petrophysics2004

Т а бn и ца 16. Теnлоnроводность, теnnоемкость и темnературоnроводиость nервичвых осадков и nород [6]

Осад'/Си и обрааовавшиеся из них осадочные, .метаморфичеС'/СUе nороды

ирудъ'

220

221

2) плотные (кристаллические) карбонатные, соленоевые и квар­

цитовые породы с постоянно повышенной теплопроводностью;

3) каустобиолиты (торф, бурые и каменные угли, углеродистые

горючие сланцы) с чрезвычайно низкой теплопроводностью и высо­ кой теплоемкостью.

В силубольшой распространенноститерригенно-глинистых отло­

жений их теплофизические свойства имеют решающее значение в

формировании теплового режима земной коры.

Анализ данных, относящихся к пределам изменения главней­

ших типов осадочных пород, показал, что теплопроводность воз­

чаники. Самая низкая теплопроводность [0,38 Вт/(м· К)] наблюда­

ется у сухих и высокопористых песчаников, а самая высокая - у

низкопористых окварцованных или оруденелых их разностей с очень высокой концентрацией относительно высокотеплопровод­ ных кварца или рудных минералов (пирит, магнетит и др.). Для глин

и аргиллитов обычны сравнительно узкие пределы изменения Л и

низкие ее значения для сухих и высокопористых разностей. Для

алевролитов и песков пределы изменения Л несколько шире в свя­

зи с большим диапазоном изменения их kп и меньшим содержани­

ем глинистых минералов. Пределы изменения Л известняков, ка­

менной соли еще шире (за исключением песчаников) и сдвинуты в

222

сторону более высоких значений Л за счет снижения их kп и возра­ стания Л породообразующих минералов (кальцита, доломита, га­

лита).

Магматические и метаморфические породы. Для интрузивных магматических пород наблюдается снижение самых высоких и самых

низких значений Л в ряду ультраосновные -+ средние породы, рост

предельно высоких и расширение предельных значений у сиенита и

гранита. Для сиенита это объясняется повышением концентрации бо­

лее теплопроводных минералов (калиевые полевые шпаты и роговая

обманка), а для гранита -кварца. · Для слабоизмененных эффузивных пород характерны сужение

пределов изменения коэффициента теплопроводности, снижение предельно высоких значений из-за наличия в составе этих пород пи­

роксенов (см. табл. 16). Гораздо более низкие значения Л у обсидиана

и пемзы, содержащих много кремнекислоты, объясняют их аморф­

ной структурой. Предельно малые значения Л у высокопористых ба­

зальтов значительно ниже, чем у андезита и обсидиана. Несмотря на

высокое содержание кремнезема обсидианы, а также пемзы не име­ ют высоких значений Л и не только из-за высокой пористости, как у

пемзы, но и из-за низкой теплопроводности стекловатого кварца, у

которого Л не превышает 1,34 Вт/(м·К).

Предельно высокие значенияЛ у сильно измененных эффузивных

пород снижаются от диабаза к кварцевомупорфиру, а предельно низ­

кие значения возрастают в том же направлении. Низкие значения Л у

диабаза и порфирита связывают с кристаллааморфной структурой

этих пород. Относительно невысоки значения Л у кварцевого порфи­ ра, поскольку данная порода содержит до 66% минералов (ортокла­ за, олигоклаза, биотита), Л которых значительно ниже, чем у кварца.

Многие типы метаморфических пород отличаются широкими пре­

делами измененияЛ (особенно у роговиков и кварцитов). Исключение

составляют некоторые кристаллические сланцы, серпентиниты и эк­

лоrиты. Очень низкие значения Л для глинистых сланцев и очень вы­ сокие для кварцитов объясняются особенностями их минерального

состава. Глинистые сланцы характеризуются высокой концентраци­

ейглинистых минералов с низкими значениями Л, а кварциты-боль­

шим содержанием кремнезема, причем здесь находятся в различном

соотношении кварц, опал и халцедон, по-видимому, с резко отличны­

ми значениями Л. Коэффициент пористости этих пород вередко име­

ет очень низкие значения. Для рудЛизменяется от 1,6 до4,9 Вт/(м·К), и эти значения близки к Л низкопористых пород [1].

9.3.2. Теплоемкость

Для пород cpm варьирует от 0,42 (известняк) до 4,65 (каменная соль) кДж/(кr·К). Для отдельных же rрупп пород она изменяется следую­ щим образом: от 0,42 до 4,65 (осадочные), от 0,45 до 2,13 (магматичес­ кие), от 0,3 до 1,72 (метаморфические). Наибольший диапазон cpm сре­

ди осадочных пород имеют каменная соль, песчаники, мел, известняки

и глины, а наиболее узкийангидриты, гипсы и аргиллиты

223

(см; табл. 13). Широкие пределы изменения cpm каменной соли пока ·удовлетворительно не объяснены, а для большинства других осадоч­ ных пород их связывают с большой вариацией их коэффициентов по­ ристости ивлажности. Чем выше значения последних, тем большеcpm.

