Геофизические исследования в скважинах - Итенберг С.С., Дахкильгов Т.Д.

Author: Итенберг С.С. Дахкильгов Т.Д.
Tags: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов физика бурение скважин гидродинамика геодезия издательство недра геофизические исследования
Year: 1982
Similar
Теория нейтронных методов исследования скважин
Методические основы исследования химического состава горных пород, руд и минералов
Промысловая геофизика
Методика изучения пород нефтегазоносных комплексов (детальное макроскопическое описание керна скважин)
Text
                    С. С. ИТЕНБЕРГ, Т. Д. ДАХКИЛЬГОВ
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ
ИССЛЕДОВАНИЯ
В СКВАЖИНАХ
ДОПУЩЕНО
Министерством высшего и среднего
специального образования СССР
в качестве учебника для студентов
вузов, обучающихся по специальности
«Геология и разведка
нефтяных и газовых месторождений»
МОСКВА «НЕДР А» 1982

УДК 550.832 @75)
Итенберг С. С, Дахкильгов Т. Д. Геофизические
исследования в скважинах. М., Недра, 1982. 351 с.
Описаны физические свойства горных пород и
связи между ними. Изложены теория, техника
и методика электрических, радиоактивных, аку-
акустических, термических и других геофизических
методов, изучение технического состояния нефтя-
нефтяных и газовых скважин, контроль процессов раз-
разработки месторождений, автоматические средства
преобразования геофизической информации, тех-
техника безопасности и охрана окружающей среды.
Для студентов нефтяных и геологоразведочных
институтов по курсу «Геология и разведка нефтя-
нефтяных и газовых месторождений».
Табл. 16, ил. 193, список лит.— 12 назв.
Рецензенты:
инж. Л. Л. My хер (МНП),
кафедра геофизики АзИнНефтехим им. М. Азизбекова
1904050000-262
043 @1) — 82	© Издательство «Недра», 1982

ВВЕДЕНИЕ
Поиски и разведка полезных ископаемых сопровождаются бу-
бурением скважин. В нефтяной и газовой промышленности последние
служат не только лля поисков и разведки месторождений нефти
и газа, но и для их разработки. В целях изучения геологического
разреза скважин, их технического состояния и контроля за режи-
режимом разработки месторождений в них проводят геофизические ис-
исследования (ГИС).
Комплекс ГИС назван промысловой геофизикой.
Изучение геологического разреза скважины заключается в опре-
определении последовательности и глубины залегания пластов, их ли-
толого-петрографических свойств, оценке наличия и количествен-
количественного содержания в недрах полезных ископаемых. Изучение разреза
возможно путем отбора керна. Однако он связан с применением
специальных долот, что приводит к ограничению и замедлению
бурения, а в конечном счете — к его удорожанию. Кроме того,
керн не всегда удается извлечь из нужного интервала (неполный
вынос керна), а при его отборе и выносе на поверхность свойства
породы и насыщающей ее жидкости заметно изменяются, поэтому
результаты анализа керна и шлама не дают полного представления
о геологическом разрезе. Вместе с тем некоторые физико-химиче-
физико-химические свойства пород (электропроводность, электрохимическая ак-
активность, радиоактивность, температуропроводность, упругость
и др.) поддаются изучению непосредственно в скважине в условиях
их естественного залегания путем проведения в ней соответствую-
соответствующих геофизических или геохимических исследований. Такие ис-
исследования, заменяющие частично или полностью отбор керна,
названы каротажем; результаты их изображаются в виде
диаграммы изменения физических свойств пород вдоль скважин —
каротажных диаграмм. В зависимости от изучаемых свойств горных
пород известны следующие виды каротажа: электрический, радио-
радиоактивный, термический, акустический и др.
Результаты каротажа дают возможность определять последо-
последовательность и глубину залегания пластов, вскрываемых скважи-
скважиной, их литологические свойства и содержание в них полезных ис-
ископаемых (нефть, газ, уголь, руды, нерудное сырье). Получен-
Полученные данные являются исходными для изучения геологического
строения месторождения и региона в целом, а также для подсчета
запасов и проектирования рациональной системы разработки за-
залежи. Геофизические данные являются в настоящее время основ-
основными и служат для оценки коллекторских свойств пород и степени
их насыщения нефтью, газом или водой. Отбор керна в таких сква-

жинах доводится до оптимального минимума, а в тех случаях,
когда разрез месторождения хорошо изучен, бурение ведется без
отбора керна. Однако полностью отказаться от него, особенно
в разведочных скважинах, нерационально. Данные о пористости,
проницаемости, глинистости, нефтегазонасыщенности и других
свойствах, полученные при анализе керна, являются часто исход-
исходными для корректировки результатов интерпретации материалов
геофизических исследований.
Контроль за разработкой нефтяных и газовых месторождений
включает комплекс геофизических исследований в действующих
и контрольных (одиночных) скважинах, размещенных в пределах
эксплуатируемой залежи для изучения процесса вытеснения нефти
в пласте и закономерностей перемещения водонефтяного, газонеф-
газонефтяного и газоводяного контактов.
Изучение технического состояния скажин проводится на всех
этапах их действия: бурения, перед вводом в эксплуатацию, в про-
процессе эксплуатации. Во время бурения инклинометром определяют
искривления ствола скважины, каверномером — ее диаметр, ре-
зистивиметром и электрическим термометром — места поступле-
поступления жидкости из пласта в скважину и поглощения промывочной
жидкости. Перед вводом скважины в эксплуатацию проводится
изучение технического состояния колонны на герметичность и ка-
качество цементирования. В эксплуатационных скважинах контроль
их технического состояния заключается в выявлении мест наруше-
нарушения герметичности цементного кольца, нарушений сцепления це-
цемента с колонной и породой, вызывающих возникновение затруб-
ной циркуляции жидкости.
К ГИС принято также относить прострелочно-взрывные работы,
опробование пластов приборами на кабеле, отбор керна боковыми
грунтоносами, перфорацию колонн при вскрытии пластов, обса-
обсаженных трубами, торпедирование. Связь этих работ с геофизиче-
геофизическими вызвана тем, что для их выполнения применяется то же
оборудование, что и при ГИС.
В процессе бурения производят отбор образцов пород из стенки
скважины боковым грунтоносом для дополнительного изучения
вскрываемого разреза, отбор жидкостей и газов приборами на ка-
кабеле (ОПК) для оперативного опробования пластов в необсаженных
скважинах, торпедирование бурильного инструмента и металличе-
металлических предметов, оставленных в скважине при ликвидации аварий.
При вводе скважины в эксплуатацию для сообщений скважины
с пластом осуществляют перфорацию колонны против продуктив-
продуктивных горизонтов.
В эксплуатационных и нагнетательных скважинах с открытым
забоем с помощью пороховых генераторов давления и торпедиро-
торпедирования производят разрыв пластов и тем самым повышают их от-
отдачу или приемистость. Геофизические исследования являются
в настоящее время неотъемлемой частью геологических, буровых
и эксплуатационных работ, проводимых при разведке и разработке

нефтяных, газовых и других месторождений полезных ископаемых.
Первые геофизические исследования в виде геотермических из-
измерений в скважинах были выполнены в 1906 г. Д. В. Голубятни-
ковым на месторождениях Биби-Эйбат, Сураханы (Баку). Широ-
Широкое применение ГИС началось после внедрения электрического
каротажа методом сопротивления, предложенного в 1928 г. фран-
французским ученым Шлюмберже. В СССР электрический каротаж
(замер кажущихся сопротивлений КС) был впервые проведен в
1929 г. в Грозном по инициативе И. М. Губкина и Д. В. Голубят-
никова; с 1930 г. эти исследования начали проводиться в Баку.
В 1931 г. одновременно с замером КС стали измерять и потенциал
естественного поля в скважине (ПС). Развитию электрического
каротажа и превращению его в современный метод изучения раз-
разрезов скважин способствовала плодотворная работа коллектива
советских геологов (В. В. Денисевича, В. А. Долицкого, В. А. Сель-
Сельского, А. Н. Снарского, Г. М. Сухарева, М. А. Жданова и др.) под
руководством И. М. Губкина и Д. В. Голубятникова. Разработка
электрического каротажа-, его совершенствование и внедрение про-
проводились весьма активно советскими учеными-геофизиками
Л, М. Алыпиным, В. Н. Дахновым, С. Г. Комаровым, С. Я. Литви-
Литвиновым и др. В результате электрический каротаж уже в 1933 г.
начал применяться на всех нефтепромыслах СССР.
Наряду с электрическим каротажем шло развитие и других ме-
методов ГИС.
В 1933 г. советским» геофизиками В. А. Шпаком, Г. В. Горш-
Горшковым, А. Г. Граммаковым и Л. М. Курбатовым была начата раз-
разработка гамма-каротажа. В 1937 г. ими были получены первые
кривые. В 1941 г. известным физиком Б. М. Понтекорво был пред-
предложен нейтронный каротаж. Радиоактивный каротаж в СССР по-
получил широкое развитие с 1951 г. в связи с освоением аппаратуры
и методики, разработанных Б. Б. Лапуком, Г. Н. Флеровым,
Л. С. Полаком, Д. Ф. Беспаловым и другими в МИНХиГП им.
И. М. Губкина. С 1959 г. получило развитие новое направление,
разработанное под руководством Г. Н. Флерова, основанное на
использовании импульсных источников нейтронов (ИННК).
Опытные исследования по газовому каротажу были впервые
проведены в 1933—1934 гг. М. В. Абрамовичем и М. И. Бальзамо-
Бальзамовым. Промышленное внедрение этого метода началось с 1956 г.
в связи с работами, выполненными Ю. М. Юровским, Л. М. Поме-
Померанцем и др.
Первые попытки измерения скорости распространения упругих
волн в скважинах на малых базах были осуществлены в 1937 г.
в СССР В. С. Воюцким. С 1955 по 1969 г. разработка акустического
каротажа проводилась в ИФЗ АН СССР под руководством Е. В. Ка-
руса, а в 1958 г. был создан первый макет трехэлементной уста-
установки для дискретного ультразвукового каротажа. Специализиро-
Специализированная установка ЛАК-1 была выполнена в конце 50-х годов,
(Г. В. Дахнов, ВНИИГеофизика; А. А. Перельман, ВИРГ). В те-
5

чение 1970—1975 гг. была создана аппаратура акустического ка-
каротажа для исследования как необсаженных, так и обсаженных
скважин, а также для оценки качества их цементирования (Е. В. Ка-
рус, О. Л. Кузнецов и др.).
Наряду с развитием и внедрением промысловой геофизики в
нефтяную промышленность, геофизические методы находят все
более широкое применение при разведке угольных и рудных место-
месторождений.
Одновременно с развитием геофизических методов исследова-
исследований разрезов скважин разрабатывались методы изучения их тех-
технического состояния. В 1932 г. начаты работы по определению ази-
азимута и угла искривления скважин при помощи инклинометров.
В 1933—1934 гг. в нефтяных районах СССР начали широко при-
применять термометрию для определений интервалов затрубного дви-
движения жидкости, высоты подъема цемента за трубами и мест при-
притока воды в скважину как термометром, так и резистивиметром.
В последующие годы для решения этих задач начали использовать
радиоактивные и акустические методы каротажа. В 1936 г. для
измерения диаметра скважины был предложен каверномер. В это
же время в цикл промыслово-геофизических работ были включены
отбор керна боковым грунтоносом из стенок скважин, перфорация
колонн при вскрытии пластов, торпедирование. В 1956—1959 гг.
под руководством Н. Г. Григоряна были разработаны и внедрены
кумулятивные (беспулевые) перфораторы. С 1970 г. под руководст-
руководством П. А. Бродского разработан и внедрен метод опробования пла-
пластов приборами на кабеле (ОПК).
Начиная с 1950 г., запись каротажных диаграмм стала осущест-
осуществляться автоматическими каротажными станциями, что улучшило
качество замеров и повысило в несколько раз по сравнению с полу-
полуавтоматической регистрацией скорость измерений. Этому способст-
способствовало создание автоматических каротажных станций АКС
(С. Г. Комаров и др.), ОКС (В. М. Запорожец и др.).
В 60-е годы в СССР интенсивно разрабатывалась и внедрялась
аппаратура новых методов исследования скважин: индукционного
(С. М. Аксельрод, М. И. Плюснин) и бокового (В. Т. Чукия,
A.	Г. Мельников), для комплексирования измерений (А. Г. Бар-
минский) и пластовых наклономеров (П. А. Зельцман, С. И, Кри-
воносов и др.).
К числу геофизических методов исследования скважин, полу-
получивших развитие в СССР в 70-е годы, относятся высокочастотный
электромагнитный каротаж, разработанный Д. С. Даевым и СБ. Де-
Денисовым, ядерный магнитный каротаж — С. М. Аксельродом,
B.	М. Запорожцем и др.** *
Для обработки и интерпретации результатов измерений с по-
помощью ЭВМ необходим перевод геофизических исследований сква-
скважин на цифровую запись. Для этого разработаны и внедряются
цифровые каротажные преобразователи-регистраторы («Триас» —
В. IX Логвинов, ПЛК-4 — А. Г. Мельников, Н. Н. Сохранов);

создана автоматическая газокаротажная станция с цифровой за-
записью АГКС-4А (Л. М. Померанц и др.).
Основоположником теории электрического каротажа по методу
сопротивления является академик В. А. Фок, давший уже в 1932 г.
теоретическое решение задачи для пласта неограниченной мощ-
мощности» пересеченного скважиной. Позднее, в 1938 г., Л. М. Аль-
пиным и С. Г. Комаровым были разработаны основные положения
теории электрического каротажа по методу сопротивлений, пред-
предложен метод бокового каротажного зондирования (БКЗ) и разра-
разработана методика его интерпретации. Большая роль в разработке
интерпретации данных электрического каротажа принадлежит
В. Н. Дахнову. Им дана методика интерпретации кривых кажуще-
кажущегося сопротивления в пластах малой мощности и определения
коллекторских свойств пород по данным удельных сопротивле-
сопротивлений.
Важное значение в разработке электрического каротажа имели
экспериментальные работы, выполненные в Баку и Грозном в 1933—
1936 гг. (С. Г. Комаров, И. М. Коган, Л. А. Горбенко, Г. С. Мо-
Морозов и др.), обосновавшие влияние нефтеводонасыщенности на
величину удельного сопротивления горных пород, доказавшие
роль диффузионно-адсорбционных потенциалов в возникновении
естественных потенциалов в скважине. В это же время Л. М. Аль-
пиным и С. М. Шейнманном была создана теория электрического
поля ПС. Исследования естественных потенциалов в скважине по-
получили дальнейшее развитие в работах А. М. Нечая A952 г.) и
Б. Ю. Вендельштейна A957—1959 гг.).
Разработка физико-математических основ термических иссле-
исследований в скважине была начата А. И. Заборовским A932 г.) и за-
затем продолжена В. Н. Дахновым, Д. И. Дьяконовым и др. Первые
исследования по теории нейтронного каротажа проводились
А. И. Заборовским и позднее Ю. П. Булашевичем и С. А. Канто-
Кантором,	иа
В области изучения петрофизических зависимостей горных по-
пород, в том числе с моделированием естественных пластовых усло-
условий, большой объем работ выполнен на кафедре промысловой гео-
геофизики МИНХиГП им. И. М. Губкина В. Н. Дахновым, В. М. Доб-
Добрыниным, В. Н. Кобрановой (I960—1980 гг.). Значительные ра-
работы в области теории геофизических исследований скважин вы-
выполнены зарубежными учеными Г. Доллем, Г. Гюйо, Р. Дебран-
дом и др.
Настоящий учебник составлен по программе курса «Геофизи-
«Геофизические исследования в скважинах», утвержденной Учебно-методи-
Учебно-методическим управлением по высшему образованию 8.IV.1976 г. для выс-
высших учебных заведений по специальности 0103 — «Геология и раз-
разведка нефтяных и газовых месторождений».
В учебнике введение, главы III, кроме § 15, и IV, кроме § 22,
главы V, VI, VIII, XI* XII, кроме § 56, и заключение составлены
С. С.Итенбергом> глава I, §7,8главы II, § 15главы III, §22главы IV,

главы VII, X, §56 главы XII — Т. Д. Дахкильговым; § 5, 6, 9
главы II, глава IX—С. С. Итенбергом совместно с Т. Д. Дах-
Дахкильговым,
Авторы выражают искреннюю признательность сотрудникам
кафедры промысловой и разведочной геофизики ГНИ им. акад.
М. Д. Миллионщикова А. И. Соловьевой и Л. Г. Ишхановой за
помощь в подготовке и оформлении материалов учебника.

ЧАСТЬ ПЕРВАЯ
ПЕТРОФИЗИКА
Горные породы в зависимости от условий их образования и рас-
распространения обладают присущими им структурными и текстур-
текстурными признаками. Они характеризуются определенным комплек-
комплексом физических свойств — пористостью, проницаемостью, плот-
плотностью, упругостью, удельным электрическим сопротивлением,
радиоактивностью и др. Наука, занимающаяся изучением физиче-
физических свойств горных пород и установлением численной взаимо-
взаимосвязи различных параметров между собой, и называется п е т р о -
ф и з и к о й.
Глава I
КОЛЛЕКТОРСКИЕ СВОЙСТВА И НЕФТЕНАСЫЩЕННОСТЬ
ПОРОД
§ 1. ПОРИСТОСТЬ
Под пористостью горной породы понимается совокупность
пустот (пор) между частицами ее твердой фазы в абсолютно сухом
состоянии. Пористость в основном определяет содержание в поро-
породах жидкостей и газов и является одним из основных параметров,
характеризующих их коллекторские свойства. Поры горных по-
пород могут быть различны по происхождению, форме, размерам и
внутренней взаимосвязи.
Форма и размеры пор
Формы и размеры отдельных пор, характер их распределения
в породах и соотношение объема пор различных размеров, их взаи-
взаимосвязь, извилистость и удельная внутренняя поверхность поро-
вых каналов определяют структуру порового пространства породы.
По своей форме поры пород крайне разнообразны и могут быть
близкими к ромбоидальным и тетраэдрическим, щелевидным, ка-
верновидным, трещиновидным, каналовидным, ячеистым, пузыр-
пузырчатым и др. Примеры наиболее часто встречающихся типов пори-
пористости пород представлены на рис. 1.
По размерам поры условно подразделяются на сверхкапилляр-
сверхкапиллярные, капиллярные и субкапиллярные. К сверхкапилляр-
н ы м относятся поры радиусом 0,1 мм и выше. Движение жид-
жидкостей и газов в них происходит под действием силы тяжести или
напора по обычным для трубчатого канала законам гидродинамики.

