1.Термометрія свердловин та задачі,які нею вирішуються

В ГДС термометрія заснована вивченні характеру розподілу в свердловині і оточуючих породах природних і штучних теплових полів. Термометрія досліджує квазістаціонарні та нестаціонарні теплові поля. Квазістаціонарні теплові поля(майже не змінюються впродовж тривалого часу): регіональне природне полу Землі, місцеві локальні поля з відносно постійним джерелом збудження природного поля (напр., рух по пластах або тріщинах термальних вод, рівномірний тривалий відбір флюїдів, нагнічений або затрубний перетік рідини або газу). Стаціонарні теплові поля: розподіл температури в стовбурі свердловини і оточуючих її породах визначається теплопровідністю середовища λ. Нестаціонарні теплові поля  локальні, спостерігаються в початковий етап експлуатації свердловини і при її зупинці, при цементуванні колони, бурінні. Розподіл температури в нестаціонарному тепловому полі визначається температуропровідністю а.

Коефіцієнт теплопровідності , питомий тепловий опір =1/, коефіцієнт теплової анізотропії , питома теплоємність с_п, коефіцієнт температуропроводності . Рівняння Фур’є описує передачу кількості тепла dQ за час d через площадку dS довжина елемента dl при перепаді температур dt. В даному рівнянні  характеризує властивість середовища передавати теплову енергію молекул середовища; називається теплопровідністю середовища.. в СІ []=Вт/(м*К). Питомий тепловий опір  відповідно (м*К)/Вт. Для разних гірських порід і корисних копалин тепловий опір від 0,00n до n0 (м*К)/Вт. Понижується зі збільшенням щільності, вологості,Ю проникності і вмісту льоду в породі; підвищується при заміщенні в поровому просторі води нафтою, газом або повітрям і залежить від шаруватості порід, тобто від теплової анізотропії.

В розподілі природного теплового поля (квазістаціонарного) суттєве значення мають питомий тепловий опір  та теплопровідність , а при вивченні нестаціонарних полів  питома теплоємність с_п та температуропроводність а. Диференціація гірських порід і корисних копалин за температурними властивостями лежить в основі застосування термічних методів для вивчення геологічних розрізів свердловин, а теплова анізотропія _t використовується для розв’язання тектонічних задач. Аналіз теплових полів зводиться до розв’язання рівняння теплопровідності. Апаратура термометрії  термометри на опорі; дія заснована на вимірюванні опору металевого провідника зі зміною температури. Розрізняють як методи:

• звичайна температурометрія, ⁰С;

• градієнт-термометрія;

• аномалієтермометрія, ⁰С.

Діаметр термометра 4 см, довжина 1,5-2 см. Диференціальні термометри більш точні. Вимірюється провідність з меншою швидкістю, тобто поточечно. На кожній точці компенсують поперередні вимірювання і знімають точкові значення. Вимірювання завджди(!) проводяться при спусканні в свердловину. Для проведення вимірювань свердловина повинна відстоятись приблизно 10 діб.

Метод природного теплового поля (геотермія). В термічному режимі поверхневих шарів головні роль відіграє сонячні радіація, а тепловий стан глибинних шарів Землі залежить від енергії радіоактивних перетворень. Температурні умови верхніх шарів Землі характеризуються середньодобовими, середньомісячними, середньорічними температурами. В поверхневих шарах спостерігається добова і річна періодичність коливань температур. Амплітуди температурних коливань затухають зі зростанням глибини. Шари, в яких амплітуди коливань температур стають меншими за похибку вимірювань, називають шарами постійних добових і річних температур. Потужність 1-2 м (добова), 10-40 м (річна). Середньорічна температура нейтрального шару рахується рівній середній річній температурі земної поверхні. Є вікові коливання температур в земній корі до 1000м. Інтенсивність зростання температури з глибиною характеризується величиною геотермічного градієнт Г. Обернена до нього величина  геотермічний ступінь G=1/Г; . Вирішувані методом задачі: літологічне розхчленування розрізу, виявлення колекторів, пошуки корисних копалин, вивчення глинистих покришок, пошуки колекторів в карбонатних породах, пошук колекторів в тонкошаруватих і піщаноглинистих комплексах, визначення їх газоносності.

Метод штучного теплового поля вивчає технічний стан свердловин (затрубну циркуляцію), визначає термодинамвчні та гідродинамічні параметрів об’єктів експлуатації. На кривих термометрії штучного теплового поля породи пласта з пониженою температуропровідністю, які відрізняються від температуропровідності вміщуючих порід, виділяються аномаліями температур. Якщо температура прмивної рідини менша від температури порід, то породи низького питомого теплового опору відмічаються на термограмі аномаліями понижених температур, а породи висовкого опору  аноміліями підвищених температур.