В широких пределах варьирует cpm базальтов, так как влаж~ость

их значительно изменяется; cpm всех остальных магматических по­

род, за искточением гранита, укладывается в 0,5-1,2 кДж/(кг·К). Относительно небольшая вариация значений cpm метаморфических пород обусловлена малым изменением их влажности. Теплоемкость руд гораздо меньше [от 0,6 до 1,3 кДж/(кг·К)], чем пород. Теплоем­

кость пород не зависит от их зернистости, слоистости, состояния

(аморфности или кристалличности) минералов.

9.3.3. Температурапроводность

Для отдельных групп и типов пород она изменяется в пределах

(2 · 20) ·10-7 м2/с. Значения а могут быть оценены поЛ, еР и 5. Темпера­

туропроводность руд гораздо меньше.

9.4. ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ПРИ РАЗЛИЧНЫХ

ТЕРМО&АРИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ [ 1 ]

Влияние температуры. Теплопроводность пород снижается с рос­

том температуры и особенно сильно до температуры 200-427 ·с.

У некоторых пород (оливинит, гранит, диорит) при достижении мини­

мальныхзначений с увеличениемтемпературыЛнескольковозраста­

ет. Минимум теплопроводности обычно совпадает с началом плавле­ ния пород. Неодинаковое поведение при нагревании, например, таких

близких по составу разностей, как гранит и обсидиан, объясняют раз­

личием их структуры Породы делят на три группы: кристаллические (гранит, диорит, эклоrит и др.), аморфные (обсидиан) и с кристалло­

морфной структурой (диабаз, порфирит и другие) [1]. У пород с крис­

таллической структурой теплопроводность обусловлена рассеянием фононов на кристаллических зернах и друг на друге. Последний про­

цесс объясняет зависимость Л=1<Ло!Т), где Лозначение Л при 20 ·с. Для аморфных неупорядоченных: по структуре пород Л=1(Т). На

теплопроводность пород с кристаллоаморфной структурой темпера­

тура практически не влияет или влияет слабо. Температуропроводность падает с ростом Т. Этот процесс обычен

для пород с кристаллической и в меньшей степени-для пород с кри­

сталлоаморфной структурой; он почти не наблюдается у чисто амор­

фных 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 давлени­

ям от 0,1 до 10 МПа. В дальнейшем коэффициент Л мало изменяется

или сохраняется практически постоянным. Предполагают, что рост

связан с уплотнением контактов между зернами, так как после сня­

тия давленияЛ становится выше первоначальноrо [6]. Температуроп­

роводность растет с давлением.

224

9.5. СВЯЗИ ТЕПЛОВЫХ И ДРУГИХ ХАРАКТЕРИСТИК

Для песчано-глинистых пород установленыобратные корреляци­

онные связи между произведением коэффициента Л теплопроводно­ сти на параметр Рn пористости и коэффициентом k 0 пористости

(рис. 79).

График зависимости Л от массовой глинистости для песчаной по­

родыэто кривая гиперболического вида; спад значений Лс ростом

содержания глинистого цемента объясняется резким увеличением

неплотных контактов между высокодисперсными глинистыми час­

тицами пород, что приводит к росту их теплового сопротивления.

Для песчано-глинистых и других пород из определенных отложе­

ний найдены прямыекорреляционные связи: междуЛиб, Л и Су, Л иЕ.

По установленным уравнениям, позволяющим получить, например, зависимости коэффициента теплопроводности максимально влажной и плотности сухой породы от коэффициента пористости, можно пу­

тем их совместного решения найти корреляционную зависимость Л

от б. Аналогично Получают корреляционные уравнения и для зави­ симостей Л (су) иЛ(Е).Через пористость устанавливаютсятакже кор­

реляционные связи с нейтронными свойствами горных пород. Температурапроводность горных пород увеличивается с ростом

плотности; как функция влажности она имеет максимум: сначала ра­

стет с увеличением q> (в связи с ростом Л), затем понижается (вслед-

PnAo Вт/(м ·К)

А

1000

5

2

100

5

2

10

Рис. 80. Связьпроизведенияпараметра Рn пористости на коэффициентЛтеп­

лопроводности с коэффициентом: ko пористости для песчаников и rраувакк (по экспериментальным:"Да.:нным Х. Цирффуса и Г. Ван-дер-Влита).