Капиллярные поры имеют просвет от 0,0002 до 0,1 мм.
Движение жидкостей и газов в них осуществляется при участии
капиллярных сил и возможно лишь тогда, когда силы тяжести
и напора значительно превосходят силы молекулярного взаимодей-
взаимодействия между фильтрующимся флюидом и поверхностью канала
фильтрации. Размер субкапиллярных пор составляет
меньше 0,0002 мм. Вследствие малого расстояния между стенками,
субкапиллярных каналов жидкость в них находится в сфере дейст-
действия повеохностных молекулярных сил и при градиентах давлений.
Рис. 1. Породы с различными типами пористости
Уежзерновая пористость: а — с хорошо отсортированными зернами, б — с хорошо от-
отсортированными зернами и цементирующим веществом в промежутках между ними,
в — глинистый песчаник с рассеянным глинистым материалом; пористость* г — трещинно-
каверновая, д — трещинная; / — зерна; 2 — глинистые частицы, 3 — цементирующий
материал, 4 — блоковая часть породы
наблюдаемых в природе, перемещаться не может. Породы, имею-
имеющие в основном субкапиллярные поровые каналы, не являются
коллекторами (глины, глинистые сланцы, сильноглинистые разно-
разности терригенных пород и др.).
Трещинная пористость классифицируется по раскрытое™ тре-
трещин аналогично рассмотренной выше схеме. Трещины сверхкапил-
сверхкапиллярны, если ширина их раскрытости больше 0,25 мм, капиллярны
при ширине от 0,0001 до 0,25 мм, субкапиллярны при ширине мень-
меньшей 0,0001 мм. Иногда выделяют макротрещины и микротрещины.
Первые имеют раскрытость больше 0,1 мм, а вторые от 0,01 до
0,1 мм.
Одна и та же порода может содержать поры различных разме-
размеров. Их соотношение и распределение по объему в кластических
породах зависит от отсортированное™, плотности укладки и формы
породообразующих частиц. В практической работе поры горных
пород по своей морфологии (форме и происхождению) принято де-
делить на межзерновые (гранулярные), трещинные и каверновые.
10

Коэффициент пористости
Поры горных пород могут быть взаимосвязанными и изолирован-
изолированными. Первые соответствуют открытой, а вторые — закрытой ча-
частям порового пространства породы. Общая (абсолютная)
пористость породы равна суммарному объему открытых
и закрытых пор.
Количественно пористость оценивается коэффициентом, чис-
численно равным отношению объема пор УПОр к объему образца по-
породы Уобр 1 и выражается в долях единицы или процентах. Для
оценки внутренней взаимосвязи пор используют:
1)	коэффициент общей пористости
kn = Упор, общ/Уобр»	A.1)
гяе Упор, общ — общий объем пор в образце породы;
2)	коэффициент открытой пористости
?п.о= Упор. о/Уобр,	A.2)
где Fnop. о — объем открытых пор в образце породы;
3)	коэффициент закрытой пористости
&П.З — Упор. з/Уобр!	A.3)
где Упор, з — объем закрытых пор в образце породы.
Статическая полезная емкость пород-коллекторов определяется
объемом пор, которые могут быть заняты нефтью или газом. Вели-
Величина этой пористости характеризуется коэффициентом эффектив-
эффективной статической пористости
Ъ л.— ^пор. о Упор, ев
%. эф		A.4)
Уб
ИЛИ
kn. эф == A — ?в. ев) &п. о»	A5)
где УПор. ев — объем порового пространства, занятый связанной
водой; Ав.св — коэффициент связанной водонасыщенности.
При подсчете запасов нефти и газа используется средневзвешен-
средневзвешенное значение коэффициента пористости, рассчитываемое по формуле
k'	(L6)
где hi, St и knt — соответственно мощность, площадь и коэффи-
коэффициент пористости отдельных участков пласта-коллектора.
Для пород с жесткой связью частиц наряду с межзерновой по-
пористостью (первичной) (kn. M) значительную роль играют поры вто-
вторичного происхождения (Ап. вт) — трещины, каверны и другие
пустоты выщелачивания.
Суммарный объем пор в таких породах
kn = ku. и + A — kn, M) ku. BT,	(I 7)
11

откуда коэффициент вторичной пористости
ъ ь
1		 кп кп. м
В зависимости от преобладающего типа пористости выделяют
породы с межзерновой пористостью (поровые), трещиноватые, ка-
кавернозные или порово-кавернозно-трещиноватые (смешанные).
Влияние различных факторов на коэффициент пористости
Величина пористости обломочных пород зависит от формы и раз-
размера породообразующих частиц, степени их отсортированности, сце-
ментированности и уплотненности.
Породы с низкой пористостью (меньше 5 %) при отсутствии
трещин и каверн обычно не являются промышленными коллекторами.
Породы с пониженной пористостью характе-
характеризуются kn = 5—10 %, со средней пористо-
k 1015 %	йk
h
-»L	стью — kn = 10—15 %, с повышенной—kn =
*•«$•*	— 15—20%. Высокопористыми считаются по-
*$\ .•	роды с &п>20 %.
в#*^ *в	Увеличение глинистого и другого по ве-
V»V#\ щественному составу цементирующего матери-
# «"^* .	ала снижает пористость
• vVj#i	пород (рис. 2). При от-
• ^ в %	сутствии в породе раство-
^^ ••	римого компонента (кар-
* • * e^^i *°	бонатного и лимонитного)
•*в »^^^^^._^	содержание глинистого ма-
в •• •""• териала учитывается с по-
помощью следующих основ -
—'—fQ	'—^	'—-6q А'гл'м,% ных параметров:
1) массовой гли-
РисГ 2. ! Зависимость коэффициента пори- НИСТОСТИ кгл м ВЫ-
стости^ от глинистости нижнемеловых тер- ражаЮщейся отношением
ригенных пород Прикумского нефтегазо- г	^	^ ^ш^пп^ш
носного района Ставрополья	массы ГЛИНИСТОЙ фракции
(частиц размером меньше
0,01 мм) Мгл к полной массе жесткого скелета породы М:
Ъ	— АЛ IАЛ'	/т Q\
«гл. м — ^гл/Л<1,	(l.yj
2)	об ъ е?н ой глинистости &гл, характеризующейся
отношением объема глинистого материала (объема глинистых ча-
частиц с прочно связанной с ними водой) к объему всей породы:
&гл - VrJlI(VCK + УГл + Упор),	A.9)
где Угл, FCK, ^пор — объемы соответственно глинистой фракции,
скелета и пор;
3)	относительной глинистости т|гл, показы-
показывающей степень заполнения глинистым материалом пор неактив-
12

ного скелета:
ть = *гл/(*гл + ад-	A.10)
Если считать, что минералогические плотности вещества ске-
скелетной и глинистой фракций равны, то справедливы выражения:
kr3l — kTn. м A — ku) ИЛИ kn = &п.ск — &гл*>
n,	(I 11>
1 — /ггл. м
где ?п.ск — пористость скелета породы; kn — открытая пористость.
Если порода не содержит глинистого материала (см. рис. 1, а),
ТО kn = &п. ск •
В естественных условиях горные породы под действием всесто-
всестороннего давления находятся в состоянии напряжения. В осадочных
породах при определении среднего нормального напряжения до-
допускают, что оно равно напряжению, созданному весом вышележа-
вышележащих пород (горным или геостатическим давлением /?). Разность
между горным давлением р и пластовым (поровым) риор называется
эффективным давлением (напряжением) /?эф, дейст-
действующим на скелет породы:
РэЬ = Р—Рпор.	A-12)
Величина геостатического давления с учетом изменяющейся
плотности пород определяется как
h
р= ЁяМп*	A.13)
или
P = gHdn. ср,
где Snt — плотность литологически однородного пласта мощностью
Ы\ 6П> Ср — средневзвешенное значение плотности вышележащих
пород до глубины Я определения геостатического давления; g —
ускорение свободного падения.
Величина
АюР = ?#бв.ср,	A.14)
где бв. Ср — среднее значение плотности воды по разрезу. Соответст-
Соответственно формула A.12) может принять вид
Рэф = ?# (бп. ср — бв. ср).	A.15)
Под действием эффективного давления породы претерпевают
как упругие, так и неупругие деформации, которые сопровождаются
уменьшением пористости. Согласно экспериментальным данным под
действием давления вышележащих пород глины, уплотняясь,
отдают связанную воду и их пористость с глубиной уменьшается
по экспоненциальному закону:
*n^noexP(-P/4)-	<1Л6>
Здесь kn и kUo — пористость глин соответственно на заданной
глубине и поверхности; $ — постоянная величина, характеризую-
13

щая степень уплотнения глин с глубиной, отвечает коэффициенту
необратимого уплотнения породы; /?эф — эффективное давление
(напряжение).
Определение коэффициента пористости
В лабораторных условиях обычно определяют коэффициенты
открытой &п. о и общей kn пористости пород. Для определения ко-
коэффициента открытой пористости используются различные (весо-
(весовой, объемно-весовой, объемный или газометрический) способы [10].
Весовой способ (способ И. 'А. Преображенского) является наи-
наиболее распространенным. Величина kut o этим способом опреде-
определяется в следующей последовательности.
1.	Экстрагированный от нефти образец породы помещают в
бюксу и сушат в сушильном шкафу при температуре 105 °С до
постоянной массы.
2.	Определяют массу сухого образца взвешиванием в воздухе
(Мг). Взвешивание производят на технических весах 1-го класса
чувствительностью 10 мг.
3.	Образец насыщают рабочей жидкостью под вакуумом, созда-
создаваемым с помощью специальной вакуумной установки. Методика
насыщения должна обеспечивать полное заполнение всех открытых
(взаимосвязанных) пор образца рабочей жидкостью.
4.	Определяют массу образца гидростатическим взвешиванием
его в рабочей жидкости (М2). Для этого образец помещают в спе-
специальную корзинку, подвешенную к серьге коромысла весов и по-
погружающуюся в стакан с рабочей жидкостью, устанавливаемый на
мостике. Массу корзинки Мк определяют гидростатическим взве-
взвешиванием отдельно и вычитают из результатов взвешивания.
5.	Определяют массу насыщенного рабочей жидкостью образца
взвешиванием в воздухе (М3). Перед этим его обкатывают несколько
раз на предметном стекле или слегка обтирают тряпочкой, чтобы
снять с поверхности излишние капли жидкости.	А
По результатам взвешивания вычисляют коэффициент открытой
пористости
k ^ Упор. о_ (М3- МХ)/6Ж ^	М9-Мг
П'° Уобр (Мв-М2+Мк)дж	М3-М2+Мк '	'
где ]/обр — объем [образца; Упор. 0 — объем открытых пор образца;
бж — плотность рабочей жидкости; (Мд—Мг) — масса жидкости
в поровом пространстве образца; (М3—М2 + Мк) — масса объема
жидкости, равного объему образца (масса жидкости в объеме об-
образца).
Рабочая жидкость, используемая для определения пористости,
не должна вступать с веществом породы в химические взаимодейст-
взаимодействия; вызывать набухания, отслаивания и деформации частиц по-
породы; она должна иметь низкую упругость насыщающих паров
и быть термостабильной. Если породы не содержат растворимой
или набухающей в воде компоненты, то в качестве рабочей жидко-
14

сти рекомендуется использовать пластовую воду или ее модель.
Если же для насыщения пород нельзя использовать воду, в каче-
качестве рабочей жидкости выбирают очищенный от смол керосин,
плотность которого периодически должна контролироваться.
При определении коэффициента общей пористости kn исходят
из очевидного соотношения
Ум	/т 1Я\
A.16)
кобр	"обр
где у^ — объем твердой фазы образца (минералов).
Так как Vo6v = Мс/бс; Vu = Мм/бм иМм^ Мс, то
AЛ9)
где Мс и Мы — массы соответственно сухой породы и ее твердой
фазы; бс — объемная плотность породы в воздушно-сухом состоя-
состоянии; бм — минералогическая плотность ее твердой фазы (скелета).
Отсюда следует, что коэффициент общей пористости породы
определяется отношением плотностей сухой породы и твердой
фазы. Значение этих плотностей определяют весовым способом,
предложенным Мелчером: бс — парафинированием образца с по-
последующим гидростатическим взвешиванием, бм — пикнометри-
чески (см. § 3).
Зная коэффициенты общей и открытой пористости, оценивают
величину закрытой пористости
§ 2. ВОДОНАСЫЩЕННОСТЬ И НЕФТЕГАЗОНАСЫЩЕННОСТЬ
Содержание воды в горных породах называется их влаж-
влажностью, а способность пород удерживать в себе то или иное
количество воды в определенных условиях — влагоем-
влагоемко с т ь ю.
В естественных условиях поровое пространство пород-коллекто-
пород-коллекторов может быть заполнено водой полностью или частично. В по-
последнем случае оставшаяся его часть может быть заполнена нефтью
или газом.
Количественное содержание воды (нефти, газа) и ее состояние
в породах существенно влияет на формирование ряда физических
свойств и имеет большое значение при электрических, нейтронных
и других геофизических методах исследования скважин.
Водонасыщенность
Вода, содержащаяся в породах, в зависимости от характера ее
взаимодействия с твердыми частицами имеет различное состояние
и подразделяется на две основные категории: связанную и
свободную.
15

Содержание связанной воды в породах обусловлено химическими
и физико-химическими (адсорбционными) процессами. В связи
с этим различают химически связанную и адсорбционно связанную
воду.
К химически связанной относится вода кристаллиза-
кристаллизационная и конституционн а я. Кристаллизацион-
Кристаллизационная вода входит наряду с другими молекулами и ионами в кристал-
кристаллическую решетку некоторых минералов в виде Н2О (гипс
CaSO4-2H2O, эпсомит MgSO4-7H2O, мирабилит Na2SO4-10 H2O,
сода Na2CO3 10H2O и др.) и, как правило, удаляется из них при
температурах более 110°С. Исключение составляют сода и мира-
мирабилит, из которых кристаллизационная вода удаляется при обычных
температурах воздуха.
Конституционная вода образуется при нагревании ряда мине-
минералов из входящих в их кристаллическую решетку гщфоксильных
ионов ОН~, Н+, Н3СИ~ и часто называется гидроксильной.
Среди минералов, в которых синтезируется конституционная вода,
можно отметить гидраргиллит А1 (ОНK, тальк Mg3 (OHJ (Si4O12),
диаспор А1 (ОН) О, аллофан Al2O3-nSiO2, каолинит А12 (ОНLХ
X(Si2O5), галлуазит Al2 (OHL(Si2O5)-H2O, монтмориллонит
(AlMgJ(OHJ(Si4O10).H2O и др.
В осадочных породах конституционная вода преимущественно
образуется за счет минералов глин, особенно таких, как аллофан,
каолинит и монтмориллонит. Синтез гидроксильной воды и ее уда-
удаление из различных минералов обычно происходят при температу-
температурах от ПО до 1300 °С. Химически связанная вода (кристаллиза-
(кристаллизационная и конституционная) практически не оказывает влияния
на физические свойства пород, за исключением нейтронных.
Слои воды, находящиеся на разном расстоянии от поверхности
твердых частиц или поровых каналов, отличаются по своему фи-
физическому состоянию и химическому составу (рис. 3). Некоторая
часть воды в пористых средах подвержена влиянию физико-хими-
физико-химических (адсорбционных) сил, которые по своей природе являются
электрическими и проявляются на поверхности гидрофильных ча-
частиц. Эту часть воды принято называть адсорбционной.
(Породы, твердая фаза которых смачивается водой, считаются
гидрофильны ми, если твердая фаза не смачивается во-
водой — гидрофобными.)
Действие электрического поля вокруг твердой дисперсной ча-
частицы приводит к образованию ориентированного и прочно адсор-
адсорбированного слоя связанной воды. В зависимости от заряда твер-
твердой поверхности молекулы воды ориентируются отрицательными
или положительными зарядами к поверхности, образуя двойной
электрический слой Гельмгольца (см. § 6).
Адсорбированная вода подразделяется на прочно связанную
и рыхло связанную. Прочно связанная вода удерживается на по-
поверхности твердых частиц Ван-дер-Ваальсовыми силами притяже-
притяжения, достигающими десятков тысяч атмосфер, что обусловливает
16

ее передвижение только при
переходе в парообразное со-
состояние.
Рыхло связанная вода
образуется на поверхности
частиц породы поверх проч-
прочно связанной воды. Молекулы
этой воды удерживаются
у твердой фазы пород менее
прочно силами Ван-дер-
Ваальса, силами поля ориен-
ориентированных молекул прочно
связанной воды и образуют
шдратные оболочки обмен-
обменных катионов.
Содержание связанной во-
воды в породе определяется
минеральным составом и сте-
степенью дисперсности (удель-
(удельной поверхностью) ее твердой
фазы. Величина последней
в значительной мере зависит
от глинистости. В связи
с этим для более глинистых
пород характерно и большее
содержание связанной воды.
К свободной (подвижной или
извлекаемой) воде относят
воду, которая не подвержена
действию адсорбционных сил
и способна сравнительно лег-
легко передвигаться в порах
и пустотах пород под дей-
действием гравитационных сил
или напора. Содержание свя-
связанной воды в поровом про-
пространстве пород количест- _
венно оценивается коэффи-
коэффициентом связанной водонасы-
щенности
Ъ __ в св	/т on
«в. св — —	у	A 21)
"пор
где VB св — объем связанной
воды, соответствующий доле
объема пор, занятого связан-
связанной водой; Fnop — общий
объем пор породы.
000000000000
300000000000
о
о
о
CS1
17

Связанная и условно подвижная вода обусловливает остаточ-
остаточную водонасыщенность, характеризуемую коэффициентом kBm 0Ст
остаточного водонасыщения.
Количество подвижной (извлекаемой) воды в породах оцени-
оценивается^ коэффициентом kB подв подвижной водонасыщенности
К подв = Ув'П0ДВ = 1 - К ост,	A.22)
^пор
а общее содержание воды в поровом пространстве — коэффициентом
kB водонасыщенности
? = kB, подв 4~ #в. ост == ^в. подв ~Ь «в. усл. подв ~Г «в. св> (^«23)
* пор
На практике часто содержание подвижной и условно подвижной
воды рассматривается совместно и характеризуется коэффициентом
kB Эф эффективной водонасыщенности
V а
^в. эф — —¦—	 =1 — kB, св = ^в. подв + &в. усл. подв-	A.24)
»^пор
Нефтегазонасыщенность
В поровом пространстве пород-коллекторов наряду с водой мо-
может содержаться нефть или газ. При этом количественное соотно-
соотношение и характер распределения воды, нефти и газа в поровом
пространстве могут быть различными. Распределение нефти (газа)
и воды в порах зависит от того, гидрофильна или гидрофобна по-
порода.
Твердая фаза осадочных пород сложена в основном гидрофиль-
гидрофильными минералами, что обусловливает распространение в природе
преимущественно гидрофильных коллекторов нефти и газа.
В общем случае
A.26)
>'пор	мпор
где FH, Vr и VB — доли объемов порового пространства, занятых
соответственно нефтью, газом и водой; kHj kT и kB — коэффициенты
нефте-, газо- и водонасыщенности.
Нефть или газ, находящиеся в поровом пространстве породы,
извлекаются лишь частично. В связи с этим различают коэффи-
коэффициенты извлекаемого и остаточного нефтенасыщения (газонасыще-
(газонасыщения), сумма которых равна kH (kT):
«н '==z %. извл 4~ Ян. ост-	A*27)
В частном случае для гидрофильной нефтенасыщенной породы
&н + &в — ^н. извл + ^н. ост + &в- подв + ^в. ост ^ 1-	A.28)
18

Если поры нефтеносной породы не содержат свободноподвижной
ВОДЫ, {К подв = °)> что чаЩе Всег0 Имеет месТ0> Т0
&н + &в == kn. извл + Ьн. ост+ k*. ост = 1.	A.29)
Определение коэффициентов водо-, нефте- и газонасыщенности
Определение коэффициента водонасыщенности kB и нефтенаеы-
щенности kH заключается в анализе образцов естественных пород
на содержание в них воды и нефти. Коэффициент газонасыщенно-
газонасыщенности можно вычислить из соотношений kv = 1 — (kB + ku) или
kr z=z \ — kB (если порода не содержит нефти).
Существует несколько прямых и косвенных способов определе-
определения коэффициентов водо- и нефтенасыщенности: отгонки, критиче-
критической температуры растворения, титрования, экстракции пента-
ном, хлоридный и др. [10]. Из перечисленных способов наиболее
широкое применение в практике получил способ прямой отгонки.
Сущность этого способа заключается в том, что образец породы,
отобранный при бурении скважины на промывочной жидкости
с нефтяной основой и предохраненный от потерь нефти, т. е. с ес-
естественным насыщением, помещают в бюксу и определяют его
массу
M2 = M1~M0i
где Мг — масса бюксы с образцом; Мо — масса бюксы (измеряется
отдельно).
Затем с помощью специального аппарата из образца отгоняют
нефть и воду. При этом воду улавливают в градуированной ло-
ловушке, в которой определяется ее объем FB, а следовательно, и
масса М3, так как плотность бв = 1. После отгонки образец сушат
до постоянной массы М4 и по полученным результатам рассчиты-
рассчитывают массу содержащейся в нем нефти Мц и ее объем VH'
где бн — плотность нефти.
Определив отдельно для исследуемой породы коэффициент об-
общей пористости kn и плотность ее в сухом состоянии бс, рассчиты-
рассчитывают:
1)	объем пор
Vnop = Mtkn/6c,	(I.30)
2)	коэффициент нефтенасыщенности
2Ь	<'3'>
*—
г2Ь	<'-3'>
Упор	Msfcn
3) коэффициент водонасыщенности
k - У*	У*Ь*	л 321
В Vnop	M4kn '	У ' '
19

«==44
Рис. 4. Аппарат Закса для определения водонефте-
насыщенности образцов пород
1 — кипятильник; 2, 10 — трубки; 3 — ловушка; 4 — o6pai-
ный холодильник; 5 — стаканчик, 6,9—- пробки пришлифо-
пришлифованные; 7 — крючок, 8 — рубашка теплоизолирующая; // —
сифон; 12 — кран; 13 — трубка с охлаждающей водой; 14 —
трубка для отвода нагревшейся воды, 15 — сифон стаканчи-
стаканчика; 16 — дужка
Если УПор ф Vn + VB» делают вывод о со-
содержании в порах породы газа, объем кото-
которого
и рассчитывают коэффициент газонасыщенно-
газонасыщенности
Vr VTbc
/	^ АЛ U #	(L05t3)
kr =¦
Аппарат для определения водонефтенасы-
щенности (аппарат Закса или ВН-3) показан
на рис. 4.
В качестве нагревателя используется элек-
электрическая печь ПЭ-3 или электроплитка закры-
закрытого типа.
Работу по определению коэффициентов водо-
и нефтенасыщенности выполняют в следующем
порядке.
1. Подготавливают к работе все составные
части аппарата ВН-3.
2.	Из середины нефтеводонасыщенного керна откалывают ку-
кусочки породы, помещают их в бюксу известной массы Мо и опреде-
определяют взвешиванием массу бюксы с породой Мг. Взвешивание про-
производят на технических весах 1-го класса или аналитических ве-
весах типа АДВ-200.
3.	Устанавливают в вытяжном шкафу на асбестовом листе элек-
электроплитку.
4.	Заполняют кипятильник на 2/3 емкости растворителем —
толуолом или спиртобензольной смесью (90 % бензола и 10 %
спирта) и устанавливают его на электроплитку. Растворитель вы-
выбирают в зависимости от типа нефти в образце.
5.	Переносят породу в гильзу из фильтровальной бумаги, ко-
которая помещается в стаканчик, подвешиваемый на крючок 7.
6.	Закрывают кипятильник пробкой 9 и закрепляют рубашку 8
на штативе.
7.	Соединяют холодильник с ловушкой и, подключив с помощью
резинового шланга трубку 13 к водопроводу, устанавливают цир-
циркуляцию охлаждающей воды.
8.	Включают в сеть через латр электроплитку. Переключате-
Переключателем латра регулируют нагрев плитки так, чтобы кипение раство-
растворителя в кипятильнике было небурным.
20

