены непроводящими или воздухом (рис. 1.8.3).
Рис. 1.8.3. Миграционная поляризация при отсутствии (аи при наличии (б) внешнего поля В этом случае положительные ионы проводящих включений перемещаются по полю, отрицательные – против поля, но задерживаются в пределах включений на межфазной границе, т.к. другая фаза практически не проводит электрический ток. При этом возможны также миграция электронов к аноду и скопление положительных ионов в противоположном конце. В результате проводящие частицы породы поляризуются и приобретают дипольный момент подобно большой молекуле. Миграционная поляризация осуществляется за время 10
-6
–10
-3
с, сравнимое со временем ориентационной (дипольной) поляризации.
4. Концентрационно-диффузная поляризация возникает в ионно-проводящих породах, заполненных электролитом, причем, как правило, при резкой неоднородности поровых каналов. При большой частоте поля такой вид поляризации отсутствует.
5. Электролитическая поляризация в большей степени проявляется в электронно-ионно-проводящих породах, одной из ее главных составляющих является адсорбционная или химическая поляризация из-за наличия на поверхности электронно- проводящих зерен прочно адсорбированного слоя. Время релаксации перенапряжения адсорбции составляет 100–200 мкс, а концентрационной поляризации – от нескольких секунд доне- скольких минут.
6. Электроосмотическая поляризация породы возникает в результате электроосмоса – явления переноса электролита через породу при наличии градиента электрического поля. Ионы электролита, смещаясь к соответствующему электроду при наложении поля, создают градиент давления того же направления. При выключении поля это вызывает фильтрацию жидкости в порах в обратном направлении и способствует возникновению в породе электроосмотической разности потенциалов.
Суммарная поляризация горной породы складывается из всех видов поляризаций. Наибольшего значения она достигает у электронно-ионно-проводящих пород в постоянном, достаточно напряженном и длительно действующем электрическом поле при низких температурах и давлениях. При очень большой частоте поля, превышающей 100 ГГц, поляризация породы связана только с быстрыми видами поляризации (электронной, атомной и ионной. В диапазоне частот внешнего поля 100 Гц – 100 ГГц возможны релаксационная и миграционная виды поляризации.
1.8.2. Диэлектрическая проницаемость горных пород Все виды поляризации, успевшие проявиться при наложении на породу внешнего электрического поля, способствуют возникновению в ней собственного поля, направленного противоположно приложенному. Вследствие этого напряженность внешнего поля в породе ослабевает. Это явление характеризуется, как известно, безразмерной величиной – относительной диэлектрической проницаемостью:
п
Е
Е
0


, где Е – напряженность электрического поля в вакууме, Е
п
– напряженность электрического поля в породе, e
– относительная диэлектрическая проницаемость вещества. Выражая электрическое поле в породе через вектор электрической индукции D

(количество электричества, которое поле способно индуцировать на единицу площади, получим
E
D




0

,
(1.8.1) где
0

– диэлектрическая проницаемость вакуума (электрическая постоянная. В переменных электромагнитных полях диэлектрическая проницаемость выражается комплексной величиной и зависит от частоты поля, те. наблюдается дисперсия диэлектрической проницаемости) Здесь
)
(



– комплексная диэлектрическая проницаемость среды и
)
(



– ее действительная и мнимая составляющие частота поля. Комплексный характер величин


и

 подчеркивает наличие диссипации энергии поля в среде. Диэлектрическая проницаемость пород зависит от числа поляризующихся в единице объема частиц и от их среднего коэффициента поляризуемости
0

. Согласно уравнению Клаузиуса –
Моссотти:
0 0
3 2
1




n



(1.8.3) Здесь n – число поляризующихся частиц в единице объема горной породы, ε
0
– средний коэффициент их поляризуемости. С увеличением частоты поля количество поляризующихся частиц уменьшается (отпадают наиболее медленные виды поляризации, поэтому диэлектрическая проницаемость с повышением частоты постепенно уменьшается и стремится к единице 2
1
t
t











,
(1.8.4) где e
t
– при w
= 0; e
¥
– при w
=
¥
; t – время релаксации. Практический интерес представляет изучение поляризационных процессов при воздействии на породу высокочастотных электромагнитных (ВЧ ЭМ) полей. Особенностью взаимодействия ВЧ ЭМ полей со сплошными средами является запаздывание поляризационных процессов по сравнению с изменением параметров быстропеременного поля. В результате процесс поляризации становится неравновесными сопровождается интенсивным поглощением энергии поля в виде тепловой энергии, те. всегда
,
,

> 0 для всех веществ и при всех частотах. Диэлектрическая проницаемость минералов находится в пределах от 3 дои выше. Диэлектрическая проницаемость воды зависит от концентрации и состава растворенных в ней солей. Для бинарных электролитов можно воспользоваться формулой Фалькенгагена:
С
79
,
3 0




, где e
– диэлектрическая проницаемость раствора, e
0
– диэлектрическая проницаемость чистой воды, С – концентрация раствора в моль/дм
3
Диэлектрическая проницаемость смесей воды и нефти (у воды e
= 81, у нефти e
= 2–4) зависит от их объемного соотношения.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   10   ...   17
1.8.3. Электропроводность горных пород Электропроводностью горных пород называется их способность проводить электрический ток при наличии внешнего электрического поля. Электропроводность горных пород по своей природе может быть электронной и ионной. Первой обладают частицы породы, а второй – воды, насыщающей поровое пространство, легко гидролизующиеся минералы, входящие в состав глин, ив очень малой степени – кристаллы других минералов, составляющих породу. Для большинства горных породи особенно пород осадочного комплекса преобладает ионная электропроводность. В горных породах возможно возникновение всех видов токов тока проводимости (сквозной ток абсорбционного тока емкостного тока (смещения. Появление тока проводимости связано с наличием в породе свободных и слабосвязанных ионов, электронов и дырок. Впер- вом случае перенос зарядов связан с электрохимическими реакциями в двойном электрическом слое электронная и дырочная проводимость возникает, если в состав породы входят проводники и полупроводники. Абсорбционный ток обусловлен проявлением процессов поляризации (в основном, медленных релаксационной и миграционной поляризации. При этом электроны или ионы, пройдя в породе некоторое расстояние, прекращают свое направленное движение. Абсорбционные токи способствуют нагреву породы, те. переводу части энергии наложенного электрического поля в тепловую. Вследствие поляризации смещения и зарядки межэлектродной емкости в породе протекает и чисто емкостной ток. Полный ток представляет собой результирующую всех видов токов и имеет как активную, таки реактивную составляющую. В постоянном внешнем электрическом поле преобладает только ток проводимости I, который пропорционален напряженности электрического поля E и сечению образца F :
E
F
I