Песчаники: 1 -кварцевые, 2 - пмевошпатовые, 3 - с неизвестным минеральным

составом, 4 - субrраувакка; 5 - мигрирующие пески; б- кварцит

ствие роста теплоемкости пород при значительной влажности); не­ сколько уменьшается при нефтенасыщении водоносной породы и су­

щественно увеличивается при ее газонасыщении.

КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ

1. Каковы механизмы переноса тепла в горных породах в системе скважина -:- пласт?

2.·назовите основные теплофизические характеристики горных пород. Каков их физический смысл, какие процессы они характери­ зуют?

3. На чем основан метод инфракрасной спектрафотометрии образ­ цов керна и шлама, и какова его информативность?

4. Дайте петрафизическое обоснование коррелятивных связей между теплофизическими характеристиками горных пород и:

а) удельным электрическим сопротивлением; б) естественной радиоактивностью;

в) нейтронными характеристиками горных пород.

10. ЕСТЕСТВЕННАЯ РАДИОАКТИВНОСТЬ

Применение ядерной физики в науках о Земле хронологически

последовало непосредственно за открытием радиоактивности урано­

вых минералов. По словам В.И. Вернадского, «открытие явления ра­ диоактивности, по существу, было не только открытием физическим, но и открытием геологическим... Оно было основано, в конце концов, на изучении урановых минералов. Немедленно мир минералов был ·охвачен в этом направлении работой физиков, минералогов и хими­

ков».

Значительная дифференциация горных пород по естественной радиоактивности явилась основой бескернового изучения геологичес­

кого разреза скважин по данным гамма-метода в и н т е гр а ль н ой

(ГМ) и спектрометрической (ГМ-С) модификациях. Радиоактивность гордых пород изучают для решения следующих

задач:

1) установления пределов изменения гамма-активности литоло­

гически различных пород с целью корреляции немых толщ и класси­

фикации пород по минеральному составу; 2) использования закономерностей изменения гамма-активности

коллекторов нефти и газа для определения их фильтрацианно-емко­

стных свойств;

3) реконструкции условий осадканакопления пород и выяснения цикличности процессов их образования (литолого-генетический и гео­ циклометрический анализ);

226

4) выяснения связей концентраций радиоактивных элементов с фациальной характеристикой отложений и тектоническим развити­ ем структур, благоприятных для скопления нефти и газа;

5) выяснения взаимоотношений радиоактивности пород с их гео­ химическими особенностями: доломитизацией известняков, битуми­

низацией пород и радиогеохимическими аномалиями в зоне ВНК;

6) изучения связи гамма-активности руд радиоактивных элемен­

тов с содержанием в них урана, радия и тория для определения ти­

повруд.

Среди осадочных горных пород наименьшую гамма-активность имеют ангидриты, гипсы, кварцевые песчаники, чистые (неглинис­ тые) разности известняков; наибольшуюглинистые полимиктовые

песчаники, глины, калийные осадки.

Основное назначение ГМ в нефтегазопромысловой геологии - количественное определение содержаний калия, урана и тория (спек­ трометрическая модификация, ГМ-С) и суммарного содержания ра­ диоактивных элементов (интегральная модификация, ГМ). На этом основана возможность определения глинистости, идентификации

минерального состава глинистого материала, оценки содержания

органического вещества, изучения условий осадканакопления с по­

мощью литолого-генетического анализа. Высокая петрафизическая информативность ГМ обусловлена особой ролью глин и конкретных глинистых минералов и формировании залежей углеводородов, оп­ ределяющим влиянием глин на фильтрацианно-емкостные свойства коллекторов. В скважинах, заполненных соленой промывочной жид­ костью, когда кривая СП слабо дифференцирована, глинистость нельзя определить без учета данных ГМ.

Петрафизические основы метода естественной радиоактивности включают в себя г е ох и м и чес к и е закономерности распределе­ ния естественно-радиоактивных элементов (ЕРЭ) и физические за­

кономерности распространения гамма-излучения в горных породах.

10.1.ЗАКОН РАДИОАКТИВНОГО РАСПАДА

ИРАДИОАКТИВНОЕ РАВНОВЕСИЕ

Естественная радиоактивность представляет собой самопроиз­

вольный, подчиненный определенному статистическому закону рас­

паднеустойчивых ядер атомов. Радиоактивный распад приводит к

изменению строения, состава и энергии ядер и сопровождается ис­

пусканием а- и ~-частиц или захватом электрона из К- или L-обо­

лочки, коротковолновым излучением электромагнитной природы (у­ излучение). При этом происходят выделение радиогенного тепла,

ионизация газов, жидкостей и твердых тел.

В природных условиях отмечается также спонтанное деление тя­ желых ядер. Осколки деления могут образовывать треки и дефекты

в кристаллической структуре минералов.