В ГДС термометрія заснована вивченні характеру розподілу в свердловині і оточуючих породах природних і штучних теплових полів. Термометрія досліджує квазістаціонарні та нестаціонарні теплові поля. Квазістаціонарні теплові поля(майже не змінюються впродовж тривалого часу): регіональне природне полу Землі, місцеві локальні поля з відносно постійним джерелом збудження природного поля (напр., рух по пластах або тріщинах термальних вод, рівномірний тривалий відбір флюїдів, нагнічений або затрубний перетік рідини або газу). Стаціонарні теплові поля: розподіл температури в стовбурі свердловини і оточуючих її породах визначається теплопровідністю середовища λ. Нестаціонарні теплові поля  локальні, спостерігаються в початковий етап експлуатації свердловини і при її зупинці, при цементуванні колони, бурінні. Розподіл температури в нестаціонарному тепловому полі визначається температуропровідністю а.

Коефіцієнт теплопровідності , питомий тепловий опір =1/, коефіцієнт теплової анізотропії , питома теплоємність с_п, коефіцієнт температуропроводності . Рівняння Фур’є описує передачу кількості тепла dQ за час d через площадку dS довжина елемента dl при перепаді температур dt. В даному рівнянні  характеризує властивість середовища передавати теплову енергію молекул середовища; називається теплопровідністю середовища.. в СІ []=Вт/(м*К). Питомий тепловий опір  відповідно (м*К)/Вт. Для разних гірських порід і корисних копалин тепловий опір від 0,00n до n0 (м*К)/Вт. Понижується зі збільшенням щільності, вологості,Ю проникності і вмісту льоду в породі; підвищується при заміщенні в поровому просторі води нафтою, газом або повітрям і залежить від шаруватості порід, тобто від теплової анізотропії.

В розподілі природного теплового поля (квазістаціонарного) суттєве значення мають питомий тепловий опір  та теплопровідність , а при вивченні нестаціонарних полів  питома теплоємність с_п та температуропроводність а. Диференціація гірських порід і корисних копалин за температурними властивостями лежить в основі застосування термічних методів для вивчення геологічних розрізів свердловин, а теплова анізотропія _t використовується для розв’язання тектонічних задач. Аналіз теплових полів зводиться до розв’язання рівняння теплопровідності. Апаратура термометрії  термометри на опорі; дія заснована на вимірюванні опору металевого провідника зі зміною температури. Розрізняють як методи:

• звичайна температурометрія, ⁰С;

• градієнт-термометрія;

• аномалієтермометрія, ⁰С.

Діаметр термометра 4 см, довжина 1,5-2 см. Диференціальні термометри більш точні. Вимірюється провідність з меншою швидкістю, тобто поточечно. На кожній точці компенсують поперередні вимірювання і знімають точкові значення. Вимірювання завджди(!) проводяться при спусканні в свердловину. Для проведення вимірювань свердловина повинна відстоятись приблизно 10 діб.

Метод природного теплового поля (геотермія). В термічному режимі поверхневих шарів головні роль відіграє сонячні радіація, а тепловий стан глибинних шарів Землі залежить від енергії радіоактивних перетворень. Температурні умови верхніх шарів Землі характеризуються середньодобовими, середньомісячними, середньорічними температурами. В поверхневих шарах спостерігається добова і річна періодичність коливань температур. Амплітуди температурних коливань затухають зі зростанням глибини. Шари, в яких амплітуди коливань температур стають меншими за похибку вимірювань, називають шарами постійних добових і річних температур. Потужність 1-2 м (добова), 10-40 м (річна). Середньорічна температура нейтрального шару рахується рівній середній річній температурі земної поверхні. Є вікові коливання температур в земній корі до 1000м. Інтенсивність зростання температури з глибиною характеризується величиною геотермічного градієнт Г. Обернена до нього величина  геотермічний ступінь G=1/Г; . Вирішувані методом задачі: літологічне розхчленування розрізу, виявлення колекторів, пошуки корисних копалин, вивчення глинистих покришок, пошуки колекторів в карбонатних породах, пошук колекторів в тонкошаруватих і піщаноглинистих комплексах, визначення їх газоносності.

Метод штучного теплового поля вивчає технічний стан свердловин (затрубну циркуляцію), визначає термодинамвчні та гідродинамічні параметрів об’єктів експлуатації. На кривих термометрії штучного теплового поля породи пласта з пониженою температуропровідністю, які відрізняються від температуропровідності вміщуючих порід, виділяються аномаліями температур. Якщо температура прмивної рідини менша від температури порід, то породи низького питомого теплового опору відмічаються на термограмі аномаліями понижених температур, а породи висовкого опору  аноміліями підвищених температур.