Здесь ζ – удельная электропроводность горных пород,
(Ом·м)
-1
. Эта величина обратна удельному электрическому сопротивлению. В переменных полях горным породам присущи все виды токов, т.к. в них имеются и проводящие компоненты (металлы, и диэлектрики (кварца также электролиты (пластовая вода. При наложении на породу переменного электрического поля часть его энергии теряется, точнее, преобразуется в тепло. Эти потери можно разделить на потери от проводимости и релаксации (связанной с различными видами поляризации. Их можно разделить на обратимые (заряди разряд идеального конденсатора) и необратимые (они и вызывают нагрев породы. Рассеиваемая мощность (удельные электрические потери) может быть выражена формулой 2
10
,
10 3
,
1
м
Вт
E
f
tg
p


Здесь tgδ – тангенс угла диэлектрических потерь среды, f – частота поля. Для более ясного представления о тангенсе угла диэлектрических потерь составим эквивалентную электрическую схему протекающих в горной породе активной и реактивной (емкостной) составляющих токов (рис. 1.8.4) .
j
j
j
a
r
R
C Рис. 1.8.4. Эквивалентная электрическая схема горной породы во внешнем переменном электрическом поле Диэлектрические потери характеризуются отношением активной составляющей тока j
а
к реактивной составляющей или тангенсом угла d
диэлектрических потерь в треугольнике токов и напряжений рис. 1.8.5) или на векторной диаграмме токов рис. 1.8.6) .
Рис. 1.8.5. Векторная диаграмма распределения токов и напряжений в породе
J
скв.
– плотность сквозного тока;
J
абс. а – плотность активного релаксационного тока;
J
см.
– плотность емкостного тока (смещения);
J
абс.р.
– плотность реактивного тока
j
j
a
r
δ Рис. 1.8.6. Векторная диаграмма токов а = J
скв.
+ абс. а J
r
= см + абс. р
Таким образом, тангенс угла диэлектрических потерь определяется выражением Тангенс угла диэлектрических потерь можно выразить и другим способом, имея ввиду, что относительная диэлектрическая проницаемость среды в переменных электромагнитных полях есть величина комплексная и выражается зависимостью







i

, где и


– действительная и мнимая составляющие относительной диэлектрической проницаемости.
Тогда тангенс угла диэлектрических потерь выражается фор- мулой:










tg
Диэлектрические потери изучены недостаточно. Значения

tg
изменяются от 2·10
-4
(гипс) до 1,5·10
-1
(микроклин. Они получены при частоте 10 4
–10 5
Гц и температуре 20–30 С. Значения обычно возрастают у минералов, содержащих кристаллизационную воду.
1.8.4. Удельное электрическое сопротивление горных пород Удельное электрическое сопротивление горных пород изменяется в широких пределах от долей Ом·м до сотен тысячи даже миллионов Ом·м. Эта особенность обеспечивает возможность детального изучения горных пород по их удельным электрическим сопротивлениям. В практике геофизических методов исследования скважин числовое значение этого параметра относится км породы с поперечным сечением 1 ми длиной 1 м единицей измерения удельного электрического сопротивления является Ом·м
2
/м или Ом·м. Горные породы в естественном состоянии обычно содержат водные растворы солей. Вследствие этого удельное электрическое сопротивление пород зависит не только от удельного сопротивления твердых минералов, образующих скелет породы, и химического состава и концентрации водных растворов, заполняющих поровое пространство породы, но и от содержания этих минералов и растворов в единице объема породы и ее температуры. Кроме того, как показывают наблюдения, удельное сопротивление пород зависит от формы и размеров зерен породы и ее структуры. Удельное сопротивление минералов и вод Малая электропроводность большинства минералов обусловлена малой диссоциацией кристаллов и отсутствием свободных электронов. Удельное сопротивление минералов составляет тысячи и миллионы
Ом·м за исключением самородных металлов, сульфидов, графита, углей и некоторых окислов. В целом удельное электрическое сопротивление большинства исследованных минералов изменяется в очень широких пределах 10
-6
–10 17
Ом·м. Минералы с более высокими или низкими значениями удельного электрического сопротивления встречаются редко. Таблица 1.3 Удельное электрическое сопротивление природных минералов Минералы
ρ, Ом∙м Минералы
ρ, Ом∙м Ангидрит
10 7
…10 Пирит Галенит Пиролюзит
1…10 Гематит
10 4
…10 Пирротин Железный блеск Полевые шпаты
10 11
…10 Графит Сера
10 12
…10 Кальцит
10 7
…10 Сидерит
10…10 Каменная соль
10 14
…10 Сильвин
10 13
…10 Кварц
10 12
…10 Слюды
10 14
…10 Лимонит
10 6
…10 Сфалерит
10 5
…10 Магнетит Уголь антрацит Марказит
10
-2
…10 Уголь каменный
10 2
…10 Мусковит
10 11
…10 Халькопирит Нефть
10 9
…10 Удельное электрическое сопротивление ввод, насыщающих горные породы, зависит от химического состава и концентрации солей, растворенных в этих водах (рис. Рис. 1.8.7. Зависимость удельного сопротивления пластовых вод от концентрации растворенных солей
Удельное сопротивление горных пород пропорционально удельному сопротивлению вод, насыщающих породу, величина которого –




м
Ом
f
l
c
f
l
с
ek
k
k
ea
а
а
в




10

– зависит от количества с
а
анионов иск катионов в растворе, их электролитических подвижностей l
a
и l
k
и коэффициентов элек- тропроводностей f
еа
и f
ek
. Величины последних зависят от концентрации растворенных солей и их химического состава. При расчетах удельного сопротивления пластовых вод часто бывает возможным заменить все растворенные соли эквивалентным количеством той из них, содержание которой в растворе наиболее велико. Такой солью обычно является хлористый натрий. Затем удельное сопротивление раствора приближенно определяется по его плотности в абсолютных значениях или в градусах Боме либо по процентному содержанию соли NaCl. Для определения удельного сопротивления растворов хлористого натрия по указанным данным используются номограммы. В некоторых случаях удельное электрическое сопротивление вод удобно определять по эквивалентному содержанию анионов, для чего используют соответствующие кривые. Так как при малых концентрациях солей скорости ионов практически не зависят от величины последних, то удельное сопротивление вод, насыщающих поровое пространство, можно считать обратно пропорциональным концентрации растворенных солей:
с
А
с
в


, где









ek
k
k
ea
a
а
с
f
l
c
c
f
l
с
с
А
10
и зависит от химического состава растворенных солей. В природных условиях концентрация солей, растворенных вводах, колеблется в широких пределах – от долей миллиграмма на литр (поверхностные пресные воды) до сотен граммов на литр соленые пластовые воды. Удельное сопротивление вод изменяется от сотых долей Ом·м до 150 Ом·м и выше, те. более чем враз. Экспериментальное определение удельного электрического сопротивления горных пород проводится различными способами от простого измерения силы тока, проходящего через
образец правильной формы, до использования специальных серийных приборов. В лабораторных условиях наиболее распространенным является мостовой метод.
1.8.5. Зависимость удельного сопротивления от пористости и водонасыщенности Зависимость удельного сопротивления пород от пористости в породах однородной структуры может быть установлена теоретически. Наиболее вероятная зависимость удельного сопротивления ρ
вп
водонасыщенной несцементированной породы, сложенной частицами одного размера, по форме близкими к сферическим или кубическим, определяется следующим уравнением:
в
п
в
вп
P
m
m