Пары растворителя и воды образца породы поступают через
трубку в холодильник, где они конденсируются; конденсат, пред-
представляющий смесь растворителя и воды, стекает в ловушку. Вода,
вследствие большей плотности, собирается в нижней части ловушки,
а "растворитель по мере заполнения ловушки до уровня сифона 11
сливается в стаканчик (на образец) и заполняет его до тех пор, пока
не сработает сифон 15. При срабатывании сифона 15 растворитель
с растворенной в нем нефтью из образца сливается в кипятильник.
Экстрагирование (отгонка) считается законченным, если объем
воды в ловушке не увеличивается, а растворитель над ней и сли-
сливающийся из стаканчика через сифон 15 в кипятильник становится
прозрачным (без видимой окраски).
9.	По окончании экстрагирования выключают плитку, дают
аппарату остыть и определяют объем VB = М3/бв воды, скопив-
скопившейся в ловушке (бв = 1).
10.	Разбирают аппарат, переносят образец породы в бюксу мас-
массой Мо и сушат его в сушильном шкафу при температуре 105 °С
до постоянной массы (М4 + Мо).
11.	Определяют значения: М2 = Мг—Мо\ М4 = (Af4 +
+ Мо) — Мо\ Мп = М 2 — (М8 + М4) и при известных коэффи-
коэффициенте пористости kny плотности бс сухой породы и плотности бн
нефти по формулам A.30) — A.33) рассчитывают искомые вели-
величины &в, kn и кг.
§ 3. ПЛОТНОСТЬ
Плотность б — физическая величина, которая для одно-
однородного вещества определяется его массой 1 в единице объема. Для
практических целей часто используют относительную плотность.
Для жидких и твердых веществ она устанавливается по отношению
к плотности дистиллированной воды при 4 °С, для газов — по от-
отношению к плотности сухого воздуха при нормальных условиях
(р - 101325 Па, Т - 0).
Средняя плотность тел (в кг/м3)
6 = M/V.	A.34)
Плотность достаточно тесно связана с рядом физико-химиче-
физико-химических свойств горных пород и оказывает влияние на показания
радиоактивных, акустических и других геофизических методов
исследования скважин.
Удельный вес равен отношению веса тела к его объему
и может быть определен как произведение плотности б на ускорение
свободного падения g. Следовательно, удельный вес является фи-
физико-химической характеристикой вещества, так как зависит от
значений g.
1 Масса — величина, характеризующая количество вещества в теле,
и равная весу тела, деленному на ускорение свободного падения g.
21

Плотность твердой, жидкой и газообразной фаз пород
Плотность твердой фазы 8М пород зависит от плотностей со-
составляющих ее минералов и их соотношения в единице объема этой
фазы. Минералы, наиболее часто встречающиеся в осадочных по-
породах, по плотности могут быть условно подразделены на три
группы [2J:
1) глинистые с 8М A,5—2,6)-103 кг/м3, некоторые сульфаты и
хлориды [гипс B,32-103 кг/м3), галит B,20-103 кг/м3) и др. ]; 2) ос-
основные породообразующие
с 8М от B,6 + 2,65)-103 кг/м3
(полевые шпаты, кварц) до
B,71— 2,85)-103 кг/м3 (каль-
(кальцит, доломит), реже до
2,95-103 кг/м3 (ангидрид); 3)
сопутствующие тяжелые с бм,
C,5—5)-103 кг/м3 и более.
Твердая фаза пород может
быть мономинеральной и по-
лиминеральной. В первом
случае ее плотность совпа-
совпадает с плотностью породооб-
породообразующего минерала, во вто-
втором определяется величиной
0,30
Рис. 5.- Зависимость плотности бр рас-
растворов NaCl от их объемной концентра-
концентрации Су и температуры Т [2]
средней взвешенной плотно-
плотности минералов и рассчиты-
рассчитывается по формуле
i=n
A.35)
где 8Mt-— плотность /-го минерала; VMn — объем, занимаемый /-м
минералом в единице объема твердой фазы; п — число минералов,
составляющих твердую фазу породы.
Жидкая фаза пород обычно бывает представлена пластовой во-
водой или пластовой водой и нефтью. Плотность пластовых вод в сво-
свободном и рыхло связанном состояниях зависит в основном от хи-
химического состава, минерализации и температуры (рис. 5) и изме-
изменяется в пределах @,95—1,2)-103 кг/м3 [2].
Природные нефти характеризуются незначительным пределом
изменения плотности. В нормальных условиях (р = 0,1 МПа, Т =
= 20 °С) в зависимости от химического состава 8Н изменяется в
пределах @,7—1,06) • 103 кг/м3. Повышенная плотность обычно
свойственна окисленным нефтям с высоким содержанием асфаль-
тенов и смол. В пластовых условиях 8Н зависит от температуры,
давления и газового фактора. Различие плотностей нефти в пласто-
пластовых и поверхностных условиях учитывается с помощью объемного
коэффициента.
22

Если жидкая фаза состоит из воды и нефти, то ее плотность рас-
рассчитывается как средняя взвешенная величина
8« = SBVB-f ShVh,	О-36)
Где 6В и бн — плотности воды и нефти; VB и 1/н — занимаемые во-
водой и нефтью объемы в единице объема жидкой фазы.
Плотность природных газов бг в нормальных условиях зависит
от их химического состава и обычно определяется отношением к
плотности воздуха при тех же условиях. В отличие от твердой и
жидкой фаз бг более существенно зависит от температуры и давле-
давления.
Плотность пород
Плотность пород бп зависит от содержания в единице объема
породы твердой Мш жидкой Мж и газообразной Мг фаз и соответст-
соответственно их плотностей бм, бж, бг. Плотности отдельных фаз опреде-
определяются следующим образом:
Ум
мт
Ут
A.37)
2,75
2,50
2,25
2,00
/,75
10
Рис. 6. Зависимость плотности бп от коэффициента пористости
kn известняков верхнего мела Восточного Предкавказья
Плотность породы
Уп
A.38)
23

или
бп =
где 8Mi, бж* и 8rt—плотности минералов твердой фазы породы,
жидкостей и газов, заполняющих ее поровое пространство; VKu
Уж h Vh — их объемы в еди-
единичном элементе породы.
Если плотности твердой фазы
и пластовой жидкости постоян-
постоянны, то при полном насыщении
Vs/ //////	бп является функцией пористо-
пористости породы (рис. 6):
A.40)
Это позволяет использовать за-
зависимость 8n — f (kn) для опре-
Рис. 7. Номограмма для определе-
определения пористости неглинистых пород деления плотности пород по ве-
по данным б„, бм	личине коэффициента пористости
и наоборот.
На рис. 7 приведена номограмма, построенная в соответ-
соответствии с уравнением A.40) при условии, что бж = бв = 1. Эта
номограмма позволяет определять
пористость неглинистых водона-
сыщенных пород по величине их
плотности.
В глинистых породах твердая
фаза состоит из основных породо-
породообразующих минералов, составля-
составляющих скелет породы с плотно-
плотностью бм, и глинистого цемента
с плотностью бгл, заполняющего
частично поровое пространство
между зернами скелета.
В этом случае
A.41)
где krjl — объемная глинистость.
Откуда	¦ о г 4 е
у _ ^м Оп 	у _ Ом Огл	Рис. 8. Зависимость плотности
пород от глубины их залегания
П. 2]
J2	&	?	51
Ом — Ож	°м — Ож
A.42)
С увеличением глубины зале-
залегания плотность пород, как пра-
правило, возрастает, что связано с их уплотнением и, как следствие
этого, уменьшением пористости под давлением вышележащих толщ.
Зависимость плотности пород от глубины залегания, по данным
/ — известняки; 2 — песчаники; 3 —
глины
24

работ [2, 3], в среднем описывается эмпирическим уравнением вида
6пЯ = бм - (*„ ~ бв) *пН=0 «*Р ( - *ТН)	A.43)
и графически представлена на рис. 8. Здесь knHQ — пористость
породы на поверхности; Н — глубина, на которой определяется
плотность; ат — температурный коэффициент, изменяющийся от
0,2- Ю~3 м (породы с жестким скелетом и низкой глинистостью)
до 0,7-Ю~3 м (породы высокоглинистые). Наибольшее уплотне-
уплотнение характерно для глин и сильноглинистых разностей пород. Хо-
Хорошо отсортированные чистые песчаники уплотняются в меньшей
степени.
Определение плотности
В лабораторных условиях обычно определяют не плотность
пород в естественном залегании, а плотности сухой породы бс и ее
твердой фазы бм, пластовой воды бв, нефти бн и газа 6Г. При из-
известных плотностях составляющих фаз и объемном содержании
их в породе, характеризуемом коэффициентами пористости, водо-,
яефте- и газонасыщенности (kBy ka, 4), плотность пород с естествен-
естественным насыщением рассчитывают по формуле A.39).
Рассмотрим способы определения бс и бм. Для оценки бс доста-
достаточно знать массу сухого образца породы Мг и его внешний объем
Уобр, тогда бс = MJVoev Внешний объем образца можно опре-
определить способом парафинирования с последующим гидростатиче-
гидростатическим взвешиванием или вычислением, используя данные, получен-
полученные при оценке открытой пористости способом насыщения. Способ
парафинирования заключается в следующем.
1.	Экстрагированный образец породы помещают в бюксу и су-
сушат в сушильном шкафу при температуре 105 °С до постоянной
массы.
2.	Определяют массу сухого образцаjAfj, взвешиванием в воз-
воздухе на технических (или аналитических) весах 1-го класса.
3.	Образец обвязывают тонкой гибкой проволочкой длиной
20—30 см и покрывают его слоем парафина известной плотности
толщиной 0,5—1 мм. Парафинирование производят несколькими
повторными погружениями образца в расплавленный парафин,
имеющий температуру не выше 60 °С. При большей температуре
парафин может проникнуть глубоко в поры образца и исказить
результаты определения объема.
4.	Находят массу парафинированного образца взвешиванием
в воздухе М2- Массу проволочки устанавливают отдельно и вычи-
вычитают из результатов взвешивания.
5.	Определяют массу парафинированного образца гидростати-
гидростатическим взвешиванием Л43. Для этого образец с помощью проволочки
подвешивают к серьге коромысла весов и погружают в стакан с ди-
дистиллированной водой, устанавливаемый на мостике или кольце
штатива. Массу проволочки определяют гидростатическим взвеши-
взвешиванием отдельно и вычитают из результатов взвешивания.
25

6. Вынимают образец, обтирают его фильтровальной бумагой,
повторно находят массу парафинированного образца взвешиванием
в воздухе М'2 и убеждаются, что вода в него не проникла. При
МГ2—М2 > 0,02 г результаты взвешивания считают непригод-
непригодными.
Величину плотности сухого образца вычисляют по формуле
где бв — плотность дистиллированной воды при температуре из-
измерений; бпар — плотность парафина, наиболее часто равная,
@,87—0,9). 103 кг/м3.
Если плотность парафина неизвестна, то ее устанавливают
пикнометрическим способом или способом гидростатического взве-
взвешивания на аналитических весах.
Из данных, получаемых при определении пористости способом
насыщения, очевидно, что (Ms—Мг) есть масса рабочей жидкости
в порах, а (М3—М2) — масса жидкости в объеме образца (см.
§ 1). Следовательно, зная плотность рабочей жидкости легко вы-
вычислить
= (Afа - М2)/6Ж
Vu - Voep - FnoP = (Mt - М2)/6Ж.	A.45)
Тогда плотность сухой породы
6с = —;	—~у	A.46)
м3 — м2
а кажущаяся плотность твердой фазы (кажущаяся минералогиче-
минералогическая плотность)
*п.о«1	г^-.	A.48)
Ом. к
Кроме того, можно записать
Откуда
бс = A~?л.оMм.к.	A.49)
Плотность твердой фазы (минералогическую плотность) опреде-
определяют пикнометрическим способом. Для этого в пикнометр вводят
исследуемое твердое вещество, затем доливают до риски жидкость
известной плотности и устанавливают взвешиванием на техниче-
технических весах 1-го класса его общую массу.
Для измерения бм обычно используют часть образца сухой
породы, оставшуюся после определения величины бс. Минималь-
Минимальная масса ее должна составлять 10—15 г. В качестве рабочей жид-
26

кости применяют дистиллированную воду; если же порода содер-
содержит растворимые или набухающие в воде компоненты, применяют
очищенный керосин.	_
Рассмотрим последовательность, в которой^выполняются из-
измерения.
1.	Экстрагированный и высушенный до постоянной массы об-
образец измельчают в ступке до порошкообразного состояния.
2.	Определяют массу MQ сухого пикнометра и засыпают в него
10—15 г породы. Рекомендуется использовать пикнометры емкостью
50 см3.
3.	Определяют массу Мг сухого пикнометра с породой.
4.	Заливают в пикнометр до половины объема рабочую жид-
жидкость (при этом ее уровень должен быть выше породы примерно
на 1—1,5 см), слегка взбалтывают и помещают в вакуумную уста-
установку для удаления воздуха. Вакуумирование производят до пре-
прекращения выделения воздуха. Затем вакуум снимают, доливают
в пикнометр жидкость и вновь вакуумируют в течение 30 мин. По-
После снятия вакуума пикнометр извлекают и термостатируют в во-
водяной бане при 20 °С и доводят в нем уровень жидкости до риски,
тщательно обтирают фильтровальной бумагой снаружи и опреде-
определяют его массу М2.
5.	Содержимое пикнометра сливают, заполняют его рабочей
жидкостью, термостатируют в водяной бане при 20 °С и вновь до-
доводят уровень жидкости до риски, обтирают снаружи фильтро-
фильтровальной бумагой и определяют массу М3.
6.	Вычисляют плотность твердой фазы по формуле
Щ? бж 20 — плотность рабочей жидкости при температуре 20 °С.
§ 4. ПРОНИЦАЕМОСТЬ
Свойство пород пропускать через себя жидкость, газы и их
смеси при перепаде давлений называется проницаемостью.
Проницаемость является мерой фильтрационной проводимости
породы. Ее подразделяют на физическую (абсолютную), фазовую
(эффективную) и относительную.
Физическая проницаемость
Физическая проницаемость соответствует про-
проницаемости породы при фильтрации через нее однородной жидко-
жидкости или газа, химически инертных по отношению к твердой фазе,
н количественно оценивается коэффициентом физической проницае-
проницаемости knp. В уравнении Дарси knp является коэффициентом про-
пропорциональности между скоростью фильтрации v$ однородной
27

жидкости (газа) и градиентом давления Ap/L:
Уф=йпр___=_,	-(Ш)
где Ар — перепад давления (в Па); L — длина пористой среды
(в м); \i — динамическая вязкость жидкости (газа) [в Па-с]; Q —
объемный расход жидкости (газа) в единицу времени (в м3/с) через
сечение F (в м2) пористой среды.
Отсюда коэффициент проницаемости (в м2)
За единицу проницаемости значением в 1 м2 принимается про-
проницаемость такой пористой среды, при фильтрации через образец
которой площадью 1 м2, длиной 1 м и перепаде давления 1 Па рас-
расход жидкости вязкости 1 Па-с составляет 1 м3/с. Физически эта
единица измерения проницаемости характеризует величину пло-
площади сечения каналов пористой среды, по которым происходит
фильтрация.1
Горные породы условно подразделяются на проницаемые,
(с knp > 10,2-10~15 м2), полупроницаемые [с knp = @,1 — 10,2)-
•10~15 м2] и практически непроницаемые (с kup < 0,Ь105 м2).
Физическая проницаемость коллекторов колеблется в очень боль-
больших пределах: от 0,Ы0~15 до 3-10~12 м2 и более. Широкое рас-
распространение имеют коллекторы с проницаемостью @,2—1,02) •
• Ю-12 м2.
Основным фактором, влияющим на коэффициент проницаемо-
проницаемости пород, является структруа их порового пространства, характе-
характеризуемая формой и размером пор, извилистостью и удельной по-
поверхностью каналов фильтрации. Эти параметры определяют объем
фильтрующего агента, траекторию его отдельных струй и силы
поверхностного взаимодействия, препятствующие фильтрации.
Теоретически согласно уравнению Козени-Кармана
где &п. д — динамическая пористость образца породы, доли еди-
единицы; S$ — удельная поверхность каналов фильтрации (в м2/м3);
Тт — гидравлическая извилистость каналов фильтрации, равная
отношению средней статистической длины поровых каналов LK
к длине образца породы L; / — коэффициент, учитывающий форму
сечения пор и изменяющийся для гранулярных коллекторов от 2
до 3 при наиболее частом значении 2,5.
1 Практической единицей измерения проницаемости является Дарси,
равная 1,02-Ю-12 ма « 1 мкм2. Величина, равная 0,001 Д, называется мил-
лидарси (мД).
28

Качественно зависимость проницаемости от пористости и струк-
структуры порового пространства зернистых пород может быть показана
на примерах статистических связей. По среднестатистическим дан-
данным для многих нефтегазоносных коллекторов большей пористости
обычно соответствует и большая проницаемость (рис. 9). Структура
порового пространства обломочных пород до некоторой степени
может быть охарактеризована удельной поверхностью зерен Syfl,
их эффективным или медианным диаметром, коэффициентом от-
отсортированное™, средним радиусом капиллярных пор и извили-
50 100	500 knp'10~™nz
Рис. 9. Соотношение между проницаемостью &пр и открытой пористостью
кп. о (песчано-алеврито-глинистые породы-коллекторы нижнего мела При-
кумского нефтегазоносного района Ставрополья)
стостью поровых каналов. Между коэффициентом проницаемости
и указанными параметрами обычно наблюдаются статистические
корреляционные связи, часто используемые совместно с зависи-
зависимостью knp = f (kn) при интерпретации результатов геофизиче-
геофизических исследований скважин (рис. 10). Разброс точек на графиках
объясняется зависимостью knp от нескольких из перечисленных
параметров, значение которых в каждом отдельном случае раз-
различно. Согласно работам В. М. Добрынина и других исследовате-
исследователей, с ростом эффективного давления (увеличением глубины за-
залегания) проницаемость пород k^3^ уменьшается в соответствии
с приближенным уравнением
где
Г 4Рэф) Т
L kn J
з+ас
kl^' «k^ I —	1	,	A.54)
— структурный показатель, связывающий среднюю ста-
29

тистическую длину поровых каналов с их радиусом U = сгг ст.
Здесь с — постоянная величина, изменяющаяся от (— 0,24) до
<-^8> [3L
На рис. 11 даны кривые относительного изменения коэффици-
коэффициента проницаемости от глубины залегания (а) и эффективного дав-
давления (б). Анализ многочисленных экспериментальных исследова-
Рис. 10. Зависимость коэффициента проницаемости от структурных пара-
параметров пород
Зависимость &пр от а- удельной поверхности 5уд песчаников и алевритов Грозненского
района (по А М Нечаю), б— медианного диаметра Md песчаников (по М. К. Калинко),
в — остаточной водонасыщенности kB o карбонатных пород Куйбышевского Поволжья
о
(по данным К И. Багринцевой); г — связь отношения &п/?пр с УДельн°й поверхностью
песчано-алевритовых пород Грозненского района (по А. М. Нечаю)
ний показывает, что проницаемость пород, особенно глинистых,
залегающих на больших глубинах, может оказаться почти в 2 раза
меньше ее значения, определенного на поверхности. Проницаемость
трещиноватой породы в общем случае зависит от геометрии систем
трещин и направления фильтрации. Для приближенной оценки
трещинной пористости и проницаемости используются шюскопа-
ралдельные шлифы увеличенных размеров. Метод шлифов, хотя
30.