2. Гамма-спектрометр, прибор для измерения спектра гамма-излучения. В большинстве Г.-с. энергия и интенсивность потока -g-квантов определяются не непосредственно, а измерением энергии и интенсивности потока вторичных заряженных частиц, возникающих в результате взаимодействия g-излучения с веществом. Исключение составляет кристалл-дифракционный Г.-с., непосредственно измеряющий длину волны -g-излучения (см. ниже).

Основными характеристиками Г.-с. являются эффективность и разрешающая способность. Эффективность определяется вероятностью образования вторичной частицы и вероятностью её регистрации. Разрешающая способность Г.-с. характеризует возможность разделения двух гамма-линий, близких по энергии. Мерой разрешающей способности обычно служит относительная ширина линии, получаемой при измерении монохроматического g-излучения; количественно она определяется отношением DE/E, где E — энергия вторичной частицы, DE — ширина линии на половине её высоты (в энергетических единицах) (см. Ширина спектральных линий).

В магнитных Г.-с. вторичные частицы возникают при поглощении g-квантов в т. н. радиаторе; их энергия измеряется так же, как и в магнитном бета-спектрометре (рис. 1).

Величина магнитного поля Н в спектрометре и радиус r кривизны траектории электронов определяют энергию e электронов, регистрируемых детектором. Если радиатор изготовлен из вещества с малым атомным номером, то вторичные электроны образуются в основном в результате комптон-эффекта, если радиатор изготовлен из тяжёлого вещества (свинец, уран), а энергия g-квантов невелика, то вторичные электроны будут возникать главным образом вследствие фотоэффекта. При энергиях hv ³ 1,02 Мэв становится возможным образование гамма-квантами электронно-позитронных пар. На рис. 2 изображен магнитный парный Г.-с. Образование пар происходит в тонком радиаторе, расположенном в вакуумной камере. Измерение суммарной энергии электрона и позитрона позволяет определить энергию -g-кванта. Магнитные Г.-с. обладают высокой разрешающей способностью (обычно порядка 1% или долей %), однако эффективность таких Г.-с. невелика, что приводит к необходимости применять источники g-излучения высокой активности.

В сцинтилляционных Г.-с. вторичные электроны возникают при взаимодействии g-квантов со сцинтиллятором (веществом, в котором вторичные электроны возбуждают флюоресценцию). Световая вспышка преобразуется в электрический импульс с помощью фотоэлектронного умножителя (ФЭУ, рис. 3), причём величина сигнала, создаваемого ФЭУ, пропорциональна энергии электрона и, следовательно, связана с энергией g-кванта. Для измерения распределении сигналов по амплитуде используются специальные электронные устройства — амплитудные анализаторы (см. Ядерная электроника).

Эффективность сцинтилляционного Г.-с. зависит от размеров сцинтиллятора и при не очень большой энергии может быть близка к 100%. Однако его разрешающая способность невысокая. Для g-квантов с энергией 662 кэв DE/E ³ 6% и уменьшается с увеличением энергии E примерно как E-1/2 (подробнее см. Сцинтилляционный спектрометр).

Действие полупроводниковых Г.-с. основано на образовании g-излучением в объёме полупроводникового кристалла (обычно Ge с примесью Li) электронно-дырочных пар. Возникающий при этом заряд собирается на электродах и регистрируется в виде электрического сигнала, величина которого определяется энергией g-квантов (рис. 4). Полупроводниковые Г.-с. обладают весьма высокой разрешающей способностью, что обусловлено малой энергией, расходуемой на образование одной электронно-дырочной пары. Для hv = 662 кэв DE/E ~ 0,5%. Эффективность полупроводниковых Г.-с. обычно ниже, чем сцинтилляционных Г.-с., т. к. g-излучение в Ge поглощается слабее, чем, например, в сцинтилляционном кристалле NaJ. Кроме того, размеры используемых полупроводниковых детекторов пока ещё невелики. К недостаткам полупроводниковых Г.-с. следует отнести также необходимость их охлаждения до температур, близких к температуре жидкого азота (подробнее см. Полупроводниковый спектрометр).

Наивысшую точность измерения энергии g-квантов обеспечивают кристалл-дифракционные Г.-с., в которых непосредственно измеряется длина волны g-излучения. Такой Г.-с. аналогичен приборам для наблюдения дифракции рентгеновских лучей. Излучение, проходя через кристалл кварца или кальцита, отражается плоскостями кристалла в зависимости от его длины волны под тем или иным углом и регистрируется фотоэмульсией или счётчиком фотонов. Недостаток таких Г.-с. — низкая эффективность.