3 2
3
)
1
(
1 1
25
,
0 1
, где в – удельное сопротивление жидкости, насыщающей породы коэффициент пористости единицы объема породы Р
п
– коэффициент пропорциональности сопротивления породы сопротивлению насыщающих вод. Величина Р
п
определяет зависимость относительного сопротивления породы от ее пористости и сокращенно называется параметром пористости. Вид функции Р
п
= f(m) для сферических зерен при коэффициенте заполнения 25% в билогарифмической системе координат показан на рисунке 1.8.8 .
m
Р
п
Рис. 1.8.8. График функции Рп = f(m)
Из кривой на рисунке 1.8.8, полученной из формулы для Р
п
, следует, что параметр Р
п
, а значит, и сопротивление r
вп
породы резко возрастают приуменьшении пористости и при малых ее значениях могут считаться обратно пропорциональными коэффициенту пористости. В породах неоднородной структуры, сложенных непроводя- щими зернами, зависимость сопротивления горной породы от пористости имеет более сложный вид. В этих породах r
вп
зависит также от коэффициента отсортиро- ванности породы и степени ее цементации. Зависимость удельного сопротивления горных пород от содержания водных растворов солей в порах породы определяется коэффициентом Р
н
, который показывает, во сколько раз возрастает сопротивление породы при частичном насыщении ее пор водой (в количестве в долей объема порового пространства) или во сколько раз изменяется сопротивление r
нп
нефтеносной (газоносной) породы при частичном насыщении ее пор нефтью или газом (в количестве н = 1 – S
в
долей объема порового пространства) по отношению к сопротивлению r
нп
той же породы при условии полного заполнения поро- вого пространства минерализованной водой:
вп
нп
вп
н
P






Здесь r
– удельное электрическое сопротивление пород r
нп
– удельное сопротивление нефтенасыщенных пород r
вп
– удельное сопротивление водонасыщенных пород прим насыщении. Коэффициент Р
н
называется коэффициентом относительного сопротивления при нефте- или газонасыщении породы или параметром насыщения (нефтенасыщения, водонасыщения) порового пространства породы. На основании большого числа экспериментальных исследований между коэффициентом в водонасыщения порового пространства породы и параметрами Р
н
установлена следующая зависимость:


1
n
н
н
н
в
н
н
S
а
S
а
P



Коэффициент ан и показатель степени n имеют следующие значения а) для песчано-глинистых пород (при ван и n =
2,25; б) для карбонатных пород (при ван и n = 2,1.
1.8.6. Зависимость удельного сопротивления от температуры Электропроводность электролитов, к которым относятся воды, насыщающие поры пород, линейно зависит от температуры. Повышение электропроводности водных растворов с ростом их температуры объясняется возрастанием подвижности ионов в связи с уменьшением вязкости растворителя. Как следствие этого, удельное сопротивление растворов постоянной концентрации и пород, насыщенных этими растворами, при повышении температуры понижается и при температуре t определяется по формуле 0
18 0
18
)
18
(
1



t
t
t
P
t
a




, где r
18°
– удельное сопротивление раствора или породы при температуре С
0 18
t
P


t

– коэффициент, определяющий зависимость удельного сопротивления породы от температуры (параметр температуры а – температурный коэффициент электропроводности, числовое значение которого в среднем близко к 0,025 °С
-1
Отсюда следует, что удельное сопротивление горных пород уменьшается примерно на 1/2 при возрастании температуры на
40 Сот до 58 Си при высоких температурах (до 100–
150 С, наблюдающихся в глубоких скважинах, и может достигнуть своего значения при температуре 200 С. Таким образом, во многих случаях сопротивление осадочных породи особенно пород, являющихся коллекторами нефти и газа, определяется тремя известными параметрами
н
п
P
P ,
и вили
н
п
P
P ,
и
c
A
C
/
). Зная удельное сопротивление породы и два из указанных параметров (температуру полагаем известной,
можно определить третий. На этом основана методика определения пористости и нефтенасыщенности пород поданным электрометрии скважин методом сопротивлений.
1.8.7. Анизотропия горных пород по электрическим свойствам Удельное сопротивление слоистых горных пород зависит от направления, в котором определяется этот параметр, по отношению к плоскостям напластования. Породы, обладающие этим свойством, носят название анизотропных. К ним относятся сланцевые глины, глинистые сланцы, каменные угли, мергели, глины с тонкими пропластками песков и многие другие породы. Анизотропные породы состоят из часто чередующихся тонких прослоев плотных породи пород, характеризующихся повышенными пористостью, влажностью и содержащих менее дисперсный материал (например, присыпки песка. Обозначая удельное сопротивление плотных прослоев через r
p
, а прослоев повышенной пористости через r
s
и полагая, что суммарная мощность первых веди- нице объема породы враз больше суммарной мощности вторых, получим следующие формулы, определяющие величину удельного электрического сопротивления породы:
а) вдоль напластования б) в направлении, ему перпендикулярном


1







s
p
п
Корень квадратный из отношения п к называется коэффициентом анизотропии породы
 


1 1
2 2
s
p
s
p
t
п














Удельное сопротивление слоистых (анизотропных) пород в направлении, перпендикулярном напластованию, всегда выше, чем сопротивление тех же пород вдоль напластования.
Таблица 1.4 Значения коэффициентов анизотропии для осадочных пород Горные породы
λ Глины слабослоистые
1,02–1,05 1,04–1,10 Глины с прослоями песков
1,05–1,15 1,10–1,32 Сланцевые глины
1,10–1,59 1,20–1,65 Глинистые сланцы
1,41–2,25 2,00–5,00 Каменные угли
1,73–2,25 3,00–6,50
Антрациты
2,00–2,25 4,00–6,50 Графитовые и углистые сланцы
2,00–2,75 4,00–7,50 Вопросы для самоконтроля
1. Охарактеризуйте виды поляризации горных пород.
2. Что такое диэлектрическая проницаемость горных пород
3. В каких случаях диэлектрическая проницаемость выражается комплексной величиной
4. В чем состоит понятие дисперсии диэлектрической проницаемости. Что такое тангенс угла диэлектрических потерь, поясните его физический смысл.
6. Дайте определение электропроводности горных пород, единицы измерения.
7. С какой целью определяется удельное электрическое сопротивление горных пород
8. Что такое удельное электрическое сопротивление горных пород, единицы измерения
9. В каких пределах изменяется удельное электрическое сопротивление горных пород
10. Как зависит удельное электрическое сопротивление горных пород от пористости и водонасыщенности?
11. В чем состоит анизотропия горных пород по электрическим свойствам
12. Как зависит удельное электрическое сопротивление горных пород от температуры