Рис. 11. Относительное изменение коэффи-
коэффициента Л#пр/&пр проницаемости песчано-гли-
нистых пород в зависимости от глубины зале-
залегания Н (а) и эффективного давления рЭф (б)
а — среднеотсортированные песчано-глинистые поро-
породы (по В. М. Добрынину); б — песчано-алеврито-
глинистые породы нижнего мела Ставрополья; А&Пр —
уменьшение проницаемости под воздействием эффек-
эффективного напряжения
и дает приемлемые результаты, не находит широкого применения,
так как требует исследования большого числа образцов. В связи
с этим для оценки параметров трещиноватых пород все чаще ис-
используются геофизические и гидродинамические методы.
Фазовая и относительная проницаемости
В нефтегазонасыщенных породах-коллекторах одновременно
присутствуют две или три фазы (нефть—вода, газ—вода,
газ—нефть—вода). Способность пород, насыщенных водонефтега-
зовыми смесями, проводить отдельно нефть, газ, воду называют
фазовой (эффективной) проницаемостью.
Последняя характеризуется коэффициентом фазовой проницае-
проницаемости, рассчитываемым для каждого компонента смеси по формулам
^пр. н =
«пр г —
FAp
FAp
A.55)
A.56)
A.57)
где QB, QH, Qr, ^iB, }xHj jj,r — соответственно расходы и вязкости
воды, нефти и газа.
Отношение фазовой проницаемости к физической называют от-
относительной проницаемостью k'up. „ = knp, B/knp;
&пр. н = knp,Jkup; ^пр.г = kup.T/kupt которую выражают безраз-
31

мерной величиной в долях единицы или в процентах. Фазовая
и относительная проницаемости зависят от нефте-, газо- и водона-
сыщенности порового пространства породы, а также от физико-хи-
Рис. 12. Зависимости коэффициентов от-
относительной проницаемости от коэффици-
коэффициентов нефтеводонасыщенности для песчано-
глинистых пород
0,2 -
Рис. 13. Области распространения одно-,
двух- и трехфазного потока в пористой
среде (по Леверетту)
Вода
W0°/o
90 80 70 60 60 W 30 20 /О О
Водой асыщенногть) °/с
мических свойств пористых сред и компонентов, насыщающих их
смесей. Если часть пор занята какой-либо фазой, то совершенно
очевидно, что проницаемость породы для другой фазы становится
меньше. В реальных условиях, в зависимости от объемного соот-
соотношения в поровом пространстве породы воды, нефти, газа, воз-
возможны одно-, двух- и трехфазные потоки. При этом расход много-
многофазных смесей всегда меньше расхода однородной фазы.
На рис. 12 показаны зависимости коэффициента относительной
проницаемости для двухфазной смеси (вода—нефть) от величины
32

коэффициентов нефте- и водонасыщенности. Участки диаграмм*
в пределах которых относительная проницаемость практически
становится равной нулю, определяют области фильтрации только
одного из компонентов смеси. Положение этих областей и харак-
характер кривых &пР.в = / (&в); ?пР н = / (?в); &пР г = / (kB) в опреде-
определенной мере зависят от структуры порового пространства породы.
При одновременном насыщении пород газом, нефтью и водой
области одно-, двух- и трехфазных потоков изображают на треу-
треугольной диаграмме, как это показано на рис. 13. На этой диаграмме
нанесены кривые, соединяющие точки с одинаковым содержанием
E °Л) соответствующего компонента смеси воды A), нефти B) и
газа C) в потоке. Вершины треугольника соответствуют 100 %-ому
насыщению породы одной из фаз, а его стороны, противолежащие
соответствующим вершинам,— нулевому насыщению этой фазой.
Из диаграммы (см. рис. 13), полученной для несцементированных
лесков, видно, что при газонасыщенности среды меньше 10 % и
нефтенасыщенности ниже 23 % в потоке практически будет со-
содержаться только вода. Область трехфазного потока обычно мала
и расположена в пределах насыщенности песка нефтью от 23 до
50 °'о, водой от 33 до 64 %, газом от 14 до 30 %. Для других типов
пород-коллекторов эти пределы насыщенности, ограничивающие
области одно- двух- и трехфазных потоков, могут быть несколько,
отличными.
Определение проницаемости пород
Определение проницаемости пород в лабораторных условиях
производят на специальных установках по газу (воздуху) или
жидкости.
Для одних и тех же пород проницаемость по жидкости несколько
меньше, чем по газу, что связано с разбуханием глинистых частиц
и образованием адсорбционных слоев воды (нефти) на поверхности
каналов фильтрации. В связи с этим абсолютную (физическую)
проницаемость пород чаще принято устанавливать при фильтра-
фильтрации через них газа (обычно азота или воздуха). Для этого сущест-
существует ряд установок, одна из которых (ГК-5) показана на рис. 14.
Определение проницаемости выполняют в следующем порядке.
1.	Изготавливают образцы пород цилиндрической формы диа-
диаметров 20—30 мм, длиной 20—40 мм; экстрагируют их от нефти
й солей в аппарате Сокслета и сушат до постоянной массы при
температуре 105 °С.
2.	Проверяют герметичность всей системы и работу отдельных
узлов установки.
3.	Измеряют штангенциркулем диаметр и длину образца, уста-
устанавливают и надежно зажимают его в струбционном зажиме.
4.	К нижнему штуцеру струбционного зажима через хлоркаль-
цневую трубку и манометр на входе подают осушенный от влаги
азот (воздух).
2 Заказ № 789	33

5.	Фиксируют по соответствующим манометрам установив-
установившиеся давления на входе рг и выходе р2 из образца и с помощью
расходомера (например, реометра) измеряют расход газа в еди~
ницу времени.
6.	Находят температуру фильтрующегося газа с помощью тер-
термометра, установленного в хлоркальциевой трубке, и по табл. 1
Рис. 14. Схема расположения узлов в установке ГК-5
1 — манометр на входе; 2 — фильтр, 3 — редуктор; 4 — хлоркальциевая трубка; 5 —
термометр, 6 — образцовый манометр; 7 — струбщюнный зажим; 8 — реометр
определяют его вязкость при этой температуре; с барометра сни-
снимают значения атмосферного давления рб.
Таблица 1
Вязкость азота и воздуха в зависимости от температуры
Температу-
^ [pa, °C
15
16
17
18
19
20
Вязкость
азота
0,01741
0,01746
0,01751
0,01756
0,01761
0,01766
, МПа с
воздуха
0,01783
0,01788
0,01793
0,01798
0,01803
0,01812
Температу-
Температура, °С
21
22
23
24
25
0
0
0
0
0
Вязкость,
азота
,01768
,01771
,01773
,01776
,01778
МПа с
воздуха
0,01818
0,01822
0,01829
0,01834
0,01840
Коэффициент проницаемости вычисляют с учетом давления газа»
его расхода и температуры.
Для этого на основании уравнения состояния газов расечиты*
вают:
а) действительный расход газа Q по формуле
где Q' — расход газа, определенный по показаниям реометра;
34

g — плотность азота по воздуху при температуре Т", при V =
J= 20 "С и плотности азота по воздуху, равной 0,9836:
Q « 0,058Q' У B73 -h Г)/Рб,	A-59)
б) средний расход газа по длине образца при атмосферном дав»
лении рв " температуре измерений Т по формуле
Qcp = 2QP6i(Pi + Рг + 2Рб) = Qpd{P6 + АР/2)-	A-60)
Тогда при фильтрации газа формула A.52) принимает следующий
вид:
Pi -г Р2 + 2Рб (Pi — Pa) ^
В случае определения расхода газа газометром р2 = 0 и
При детальных исследованиях керна иногда необходимо опреде-
лягь проницаемость образцов пород, моделируя радиальный по-
гок жидкости или газа, т. е. как бы воспроизводя условия их при-
притока в скважину. Для этого изготавливают образцы пород цилин-
цилиндрической формы с осевым отверстием — «скважиной» и создают
в нем с помощью специальных кернодержателей фильтрацию жид-
когти или газа в радиальном направлении от наружной поверхно-
поверхности к внутренней.
Коэффициент проницаемости в этом случае рассчитывают:
а) при фильтрации жидкости по формуле
^Пр Ж	>	/т /^QV
2jt/i (pH — рв)	(l.Do;
при фильтрации газа по формуле
где [1Ж и fxr — вязкости жидкости и газа; Q>K — расход жидкости;
Qr* Qr. cP — расходы газа при атмосферном и среднем давлениях
в образце; гн и гв — наружный и внутренний радиусы кольца;
Рп и ръ — давление у наружной и внутренней поверхностей кольце-
кольцевого образца; h — высота образца.
Кроме этого, специальные исследования проницаемости пород
могут выполняться с помощью моделирования условий, близких
к пластовым. Одной из установок для таких измерений является
установка УИПК, последние варианты которой позволяют нахо-
находить коэффициент проницаемости по газу, жидкости и их смесям
при температуре до 90 °С, пластовом и горном давлениях соответст-
соответственно до 60 и 100 МПа.
*	35

Глава II
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ, РАДИОАКТИВНЫЕ, АКУСТИЧЕСКИЕ
И ДРУГИЕ СВОЙСТВА ПОРОД
§ 5. УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ
Свойство горных пород проводить электрический ток характе-
характеризуется их удельной электропроводностью о
или величиной, обратной ей,— удельным электриче-
электрическим сопротивлением
где R — полное электрическое сопротивление образца породы
(в Ом); S и L — площадь поперечного сечения (в м2) и длина (в м)
образца.
Из формулы (II. 1) следует, что величина р измеряется в оммет-
омметрах. Удельное электрическое г сопротивление в 1 Ом-м равно пол-
полному сопротивлению в Ом 1 м3 породы с основанием 1 м2 и высотой
1 м, измеренному перпендикулярно к плоскости куба. Удельное
сопротивление горной породы определяется удельным сопротивле-
сопротивлением твердой фазы, жидкостей и газов, насыщающих поровое про-
пространство, их объемным соотношением, характером распределения
в породе и температурой.
Удельное электрическое сопротивление твердой фазы, водных
растворов солей, нефтей и газов
Удельное сопротивление твердой фазы пород зависит от ее ми-
минералогического состава и температуры. Минералы весьма разно-
разнообразны по своему удельному сопротивлению, которое изменяется
в широких пределах A0~6—1015 Ом-м). Однако основные минералы,
образующие скелетную часть твердой фазы осадочных пород,
{кварц, полевые шпаты, кальцит, слюды и др.), характеризуются
удельным сопротивлением от 1010 до 1015 Ом-м и практически не
проводят электрического тока.
Присутствие в скелетной части твердой фазы полупроводящих
минералов (графит, пирит, магнетит и др.) снижает ее удельное
сопротивление в зависимости от их количественного содержания
и характера распределения. В природных условиях содержание
в осадочных породах минералов повышенной электропроводности
невелико и, как правило, не приводит к существенному изменению
удельного сопротивления скелетной части. В связи с этим ее р
принято считать практически бесконечным.
Пластовые поровые воды представляют собой растворы солей
(электролиты) и относятся к классу ионных проводников. Их удель-
1 В дальнейшем для сокращения изложения слово «электрическое» опу-
опускается.
36

яое сопротивление зависит от химического состава растворенных
солей, концентрации и температуры. С увеличением общей концен-
концентрация солей удельное сопротивление растворов уменьшается. При
этом электропроводность раствора приблизительно равна сумме
электропроводностей, обусловленных каждой из солей в отдельно-
отдельности. Зависимость удельного сопротивления рв растворов от хими-
химического состава растворенных солей и концентрации ионов выра-
выражается формулой
10
Рв^————	— ,	A12)
L,{CaiVtfai+CKiuifKi)
где С& if CK i — концентрации (в молях) t-ro аниона и i-ro катиона
в растворе; vu ui — электролитические подвижности анионов и
2
1
0
¦f
_N03
"Br
I
"

Ctt
"к7"
"щ
нсо
¦—-'"«.
3
———
	¦—
"	—
	'
— —
^\
— —
/
/
viaaCl
ч Ca
К\
V \
0,01 0,05 0,1 0,2 0,5 1 2 5 W 20 50 Ссум,г/л
Рис. 15. Номограмма для пересчета суммарной концентрации
раствора Ссум в эквивалентную по NaCl с помощью множителя а
катионов при бесконечном разбавлении (в Ом-см2/моль); fat, fKi —
коэффициенты электропроводности анионов и катионов.
В пластовых водах обычно преобладает содержание хлористого
натрия, которое достигает 70—95 %. Если содержание других со-
солей не превышает 10 %, то для практических целей удельное со-
сопротивление пластовой воды оценивается по общей концентрации,
приравненной к концентрации NaCl. Если же содержание других
солей превышает 10 %, то определение удельного сопротивления
воды необходимо проводить с учетом солевого состава.
Для практических расчетов используется график (рис. 15),
позволяющий по результатам химических анализов пластовых вод
находить суммарную концентрацию раствора, эквивалецтную кон-
37

фоог-о
а.

центрации NaCl. Рассчитав эквивалентное содержание NaCl, с по-
помощью множителей а (см. рис. 15) по зависимости рв = / (CNaC1)
при заданной температуре определяется искомая величина рв.
Пример. Согласно химическому анализу пластовая вода при 29 °С
содержит Са 0,54 г/л, SO^ 1,3 г/л и NaCl 15,5 г/л. Суммарная концентра-
концентрация солей равна 17,34 г/л. Множителем для Са является 1,21; для SO4 —
п 6э По полученным данным находим приближенное эквивалентное содер-
содержание NaCl: 0,54-1,21 + 1,3-0,65+ 15,5= 0,66+ 0,84+ 15,5= 17 г/л.
Согласно номограмме (см. рис. 16) при 29 °С рв = 0,35 Ом-м.
С увеличением температуры удельное сопротивление водных
растворов закономерно уменьшается:
Р ^	"	(IL3>
где ат и |3Г—температурные коэффициенты, равные для раство-
растворов NaCl соответственно 216-10~4 и 8-10~6; Т и То — температуры
(в С) соответственно раствора и стандартная (равная 20 или 25 °С);
1> — удельное сопротивление раствора при Го; рвГ — удельное
сопротивление раствора при Т.
На рис. 16 представлена номограмма зависимости удельного
сопротивления растворов NaCl от их концентрации и температуры,
наиболее часто используемая для определения величины рв. За-
Зависимость удельного сопротивления пород от температуры анало-
аналогична зависимости для водных растворов: с увеличением темпера-
температуры удельное сопротивление пород также уменьшается.
Удельное сопротивление природных нефтей и газов во много
раз превосходит удельное сопротивление пластовых вод и соизме-
соизмеримо с р скелетной части твердой фазы пород. Практически элек-
электропроводность нефтей и газов принимается равной нулю.
Удельное сопротивление неглинистых пород
Горные породы проводят электрический ток в основном за счет
наличия в их поровом пространстве водных растворов солей. В связи
с этом удельное сопротивление неглинистой породы рвп грануляр-
гранулярного строения, поры которой полностью насыщены водой, зависит
от рв этой воды, ее количества и характера распределения в породе,
определяемых соответственно коэффициентом пористости kn и
структурой порового пространства.
Для исключения влияния удельного сопротивления пластовой
воды вместо рвп для водонасыщенных пород принято рассматривать
величину
Р-Рвп/Рв,	(Н.4)
называемую относительным сопротивлением.
Для чистых (неглинистых) пород Р не зависит от удельного сопро-
сопротивления насыщающих вод, а связано с величиной пористости
п структурой порового пространства. В связи с этим его называют
также и параметром пористости.
39

Для пород с однородной структурой, сложенных частицами пра-
правильной формы, связь между относительным сопротивлением и по-
пористостью может быть рассчитана аналитически. На рис. 17 пока*
заны примеры простейших форм порового пространства породы,
для которых зависимости Р от kn имеют следующий вид:
для а
р — п
для б
для в
для г
Р = ¦
1- l-k
\2/3
A15)
A16)
Рис. 17. Примеры простейших форм порового пространства породы
Для пород, содержащих частицы различных размеров, зависи-
зависимость между относительным сопротивлением и пористостью выра-
выражается в более сложной форме:
" L 2 A — v) J
lg A - v)
2(l-v)J	'	<IL9>
где v — коэффициент заполнения пор основного скелета породы
более мелкими частицами.
Анализ теоретических расчетов, выполненных для идеальных
пород, подтверждает, что относительное сопротивление зависит не
только от коэффициента пористости, но и от структуры порового
пространства, обусловливающей характер распределения воды
в породе. Расчеты и экспериментальные исследования показывают
что зависимость Р = f (ku) имеет обратный степенной характер
и может быть аппроксимирована в диапазоне средних значений kn
(от 3—5 до 30—40 %) уравнением общего вида
где а — некоторая постоянная; т — структурный показатель, за-
зависящий от формы поровых каналов.
40

Численные значения а и т для различных пород могут соот-
соответственно изменяться от 0,4 до 1,0 и от 1,3 до 2,4. Эти параметры
определяются экспериментально на образцах породы.
На практике широкое применение находят и частные виды этого
уравнения (рис. 18):
^ = l/C	(H.11)
где структурный показатель т изменяется от 1,3 (для слабосцемен-
хированных пород) до 2,3 (для крепких хорошо сцементированных
пород); для среднесцементиро-
ванных песчаников часто ис-
р
'JO
}С
:и
w
5
2
1 .
\\\
-
2,2
1
\
\Л\\\
пользуют выражение
A1.12)
0
го 50кг%
Рис 18. Зависимости относительного сопротивления Р от коэффициента по-
ристосли ku, рассчитанные по формуле A1.11)
Зависимость, показанная пунктирной линией, соответствует уравнению Хамбла Р =
Рис, 19. Схематическая модель анизотропной породы при распространении
тока перпендикулярно к наслоению (а) и параллельно ему (б)
/<!t и /?2~~ сопротивления частей породы с удельными сопротивлениями р^ и Рр при рас-
распространении тока / перпендикулярно к наслоению; R3 н Ri — то же, при распростране-
вии тока параллельно наслоению
В слоистых породах удельное сопротивление в направлении,
параллельном наслоению pBn[j, отличается от его значения, из-
измеренного в направлении, перпендикулярном к наслоению pBnL.
Такие породы называются анизотропными по удельному сопротив-
сопротивлению. Явление анизотропности более заметно проявляется в гли-
41

нистых сланцах, мергелях, тонкочередующихся песчано-глини-
стых и других породах.
На примере единичного элемента породы (рис. 19), состоящего'
из прослоев удельных сопротивлений рр и ps, легко установить,
что
(Pp-PsJ
•=Л+-
A1.13)
Отсюда следует, что удельное сопротивление породы, измерен-
измеренное перпендикулярно к наслоению, всегда больше удельного со-
сопротивления этой породы в направле-
направлении, параллельном наслоению, т. е.
Рвп± ^ РВп о • Степень анизотропности
породы оценивается коэффициентом ани-
анизотропии
Ч = УРвп±/РвпЦ>Ь	(И.14)
а величина ее удельного сопротивле-
сопротивления характеризуется
РсР==УРвп.1_Рвпц-	(П.15)
В нефтегазонасыщенной породе
нефть или газ, частично замещая
Рис. 20. Зависимости коэффициента увели-
увеличения сопротивления Рн породы от содер-
содержания в них воды kB (нефти kH или газа kT)
§,% ф
SO К к % (по
1 — 3 — песчано-глинистые соответственно гидро-
фильные, слабогидрофобные и гидрофобные породы
( В ** Дахнову), 4 — карбонатные породы (по
в поровом пространстве воду, повышают ее удельное сопро-
сопротивление. В этих условиях рнг зависит от содержания в ее порах
нефти, газа и воды, характера их распространения в поровом про-
пространстве, минерализации пластовой воды, пористости и структуры
порового пространства и т. п. Для полного или частичного исклю-
исключения факторов (минерализации пластовых вод, пористости и струк-
структуры порового пространства), влияющих на величину рнг, вместо
него рассматривают отношение
рнг
Рвп
A1.16)
где рнг — удельное сопротивление породы, поры которой запол-
заполнены нефтью (газом) и остаточной водой; рвп — удельное сопро-
сопротивление той же породы при условии 100 %-ного заполнения ее
пор водой.
Величина Рп показывает, во сколько раз увеличивается удель-
удельное сопротивление породы, насыщенной нефтью или газом при ча-
частичном заполнении ее пор водой, и называется коэффициен-
коэффициентом увеличения сопротивления. Для неглини-
42

¦тых пород Ри зависит не только от степени их насыщения водой,
но if от характера распределения в поровом пространстве воды,
нефти и газа. В связи с этим величина Рн часто называется п а -
р а м е т р о м насыщения. Между Рп и kB существует
обратная степенная зависимость
Рн= —,	A1.17)
К
rie n	показатель, характеризующий структуру токопроводящих
каналов нефтегазонасыщенной породы, зависящий от ее литолого-
оегрографпческих особенностей и структуры порового пространства,
физлко-хилшческих свойств нефти (газа) и воды и их распределе-
распределения в порах.
Численное значение показателя п может изменяться от 1,73
до 4,33. Если частицы воды, насыщающей породу, представляют
собой связанную систему (что характерно для гидрофильных по-
пород}, показатель п имеет меньшие значения, при разобщении ча-
спш воды в порах (гидрофобные породы) п возрастает. На прак-
практике для гидрофильных пород п часто принимается равным 2.
Так как kB = 1 — knr (где kHr — коэффициент нефтегазонасы-
шепности), то
Рн =	.	A1.18)
\1 кяг)
На рис, 20 показаны усредненные кривые зависимостей Ри =
~~ f (kB) для различных нефтегазоносных пород. Анализ много-
многочисленных исследований этих зависимостей показывает, что для
их описания не всегда достаточно одного уравнения. В таких слу-
случаях они аппроксимируются по крайней мере двумя уравнениями
соответственно в области высоких и низких значений kB:
Рн-—;	(И.19)
Рн = —.	(П.20)
Зависимости Ри == / (kB), полученные экспериментально для
конкретного типа продуктивных отложений, используются для
оценки их нефтегазонасыщенности методом сопротивлений и на-
находят широкое применение в практической работе.
Удельное сопротивление глинистых пород
Для глинистой водонасыщенной породы пропорциональности
между ее удельным сопротивлением рвп гл и удельным сопротив-
сопротивлением насыщающей воды рв нарушается. Это связано с тем, что
электропроводность такой породы определяется не только прово-
проводимостью воды, но и поверхностной проводимостью глинистых ча-
43