Оценка возможностей метода переходных процессов при изучении верхней части геологического разреза

Введение

Метод переходных процессов (МПП) является одним из наиболее востребованных в современной электроразведке. Исторически он был изобретен и разрабатывался в связи с потребностями поисков и оценки рудных тел высокой электропроводности, залегающих на глубинах от первых десятков до сотен метров. При изучении горизонтально-слоистых сред или субгоризонтальных геоэлектрических неоднородностей, прежде всего при решении задач нефтяной геофизики, применяется аналог метода переходных процессов - зондирование становлением поля в ближней зоне (ЗСБ), занявшее прочное место в структурной электроразведке.

В 70-х гг. прошлого столетия В. А. Сидоров и др. [18, 19] постулировали возможность использования зондирования методом переходных процессов для картирования малых глубин и решения задач гидрогеологии. Примерно в это же время в связи с появлением аппаратуры "Импульс" и "Каскад" в области малоглубинных ЗСБ были получены первые практические результаты. С тех пор объем малоглубинных исследований методом переходных процессов неуклонно возрастал [2, 11, 29, 30]. В последнее десятилетие освоен микросекундный диапазон регистрации неустановившихся сигналов [1, 20], что позволило существенно расширить круг задач, решаемых с помощью импульсной индуктивной электроразведки.

Таким образом, одно из актуальных направлений развития МПП связано со стремлением уменьшить его глубинность в связи с потребностями инженерной геологии и гидрогеологии, геоэкологии, а также при решении геотехнических проблем. Хотя в последние годы появилось большое число публикаций, посвященных описанию результатов применения МПП для изучения верхней части геологического разреза (ВЧР), практически отсутствуют работы, где бы давалась оценка реальных возможностей, или - если посмотреть на проблему с другой стороны - ограничений метода переходных процессов именно при исследовании малых глубин. В данной статье на основе простой модели и наглядного подхода предпринята попытка до некоторой степени восполнить указанный пробел.

Оценка начального времени регистрации переходного процесса

На рис. 1, а изображена установка для осуществления зондирований методом переходных процессов, включающая генераторную и приемную горизонтальные незаземленные петли/рамки. Установка расположена на поверхности однородного проводящего полупространства с удельным электрическим сопротивлением р. Как известно [14], эффективную глубину зондирований (в метрах) можно оценить по формуле

где р - удельное сопротивление зондируемого полупространства, Ом-м; t - временная задержка, с; k1 - коэффициент. По данным разных авторов оптимальное зна чение k1 заключено в пределах от 400 до 700 [3, 4, 14]. В контексте настоящей статьи конкретное значение k1 не играет принципиальной роли; при получении нижеприведенных оценок было принято, что k1 = 500.

Зададимся минимальной глубиной исследования hmin, которой соответствует минимальная временная задержка t min:

откуда получаем формулу, с помощью которой можно оценить начальное время регистрации переходной характеристики ВЧР:

На рис. 1, б представлены графики начального времени регистрации в зависимости от минимальной глубины hmin и удельного сопротивления полупространства р, построенные для интервала глубин от 0,1 до 10 м и для р в диапазоне от 1 до 103 Ом-м. Вследствие того, что начальное время регистрации изменяется пропорционально квадрату глубины, снижение h min влечет за собой необходимость проводить измерения на очень ранних временах. Предположим, что hmjn = 10 м. Тогда при изучении ВЧР, представленной сравнительно низко-омными породами, например глинами или суглинками (р = 10 - 20 Ом-м), tmin не должно превышать 10 мкс. Как уже отмечалось выше, измерения переходных характеристик на временах порядка нескольких микросекунд и более освоены в современной импульсной электроразведке, поэтому исследование проводящего геоэлектрического разреза, начиная с глубины порядка 10 м, представляет собой выполнимую задачу. При повышении удельного сопротивления среды - например, вследствие промерзания ВЧР - до 102 Ом-м и далее до 103 Ом-м начальное время регистрации не должно превышать 1 и 0,1 мкс соответственно. Если же минимальная глубина исследований составляет 1 м, приведенные выше значения времен уменьшатся на два порядка, т. е. измерения переходных характеристик ВЧР необходимо проводить в диапазоне порядка единиц - сотен наносекунд. Подобные измерения представляют собой весьма непростую задачу. Причина этого заключается в том, что инерционность аппаратуры и в особенности приемной и генераторной петель/рамок является серьезным препятствием для измерения быстро устанавливающегося отклика ВЧР на импульсное воздействие.

Білет № 22