103
1   ...   4   5   6   7   8   9   10   11   ...   17
1.9. Магнитные свойства нефтесодержащих пород Изучение магнитных свойств горных пород позволяет решать множество геологических и промысловых задач. В частности, необходимость исследования магнитных свойств нефтей обусловлена имеющейся связью между магнитными свойствами фракций нефти и особенностями их залегания. Имеется также некоторая корреляция между магнитными свойствами нефтей и их физико-химическими параметрами плотностью, вязкостью, групповыми фракционным составами, содержанием асфальте- но-смолистых компонентов, серы, металлорганических соединений и т.д. Кроме того, изучение нефтесодержащих пород связано с возможностью использования магнитных полей для добычи, подготовки и транспортировки нефти с целью предотвращения отложения солей, воздействия на водонефтяные эмульсии и др.
1.9.1. Основные магнитные характеристики горных пород Горные породы, как и все тела, привнесении их во внешнее магнитное поле в той или иной степени намагничиваются, создавая собственное магнитное поле, которое накладывается на внешнее. Величина собственного магнитного поля зависит от магнитных свойств вещества, которые, в свою очередь, определяются магнитными свойствами всех элементарных частиц этого вещества При снятии внешнего магнитного поля собственное магнитное поле может исчезать, но может и сохраняться. Магнитное поле вещества, как известно, определяется вектором магнитной индукции
0
H
B





(1.9.1) Здесь B

– вектор магнитной индукции (магнитное поле в породе напряженность внешнего магнитного поля,

– относительная магнитная проницаемость вещества,
0

– диэлектрическая проницаемость вакуума (магнитная постоянная
0

=
1,257·10
-6
В·c/А·м).
Или
J
H
H
H
H
B






0 0
0 0
0
)
1
(













, где

– магнитная восприимчивость,
H
J




– вектор намагниченности вещества.
Все вещества сточки зрения их магнитных свойств подразделяются натри основные группы
 Диамагнетики
0
,
1




(золото, серебро, медь, висмут, алмаз, ртуть, сера, свинец, графит, вода, почти все газы, кроме кислорода, кварц, полевые шпаты, кальцит, гипс Парамагнетики
0
,
1




(платина, алюминий, вольфрам, все щелочные и щелочноземельные металлы, кислород, воздух, доломит.
 Ферромагнетики железо, кобальт, никель, некоторые редкоземельные металлы и сплавы. В отличие от диа- и парамагнетиков для ферромагнетиков и

являются непостоянными величинами, а функциями напряженности магнитного поля. Каждая из элементарно движущихся частиц атомов (молекул или ионов) в диа- и парамагнетиках до наложения на них магнитного поля обладает собственными спиновыми орбитальным магнитными моментами. Магнитный момент атомных ядер, складывающийся из магнитных моментов протонов и нейтронов, очень мал. Спиновый магнитный момент электрона (точнее, его проекция на направление магнитного поля) равен :
24 10 27
,
9 2
/






e
B
e
m
eh


, [А·м
2
], где
B

– магнетон Бора (единица магнитного момента,
e
m
e,
– заряди масса электрона,
h
– постоянная Планка. Орбитальный момент кругового тока для атома с одним электроном (водород) равен
2
r
e
орб




, где

– частота вращения электрона вокруг ядра, r – радиус орбиты. В целом диамагнитные вещества до действия поляне намагничены, т.к. структура их электронных оболочек симметрична, и поэтому спин-орбитальные моменты электронов скомпенсированы. Парамагнетики же обладают результирующим магнитным моментом, тку их электронных оболочек внутренние (3d и 4f) энергетические подуровни не достроены и спин-орбитальные моменты электронов не уравновешены. Нов целом и парамагнетики до действия поляне намагничены, т.к. результирующие атомные моменты, имея любое пространственное направление, взаимно скомпенсированы. Возникновение магнитного поля в веществе объясняется следующим образом. В магнитном поле электроны всех веществ приобретают дополнительные скорости вследствие Ларморо-
вой
прецессии рис. 1.9.1)
Она возникает в результате воздействия индукционного внешнего магнитного поляна электроны, и они приобретают добавочную угловую скорость, с которой их орбиты прецессируют вокруг этого поля. Это ведет к появлению у диамагнетиков дополнительного магнитного момента, пропорционального напряженности внешнего магнитного поля по величине и противоположно направленного в соответствии с правилом Ленца, в результате их намагниченность отрицательна. У парамагнетиков внешнее магнитное поле ориентирует уже имеющиеся магнитные моменты диполей по направлению поля, в результате их магнитная восприимчивость положительна (рис. 1.9.2). Рис. 1.9.1. Прецессия электронной орбиты вокруг вектора магнитного поля
Н

Рис. 1.9.2. Кривые намагничивания
диа- и парамагнетиков

106
1.9.2. Магнитные свойства
ферро- и ферримагнитных минералов Изолированные атомы ферромагнитных минералов имеют значительные результирующие спин-орбитальные магнитные моменты вследствие незаполненности подуровней 3d и 4l их оболочек. Однако результирующие орбитальные атомные магнитные моменты электронов в одноэлементных минералах (самородное метеоритное железо) в основном скомпенсированы и неспособны к ориентации в магнитном поле из-за большой плотности упаковки атомов этих веществ. Зато спиновые моменты электронов в определенных незначительных областях – доменах – ориентированы параллельно друг к другу, и, следовательно, здесь ферромагнетики намагничены до насыщения. Эта ориентация спиновых магнитных моментов объясняется весьма значительным положительным обменным взаимодействием между электронами незаполненных оболочек соседних атомов. Такое взаимодействие изменяет у атомов ферромагнетиков (Fe, Ni,
Co, Cd) распределение электронов по возможным состояниями ориентирует параллельно спиновые магнитные моменты, хотя тепловое движение и стремится нарушить эту структуру. Однако пространственная ориентация параллельных спиновых магнитных моментов одинакова лишь в пределах определенных, разных по величине доменов моноэлементного ферромагнитного минерала в связи с особенностями его кристаллической структуры, наличием энергии анизотропии кристаллов. Поэтому различные по значению и направлению результирующие спиновые моменты определяют то, что в целом до действия поля ферромагнитный минерал не намагничен При наложении магнитного поля магнитные моменты доменов увеличиваются и ориентируются по его направлению, что приводит к намагниченности ферромагнитного минерала. Намагниченность в известной доле сохраняется и после снятия приложенного поля (остаточное намагничивание. Теория Вейсса намагничивания доменов основана на теории
Ланжевена, согласно которой намагниченность ферромагнетиков появляется в результате установившегося равновесия между ориентирующим действием внешнего магнитного поля и дезориентирующим действием теплового движения и из-за намагничивающего действия дополнительного внутреннего
молекулярного поля, возникающего при обменном взаимодействии между электронами соседних атомов, пропорционального намагниченности вещества. При значительной напряженности магнитного поля и низкой абсолютной температуре намагниченное состояние породы приближается к некоторому предельному значению (рис. При температуре выше точки Кюри ферромагнетики становятся парамагнетиками. Намагничивание в магнитном поле характеризуется кривой J
v
= f(H) рис. Нормальная намагниченность возникает при наложении постоянного магнитного поляна породу при нормальных температуре Си давлении (0,1 МПа. При этом изменяют направление на параллельное намагничивающему полю те векторы намагниченности доменов, у которых это изменение не сопровождается преодолением значительных энергетических барьеров. Нормальная намагниченность получается, например, у осадочной породы в современном геомагнитном поле (Н
в
≈ 40 А/м). Рис. 1.9.3. Зависимость намагниченности насыщения от температуры для железа, кобальта и никеля
Jvs – намагниченное состояние породы при насыщении (все домены параллельны полю – предельное намагничивание
t
c
– точка Кюри Рис. 1.9.4. Кривая намагничивания и петля гистерезиса ферромагнетика Нс – коэрцитивная сила
Jvr – остаточная изотермическая намагниченность
Идеальная намагниченность наблюдается при совместном действии постоянного и переменного магнитных полей с амплитудой, изменяющейся от полей насыщения до нуля.
Термонамагниченность обычна для пород, нагретых до температуры выше точки Кюрии остывающих до нормальных температур в постоянном магнитном поле. При этом возникает наиболее значительная остаточная намагниченность пород. Магнитные свойства ферромагнитных минералов зависят от величины их зерен приуменьшении размеров зерен уменьшается число доменов в них, и магнитная восприимчивость уменьшается, а коэрцитивная сила увеличивается. Последнее объясняется тем, что на намагничивание единицы объема породы расходуется больше энергии, т.к. намагничивание совершается в основном за счет вращения векторов намагничивания доменов, а не смещения их границ – процесса, требующего меньших затрат энергии. Ферримагнетики. В большинстве природные сильномагнит- ные минералы, имеющие близкие к ферромагнетикам магнитные свойства, значительно отличаются от последних по магнитной структуре и относятся поэтому признаку в особую группу – ферримагнетиков. В кристаллах ферримагнетиков векторы намагниченности образуют две группы внутри групп векторы намагниченности параллельны, ау различных групп – антипараллельны. Так как результирующие магнитные моменты групп неравны (рис. 1.9.5), то возникает значительная собственная намагниченность ферримагнетиков. К ним относят большинство ферритов, в частности магнетит, титаномагнетики, гидроокислы железа и др. Рис. 1.9.5. Распределение векторов намагниченности в кристаллах а – ферромагнетики, б – антиферромагнетики, в – ферримагнетики