стиц, точнее, гидратационной пленки, покрывающей их поверх-
поверхность. Поверхностная проводимость проявляется тем значитель-
значительнее, чем выше глинистость породы и меньше минерализация насы-
насыщающей воды. Вследствие этого относительное сопротивление гли~
нистых пород в отличие от неглинистых зависит не только от их
пористости и структуры пор, но и от их глинистости и минерализа-
минерализации насыщающих вод. Относительное сопротивление глинистой
породы, соответствующее насыщению высокоминерализованной во-
водой, при которой поверхностная проводимость минимальна, на-
называют предельным Рп. Учет влияния поверхностной про-
проводимости глин на относительное сопротивление осуществляется
при помощи коэффициента поверхностной проводимости
П ==
*п
QJ
OS
0,5
0,2
О
10 15 20
Рис. 21. Зависимости коэффициента поверхностной проводимости Я от глини-
глинистости kVJl и удельного сопротивления поровой воды рв для нижнемеловых
продуктивных отложений Прикумского нефтегазоносного района Ставро-
где Рк — кажущееся относительное сопротивление пород, насы-
насыщенных менее минерализованной водой.
Зависимость параметра П от глинистости пород и минерализа-
минерализации насыщающих вод изображена на рис. 21. На основании экспе-
экспериментальных работ [7 ] установлено, что электропроводность гли-
глинистой породы с рассеянным глинистым материалом
или
где А
44
1
Ргл
=л+-^,
(Н.22>
(П.23>
Рвп. гл	гъ
отрезок, отсекаемый продолжением прямой на оси орди-

ат и характеризующий долю проводимости глин; В — угловой
коэффициент; величина В/рв определяет долю проводимости пор
шхс. 22).
Как видно, зависимость 1/рвп = f (l/pB) для чистой породы
шямолинейна во всем интервале рассматриваемой функции, а
17Я глинистой с рассеянным глинистым материалом,— начиная
1ишь с некоторого значения проводимости воды.
Согласно формулам (П.4) и A1.23) имеем
р Рвп гл	1	A1.24)
Для высокоминерализованных растворов, когда рв -> О,
= lim
1
В
Из уравнений A1.21) и A1.24)
рк	в
A1.25)
В тех случаях, когда гли-
глинистый материал присутствует
в породе в виде прослоев
Ае
Оп
0,2
10 '
A1.26) Рис 22. Зависимости проводимости
водонасыщенной породы 1/рПв от
В породе с рассеянным глини- проводимости воды 1/рв, заполняю-
стым материалом условия рас-	щей поровое пространство
ПрОСТраненИЯ ТОКа ПрИМерНО Та- Песчаник- 1 — слабоглинистый, 2 — силь-
1	1	ноглинистый
кие же, как в водонасыщенной
породе с kn = krjl и рв = ргл. Исходя из этого, согласно формуле
(IIЛ 0) получим, что электропроводность такой породы равна k™JaprJl>
где ант — коэффициенты, зависящие от свойств породы. В этом
случае
1
Рвп.гл ЯРгл	1
Если принять а = 1, т — 2, тогда
Рвп
гл
_гл
Ргл
РпРв
A1.27)
A1.28)
45

На основании формул A1.26) и A1.28) уравнения проводимости
для глинистых нефтегазонасыщенных пород при слоистом и рассе-
рассеянном содержаниях глинистого материала соответственно будут
иметь вид
Рнг гл	Ргл	РпРв
1 k2 1—k
где kB — коэффициент водонасыщеиности чистого компонента.
Согласно формулам A1.26), A1.29) и A1.30) коэффициенты уве-
увеличения сопротивлений для этих случаев будут
Р
Как видно из формул A1.31) A1.32), при одном и том же значе-
значении къ (knr) чистого компонента коэффициент увеличения сопро-
сопротивления может колебаться в широких пределах в зависимости от
изменения глинистости, удельного сопротивления глинистого ком-
компонента и характера распределения глинистого материала в по-
породе.
В глинистых породах по данным работы [2] повышение темпе-
температуры приводит к более заметному снижению удельного сопро-
сопротивления по сравнению с чистыми породами благодаря повышению
ионной концентрации свободных растворов в порах, за счет разру-
разрушения слоя адсорбированных ионов с увеличением температуры,
и относительно низкому A02—106 Ом-м) удельному сопротивлению
большинства глинистых минералов, являющихся полупроводя-
полупроводящими.
Удельное сопротивление пород с трещинной
и каверновой пористостью
Породы с трещинной и каверновой пористостью весьма разно-
разнообразны по составу и строению. Наряду с межзерновой (первичной)
пористостью kn. M значительную роль играют поры вторичного про-
происхождения kn вт — трещины, каверны и другие пустоты выщела-
выщелачивания. Каверны (изолированные и полуизолированные пустоты)
заметного влияния на удельное сопротивление пород не оказы-
оказывают. Наличие трещин, заполненных электролитом, вызывает су-
существенное снижение сопротивления по сравнению со снижением
сопротивления, обусловленным межзерновой пористостью такого
же объема.
46

В природе встречаются породы с различными системами трещин
/ 1С 23) [7]. Пользуясь правилом Кирхгофа для параллельных
и последовательных проводников, можно получить выражения,
связывающие удельное сопротивление трещиноватой породы ртр
- удельным сопротивлением ее нетрещиноватой части рм, с величи-
величиной трещинной пористости kn.TP и удельным сопротивлением рж
жидкости, заполняющей ее. Эти выражения для различных систем
трещин BВ, 2ГВ, ЗВП, X) будут иметь соответственно следующий
вид:
i	п тр .	п. тр ,	/т т оо\
	 __	1	?	[И.Од)
Ртп	2Рж	Рм
///
/
Рис. 23. Различные системы трещин
Системы: 1В — вертикальная, 1Г — горизонтальная; 2В —- две взаимно перпендикуляр-
перпендикулярные чертикальные, 2ГВ — вертикальная и горизонтальная; ЗВП — взаимно перпенди-
перпендикулярные, X — хаотическая трещиноватость
2k
п. тр
^п. тр
A1.34)
Приведенные уравнения проверены А. М. Нечаем в лаборатор-
лабораторных условиях на образцах с искусственными системами трещин;
установлено удовлетворительное совпадение экспериментальных
и расчетных данных. Как видно, порода с двумя взаимно перпен-
перпендикулярными трещинами (см. рис. 23, система 2В, 2ГВ) является
анизотропной, с тремя взаимно перпендикулярными трещинами
и хаотическим их распределением (см. рис. 23, системы ЗВП, X)—•
изотропной.
Для хаотического распределения трещин формула A1.34) в уп-
упрощенном виде без существенной погрешности может быть запи-
записана
1
п. тр
ЛР*
Pi/
A1.35)
47

Множитель А в зависимости от геометрии систем трещин изме-
изменяется от 1 до 2; для изотропной породы он равен 1,5.
Формулу A1.35) можно представить в виде
К трРм + ЛРж
Так как удельное сопротивление водонасыщенной матрицы, со-
согласно уравнению A1.10), рм = apjk% M, то выражение A1.36)
будет
Ртр - —	в-	•	A1.37)
Кп Mi	^п.тр
а	Рж
Анализ уравнения A1.37) показывает, что:
1)	с уменьшением трещинной пористости kn, тр удельное сопро-
сопротивление чисто трещинной породы ртр приближается к величине
удельного сопротивления ее матрицы рм; при ku тр = 0 ргр = рш
и формула (II.37) преобразуется в уравнение A1.10).
2)	с увеличением удельного сопротивления жидкости в трещи-
трещинах рж (при насыщении трещин нефтью или пресным раствором)
ртр и рм незначительно отличаются друг от друга;
3)	влияние трещиноватости на удельное сопротивление пород
возрастает с увеличением удельного сопротивления ее матрицы рм.
При межзерновой пористости матрицы более 8—10 % влияние тре-
трещинной пористости на удельное сопротивление заметно снижается
и порода может рассматриваться как чисто поровая. В природных
условиях чисто трещинные породы встречаются крайне редко. На-
Наряду с трещинами в породе развиваются и другие пустоты вторич-
вторичного происхождения: каверны, карсты, каналы растворения и т. п.
Эти пустоты могут существовать в породе изолированно или сооб-
сообщаясь между собой трещинами, которые сами по себе имеют тен-
тенденцию к сужению, расширению, образуя разновидности вторич-
вторичных пустот. Наличие указанных пустот в породе оказывает допол-
дополнительное влияние на ее удельное сопротивление, которое учиты-
учитывается с помощью формулы Максвелла [7 ]
Hlia Vl C + 21/) Pl + 2l/p2
где pi, 2 — удельное сопротивление среды, в которой беспорядочно
расположены сферические включения с удельным сопротивлением
р2; V—доля объема, занятого средой с удельным сопротивлением pi.
После введения в формулу A1.38) обозначений рх = ртр, р2 =
= Рж, V = 1—kn. кав получим выражение для определения удель-
удельного сопротивления породы с хаотически распределенными в ней
трещинами и изолированными пустотами (кавернами):
Ртр + 2Рж1 + ^п.кав(Рж1-Ртр) n	m от
Ртр. кав =	—	—	— Ртр ,	{IL.W)
РтР + 2Рж1~2*п.кав(Рж1-Ртр)
где рж1 — удельное сопротивление жидкости, насыщающей изоли-
48

рованные пустоты (каверны); ртр — удельное сопротивление по-
ооды, обусловленное влиянием только трещин, заполненных жид-
жидкостью с удельным сопротивлением рж.
Экспериментальные работы А. М. Нечая показали, что резуль-
результаты расчетов по формуле A1.39) удовлетворительно согласуются
с данными лабораторных измерений, размеры и формы каверн ока-
оказывают малое влияние на величину удельного сопротивления, а
воздействие отдельных каверн на распределение силовых линий
тока незначительно, если расстояние между ними в 2—3 раза и бо-
более превышает их размеры.
В предельном случае, когда изолированные пустоты заполнены
высокошшерализованной водой (рж1 ->- 0), выражение A1.39) при-
приобретает вид
1 	 А
п кав	/тт .лч
Ртр кав - Т~"IT	Ртр ¦	A1.40)
1 + 2k
Наибольший интерес представляют породы, в которых каверны
сообщаются между собой по трещинам. Оценить удельное сопротив-
сопротивление такой породы можно путем подстановки в уравнение A1.40)
значения ртр, определяемого по формулам A1.35) — A1.37). При
этом
A1.42)
A1.43)
A1.44)
тр
{~тр.
Рт)
—
. кав ^ '
В
з кав
А.
п.тр
1
р. кав
рм+.
+" -
тр .
^тр. кав ^
Где В — A — *п.кав)/A + 2 ^п.кав); ПрИ kn, Кав< C — 5 %) ЗНа-
ченне В приравнивается к единице.
Формулы A1.41) — A1.43) применимы для пород с водонасы-
щенной практически непроницаемой гранулярной матрицей. Фор-
Формула A1.44) позволяет определять удельное сопротивление пород
со смешанной пористостью (трещинной, каверновой и грануляр-
гранулярной). Это выражение может быть использовано для оценки удель-
удельного сопротивления смешанного коллектора с нефтенасыщенной
матрицей; в качестве гранулярной пористости матрицы (блока)
принимается условное значение kn. M, соответствующее ее водона-
сыщенному объему.
49

Влияние эффективного давления на удельное
сопротивление пород
В естественных условиях залегания горные породы находятся
под действием эффективного давления, которое определяется no-
формулам A.12) и A.15). В результате происходит обратимая де-
деформация пород, сопровождающаяся уменьшением их пористости
и изменением геометрии порового пространства, т. е. увеличением
извилистости поровых каналов преимущественно из-за их суже-
сужения. Изменение этих пара-
о	и	>?9 jo /7зф, чип метров с ростом давления
обусловливает и соответству-
соответствующее обратимое изменение
(в сторону увеличения) удель-
удельного сопротивления пород,
которое зависит от величины
давления и их литолого-
петрографических особенно-
особенностей. Наиболее интенсивное
изменение удельного сопро-
сопротивления происходит под дей-
действием /?Эф до 30 — 40 МПа.
При дальнейшем увеличении
рЭф интенсивность роста со-
сопротивления снижается и
стремится к некоторому пре-
пределу до наступления необра-
необратимых разрушений в ске-
скелете породы (рис. 24),
Рис. 24. Зависимости относительных
изменений пористости (/) и электропро-
электропроводности Аа/ог B) песчано-глинистых
пород от эффективного давления (ниж-
(нижнемеловые отложения Прикумского
нефтегазоносного района Ставрополья)
Экспериментально установлено, что максимальные изменения
сопротивления при /7эф — const характерны для низкопористых
глинистых разностей известняков, песчаников и алевролитов. Ва*
риадии пористости, структуры поровых каналов и удельного со-
сопротивления под действием давления приводят и к соответствую-
щему изменению характера зависимости Рп = / (kn). Если под
действием давления пористость породы уменьшается на Д&п, а
т и а соответственно увеличивается и уменьшается на А/n и Да,
то уравнение A1.10) принимает вид
а — Да
A1.45)
Выражение A1.45) разделим на A1.10), тогда
э(^эф)
— (Аа/а)
A1.46)
50

Исходя из допустимой погрешности,
л АМДот
I к) *
Тогда	,_ ч
При одном и том же давлении величина Ри изменяется значи-
значительно больше, чем пористость, что объясняется преимуществен-
преимущественным влиянием увеличения извилистости токопроводящих каналов.
Зависимости Рп = f (ku) при различных давлениях показаны на
рис. 25.
Определение удельного сопротивления пород
Сопротивление пород в лабораторных условиях может изме-
измеряться различными способами [10]. Наиболее широкое примене-
применение из них получили мостовые двухэлектродные способы регистра-
регистрации на переменном токе, при которых осуществляется прямое оп-
определение сопротивления образца породы в равновесном режиме.
Одна из мостовых схем, позволяющая измерять сопротивление
образцов пород с компенсацией емкостной составляющей, показана
на рис. 26. Схема четырехплечного моста включает три активных
сопротивления Rc, Rly R2 (магазины сопротивлений Р517 типа
МСР) и Rx исследуемого образца породы. В плече сравнения па-
параллельно с активным сопротивлением Rc включается и реактив-
реактивное (емкость С — магазин переменной емкости Р544 типа МЕРП).
Питание мостовой схемы осуществляется от звукового генератора
ЗГ-10 (или ЗГ-12, ЗГ-34). Измерение величины Rx производится
уравновешиванием моста по напряжению и фазе. В качестве ин-
индикатора равновесия используется осциллограф или электронной
индикатор нуля переменного тока Ф-510, включаемый в диагональ
моста (см. рис. 26).
Рассмотрим последовательность измерений.
1.	Образцы пород правильной геометрической (цилиндрической
или кубической) формы, предварительно экстрагированные от
нефти и отмытые от остаточных пластовых солей, насыщают под
вакуумом раствором заданной минерализации и химического со-
состава. Образцы неустойчивых пород перед насыщением покрывают
эпоксидной смолой или клеем БФ.
2,	Непосредственно перед измерением образец породы извле-
извлекают из раствора, обтирают с боковой поверхности фильтроваль-
фильтровальной бумагой и устанавливают между электродами кернодержа-
теля.При этом необходимо, чтобы с помощью пружин или винто-
винтового зажима электроды прижимались к торцам образца с постоян-
постоянным усилием. Для улучшения контакта между торцами образца
и электродами устанавливают прокладки из двух-трех слоев филь-
51

тровальной бумаги, насыщенной тем же раствором, что и образец^
При необходимости сопротивление прокладок может быть изме-
измерено и учтено.
Электроды кернодержателя должны обладать минимальным
переходным сопротивлением, которым можно пренебречь по срав-
нению с сопротивлением образца. Согласно этому условию приме-
применяют электроды из нержавеющей стали, периодически обрабаты-
обрабатываемые в течение 5—10 мин переменным током частотой 50 Гц и на-
напряжением до 60 В в растворе NaCl, которым насыщался образец.
После работы электроды хранят в том же растворе.
wo
5
10
го /гп,%
Рис. 25. Зависимости относительного сопротивления Ри от пористости ku
при различных эффективных давлениях рЭф для нижнемеловых песчано*
глинистых отложений Прикумского нефтегазоносного района Ставрополья
1 - Рэф - 0, Рп = 1/&1/; 2 - рэф= 10 МПа; Ри = 0,8/а?; 3 - рэф= 20 МПа, Ри ~
= 0,65/4'15 ; 4-Яэф =30
Ь2.3
Рис. 26. Принципиальна!* схема моста переменного тока для измерения со-
сопротивления образцов пород с компенсацией емкостной составляющей
3. Измеряют сопротивление образца, для чего: а) устанавли-
устанавливают переключатели магазинов сопротивлений и емкости в нулевое
положение; б) от звукового генератора на измерительный мост по-
подают ток частотой 1000 Гц, плотность тока через образец не должна
превышать 2 мА/см2, что обеспечивает минимальное переходное
сопротивление электродов; в) при включенном осциллографе сна-
сначала на грубом пределе, а затем на пределах более высокой чувст-
чувствительности добиваются изображения минимальной амплитуды си*
52

нусонды переменного тока с помощью Rc. Изменяя поочередно
Сопротивления RU R2 и емкость С, достигают полной компенса-
компенсация 0 которой судят по преобразованию на экране осциллографа
нуС0Пды в прямую линию на самом чувствительном пределе.
Rx определяется из соотношения:
п
Rx=Rc-^-.	(П.48>
Удельное сопротивление образца породы рассчитывают по фор-
муЛе (II. 1). Значение емкости С в плече сравнения, соответствую-
соответствующее моменту компенсации, при необходимости можно использо-
использовать для расчета диэлектрической постоянной образца (см. § 9).
§ 6. ЭЛЕКТРОХИМИЧЕСКАЯ АКТИВНОСТЬ
Электрохимические процессы, протекающие в горных породах,
вызывают их поляризацию. К ним относятся диффузионно-адсорб-
диффузионно-адсорбционные, фильтрационные, окислительно-восстановительные про-
процессы и процессы, связанные с действием внешнего электрического
поля. В зависимости от фактора, вызывающего поляризацию, раз-
различают диффузионно-адсорбционную, филь-
трационную,	окислительно-восстанови-
трационную,	окислительно-восстановительную и вызванную электрохимические
активности пород. Окислительно-восстановительная ак-
активность по сравнению с другими перечисленными активностями
для осадочных пород имеет подчиненное значение и здесь не рас-
сматривается.
Диффузионно-адсорбционная активность
Водные растворы солей представляют собой электролиты, со-
содержащие положительно и отрицательно заряженные ионы. На
контакте двух электролитов разной концентрации, вследствие раз-
различной электролитической подвижности их ионов, возникают
диффузионные потенциалы (рис. 27).
Электродвижущие силы (ЭДС) диффузии этих потенциалов
в случае контакта простых и не отличающихся по химическому
составу электролитов оцениваются уравнением Нернста
рт пи — п/о	С,
Ел=-Щ	!^_^_1п-1,	(II 49)
F nKzKti + nazav C2
где R — универсальная газовая постоянная [8,314 Дж/(моль- Кл) ];
F ~~~ число Фарадея (96 500 Кл/моль); Т — абсолютная темпера-
температура (в К); пк ияа — числа катионов и анионов, на которые диссо-
диссоциирует одна молекула электролита; zK и га — валентности ка-
катиона и аниона; и и v — электролитические подвижности катиона
и аниона (в Ом-см2/моль); Сх и С2 — концентрации контактирую-
контактирующих электролитов (в моль/л); Сг>С^ тогда ?д определяет потен-
потенциал второго электролита по отношению к потенциалу первого.
53-

Из формулы A1.49) следует, что диффузионные ЭДС возникают
лишь при условии, если пки Ф nav и Сг ф С2. Для одно-однова-
одно-одновалентного электролита (например, раствор NaCl ->- Na+ + Cl~)*
когда лк = да = 1 и zK = za = 1, формула A1.49) принимает вид
RT u—v
- v
(П.50)
С учетом числовых значений констант R и F, замены натураль-
натурального логарифма десятичным при Т = 291 К и ЭДС в м'В получим
NciGl
п
е
ф
?
NaCL
Рис 27. Схема возникновения диф-
диффузионных потенциалов на контак-
контакте двух электролитов
С± и С2 — концентрации двух растворов
хлористого натрия (Сг > С2), П — изме-
измерительный прибор; 5i и Эо, — электроды
или
.^58(Мк-Мг)Ы^Л1Ш)
где Л^к = и/(и + t/), Na ^
= v/(u -\- v) — числа переноса
катионов и анионов.**
Выражение перед логариф-
логарифмом в формулах A1.50) и A1.51)
при заданной температуре не
изменяется вследствие постоян-
постоянства подвижностей ионов. После
обозначения этого выражения
через величину /Сд формула
A1.52) принимает вид
A1,53)
Величина Кд, называется коэффициентом диффу-
диффузионной ЭДС и зависит от температуры и химического состава
контактирующих электролитов. Для растворов NaCl при Т = 18 °С
подвижность катиона Na+ и = 43,3, аниона Cl~~ v = 65,2 (табл. 2)
и /Сд = — 11,6 мВ.
Формула A1.53) справедлива для растворов низкой концентра-
концентрации, в которых практически отсутствует взаимодействие между
ионами. Для реальных растворов в формуле A1.53) необходимо
использовать вместо концентрации Сг и С2 значения активностей
* В растворе NaCl ион С1~ примерно в 1,5 раза подвижнее иона
вследствие чего раствор с концентрацией С2 < Сг заряжается отрицательно
(см рис. 27).
* * Число переноса характеризует относительную подвижность или
скорость движения аниона либо катиона (при сумме их скоростей, равной
единице) и ту долю общего количества электричества, прошедшего через
электролит, которая будет перенесена соответственно анионом или катионом*
54