Поскольку а- и ~-частицы в веществе испытывают сильное куло­

новское взаимодействие и обладают очень малой проникающей спо­

собностью, в радиометрии нефтегазовых скважин используются толь-

227

ко у-излучение и нейтроны. Гамма-кванты распространяются в ве­ ществе со скоростью света с, обладают энергией E=hv и импульсом

р =Е/с, где v - частота электромагнитных колебаний; h - постоян­

наяПланка.

Закон радиоактивного распада естественных и искусственных ра­ диоактивных ядер (Э. Резерфорд и Ф. Содди, 1902 г.) описывает зави­

симость между количеством распадающихся и имеющихся радиоак­

тивных атомов. В дифференциальной форме он имеет вид:

где dN- число распадающихся ядер из общего количества N за вре­ мя dt; Л- постоянная, характеризующая скорость распада данного

элемента. Величина А= ЛN определяетчисло распадов в единицу вре­

мени и называется а к т и в н о с т ь ю.

После интегрирования получаем экспоненциальный закон изме­

нения количества радиоактивных атомов во времени:

где N 0 - число атомов в начальный момент времени (начало распада

при t=O).

Кроме постоянной распада Л при описании явлений радиоактив­

ности широко используется период полураспада Т112 - время, за ко­

торое N 0 убывает наполовину. С постоянной распада Т112 связан со­

отношением Т112 =0,693/Л. Фундаментальное свойство постоянной

распада К- независимос·гь ее от каких-либо природных факторов (термобарические условия, изменения напряженностей физических nолей). Поэтому период полураспада служит абсолютной мерой дли­

тельности геологических процессов (это свойство используется в ядерной геохронологии).

Среди многочисленной группы естественных радиоактивных эле­ ментов наибольший интерес представляют изотопы тяжелых элемен­

тов (23892U, 23592U, 23290Th), которые испытывают в результате а.- и~­

распада мноr:ократные последовательные превращения, образуя ра­ диоактивные ряды, семейства, включающие до 15-18 изотопов.

Остальные радиоактивные элементы (4О19К, 8737Rb и др.) обладают

одноактным распадом и рядов не образуют.

Родоначальники трех естественных радиоактивных рядов (ура­ нового, актиноуранового, ториевого), или материнские элементы, име­

ют вероятность распада, во много раз меньшую вероятности распада

каждого последующего дочернего элемента: Л1~Л2~Л3~... ~Лn. При

распаде элементов в радиоактивных рядах возникает состояние ра­

диоактивного равновесия, когда числа распадающихся атомов веди­

ницу времени для каждого изотопа равны.

Радиоактивное равновесие определяется выражением Л1N1 = =Л2N2 = Л3N3 = ... = ЛnNn• причем время перехода в это состояние оце­

нивается как десятикратный период полураспада самого долгожи­ вущего дочернего элемента соответствующего семейства.

228

В результате процессов выщелачивания и эманирования в при­

родных условиях состояние радиоактивного равновесия может на­

рушаться. Это наиболее характерно для уранового семейства, где

вынос U и Ra происходит с различной интенсивностыо и отмечается

интенсивное удаление эманации Rn.

10.1.ТИПЫ ВЗАИМОДЕЙСТВИЙ ГАММА-КВАНТОВ

СВЕЩЕСТВОМ И ИХ ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ

ИНФОРМАТИВНОСТЬ

Мерой взаимодействия гамма-квантов (как и других частиц) с ве­

ществом являются эффективные сечения взаимодействиямикро­ скопическое и макроскопическое. М икр о с к оп и чес к о е с е ч е - н и е определяет вероятность взаимодействия одной частицы с дру­

атомом). Макроскопичес кое сечение -это вероятность

взаимодействия частицы с единицей объема вещества; оно равно про­

изведению микроскопического сечения на число мишеней в единице

объема. Макросечение для гамма-квантов обычно называют линей­ ным коэффициентом ослабления и обозначают J.l..

Гамма-излучение ослабляется в породах вследствие: фотоэффек­ та; комптоновского эффекта; образования пар; фотоядерных взаимо­ действий.

При фотоэффекте (рис. 68) гамма-кванты взаимодействуют с элек­

тронной оболочкой атома. Возникающий фотоэлектрон уносит часть

энергии гамма-излучения E=hv-E0, где Е0 - энергия связи элект-

а б

Рис. 81. Основные типы взаимодействия rамма-иЗJiучения: с веществом (а) и

диапазоны энергий и атомных номеров, в которых они проя:вля:ютс.я (б) (МАГАТЗ, 1976 r.):

1 -фотоэффект; 2 - комптоновское рассеяние; 3 - эффект образования ЭJiектрон­

позитронных nap

229