109
1.9.3. Магнитные свойства насыщенных горных пород Твердая фаза Обычно она состоит из смеси диа-, пара, ферри- и реже ферромагнитных минералов. Магнитные свойства твердой фазы пород в основном зависят от содержания и распределения в их объеме ферри- и редко ферромагнитных минералов. Значения магнитной восприимчивости

этой фазы пород изменяются от 0,4·10
-5
до 1 ед. СИ. Жидкая фаза Главные компоненты этой фазы пород – вода и нефть – диамагнитны. Для воды вед. СИ, для нефти нед. СИ, те. эти компоненты природных жидкостей практически не магнитны. Минерализация вод мало влияет на их магнитные свойства, т.к. обычные для них соли (NaCl,
CaCl
2
, MgCl
2
и др) также диамагнитны и их магнитная восприимчивость невелика. Газовая фаза Эта фаза пород, представленная воздухом, еще слабее намагничивается и имеет меньшую восприимчивость по сравнению с жидкой фазой, и все ее компоненты, за исключением кислорода, диамагнитны. Так как магнитная восприимчивость парамагнитного кислорода значительно выше, чему других газов, а его содержание в воздухе по объему относительно велико, то воздух также является парамагнетиком, и его

= 0,04·10
-5
ед. СИ. Очень незначительна и диамагнитная восприимчивость сухих углеводородных газов. Магнитная восприимчивость метана

=
0,0008·10
-5
ед. СИ, этана

=
0,0015·10
-5 ед. СИ, пентана

=
0,0003 ед. СИ. Исходя из многофазности горных пород, прослеживается следующая зависимость удельные значения их магнитных свойств будут тем меньше, чем выше коэффициент пористости породи меньше влажность. Однако многофазность пород влияет на магнетизм меньше, чем различия, связанные с неодинаковыми магнитными свойствами их твердой фазы, т.к. вклад последней в магнитные свойства этих сред несравненно выше. Вовсе не влияет многофазность пород на такую их характеристику, как точка Кюри.
Таким образом, у сухих пород магнитные характеристики в основном имеют меньшие значения, чему влажных, и с ростом влажности пород увеличивается, но незначительно, их магнетизм. Осадочные породы Главные породообразующие минералы – кварц, полевые шпаты, кальцит, доломит, гипс, ангидрит и др. – диа- или парамагнитны второстепенные – биотит, пирит, ильменит, сидерит, хлорит, глинистые минералы – пара- или пара- ферримагнитны; магнетит, гематит и др. – ферро- или ферри- магнитны. Последние, таким образом, и определяют магнетизм осадочных пород. Кроме того, ферримагнетики находятся в глинистой фракции этих пород в тонко рассеянном состоянии или в виде скоплений и пленок гидроокиси железа. Магнитная восприимчивость глин сравнительно низка. Максимальные магнитные значения установлены у песчаников и алевролитов, и они обусловлены относительно высокой концентрацией магнетита. Наименьшей магнитной восприимчивостью обладают известняки, доломиты, ангидриты, гипсы, каменная соль и угли. У осадочных пород обнаружена очень слабая, но весьма стабильная естественная остаточная намагниченность. Она растет с увеличением содержания ферромагнитных минералов, в частности магнетита. Направление естественного остаточного намагничивания осадочных пород обычно мало отличается от направления современного геомагнитного поля. Для осадочных пород характерна анизотропия магнитной восприимчивости.
1.9.4. Магнитные свойства нефтей Нефти и их фракции представляют собой слабомагнитные вещества и характеризуются незначительной магнитной восприимчивостью (порядка магнитной восприимчивости наиболее распространенного диамагнетика – воды, удельная магнитная восприимчивость которой при 20 С составляет 0,72·10
-6 г. Удельная магнитная восприимчивость большинства исследованных нефтей изменяется в пределах от 0,75·10
-6
дог рис. 1.9.6).
Рис. 1.9.6. Удельная магнитная восприимчивость


6 основных компонентов углеводородной и неуглеводородной частей нефти Магнитные свойства нефтей зависят, в основном, от содержания в них асфальтено-смолистых соединений и металлов, в частности, ванадия и никеля (рис. 1.9.7).
Рис. 1.9.7. Кривые изменения магнитной восприимчивости различных нефтей (I) и остатков нефтей (II) в зависимости от содержания в них ванадия (V) и никеля (Ni) Вопросы для самоконтроля
1. Что такое магнитная восприимчивость вещества
2. В чем различие магнитных свойств диа-, пара, ферро- и ферримагнитных веществ
3. В чем проявляется нормальная и идеальная намагниченность горных пород
4. Дайте характеристику магнитным свойствам насыщенных горных пород.
5. Чем обусловлено проявление магнитных свойств горных порода также жидкой и газовой фаз, насыщающих их
6. Отчего зависят магнитные свойства нефтей?