Таблица 2
Л 1ШН0СТЬ ионов в воде при бесконечном разбавлении (Омсм2/моль)
Ион
К*
€!~~
1.2SOf~
0
240,0
40,4
27,0
41,1
41,0
105,0
Температура Т
18
315,0
64,5
43,3
65,2
68,5
174,0
25
350,0
73,5
50,11
76,3
80,0
198,0
50
465,0
115,0
"82,5
116,0
125,0
284,0
100
644
206
154
207
234
439
Температурный
коэффициент
подвижности
ионов, °о на 1 СС
1,54
2,17
2,44
2,16
2,27
1,80
d ~, f-fii и &2 — !<2ръ гДе /i и /2 — коэффициенты активности,
учитывающие влияние сил взаимодействия между ионами в реаль-
реальных растворах. При этом
?Д = /Сд^ —.	A1.54}
В значительных пределах изменения концентраций отношение
активностей а1/а2 растворов практически равно обратному отноше-
отношению их удельных электрических сопротивлений p2/pi, следова-
следовательно
Е д =/сд lg J?*-.	(П.55)
Pi
Значения диффузионного потенциала для растворов NaCl раз-
различной концентрации, вычисленные по формуле (П.55) при 18 °С
приведены в табл. 3. Величина диффузионного потенциала для
разных по химическому составу растворов различна. В част-
частности, для растворов КС1, вследствие почти одинаковой подвиж-
подвижности ионов хлора и калия, диффузионный потенциал близок к нулю.
Если два раствора различной концентрации разделить тонко-
дисперсной породой (например, глиной), то твердые (особенно
глинистые) частицы последней из-за ионно-сорбционной способно-
способности адсорбируют ионы определенного знака и изменяют их концен-
концентрацию в свободных растворах.
Под ионно-сорбционной способностью понимается свойстве
влажных пород избирательно адсорбировать из насыщающих элек-
электролитов наряду с молекулами воды ионы определенного знака и,
как следствие этого, образовывать двойные электрические слои на
границах раздела фаз.
Двойной электрический слой состоит из потенциалоп-
ределяющего слоя ионов и слоя противо-
ненов. Потенциалопределяющий (адсорбционный) слой ионов
55'

Таблица
Величина Яд для электролитов NaCl различной концентрации
С3, нормаль
1
0,1
0,01
0,001
С1? нормаль
1
— 10,7
—21,8
—33,1
0,1
-11,1
—22,5
0,01
— 11,3
Коэффициент
активности /
0,65
0,80
0,92
1,00
Примечания. 1 Нормальная концентрация (нормальность) раствора выража-
выражается количеством вещества, растворенного в 1 л раствора, в молях.
2. Знак минус означает, что электрод, находящийся в менее концентрированном
растворе, имеет отрицательный знак.
прилегает наряду с молекулами прочно связанной воды непосредст-
непосредственно к поверхности минеральных частиц твердой фазы породы.
Далее располагается прочно связанный с ним неподвижный
слой противоионов и затем более рыхлый, менее прочно
связанный и более подвижный диффузный слой.
Установлено, что между ионами адсорбционного и диффузного
слоев происходит непрерывный равновесный обмен.
Это приводит к изменению диффузионных ЭДС как по величине
так и знаку. Электродвижущая сила, возникающая в цепи электро-
электролит с концентрацией С1 — тонкодисперсная порода — тот же элек-
электролит с концентрацией С2, носит название диффузионно-
адсорбционной (рис. 28). Ее величина при наличии двух
растворов одинакового химического состава, но различной кон-
концентрации изменяется от значения диффузионной ЭДС до предель-
предельного, определяемого уравнением
рт	р
?Да = —In-^,	(П.56)
zF C2
где г — валентность электролита.
Уравнение A1.56) получено из уравнения A1.49) при условии,
что анионы неподвижны (v — 0) и валентности катионов и анионов
равны (гк = га). Из выражения A1.52) при NK = 1, Na = 0 по-
получаем предельное значение
Г±.	A1.57)
По аналогии с диффузионной диффузионно-адсорбционная ЭДС
рассчитывается с помощью уравнения
Яда = /Сда lg -^- = Кда lg -^ ,
а2	pi
где /Сда — коэффициент диффузионно-адсорбционной ЭДС.
56
A1.58)

Величина /Сда в отличие от Кд зависит не только от температуры:
химического состава растворов, но и от свойств породы, через
которую происходит контакт растворов. Численно /Сда ~ Кд + Лда,
и, следовательно,
Pi
где АДа — диффузионно-адсорбционная активность породы.
Из уравнения A1.59) вытекает, что диффузионно-адсорбцион-
диффузионно-адсорбционость
лая активность
А
да "¦
Pl
-/Сд == Кда —
A1.60).
Pi
NaCL
• •• •
С
I	1	I
Рис. 28. Схема возникновения диф-
диффузионно-адсорбционных (мембран-
(мембранных) ЭДС, когда два раствора раз-
различной концентрации разделены
тонкопористой (глинистой) перего-
перегородкой (Сг > С2)
Рис. 29. Зависимость диффузионно-
адсорбционной активности Лда от
приведенной емкости обмена qn для
песчано-глинистых пород [1]
Таким образом, диффузионно-адсорбционные потенциалы, воз-
возникающие на границе пород с электролитами, могут существенно
отличаться от диффузионных. Свойство же горных пород создавать
диффузионно-адсорбционные потенциалы, вследствие их способ-
способности адсорбировать из растворов наряду с молекулами воды ионы
определенного знака, называется диффузионно-адсорб-
диффузионно-адсорбционной акт и-в н о с т ь ю.
По результатам многочисленных лабораторных исследований
установлена достаточно тесная связь между диффузионно-адсорб-
диффузионно-адсорбционной активностью Лда и ионно-сорбционной способностью по-
род> характеризуемой приведенной емкостью обмена qu (рис. 29).
Приведенная емкость обмена (поглощения) характеризует число
молей поглощенных катионов, приходящихся на единицу объема
57

(м3, см3) порового пространства породы
^п="г"=—'~^~i	бм>	(H.etj;
^п	лп
где 6М — плотность твердой фазы породы; QM. e — массовая ем*
кость обмена, характеризующая число молей поглощенных катио-
катионов на единицу массы (кг, г) породы и зависящая от химического
состава жидкой и твердой фаз, а также степени дисперсности по-
последней; Qn — объемная емкость поглощения.	v '
30
20
10
.<i
>; *
О	V'
30 -
2U -
Ю ~
3
о у
р
./
.7
1
у
/• ^
1 I I
10
г{7 JG
(9	U,Z Oh 0,6 0,8 уп
Рис. 30. Зависимость диффузионно-адсорбционной активности Лда пород
от их объемной ?гл (а) и относительной %л (б) глинистости [1]
/ — породы-коллекторы, 2 ~ породы-неколлекторы, 3 — линия регрессии
Степень дисперсности пород в значительной мере зависит от иж
глинистости. Исследования образцов различных терригенных по-
пород показали, что отличие диффузионно-адсорбционного потен-
потенциала от диффузионного тем больше, чем выше содержание в нш
глинистого материала. Глинистость пород, способствующая фор*
мированию субкапиллярных пор, является основным фактором,
обусловливающим различия величин ?да и ?д. Зависимости Ат
от krJl и т]гл, полученные экспериментально на образцах, представ-
представлены на рис. 30 [1 ].
Величина Лда пород зависит не только от содержания в ни
глинистого, но и другого по вещественному составу цементирую-
цементирующего материала. Наиболее высокой активностью характеризуется
железисто-сидеритовый и глинисто-серицитовый цементы, мевь*
шей — опалово-халцедоновый и карбонатный.
Влияние глинистости на удельную поверхность 5УД, эффектив-
эффективный диаметр 4$, коэффициенты пористости kn, проницаемости
&пр, поверхностной проводимости П и другие, с одной стороны,
и на величину Лда — с другой, обусловливает наличие зависимо-
зависимостей между диффузионно-адсорбционной активностью, и перечне*
58

параметрами пород. На рис. 31 показана связь между
%1
1Ф
Численные значения диффузионно-адсорбционной активности.
21Я различных горных пород изменяются от — 25 до 70 мВ. Наи-
Наименьшими величинами Лда обладают чистые разности песков, пес-
песчаников, алевролитов, пористых известняков и доломитов.
Фильтрационная активность
iipn фильтрации жидкости через пористую среду (породу) воз-
возникают потенциалы течения — фильтрационные по-
х е н и и а л ы. Их образование обусловлено наличием электро-
"дш"
3 О
20
10
X
10
50 100
Рис* 31. Связь между диффузионно-
адсорбционной активностью Лда и
коэффициентом проницаемости ?пр
для песчано-алевритовых пород
Ильско-Холмского района Красно-
Краснодарского края [2]
Рпс. 32. Падение потенциала в двой-
двойном электрическом слое при переме-
перемещении жидкой фазы относительно
твердой
ц — потенциал частиц твердой^фазы, гх —
юлщпна адсорбционного слоя (слой Гель-
мгольда), / 2 — толщина диффузионного
слон (слои Гуи); стрелкой показано на-
иравление фильтрации
кнштического потенциала ? на границе между подвижной и не-
неподвижной частями двойного слоя (рис. 32, линия АВ) и свобод-
свободного раствора. Механизм образования фильтрационных потенциа-
потенциалов схематично можно представить следующим образом. Под воз-
воздействием перепада давлений Ар в поровом канале происходит дви-
движение свободного раствора, заполняющего среднюю часть поро-
вого канала. Одновременно с ним в направлении течения переме-
перемещается и подвижная часть внешней диффузной обкладки двойного
электрического слоя. Это приводит к смещению электрокинетиче-

•ского потенциала ? в направлении течения, вследствие чего на
концах капиллярного порового канала возникает разность потен-
потенциалов.
Если толщина двойного электрического слоя мала по сравнению
•с радиусом капиллярного порового канала, величина фильтра-
фильтрационного потенциала определяется формулой Гельмгольца
где еж—диэлектрическая постоянная жидкости; рж — удельное
сопротивление фильтрующейся жидкости; \х — вязкость; Ар —.
избыточное давление, под действием которого происходит филь-
фильтрация жидкости.
Согласно формуле A1.62), величина фильтрационного потен-
потенциала пропорциональна перепаду давлений Ар и удельному со-
сопротивлению жидкости рж. С увеличением минерализации жидко-
жидкости значение ?ф уменьшается вследствие снижения величин рж
и ?. Параметры 8, рж и \i, входящие в формулу, являются положи-
положительными при всех условиях и не изменяют знака Еф. Последний
зависит от знака дзета-потенциала ? и направления движения
жидкости, т. е. направления избыточного давления Ар.
В общем случае величина фильтрационного потенциала для
породы
где Лф.?п — фильтрационная электрохимическая 'активность по-
породы, зависящая от структуры порового пространства и свойств
•фильтрующейся жидкости.
Установлено, что потенциалы фильтрации возникают в различ-
различных по своей литологии породах, в том числе и глинах. Однако
наибольший интерес они представляют в породах-коллекторах.
Определение диффузионно-адсорбционной активности пород
Диффузионно-адсорбционную активность Лда пород опреде-
определяют по результатам измерений диффузионных ЕА и диффузионно-
адсорбционных ?да потенциалов с помощью схем, изображенных
на рис. 33.
Схема для регистрации ?да (см. рис. 33, а) включает электро-
электрохимическую цепь, состоящую из растворов NaCl с концентрациями
Сх и С2 (удельные сопротивления рх и р2), которые разделены об-
образцом породы 2, насыщенным раствором концентрации Съ элек>.
тролитическую ячейку 1 (парафиновую или плексигласовую ван-
ванночку), стаканчики 3 с насыщенным раствором КС1, сифоны 5, а
также приборы 7 и в, служащие для измерения разности потенциа-
потенциалов.
Контакт измерительных приборов с электрохимической цепью
осуществляется с помощью каломелевых (или хлорсеребряных типа
ЭВЛ-1М1, хлорталлиевых типа ЭВЛ-5М1 и 5М2) электродов 4Р
60

