физика пласта. Кочина Физика пласта. Учебное пособие Часть 1 петрофизика породыколлекторы нефти и газа
 Скачать 3.82 Mb.
|
|
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 |