113
1.10. Радиоактивность горных пород Наличие в горных породах радиоактивных элементов, атак- же особенности прохождения через них радиоактивных излучений обуславливают радиометрические и ядерно-геофизические методы их изучения.
1.10.1. Типы радиоактивных распадов Радиоактивность – свойство некоторых веществ к самопроизвольному превращению, которое сопровождается радиоактивным излучением. При естественной радиоактивности происходит самопроизвольное превращение одних атомных ядер в другие или изотопы этих же ядер. Этот процесс также сопровождается выделением энергии и возникновением новых радиоактивных элементов. Ядра последних снова распадаются, итак продолжается до тех пор, пока не образуется устойчивый изотоп. Радиоактивность является внутренним свойством ядер, не зависит от внешних условий и определяется соотношением ядерных сил. Ядерные силы носят объемный характер между протонами и нейтронами в ядре происходит обмен мезонами. Они являются короткодействующими с радиусом действия порядкам. В горных породах имеются как устойчивые, таки неустойчивые элементы. Энергия нуклонов в ядре рассчитывается по формуле, где Δm – дефект массы, с – скорость света в вакууме. Расчеты показывают, что чем сложнее ядро, тем больше в нем протонов и нейтронов, и тем меньше энергия связи, приходящаяся на один нуклон. Поэтому радиоактивность – свойство преимущественно тяжелых элементов. Все элементы, начиная с таллия (порядковый номер Z = 81), являются радиоактивными или содержат радиоактивные изотопы. Самопроизвольное превращение атомных ядер сопровождается испусканием альфа- и бета-частиц и гамма-излучение м

114
Альфа-распад заключается в испускании ядром частицы Не) и образовании при этом процессе ядер новых элементов по схеме
4 2
4 Здесь X – элемент с атомной массой Аи порядковым номером. Например, превращение радия в радиоактивный газ – радон
4 2
222 86 226 88
He
X
Ra


Бета-распад – процесс, при котором в ядре происходят превращения по двум возможным сценариям
1. Превращение в ядре нейтрона в протон с испусканием частицы (электрона) по схеме
0 0
0 1
1 1
1 с образованием электрона
0 1


и нейтрино
0 Например, 88% ядер радиоактивного изотопа калия испытывают такой тип превращения
0 1
40 20 40 19






Ca
K
2. Превращение в ядре протона в нейтрон (захват ядром орбитального электрона с внутреннего к-слоя) по схеме
0 0
0 1
1 0
1 с образованием позитрона
0 Например, 12% ядер радиоактивного изотопа калия испытывают следующий тип превращения






40 18 0
1 40 Образовавшиеся при распаде ядра оказываются в возбужденном состоянии и, переходя в нормальное, излучают избыток энергии в виде квантов
Гамма-излучение – жесткое электромагнитное излучение, которое сопровождает ядерные превращения. Энергия излучения индивидуальна для каждого вида ядер и является параметром конкретного ядерного превращения. Для излучения более характерны корпускулярные свойства, чем волновые, те. его можно представить в виде потока частиц, летящих со скоростью света, массой,
где  – постоянная Планка, ν – частота излучения.
1   ...   5   6   7   8   9   10   11   12   ...   17
Гамма-лучи обладают значительно большей проникающей способностью по сравнению си частицами, поэтому именно они используются в разведочной геофизике. Единица измерения радиоактивности беккерель – величина, определяющая число распадов в радиоактивном элементе породы в единицу времени (Бк = с = расп./с). Кроме того, при измерении (радиоактивности используют ее производные величины удельную массовую активность
(Бк/кг), удельную объемную активность (Бк/м
3
) и поверхностную активность (Бк/м
2
). Радиоактивный распад отдельного ядра – явление случайное, поэтому время его распада предсказать невозможно. Но для большего числа атомов проявляется определенная закономерность, которая выражается законом радиоактивного распада :
t
e
N
N




0
, где
0
, N
N
– текущее и начальное количество атомов превращающегося элемента, t – время сначала превращения, λ – параметр распада, характеризующий вероятность распада за единицу времени. Время, за которое распадается половина атомов, называется периодом полураспада В таблице 1.5 приведены значения периодов полураспада некоторых изотопов, чаще всего встречающихся в горных поро- дах.
Таблица 1.5 Период полураспада изотопов горных пород Изотоп Содержание в земной коре, не более) % Период полураспада, лет
92
U
238 2,6·10
-4 4,49·10 9
90
Th
232 11,3·10
-4 1,4·10 10 19
K
40 3·10
-4 1,47·10 9
(β) или 1,24·10 10
(γ)

116
1.10.2. Естественная радиоактивность горных пород Всего в горных породах присутствуют более 50 радиоактивных изотопов с разной степенью радиоактивности. В целом радиоактивность горных пород зависит от содержания в них трех элементов урана, тория и калия. Кроме радиоактивных тяжелых элементов, входящих в семейства урана, актиния и тория, в природе существуют более легкие одиночные радиоактивные изотопы калия, кальция, рубидия, циркония, индия, олова, теллура, лантана, неодима, самария, лютеция, вольфрама, рения и висмута. Эти изотопы являются долгоживущими их период полураспада превышает 109 лет. Радиоактивные изотопы составляют незначительную часть литосферы, до глубины 16 км их содержание в % (массовых) составляет урана U
235
– 2·10
-6
, U
238
– 3·10
-4
, тория Th
232
– 8·10
-4
, радия Ra
226
– 0
-10
, актиния Ас – 6·10
-14
, калия К – 3·10
-4
, кальция Ca
48
– 6,4·10
-3
и рубидия Rb
87
– Классификация осадочных пород по степени радиоактивности Породы с низкой радиоактивностью
Породы с повышенной радиоактивностью
Породы с высокой радиоактивностью
Хорошо отсортированные и слабосцементированные мономинеральные кварцевые пески, алевро- литы, чистые известняки, доломиты, каменная соль, ангидриты, гипсы, нефте- насыщенные породы Глинистые осадочные породы, глинистые пески, песчаники, алевролиты, некоторые мергели, глинистые известняки и доломиты, породы с органическими примесями
Калийные соли, монацитовые и ортитовые пески, глубоководные глины, глобигери- новые илы и красная глина
Для определения закономерности распространения радиоактивных элементов в горных породах введено понятие кларка радиоактивности. Кларк радиоактивности – содержание радиоактивного элемента в исследуемой породе по отношению к его содержанию в земной коре в % (массовых):
%.
100