аемых в СТаканчики 3. Эти электроды обладают небольшим
•¦тойчивым во времени потенциалом. Чтобы исключить перете-
П * растворов между ячейкой и стаканчиками, сифоны 5 запол-
Кяют смесью насыщенного раствора КС1 с агар-агаром.
пчя поддержания стабильности концентраций растворов на
оцах образца (особенно с хорошей проницаемостью) целесооб-
чзво создавать проточные границы. Для этого над ячейкой слева
^* справа от образца устанавливаются капельницы (на рисунке не
^оказаны), наполненные соответствующими растворами, а в стен-
стенах отделений ячейки делаются отводы 6.
рис, 33. Схемы для измерений
диффузионно-адсорбционных
(а) и диффузионных (б) ЭДС
а. / __ электролитическая ячейка
{парафиновая ванночка), 2 — об-
образец породы, 3 - стаканчики
с насыщенным раствором КС1, 4 —
кахмелевые электроды, 5 — агар-
«rjpOBbie сифоны, 6 — отверстия
a,Wстока раствора; б. 1 — элек-
тоолишческая ячейка 2 — солевой
ЯОС1ИК (сифон), 3 — стаканчики
<г насыщенным раствором КС1, 4—-
шшомелевые электроды, 5 — агар-
«гвро»ые сифоны, 6 — резиновая
?шгшгка, 7 — потенциометр 5 —
гальванометр, 9 — переключатель
Отличительной особенностью схемы измерения ?д (см. рис. 33, б)
является то, что растворы с концентрациями Сх и С2 (удельные со-
сопротивления рх и р2) в ячейке 1 полностью разобщены, а непосред-
непосредственный контакт между ними возникает с помощью мостика (си-
(сифона) 2, заполненного менее концентрированным из контактирую-
контактирующих растворов.
Определение Лда производят в следующем порядке.
L Образец породы, экстрагированный от нефти и остаточных
солей, насыщают под вакуумом пластовой водой или раствором
NaCl с концентрацией Сх (удельное сопротивление рг) и заделы-
заделывают в парафиновой ячейке так, чтобы сообщение между ее отделе-
отделениями происходило только через образец.
2.	Наливают в левое отделение ячейки раствор NaCl с концен-
концентрацией Сх и, убедившись, что образец заделан герметично, в пра-
правое отделение заливают раствор NaCl с концентрацией С2 =
~~~ о j/ 1U.
3.	С помощью капельниц в отделениях ячейки устанавливают
одинаковые уровни медленно протекающих растворов.
61

4. Собирают схему полностью, как это показано на рис. 33, а
и производят измерение величины Еда1 (в мВ) до получения ее
стабильных во времени значений. Затем электроды в стаканчиках
меняют местами и, повторив измерения, получают ?да 2 (в мВ),
Значение Ет (в мВ) получают как алгебраическую полуразность
Таким образом исключают влияние электродной разности потен-
потенциалов на результаты измерений.
5.	Заменяют электролитическую ячейку для измерения Ет на
ячейку для измерения Ед. Наливают в левое ее отделение раствор
NaCl с концентрацией Сг (удельное сопротивление рг) , а в правое—
с концентрацией С2 = Сх/10 (р2 = 10 рх) и после создания при
помощи перекидного мостика (сифона) их непосредственного кон-
контакта измеряют величину ?д (в мВ).
6.	По формулам A1.55), A1.58) и A1.60) рассчитывают соответст-
соответственно величины /Сд, /Сда и Л да (в мВ).
Вызванная электрохимическая активность
Горные породы обладают свойством поляризоваться под воз-
воздействием внешнего электрического поля. Это свойство связано
с электрохимическими явлениями и называется вызванной
электрохимической активностью
Е
(H.64)
где Е — напряженность внешнего (поляризующего) поля; Еви —
напряженность поля вызванной поляризации.
Так как
то
Здесь AU и At/вп — падения соответствующих напряжений на об-
образце; / — длина образца.
Величина вызванной электрохимической активности Ав пород
зависит от ряда факторов, основными из которых являются химико-
минералогический состав, удельная поверхность составляющих зе-
зерен, минерализация и химический состав насыщающих поровызс
вод. В породах с электронной проводимостью величина Лв возрас-
возрастает с увеличением объемного содержания в них электропроводя-
электропроводящих минералов. Для осадочных пород, обладающих преимуществ
62

венной ионной проводимостью, при постоянстве минерализации
химического состава поровых вод, а также условий измерения
/с!ИЫ поляризующего тока, времени воздействия поляризующего
тока и времени измерения после его отключения и др.) величина Ав
основном зависит от удельной поверхности частиц породы
тпс. 34, а). Последнее обусловливает наличие связи между Ав и
^оэффйциентом проницаемости пород (рис. 34, б), что представляет
значительный интерес.
Определение вызванной электрохимической активности пород
Вызванную электрохимическую активность Ав пород опреде-
1яют по результатам измерения приложенной A?/np и вызванной
Д(/ва разности потенциалов:
Ав =
A1.66)
/ Л8»7о
/ 0,5
/	0,05
I
0,01
1 5 10 10 50 fOO 600
Рис, 34. Зависимость вызванной
электрохимической активности Лв
от удельной поверхности зерен 5уд
(и)" п коэффициента проницаемости
knp (б) пород [2]
Pvc. 35. Схема измерения вызванных
потенциалов
} — образец породы; 2 — электролитическая ячейка (парафиновая ванночка); 3 — элек-
электродные стаканчики с насыщенным раствором KCI, 4 — агар-агаровые сифоны; 5 — ба-
хареи, 6 — пульсатор, 7 — эталонное сопротивление; 8 —реостат; 9 — потенциометр
типа ЭП-1 или Р-307, 10 — гальванометр типа Ml95/3; 11 — переключатель; А и В, М
и Л — соответственно токовые (свинцовые) и измерительные (каломелерые) электроды
Для измерения величин А(/Пр и А(/вП применяют несколько
схем, одна из которых (схема с пульсатором) показана на рис. 35.
Сущность методики заключается в том, что через породу при по-
помощи пульсатора пропускают короткие импульсы тока, а в проме-
ж\ гках между ними измеряют потенциалы вызванной поляризации.
Определение Ав производят в следующем порядке.
1. Образец породы 1 цилиндрической (кубической) формы, эк-
экстрагированный от нефти и остаточных солей, насыщают пласто-
пластовой водой или раствором NaCl эквивалентной концентрации и гер-
мешчно заделывают в электролитической ячейке 2 (парафиновой
ванночке), заполненной раствором, насыщающим образец.
63

2.	Включают пульсатор 6 и при отключенной батарее 5 изме-
измеряют разность потенциалов в цепи, соответствующую собственной
и электродной поляризациям.
3.	От батареи через токовый коллектор пульсатора запитываю?
токовые (свинцовые) электроды А и В и при помощи эталонного
сопротивления 7 определяют силу тока
4.	Находят разность потенциалов, приложенную к образцу
Л[/Пр = /#обр>	(Н.68).
где i?o6p — замеренное сопротивление образца породы.
5.	Подключают к измерительным приборам измерительные (ка-
ломелевые) электроды М я N и регистрируют вызванную разность
потенциалов AUBU. Измерения А(/пр и Д?/вп обычно выполняют
при нескольких значениях силы питающего тока, которые регу-
регулируют с помощью реостата 8.
6.	Рассчитывают Ав по формуле A1.66).
§ 7. РАДИОАКТИВНОСТЬ
Под радиоактивностью понимают самопроизвольное превраще-
превращение неустойчивых изотопов химических элементов в другие более
устойчивые, которое сопровождается выделением энергии с испу-
испусканием а-, |3- и у-лучей. Различают естественную и ис-
искусственно вызванную радиоактивности горных по-
пород, широко используемые для изучения геологических разрезов
скважин методами радиоактивного каротажа. Самопроизвольное
превращение одного изотопа в другой называется радиоактивным
распадом.
Естественная радиоактивность
В естественных радиоактивных превращениях основными ви-
видами распада являются: а- и р-распады, захват ядром электрона
одной из оболочек атома, самопроизвольное деление некоторых
тяжелых ядер и др. При распадах радиоактивных ядер и их пере-
переходах из более возбужденного энергетического состояния в менее
возбужденное или основное возникает ^-излучение.
Все виды радиоактивных (а-, Р-, у-) излучений, попадая в ма-
материальную среду, испытывают в той или иной мере поглощение*
Наибольшему ослаблению подвержены а-лучи, обладающие боль-
большой ионизирующей способностью. Поток а-лучей почти полностью
поглощается даже листом бумаги или слоем пород толщиной в не-
несколько микронов. Поток Р-лучей обладает большей проникающей
способностью и полностью поглощается слоем алюминия толщи-
толщиной до 8 мм или слоем породы в несколько миллиметров. Гамма-
излучение представляет собой высокочастотное коротковолновое
электромагнитное излучение, граничащее с жестким рентгенов^
64

- -им
ривае
нтс
возникает в результате ядерных процессов, и рассмат-
рассматтся как поток дискретных частиц у-квантов; у-лучи не откло-
отклоива
няются ни в электрическом, ни в магнитном полях.
% Благодаря своей высокой проникающей способности у-излуче-
*ше имеет практическое значение при исследовании разрезов сква-
скважин (?~ЛУЧ и полностью поглощаются лишь слоем пород толщиной
коло*1 м);; большой интерес представляет изучение характера
взаимодействия у-частиц с веществом. Основными процессами взаи-
взаимодействия являются: 1) эффект а
комигоповского рассеяния; 2)
|Ьотоэлектрнческое поглощение;
|) эффект образования элек-
электрон-позитронных пар. Компто-
новский эффект заключается
в рассеянии 7~кванта на элек-
тронах атома. При соударении
с электроном у-квант передает
ему часть своей энергии и от-
отклоняется от первоначального
направления на угол 0 (рис.
36, д). В свою очередь элек-
электрон выбрасывается из атома
под углом ф к направлению па-
падающего кванта.
Коэффициент ослабления
^излучения за счет комптонов-
ского рассеяния
A1.69)
rjt$ fiu — плотность поглощаю-
поглощающего вещества; Z—атомный (по-
(порядковый) номер; А — атомная
масса; NQ—число Авогадро, рав-
равное 6,023-1023 молекул/(г моль); \it
рассчитанный на один электрон.
Число электронов в единице объема вещества
Рис. 36. Схемы процессов взаимодей-
взаимодействия ^-квантов с веществом
а — фотоэффект, б — комптоновское рас-
рассеяние, в — эффект образования пар
коэффициент ослабления,
A1.70)
Для элементов, составляющих горные породы, отношение ZIA
B<;30) является достаточно постоянным и практически равно 0,5.
Соогветственно число электронов в единице объема, как и коэффи-
коэффициент ослабления, пропорционально плотности вещества.
При фотоэффекте у-квант взаимодействует с атомом в целом
(см, рлс. 36, б) и передает всю свою энергию одному из электро-
электронов его оболочки. Возникающий при этом фотоэлектрон уносит
меть энергии у-кванта. Наиболее интенсивное проявление фото-
3 Заказ № 789	65

эффекта наблюдается в веществах, содержащих тяжелые элементу~-
и при облучении их ^-квантами малой энергии (близкой к энергий
связи электрона).	!}\
Электрон-позитронные пары образуются при взаимодействий
^-кванта с ядром атома (см. рис. 36,в). Образовавшийся позитрон
через короткий промежуток времени соединяется со свободным
электроном, испуская два кванта аннигиляционного излучения
энергия каждого из которых равна 0,82-10~13 Дж. Эффект образен
вания пар возможен только для жестких у-лучей с энергией, боль-'
шей 1,63-10~13 Дж.
Под воздействием фотоэффекта, эффекта Комптона и образова-
образования пар энергия ^-излучения при прохождении через слой вещества
ослабляется. В горных породах поглощение у-излучения природ,
ных радиоактивных элементов происходит в основном за счет кошь
тоновского рассеяния [см. формулу A1.69)]. Для тонкого моно-
монохроматического параллельного пучка ^-лучей его поглощение про-
исходит по экспоненциальному закону.
После прохождения Y-лучей через слой вещества интенсивность
излучения снижается до величины /7, которая может быть рассчи-
рассчитана по формуле
/7 = /7оехр(-^7/),	(ILTOa)
где /Vo — первоначальная интенсивность у-излучения; I — тол*
щина слоя; \лу — коэффициент ослабления, показывающий, какая
часть у-лучей поглощается слоем вещества толщиной, равной еди-
единице длины.
Коэффициент ослабления пропорционален плотности и зависит
от энергии испускаемых у-квантов. На практике процесс поглоще-
поглощения оценивается толщиной слоя вещества, в котором интенсив-
интенсивность потока у-квантов уменьшается в 2 раза (табл. 4).
Таблица 4
Толщина слоя некоторых веществ, поглощающих половину
энергии у-квантов (в см)
Энергия
7-квантов,
МэВ
0,2
1,0
5,0
Вода
5
10
23
Плотный
известняк
2,1
4,6
10,0
Железо
0,65
1,58
2,80
Свинец
0,14
0,86
1,47
Согласно экспериментальным данным, число ядер dn радиоак-
радиоактивного элемента, распавшихся за бесконечно малый промежуток
времени dty пропорционально числу ядер п, не распавшихся к мо-
моменту времени t, следовательно
где Я — коэффициент пропорциональности, характеризующий ве-
66

ятяость расПада в единицу времени и называемый постоян-
постоянной распада. После интегрирования уравнения A1.71) с уче-
учетом того, что при t = 0 п = п0, т. е. числу атомов радиоактивного
вещества в начальный момент времени, получим
п= лоехр( — %t).	(II.71 а)
Постоянная распада Я, период полураспада Tip и средняя про-
продолжительность жизни радиоактивного атома т являются характер-
характерными взаимосвязанными величинами и имеют определенные чис-
значения для каждого радиоактивного элемента:
0,693,.	A1.72)
Вероятность радиоактивного распада является свойством са-
самого ядра и практически не зависит от физико-химических условий
шедшей среды. Распад протекает по экспоненциальному закону
Ш-71)) который прослеживается только для очень большого числа
распадающихся атомов. Следовательно, интенсивность радиоактив-
радиоактивного излучения определяется как статистическая закономерность,
обусловленная наличием многочисленных однородных явлений.
При неизменных условиях она претерпевает непрерывное измене-
пне, колеблясь около некоторой средней величины. Это явление
носит название статистической флуктуации (или
просто флуктуации).
Для", количественной оценки радиоактивности пользуются со-
соответствующими единицами измерений. В практике петрофизиче-
ских исследований горных пород наиболее часто применяется ве-
весовая или объемная единица эквивалентной концентрации радия
по у-излучению — г-эквивалент радия на 1 г породы (г-экв Ra/r).
Такая единица соответствует концентрации радиоактивных эле-
элементов в горной породе, при которой возникает у-излучение такой
же интенсивности, как при распаде 1 г Ra. На практике пользуются
единицей в 1012 раз меньшей грамм-эквивалента — пико-грамм-
зквивалентом радия на 1 г породы^(пг-экв Ra/r = г-экв Ra/г-10~~12).
За рубежом радиоактивность горных пород принято выражать
в единицах API A пг-экв Ra/r = 16,5 API).
Радиоактивность пород в основном связана с со-
содержанием в них таких радиоактивных элементов, как уран, то-
W	40 ТУ
рии, актино-уран, продуктов их распада и изотопа калия шК
(в природной смеси изотопов калия его содержится 0,012 %).
Кроме этих элементов, источниками радиоактивных излучений,
составляющих меньшую долю, чем вышеназванные, являются изо-
изотопы рубидия, циркония, индия, лантана, самария, лютеция, ре-
шия, висмута и др.
Па рис, 37 приведены спектры у-лучей радиоактивных минера-
минералов: для калия iqK они имеют одну и ту же энергию, равную
1,46 МзВ; а для рядов тория и урана — радия—множество ее
значений.

В литосфере известно более 200 минералов, в состав которых
входят уран, торий, радий и калий. Среди изверженных кисльщ
породы (граниты, кварцевые диориты, кварцевые порфириты, л&/
париты и др.) обладают наибольшей радиоактивностью, а ультра-
ультраосновные (группа перидотитов и пироксенитов) — наименьшей.
Радиоактивность осадочных горных пород зависит от радиоак-
радиоактивностей их твердой, жидкой и газообразной фаз, а также от со*
держания этих фаз и в общем случае
Q fa
A1.7$
Калии
Ряд торил
где ць — удельная радиоактивность i-го компонента твердой фазы;
ki — объемное содержание /-го компонента в твердой фазе; qjK —
удельная радиоактивность флюи-
флюидов, насыщающих поровое про-
пространство; kn — коэффициент по-
пористости.
В большинстве случаев плае-
товые воды и нефти характери-
характеризуются незначительной радиоак-
радиоактивностью, а у природных углево-
углеводородных газов она практически
равна нулю. Исключение состав-
составляют лишь пластовые воды, обога-
обогащенные солями радия и калия.
Радиоактивность твердой фазы
пород обусловлена наличием
в ее составе собственно урановых^
ториевых и калиевых минералов
(уранинит, торит, бреггерит, калий-
калийные соли) и минералов (циркон,
сфен, ксенотим, монацит, полевые
шпаты, слюды, глауконит, гли-
глинистые минералы и др.)» содержащих адсорбированные радиоак-
радиоактивные элементы. Обычно глинистая составляющая твердой фазы,
особенно в кварцевых песчаниках и карбонатных породах, обладает
значительно большей удельной радиоактивностью qrjli чем ее соб-
собственно твердая фаза (скелетная часть). Если радиоактивность
твердой фазы^м постоянна, ее плотность бм = бгл, а ^ж = 0, то
I
Ряд урана-радия
JjlL
0 5
Г i	г
г 2,5 j
Знергия у-лучеИ 10 , Дж
Рис. 37. Спектры 7"лУчей радио-
радиоактивных минералов
Зависимость вида A1.74), получаемая для конкретных типов
пород, устанавливает практически однозначную связь между qn
и &Гл и широко используется при интерпретации результатов гамма-
каротажа скважин (рис. 38). В ряде случаев в формировании есте-
естественной радиоактивности терригенных пород наряду с глинистой
существенную роль может играть и мелкоалевритовый компонент
породы (рис. 39). В связи с этим радиоактивность песчано-алеврнто*
68

ШСТЬ1Х пород не всегда является однозначной функцией глини-
глинистости и определяется выражением
а
7п — ^пес^пес I #ал«ал г <7гл
5
?п'-Кг
(И 75)
—
г-
•
1
• * •
г*
>
1
7,0
оО/°
S/
j	L
рис. 38 Зависимости радиоактивности пород qn от глинистости /ггл (а) и со-
содержания нерастворимого остатка Сно (б)
^ — посчаио-глиннстые породы [2], б —^карбонатные отложения верхнего мела Восточ-
Восточного Предкавказья: / — мергели и глины, отобранные из пропластков и трещин в извест-
известняках, 2 — известняки
Рис. 39. Гистограмма изменения удельной
радиоактивности фракций альб-аптских пес-
чано-алеврито-глинистых пород Прикумского
нефтегазоносного района Ставропольского
края
4^ — диаметр фракции
<0,01
0,05 0,1 0,2
0,063 0,18 0,3
If,
м
_| 1
Z
N
\
6-
/
If
/
8
Рис. 40. Блок-схема лабораторной радиомет-
радиометрической установки со сцинтилляционным
детектором.
/ _ детектор излучения, 2 — усилитель; 3 — дис-
криминатор, 4 — счетчик импульсов; 5 — источник
высоковольтного стабилизированного питания де-
текюра; 6* — источник низковольтного питания; 7 — защитный свинцовый домик; 5—
внешний блок цифропечати
гДе $ше, ^ал, ^7гл — удельные радиоактивности соответственно
песчаной, алевритовой и глинистой составляющей твердой фазы
породы; kUQC, ?ал, &гл — их объемные содержания.
69

Определение естественной радиоактивности пород
Естественную радиоактивность пород qyn определяют путем
измерения интенсивностей у-излучения образца 1уп и эталона 1уш
известной радиоактивности qy3T совместно с фоновой /Тф, обус-
обусловленной космической радиацией, собственным излучением ма-
материалов детектора и окружающих предметов. Величину /7ф ущщ
тывают путем самостоятельного ее измерения. Удельную массовую
радиоактивность породы рассчитывают по формуле
п"qyЭТ
где Мп и Мэт — массы породы и эталона.
Формула A1.76) справедлива при идентичности плотности спек-
спектра излучения и геометрических размеров образца и эталона [10],
В качестве эталонов обычно применяют порошковые препараты
равновесного радия активностью 60—100 пг-экв Ra/r с наполните-
лем из неактивного кварцевого песка (при изучении терригеннщ
пород) или кальцита (при изучении карбонатных пород). Наряду
с радиевым могут применяться и эталоны равновесного урана, то-
тория или калия.
Блок-схема одной из установок со сцинтилляционным детекто-
детектором (счетчиком), служащих для измерения интенсивности -у-излу-
чения образцов пород, показана на рис. 40. Исследуемый препарат
(образец породы, эталон) помещают в плексигласовый стакан,
устанавливаемый непосредственно на сцинтиллятор. Для снижения
влияния внешней радиации детектор помещают в защитный свин-
свинцовый домик 7. Регистрацию импульсов, получаемых на выходе
с детектора, производят с помощью счетных устройств, включаю-
включающих усилитель 2, дискриминатор 3 и счетчик импульсов 4. Совре-
Современные счетные устройства (например, ПСО2-2ем и др.) позволяют
измерять среднюю частоту следования импульсов, производить их
счет в течение заданного времени в автоматическом режиме с за-
записью числа зарегистрированных импульсов во внешнем цифропе*
чатающем блоке типа Б3-15м. Питание измерительной схемы уста-
установки осуществляется от блоков высокого 5 и низкого 6 напряжений,
В качестве источника высокого напряжения могут использоваться
высоковольтные стабилизаторы типа ПВ-2-2, ВС-2-2 или блоке
БНВ-06 и другие, а низкого — блоки типа БНН-30, БНН-33,
БНН-42, B5-47ji др.	Ь'-
Определение5^ естественной]! радиоактивности пород проводят
в следующем^порядке.
1.	Образец сухой породы измельчают до размеров частиц, мень-
меньших" 0,25 мм, и находят его массу Ми. На практике наиболее часто
применяют детекторы, позволяющие измерять у-активность образ-
образцов пород массой 30, 50 или 150 г.
2.	Подготавливают установку к измерениям, для чего:
70

\ подключают детектор к источникам питания и счетному
устройству;
б)	включают в сеть источники питания и счетное устройство;
в)	подают на схему детектора необходимое низкое и высокое
заражения, величины которых зависят от типа и характеристики
детектора;
г)	включают счетное устройство и дают установке прогреться
тече1Ше 30—40 мин, после чего проверяют правильность ее ра-
3,	Измеряют поочередно в течение фиксированного времени t
число импульсов, поступающих от:
а)	эталона и фона #эт+ф;
б)	образца породы и фона Л^п+ф;
в)	фона Л?ф.
Время измерения t выбирают таким, чтобы погрешности из-за
статистических флуктуации были минимально допустимыми. Кроме
того, для снижения погрешности число импульсов Л^эт+ф, Мп+ф
II j\L измеряют по несколько раз и устанавливают их средние зна-
значения.
4,	По результатам измерений рассчитывают:
а)	регистрируемые интенсивности у-излучения
h п*Ф = ^п+ф/^	h эт+Ф = Л/эт+ф/fc	h Ф = ЩН> (П. 77)
б)	интенсивности, соответствующие 7-активности образца по-
породы и эталона, свободные от фонового излучения
1у и = fy п+ф — ^7Ф»	1у эт = 1у эт+ф — ^7Ф'	A1.78)
в)	удельную массовую Y-активность породы по формуле A1.76).
При детальных исследованиях пород изучают не только общую
у-активность, но и содержание в них радиоактивных элементов,
таких, как уран, торий, калий fgK и др. Концентрация радиоактив-
радиоактивных элементов в породах определяется способом гамма-спектро-
гамма-спектрометрии» сущность которого заключается в сравнении при одинако-
одинаковых условиях измерений спектра ^-излучения (распределение у-из-
лучения но энергиям) исследуемой породы со спектрами эталонов
равновесного урана, тория, калия и др.
Спектр у-излучения определяется с помощью гамма-спектро-
гамма-спектрометра по распределению амплитуд сигналов, поступающих от спек-
спектрометрических детекторов. Последние (сцинтилляционные или
полупроводниковые) преобразуют энергию регистрируемых у-кван-
тов в электрические импульсы, амплитуда которых пропорцио-
пропорциональна анергии, а количество — потоку 7~квантов. Регистрация
шшштудного распределения импульсов производится многока-
многоканальными амплитудными анализаторами типа АИ-100, АИ-128,
АИ-256 и др.
71

Искусственная радиоактивность (нейтронные свойства ropHt*g
пород)	;
Искусственная радиоактивность связана с радиоактивным
падрм искусственных радиоактивных изотопов химических зе%
ментов, образующихся при облучении их элементарными части-
частицами (электронами, протонами, нейтронами, 7"частиДами и дрЛ
в результате изменений в ядре, происходящих вследствие пронад
новения в него заряженной частицы или нейтрона.	;
Нейтрон — электрически нейтральная ядерная частица с
сой (Мп = 1,0086654-10~24 г), примерно в 1836 раз большей esjj
электрона (позитрона) и приблизительно равной массе протощ
(ядра водорода). Так как он представляет собой нестабильную
ядерную частицу, то распадается с TV2~ 16,83 мин на протон,
электрон и антинейтрино с выделением энергии 0,78-10~~13 Д^
Нейтроны не взаимодействуют с электронными оболочками атомов
и не отталкиваются кулоновским полем ядра, что обусловливав
их высокую проникающую способность. По величине энергии раз*
личают нейтроны: холодные — 10~21 Дж; тепловые — 25-10~21 Цщ
медленные — 5-10~~20 Дж; надтепловые—0,3—5-Ю"8 Дж, ре*
