ре. Учебное пособие Издательство Нижневартовского государственного университета 2017
 Скачать 4.03 Mb.
|
|
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) [10]. 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 [10] – 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 [10]: 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 [10]: 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 [10]. 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 [10]: 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 [10]: 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 [10]: 0 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 [10]: 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 1.9. 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 [9]: 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 [9]: 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 [9]: 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) [9]. 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) [9]. 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. 1.9.3) [9]. При температуре выше точки Кюри ферромагнетики становятся парамагнетиками. Намагничивание в магнитном поле характеризуется кривой J v = f(H) рис. 1.9.4) [9]. 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 |