З
п
г
Х
Х
кл
В настоящее время за оптимальные кларки приняты для
92
U
238
– 2,1·10
-40
%,
90
Th
232
– 7,0·10
-40
%,
19
K
40
– 1,83·10
-40
%.
Приведенные значения не окончательны, т.к. мало изучена радиоактивность пород ложа океанов. Радиоактивные элементы в горных породах присутствуют в составе более чем 200 минералов. Особенно много встречается минералов с ураном. Учитывая распространенность радиоактивных изотопов в горных породах и интенсивность их распада, можно сказать, что наибольшее влияние на породы могут оказывать уран
92
U и торий
90
Th с продуктами их распада, калий К и отчасти рубидий
87
Rb. Остальные радиоактивные элементы из- за их малой распространенности и большого периода полураспада характеризуются незначительной суммарной энергией распада и не могут играть существенной роли в создании радиоактивности горных пород. Самые распространенные минералы горных пород по их радиоактивности подразделяют на четыре основные группы
 слаборадиоактивные кварц, плагиоклаз, кальцит, доломит, ангидрит, каменная соль, нефелин
 с нормальной или слабоповышенной радиоактивностью биотит, амфиболы, пироксены и др
 с повышенной радиоактивностью апатит, эвдиалит, флюорит, ильменит, магнетит и др
 высокорадиоактивные сфен, ортит, монацит, циркон, лопарит и др. Радиоактивность осадочных пород связана сналичием в их составе калийных, собственно урановых и ториевых, уран- и то- рийсодержащих минералов, а также адсорбированных радиоактивных элементов. Содержание тория в этих породах изменяется от 49·10
-6
до 3 500·10
-6
кг/кг, а урана – от 12,7·10
-6
до 119·10
-6
кг/кг. Содержание урана и тория в горных породах
Группа минералов Кларк концентрации
U
Th
1. Максимально радиоактивные собственно урановые и ториевые минералы)
> 10 000
> 10 000 2. Высокорадиоактивные
100–1 000 10–100 3. Повышенно радиоактивные
5–30 2–15 4. Нормально радиоактивные
2–3 1–2 5. Слаборадиоактивные. Низко радиоактивные
< 0,2
< 0,2
В песчаниках и алевролитах радиоактивные элементы чаще всего находятся в глинистой части этих пород в адсорбированном виде, а в песчаниках еще и с органическими примесями. В среднем песчаники и алевролиты содержат микроколичества U, Th и немного калия. Относительно высокая радиоактивность глин и глинистых сланцев объясняется повышенной сорбцией урана, радия и тория на глинистых частицах, а также высоким содержанием калия (до 6,5%), который находится здесь не только в сорбированной, но ив минеральной форме. Значительная адсорбция ионов урана возможна из природных вод, где он присутствует в виде легкорастворимых карбонатных и других соединений, например, Na
2
UO
2
(СО
3
)
3
Морские осадки имеют более высокую радиоактивность по сравнению с речными и лиманными. Особенно высокая радиоактивность установлена для донных осадков Тихоокеанского и Атлантического побережий США, отложившихся в спокойных водах. Концентрация радия в них приблизительно в 3 раза превышает концентрацию радия в метаморфических и осадочных породах континентов.
1.10.3. Радиоактивность жидкой фазы Концентрация урана в морских водах и атмосферных осадках не превышает 10
-6
кг/м
3
. В подземной гидросфере содержание может быть выше. Водорастворимые соли грунтовых вод в целом богаче ураном, чем минеральный остаток пластовых вод. При этом по сравнению с усредненным содержанием U в горных породах сухой остаток грунтовых вод в среднем богаче ураном, а в пластовых водах – беднее (см рис. Вблизи земной поверхности концентрация U вводах изменяется от 10
-7
до 10
-4
кг/м
3
и более. Фоновое содержание U (в без- рудных породах, достигающее 10
-5
кг/м
3
, установлено вводах до глубины в сотни метров. На глубинах, измеряемых километрами, концентрация урана нигде не превышает 10
-6
кг/м
3
, причем с глубиной максимальное содержание U вводах имеет тенденцию к убыванию (рис. 1.10.2). Обычно глубинные воды вообще лишены урана
Рис. 1.10.1. Зависимость содержания U и Ra от минерализации подземных вод 1 – Ra, 2 – U Рис. 1.10.2. Изменение содержания урана в пластовых водах с глубиной залегания Рис. 1.10.3. Изменение содержания урана в нефтях с глубиной залегания Концентрация U в многочисленных образцах нефтей различных типов не превышает 10
-7
–10
-6
%. Лишь в некоторых тяжелых

120
нефтях смолисто-асфальтенового состава в ряде случаев его содержание повышено. Уран концентрируется в нефтях в основном в асфальтенах и смолах, содержание которых возрастает со степенью окисления нефти из-за инфильтрации вод (в том числе поверхностных, содержащих окисляющие реагенты. Поэтому с глубиной концентрация урана в нефти сначала снижается, а затем становится приблизительно постоянной (рис. 1.10.3). Содержание урана в нефти увеличивается с ростом ее сернистости, плотности и смолистости Таким образом, вклад в радиоактивность пород жидкой фазы сравнительно невелик.
1.10.4. Взаимодействие квантов с горными породами Проникающая способность квантов значительно больше проникающей способности частиц, потому что частица не несет зарядов (нет взаимодействия с электрическим полем других заряженных частиц, и ее масса меньше, чему и частиц.
Гамма-излучение ослабляется в породах из-за (рис. 1.10.4):
1) внутренней конверсии (для некоторых радиоактивных элементов) фотоэффекта
3) комптоновского эффекта
4) образования пар. При внутренней конверсии, характерной для пород, содержащих тяжелые ядра, кванты поглощаются электронной оболочкой того же атома с излучением электронов. Ослабление излучения в веществе породы (в широком пучке) приближенно описывается формулой, где
0
, I
I
– интенсивность исходного излучения и после прохождения слоя породы толщиной х μ – суммарный коэффициент ослабления, слагающийся из коэффициентов ослабления излучения, которые учитывают фотоэффект, комптоновский эффект и процесс образования пар. Взаимодействие квантов с веществом показано на рисунке
1.10.4.
Рис. 1.10.4. Взаимодействие квантов с веществом а) фотоэффект – лучи взаимодействуют с электронной оболочкой атома. Возникающий фотоэлектрон уносит часть энергии излучения. Жесткое излучение создает фотоэлектроны. Мягкое излучение – вторичное излучение б) комптоновский эффект – излучение взаимодействует с электроном, передавая ему часть энергии, и затем распространяется в горной породе при энергиях квантов 0,2–3,0 МэВ в) образование электрон-позитронных пар возникает при облучении жесткими квантами с энергией не менее 1,02 МэВ;наиболее вероятен для пород, содержащих тяжелые атомы (например, свинец)
1.10.5. Нейтронная активность горных пород Нейтроны – частицы с периодом полураспада 1 000 с, распадающиеся на протон, электрон и антинейтрино с выделением энергии 0,78 МэВ. Нейтроны легко проникают в ядра и взаимодействуют сними. Нейтроны разделяют на быстрые (с энергией Е = 2·10 5
–2·10 7
эВ, промежуточные (0,5–2·10 5
), резонансные (100), медленные (0,5), тепловые (0,025) и холодные (0,001). Нейтроны с энергией от 0,3–0,5 до 10 2
эВ называют надтепловыми. Энергетическим группам нейтронов соответствуют определенная скорость и другие характеристики.
Нейтроны рассеиваются и поглощаются в среде, заполняющей скважину, в обсадной колонне, цементе и породах. Рассеиваясь, нейтроны теряют энергию, переходят постепенно в тепловое состояние с энергией порядка 0,025 эВ и скоростью распространения 2 200 мс, а затем за время, исчисляемое долями миллисекунды, захватываются одним из ядер химических элементов. В процессе рассеяния изменяются направления движения нейтронов при столкновении их с ядрами элементов среды, и кинетическая энергия нейтронов уменьшается. Различают упругое и неупругое рассеяние нейтронов. Упругое рассеяние. При упругом рассеянии кинетическая энергия системы нейтрон – ядро неизменна дои после акта рассеяния. Однако если до рассеяния в лабораторной системе координат носителем кинетической энергии системы является нейтрон (ядро считается неподвижным, то после рассеяния кинетическая энергия перераспределяется между нейтроном и ядром отдачи в соответствии сих массами и углом рассеяния. Неупругое рассеяние. При неупругом рассеянии ядро, захватившее, а затем потерявшее нейтрон, остается в возбужденном состоянии. Возвращаясь в основное, оно испускает квант. Такая реакция наиболее вероятна в породах с тяжелыми элементами при энергиях нейтронов от нескольких килоэлектронвольт до нескольких мегаэлектронвольт. При неупругом рассеянии нейтроны после нескольких соударений далее рассеиваются упруго. В результате как упругого, таки неупругого рассеяний нейтроны теряют энергию, и их скорость уменьшается. Поглощение При некоторых ядерных реакциях происходит поглощение, а иногда и размножение нейтронов. На первой стадии ядерных реакций образуются составные ядра из первоначального ядра и захваченного нейтрона. В этих ядрах между нуклонами перераспределяется кинетическая энергия, внесенная нейтроном. Практическое использование. Особенности взаимодействия с горными породами гамма-излучения и нейтронной активности горных пород широко используются при применении методов радиоактивного и нейтронного каротажа в геофизике. Исследования с помощью различных ядерных излучений проводятся при разведке и разработке месторождений нефти, газа и других полезных ископаемых. Они позволяют определить тип и границы пород, залегающих на разных глубинах, находить продуктивные пласты, атак- же получать характеристики пластов плотность и проницаемость породы, насыщенность порового пространства нефтью, водой или газом, положение ВНК и ГНК и т.д.
Гамма-каротаж (ГК) – измерение естественной радиоактивности самих горных пород. Для этого в скважину опускается прибор с детектором лучей разрядный счетчик или фотоумножитель с кристаллом. Последний позволяет судить не только об общей интенсивности, но и об энергетическом спектре естественного излучения.
Гамма-гамма-каротаж (ГГК). В этом случаев скважину вместе с индикатором излучения опускается источник, между которыми помещается свинцовый фильтр. Это дает возможность оценить, насколько сильно лучи рассеиваются и поглощаются в породе. Источниками излучения служат Ra, Co и др. Свинцовый фильтр препятствует прямому попаданию лучей из источника в индикатор. Рассеяние и поглощение лучей слабо связаны с индивидуальными свойствами ядер, они определяются в основном плотностью среды, поэтому диаграммы ГГК расчленяют разрез залежи по плотности пород. Нейтронный каротаж (НК) дает более разнообразную информацию о ядерных свойствах горных пород, поскольку процессы взаимодействия нейтронов с веществом в гораздо большей степени отражают индивидуальные свойства ядер. При этом в скважину опускается источник быстрых нейтронов (типа Ra+Be или Po+Be), а на некотором расстоянии – индикатор нейтронного (нейтрон-нейтронный каротаж ННК) или излучения (нейтронный каротаж НГК). В обоих случаях скорость счета индикатора сильнее всего зависит от замедляющей способности среды, а именно от содержания водорода в породе. Так как водород в горной породе содержится в основном в жидкости (нефти и воде, заполняющей поровое пространство, то показания приборов ННК и НГК связаны монотонной зависимостью с величиной пористости пласта. Возможность различать нефть и воду в поровом пространстве,
несмотря на их практически одинаковые замедляющие свойства, обусловлена наличием солей в подземных водах при практически полном отсутствии их в нефти. Показания приборов против водонасыщенных участков при НГК выше, чем против нефтяных, и оценивается по числу квантов, испускаемых ядрами породы при захвате нейтронов, а при ННК – наоборот и оценивается по величине плотности тепловых нейтронов. Важнейшей особенностью всех методов является возможность обследования разреза горных пород через стальную колонну и затрубный цемент, благодаря большой проникающей способности как нейтронного, таки γ-излучения.
Вопросы для самоконтроля
1. Охарактеризуйте типы радиоактивных распадов.
2. Сформулируйте закон радиоактивного распада.
3. Что называется периодом полураспада
4. Что является единицей измерения радиоактивности
5. Назовите наиболее часто встречающиеся в горных породах радиоактивные элементы.
6. Что такое кларк радиоактивности
7. За счет каких процессов излучение ослабляется в горных породах. Дайте характеристику основным методам каротажа, основанным на взаимодействии гамма-излучения с горными породами и их нейтронной активности.
Часть 2 ФИЗИКА НАСЫЩЕННЫХ ПОРИСТЫХ СРЕД
2.1. Физико-химические свойства природных флюидов
2.1.1. Виды залежей природных флюидов Виды нефтегазовых залежей различают не только по их строению, но и по содержанию в них флюидов, их соотношению и фазовому состоянию. В продуктивных отложениях земной коры содержатся вода и углеводороды. В зависимости от состава, температуры и давления они могут находиться в залежи в различных состояниях твердом, газообразном, жидком ив виде газожидкостных смесей. Если газа в залежи много по сравнению с объемом нефти, то газ располагается в виде газовой шапки, причем в ней содержится и часть жидких углеводородов нефти в виде паров. Кроме того, под высоким давлением в пласте плотность газа становится приблизительно равной плотности легких углеводородов, при этом и тяжелые углеводороды могут также частично растворяться в газе. Если газа в залежи мало по сравнению с объемом нефти, а давление достаточно высокое, то газ в нефти полностью растворяется (дом газа в 1 м нефти, и газонефтяная смесь залегает в однородном (жидком) состоянии. Поэтому в зависимости от условий залегания и количественного соотношения нефти и газа залежи подразделяются наследующие виды
1. Нефтяные (с различным содержанием нефтяного газа.
2. Газонефтяные (с большой газовой шапкой.
3. Чисто газовые.
4. Газоконденсатные (в них добывают светлые углеводороды с большим газовым фактором болеем газа на 1 тонну нефти.
5. Газогидратные.
6. Битумные.
Существование газогидратных залежей доказано в последние годы. Газ в таких залежах содержится в твердом (гидратном) состоянии. Это обусловлено свойством газа, при определенных давлениях и температуре соединяться с водой и образовывать гидраты. Районы распространения газогидратных залежей в основном приурочены к зоне распространения многолетней мерзлоты. Глубина их залегания 2–2,5 тыс. мВ битумных залежах углеводороды находятся в твердом или малотекучем состоянии. Но чаще всего четких границ между типами залежей нет, а в процессе разработки физическое состояние и свойства углеводородов постоянно меняются, поэтому необходимо знать все эти изменения в широком диапазоне давлений и температур.
1   ...   6   7   8   9   10   11   12   13   ...   17

Смотрите также файлы