зонансные — 10~17 Дж, промежуточные @,5—2)-10~14 Дж и бы-
быстрые — 2 • Ю-14 — 2 • 10-12 Дж.
Нейтроны, получаемые при помощи нейтронных источников^
распространяются в окружающей среде и взаимодействуют с яд-
ядрами ее химических элементов. При этом наиболее существенный
процессами являются рассеяние и поглощение
(захват).	:
Рассеяние нейтронов может быть упругим и н е у п р у *.
г и м. Сущность этого процесса состоит в изменении направления
движения и уменьшении кинетической энергии нейтронов при щ
столкновении с ядрами элементов окружающей среды. При уяру»;
гом рассеянии происходит перераспределение энергии между щ*:
летевшим нейтроном и неподвижным ядром в соответствий с hi
массами и углом рассеяния по принципу соударения упругих ша-
шаров. При этом внутреннее состояние ядра и кинетическая энергия
системы нейтрон—ядро остаются неизменными. Энергия Е2 и ош>,
рость v2 нейтрона после столкновения с ядром определяются во
формулам
v:
(Л
.
где Ех и v± — соответственно энергия и скорость нейтрона до столк-
столкновения; А — массовое число ядра элемента, на котором пронс:
ходит рассеяние нейтронов; 6 — угол между начальным и послед
дующим направлениями движения нейтрона.	>
А
72	Л

Величина потери энергии нейтроном зависит от характера его
кновения с ядром и массы последнего. Максимальная потеря
Нисходит при центральном столкновении F = л), когда масса
ipa равна или соизмерима с массой нейтрона. Так, при централь-
ом соударении последнего с ядром водорода (А = 1) нейтрон мо-
Н потерять всю свою энергию в одном акте. Следовательно, во-
д является аномальным замедлителем нейтронов.
При неупругом рассеянии нейтрон сначала захватывается, а
затем выбрасывается ядром, но уже с меньшей энергией и под не-
некоторым углом к направлению начального движения. Ядро же,
захватившее и потерявшее нейтрон, остается на некоторое время
з возбужденном состоянии и затем возвращается в основное, испу-
испуская т-квант:
r\e z% n z^* — ядРа ИСХ°ДНОГО элемента и того же элемента в воз-
возбужденном состоянии; In и In — нейтроны поглощенный и выбро-
выброшенный ядром.
Быстрые нейтроны, распространяясь в окружающей среде,
1% процессе неупругого и упругого рассеяний сравнительно быстро
(за 10~*—Ю~5 с) теряют свою энергию (до 25-10~21 Дж) и скорость
(до 2200 м/с) и превращаются в тепловые. Последние поглощаются
ядрами вследствие реакции радиационного захвата с образованием
на первой стадии составных ядер, которые затем (черед 10~~12—
10~~*4 с) переходят в основное состояние с испусканием у-квантов:
Наиболее типичной реакцией (я, у) является реакция захвата
теплового нейтрона водородом
Распределение нейтронов в среде (породах), т. е. плотность
нейтронов на различном расстоянии от источника, зависит от ней-
нейтронных свойств этих пород, в основном связанных с химическим
составом последних. Для большинства горных пород поглощающие
и замедляющие свойства определяются водородосодержанием: чем
оно выше, тем быстрее убывает плотность нейтронов с удалением
от источника.
Вероятность той или иной реакции взаимодействия нейтронов
с веществом количественно характеризуется нейтронным
эффективным сечением, численное значение кото-
которого выражается в м2.
Эффективные сечения процессов рассеяния и захвата, относя-
относящиеся к одному ядру, называют соответственно микроскопи-
микроскопическими ядерными сечениями рассеяния ар
и з а х в а т а а3' элемента. Эффективные же сечения рас-
рассеяния и захвата, относящиеся к единице объема вещества (породы),
73

называют макроскопическими сечениями рас'
сеяния У-р и захвата 2з-
Для вещества, состоящего из разных химических элементов
(П.81
п
2Я=-
100
Ac
где Лг и Р( — атомная масса и содержание (в %) t-ro элемента;
Gpi и сг31- — соответственно эффективные ядерные сечения paccet*
0,8
0,6
0,2-
t\
:\
70
20
JO
50 А
Рис. 41. Зависимость средней логарифмической потери
энергии | нейтроном от атомной массы элемента А	*>
ния и захвата i-то элемента; б — плотность вещества; Л/^ — число
Авогадро.
Макроскопические сечения рассеяния недостаточно полно хв/;
рактеризуют свойства пород замедлять нейтроны. Более полно оеш1
оцениваются комплексными параметрами — макроскопи-'
ческой замедляющей способностью пород н
коэффициентом замедления. Первый параметр ра-}
вен произведению макроскопического сечения рассеяния 2Р на
среднюю логарифмическую потерю энергии ? при одном соударе^
нии. Последняя зависит от атомной массы элемента (рис. 41), с кхИ
торым сталкивается нейтрон	\
6 = In-
¦ = 1 +
(А + IJ
2А
In
А — ]
А + 1
AШГ
где Е± и Е2 — энергии нейтрона до и после соударения.
Коэффициент замедления представляет собой отношение
ляющей способности породы к ее макроскопическому сечению заж-|
74	^

v В процессе замедления нейтрон совершает сложный путь,
- оящий из отдельных прямолинейных участков, представляю-
х собой отрезки его пути между последовательными соударе-
ялш с ядрами элементов среды. Эти отрезки имеют различную
Ш1*шУ и направление и определяют траекторию движения нейтрона
источника до точки замедления, т. е. места, где он становится
епловым. Расстояние, на которое смещается нейтрон в процессе
замедления, оценивается средним квадратом r% 3 смещения по
"и длиной замедле- а	$
прям
пня U, связанных между
собой "соотношением:
'ср. з
(II 84)
Длина замедления L3
характеризует интенсив-
интенсивность замедления нейтро-
нов и зависит в основном
от содержания в породах
водорода (величины пори-
пористости) [рис. 42, а]. Вре-
зия с момента излучения
нейтрона (Еп 0 = 2 • 10~ —
-—2- Ю2 Дж) до момента
его превращения в тепло-
тепловой (?,1т = 25.10-21 Дж)
называется временем за-
замедления, которое рассчи-
рассчитывается по формуле
6
2
0
\
_\
~2
-
к
1
1
г
20 кп°/о 0 20 кПУ%
Рис. 42. Зависимости длины Гзамедления
L3 (а) и среднего времени жизни т^ теп-
тепловых нейтронов (б) от коэффициента по-
пористости kn для песчаников (/) и извест-
известняков B) [по В. В. Ларионову].
Минерализация пластовых вод 7 — 0, II —
250 г/л NaCI
(II 85)
где Е„о и
нейтронов;
Еп,
М-
- соответственно начальная и тепловая энергии
абсолютная масса нейтрона A,667-10"4 г);
4р р-^ i/jVp — средняя длина свободного пробега нейтрона до
замедления.
Нейтроны, достигшие теплового состояния, в процессе их диф-
диффузии в конечном счете поглощаются (захватываются) элементами
с высоким эффективным сечением захвата. Поглощающие свойства
пород характеризуются временем (временем жизни теплового ней-
нейтрона) T<f, длиной Ld и коэффициентом D диффузии.
Под временем жизни теплового нейтрона понимается время су-
существования нейтрона в породе с момента его превращения в теп-
тепловой до момента его захвата ядром и определяется по формуле
^ = -^-2-=-^,	A1.86)
75

где vr — скорость тепловых нейтронов B200 м/с); /ср 3 = 1/'2з <~~~
средняя длина свободного пробега нейтрона до захвата.
Длина диффузии характеризует среднюю длину пути нейтрона
от точки, где он стал тепловым, до точки захвата:
(Пщ
где ГсР а — средний квадрат расстояния по прямой от точки за-
замедления нейтрона до точки его захвата ядром.
Отсюда коэффициент диффузии
L2
Интенсивность поглощения тепловых нейтронов зависит от со-
держания в породах элементов с высоким эффективным сеченйед
захвата, основным из которых в осадочных породах является хлор
(рис. 42, б). Замедляющая и поглощающая способности горных
пород определяют пространственное распределение нейтронов на
различных стадиях их взаимодействия с породами, на изучение
которого основаны нейтронные методы исследования скважин,
Определение нейтронных параметров пород
Нейтронные параметры горных пород можно устанавливать как
экспериментальным, так и расчетным путем. В петрофизике макро-
макроскопические сечения рассеяния 2р и захвата (поглощения) 2&*
длину La, коэффициент D и время т^ диффузии тепловых нейтро-
нейтронов получают с помощью расчета.
Макроскопические сечения рассеяния 2р (см™1) и захвата ^
(см) нейтронов в породе вычисляют по формулам A1.81), A1.82),
с учетом объемного соотношения твердой фазы и заполнителя пор,
определяемого коэффициентом пористости &п, их плотностей, хи-
химического состава, а также микроскопических сечений ядерных
реакций с химическими элементами породы.
Химический состав твердой фазы и заполнителя пор породы
устанавливают по результатам их химических анализов, значения
микроскопических сечений рассеяния ар и захвата а3 для отдель-
отдельных элементов (окислов), входящих в состав породы,— по табл, 5.
Затем, используя известные 23, 2р и vt ~ 2,2-105 см/с рассчиты-
рассчитывают:
1)	время диффузии (жизни) тепловых нейтронов xd (в с) по
формуле A1.86):
2)	коэффициент диффузии (в см2/с) по формуле
D =	Щ	 ,	(II Щ
2Sp(l-cose)
где cos 8 — средний косинус угла рассеяния нейтронов, принимае-
принимаемый для воды и водосодержащих пород равным 0,2;
76

Таблица б
Значения микроскопических сечений рассеяния ор
и захвата о3 нейтронов для ядер некоторых элементов
и окислов [10]
Элемент
(окисел)
Н
С
О
К а
Mg
S
к
Сг
Fe
С1
МаО8
CO.,
Саб
Fe2O3
Н2О
к2о
MgO
МпО2
Р9О5
SiO2
Na2O
Атомная
(молекуляр-
(молекулярная) масса
1
12
16
23
24
32
39
40
56
35
101,9
44,01
56,08
159,7
18,02
78,2
40,32
70,93
142,0
60,06
61,99
Сечение, . Ю8 м2
38±4
4,8+0,2
4,2+0,3
4,0+0,5
3,6+0,4
1,1+0,2
1,5+0,3
3,2+0,3
11 + 1
16+3
15,4
13,2
13,2
34,6
44,92
7,2
7,8
6,5
42,0
10,1
12,2
0,328+0,002
C,78+0,07). Ю-3
< 2-10-4
0,515+0,008
0,063+0,003
0,52+0,02
2,07+0,07
0,44+0,02
2,62+0,06
33,8+1,1
0,43
0,0049
0,43
4,86
0,66
3,94
0,059
12,6
0,38
0,13
1,0
3} длину диффузии Ld (в см) по формуле A1.87).
Нейтронные параметры пород обычно рассчитываются для стан-
стандартных температурных условий (То = 293 К) [10].
§ 8. УПРУГИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Компоненты горных пород — твердая фаза, жидкость и газы —
обладают резко отличными упругими свойствами. В связи с этим
последние определяются упругими свойствами составляющих ком-
компонентов и фазовой однородностью. Условно различают иде-
идеально и дифференциально упругие горные по-
породы.
Упругие параметры
В породе, на которую действуют внешние силы, возникают внут-
внутренние силы, стремящиеся к восстановлению ее начальной формы
п размеров. Величина последних сил, приходящаяся на единицу
площади сечения тела, измеряемая в паскалях, называется н а -
пряжение м,1 которое является векторной величиной, зави-
* Н пористых породах напряжения концентрируются в основном в об"
даст и контакта минеральных зерен.
77

сящей от действия внешних сил, внутренних свойств и формы об-
образца породы. В зависимости от характера приложенных внешня*
сил, образец породы может испытывать линейное, плоскостное
и объемное напряженные состояния. Под воздействием внешннд
сил изменяются линейные размеры, объем или форма горной по-
породы. Эти изменения называются деформацией.
Деформации, соответствующие нормальным напряжениям, вы-
выражаются через относительное изменение е линейных размеров
образца (рис. 43)
к
к
в,--^=-^-.	(Н.9!)
где 1г и /2 — начальные продольный и поперечный размеры об-
образца; 1[ и й — то же, при одностороннем сжатии.
Рис. 43. Пример простого одноосного сжатия бруска
породы
а — брусок породы до сжатия; б — тот же брусок после де-
деформации под воздействием напряжения р
Деформации 8С, соответствующие касательным напряжениями
выражаются через тангенс угла сдвига а-граней образца: ес = tgou
При увеличении напряжений можно наблюдать три вида де-
деформации породы — упругую, пластическую и разрушающую*
Для каждого из приложенных напряжений существует свой ко-
коэффициент пропорциональности между напряжениями и упругими
деформациями, являющийся упругим параметром породы. Коэф-
Коэффициент пропорциональности между продольным (сжимающим или
стягивающим) напряжением р и соответствующей ему относитель-
относительной деформацией е называется модулем упругости или
модулем Юнга Е:
р^Ее.	{IIЩ.
Коэффициентом пропорциональности между касательным на-
напряжением тк и соответствующей деформацией сдвига гс является
78

сдвига G:
При объемном напряженном состоянии породы, что соответст-
соответстт действию всестороннего гидростатического давления, связь
ЖДУ величиной напряжения и относительным изменением объема
\yIV выражается через модуль всестороннего сжа-
сжатия Кс или сжимаемость рс:
(II 94)
Связь между относительными продольными и поперечными де-
сЬормашшш! сжатия (растяжения) устанавливается коэффициентом
Пуассона
Скорость распространения упругих волн
Если к ограниченному участку упругой породы приложить
внешние силы, которые вызовут напряжения, не превышающие пре-
предел упругости, то на этом участке возникнут деформации и прои-
произойдет смещение частиц вдоль
направления действующей
силы»
Смещение одной частицы
вызывает сдвиг других более
удаленных. Распространение
упругой деформации проис-
происходит с определенной ско-
скоростью. Если на породу дей-
действуют знакопеременные или
кратковременные силы, то
впей возникают упругие ко-	_ лл п
«г	гт	J	Рис. 44. Схема смещения частиц среды
лебания. Процесс последова-	прп распространении продольных (а) и
тельного распространения	поперечных (б) волн
В ПОрОДе Деформаций (упру- Направление движения. / — волн, 2 — час-
хик колебаний) называется	тиц среды
упругой волной. В за-
зависимости от вида деформации в породе возникают различные
типы волн, основными из которых являются продольные
и поперечные.
Первые связаны с объемной деформацией среды. Распростране-
Распространение продольной волны представляет собой перемещение зон растя-
растяжения и сжатия, при котором частицы среды совершают колебания
около своего первоначального положения в направлении, совпа-
совпадающем с направлением распространения волны (рис. 44). Про-
Продольные волны распространяются в любой среде — твердых те-
79

лах, жидкостях и газах, так как все вещества обладают сопротив-
сопротивлением объемному сжатию.
Поперечные волны обусловлены деформациями сдвига в среде
и присущи только твердым телам. Последнее связано с тем, цщ
в жидкостях и газах отсутствуют сопротивления сдвигу. Их рас»
пространение представляет собой перемещение зоны скольжения
слоев среды относительно друг друга; частицы среды совершавд
колебания около своего первоначального положения в плоскости
перпендикулярной к направлению распространения волны (сц,
рис. 44, б).
Одним из важных кинематических параметров упругих волн
является скорость их распространения. Для идеально упругих
т
т
7 i
Рис. 45. Схематическая модель неглинистой (а) и глинистой (б) пород
изотропных горных пород скорости продольных vP и поперечных
волн определяются по следующим формулам:
v) A — 2v) '
Sn(l +v)
(IL96)
A1,97)
где 6П — плотность породы; Е и v — соответственно модуль Юнп
и коэффициент Пуассона.
Для горных пород величина Е изменяется от 0,15-10~4 до
0,6- 10~5МПа, а коэффициент поперечного сжатия v близок к 0,25*
После подстановки средних значений упругих констант получш
Vplvs ~ 1,73. Следовательно, продольная волна, распространяю-
распространяющаяся приблизительно в 1,75 раза быстрее поперечной, достигает
удаленной точки раньше.	i-j
Осадочные горные породы в большинстве своем являются даф*
ференциально упругими и не обладают достаточно совершенной
связью между фазами. Вследствие этого скорости распространения
80

иХ упругих волн отличаются от скоростей, вычисляемых по фор-
в ам л.96 и 11.97. Известен ряд уравнений, с помощью которых
^танавливается зависимость скорости продольных волн в породах
* т скоростей их распространения в отдельных фазах и коэффици-
коэффициента пористости [2, 5]. Наиболее простым из них и получившим
широкое применение на практике является уравнение Вилли (урав-
(уравнение среднего времени), согласно которому vn рассчитывается
лорнстой породе по времени ее прохождения через минеральный
скелет tu и жидкость *ж, заполняющую поры (рис. 45):
*п = *м + *ж	(Н.98)
пли
1 — Лгп
A1.99)
О *tO 80 /20 f?OT,°CO 20,0
Рис* 46. Оценка интерваль-
интервального времени А^ск в мине-
минеральном скелете породы по
данным А^п и kn
Рис. 47. Номограмма для определения скоро-
скорости распространения продольных волн в жид-
жидкости vB при заданных минерализации Св,
давлении рил и температуре Т [5]
Пунктиром показан пример определения v при
где ku — коэффициент пористости; vM и иж — скорости продоль-
продольных волн соответственно в минеральном скелете и насыщающей
жидкости. В уравнении A1.99) вместо скорости практичнее исполь-
использовать соответствующее ей интервальное время (величину, обрат-
обратную скорости)
А^п = A -- ku) Мм + къЫж,	(П ЮО)
где Д/м, A tn и А/ж — интервальные времена соответственно в ми-
минимальном скелете, породе и насыщающей ее жидкости.
Величина A tM зависит от минералогического состава скелета
и для конкретных типов отложений является постоянной. В поро-
породах с мономинеральной твердой фазой она соответствует интерваль-
интервальному времени распространения упругих волн в породообразующем
минерале (кварце, кальците, доломите и т. д.). При содержании
в скелете породы нескольких минералов, отличающихся по своим
81

упругим свойствам, Л/м определяется как средняя взвешенная'
величина. Среднее значение скорости распространения волн в оса-
осадочных породах составляет 2500—4000 м/с (см. табл. 7).
Основными факторами, влияющими на скорость распростране-
распространения упругих колебаний в горных породах, являются: литолого*
минералогический состав, поровое пространство, заполненное жщ*
костью (форма и размер пор играют меньшую роль), степень насы-
насыщения пор жидкостью или газом, степень цементации, текстурные
и структурные особенности, разность горного и пластового давле-
давлений (эффективное давление) и др.
Часто возникает необходимость в определении Д/м для конкрет-
конкретного интервала геологического разреза. В этом случае сопостав-
сопоставляются времена, отсчитанные по диаграмме акустического каро-
каротажа А/п, со значениями пористости ku, установленными по керщу
или одному из геофизических методов. Полученные данные исполь-
используются для построения графика зависимости Д/п от kn (рис. 48),
Осредненная прямая, проведенная через нанесенные точки, отсе-
отсекает на оси времени значение AtM при ku = 0. Если пористость па
разрезу изменяется слабо, то значение А4, для каждого однород*
ного пласта рассчитывают по формуле
1 — kn
Скорость (интервальное время) в воде зависит от ее минерали-
минерализации, температуры и давления и по данным из работы [5 ] опреде-
определяется с помощью номограммы (рис. 47) или эмпирического выра-
выражения
Д*ж = [1557 — 0,0245 G4 - ТJ + 0,8С + 1,9/?пл]-1.106, A1.10$
где Т — температура воды (в °С); С — минерализация (в г/л);
/?пл — пластовое давление (в МПа).
Скорость распространения упругих волн в нефти и газе меньше,-
чем в воде. Это объясняется большей сжимаемостью углеводоро-
углеводородов, чем воды. Так, скорость распространения волн в песке, пол-
полностью насыщенном нефтью, на 15—20 % меньше, чем в песке*
заполненном водой. Выражения A1.99) и A1.100) справедливы для
однородных неглинистых пород, обладающих межзерновой пори-
пористостью. На рис. 48 показана зависимость интервальных времен
и скоростей от коэффициента пористости для пород различного
литологического состава.
На величину скорости (как было сказано выше) оказывает
влияние также тип цемента, который принято делить на вязкий
(глинистый) и жесткий (карбонатный, кварцевый и пр.). Увеличе-
Увеличение количества жесткого цемента соответствует росту доли твердой
фазы в единице объема среды, уменьшению пористости, росту мо-
модуля упругости н повышению скорости распространения волн*
При возрастании объемной доли глинистого цемента, обладающего
высокой сжимаемостью и пластичностью, наблюдается снижение
82

Съемного модуля упругости среды и скорости. При значительной
ечнчине krn для "определения kn используют обобщенное уравне-
уравнение среднего времени для пород с любой глинистостью:
А^п = (I —kn — ктл) А?м + бглА^гл + ЬиЫж,	A1.103)
-у	интервальное время в пластовых глинах. В случае со-
содержания глин в рассеянном виде величина Д?гл берется меньшей
to сравнению с А^гл в пластовых глинах; для приближенных рас-
расчетов применяется А^гл = 500 мкс/м. Наряду с уравнением сред-
среднего времени применяется и более общее — уравнение степенной
связи [21, имеющее следующий вид:
А/ = Л* + (Лгж - Д/м) С + Кл ~ А/м) СЛ-	(".104)
W-
Atn, мкс/м
Рис. 48. Зависимости интервального времени про-
пробега упругой волны А^п от коэффициента пористости
kn пород
vM (в м/с). /, 2~доломиты — 7000 — 8000, известняки — 6400 —
7000, 5 — 5 ¦
Здесь показатели степени тп и тгл зависят от структуры и сте-
степени консолидации породы (обычно 0,7—1,5) и возрастают с ее
увеличением.
При шп = 1 и krjl = 0 уравнение степенной связи преобра-
преобразуется в уравнение A1.100), а при тп = 1 и тгл = 1 — в уравне-
уравнение A1.103).
Распространение упругих волн в горных породах сопровож-
сопровождается постепенным уменьшением их интенсивности по мере удале-
удаления от источника возбуждения.
Уменьшение интенсивности упругих колебаний в основном свя-
связано с поглощением части энергии упругих колебаний породой и
превращением ее в тепловую вследствие взаимного трения частиц
породы, совершающих колебательные движения; с рассеиванием
якуаической энергии и неодиородностями породы.
83

Амплитуда А упругих колебаний связана с пройденным волной
расстоянием / экспоненциально:
Л = Лоехр( — аАК/),	(ПЛ«)
где Л о — амплитуда упругих колебаний вблизи источника
дения; аАК — коэффициент поглощения упругих волн.
Коэффициент поглощения упругих во#н
аАК характеризует интенсивность поглощения энергии волн в
среде и может быть определен по формуле
аАк^ ln
ln ~J^>	ШЩ
где Аг и Л 2 — амплитуды волн, регистрируемые приемниками
расположенными на расстоянии / друг от друга.
Размерность осАК выражают в децибелах на 1 м или м", от-
относя величину ослабления к единице длины. Перевод величины
затухания, измеренной в дБ/м, в м, производится по формуле
аАК [дБ/м] - 8,68адк [м-*]
Величина аАК в горных породах зависит от монолитности их
скелета, пористости, трещиноватости, вещественного состава за-
заполнителя пор и других параметров и вместе со скоростью широко
используется при изучении пород.
Поглощающие свойства пород связаны с литологией еще более
тесно, чем скорость распространения упругих волн. Интенсивность
поглощения породой упругих колебаний зависит также от харак-
характера жидкости, заполняющей поровое пространство. В слабосце-
ментированных нефтеносных и газоносных породах с хорошей по-
пористостью затухание колебаний происходит более интенсивно, чет
в таких же породах, но водоносных. Это особенно заметно в газо-
газоносных породах из-за большой разницы скоростей распространения
упругих волн в минеральном скелете породы и заполняющем но-
норовое пространство газе. Наибольшее затухание претерпевают уп-
упругие волны в трещиноватых и кавернозных породах. В связи е
этим акустический каротаж по затуханию весьма эффективен при
изучении разреза скважин, вскрывающих карбонатные породы.
На скорость и поглощение упругих волн в породах существенно
влияет эффективное давление. Его увеличение приводит к сжатию
скелета породы, уменьшению ее пористости и увеличению кон-
контактной упругости между зернами, а следовательно, к возраста-
возрастанию скоростей упругих волн и уменьшению коэффициентов их по-
поглощения.
С увеличением эффективного давления скорость в породах воз-
возрастает сначала быстро. По мере сближения и переукладки зерен
породы под действием давления и улучшения акустического кон-
контакта между ними рост скорости замедляется. Дальнейшее ее уве-
увеличение определяется контактной упругостью зерен и при давле-
давлении, превышающем некоторое предельное, растет очень медленно*
84

Поя низком давлении даже незначительное содержание газа в жид-
vOM заполнителе пор приводит к резкому уменьшению скорости
vripvrux волн в пласте. С ростом давления наблюдается ее плавное
увеличение. В воде, находящейся под давлением около 60 МПа,
?К0роеть увеличивается примерно на 5—7 % по сравнению со
скоростью в воде, находящейся при атмосферном давлении.
Определение скорости распространения упругих волн
Скорость распространения упругих продольных ультразвуко-
ультразвуковых волн vP в образцах горных пород обычно определяют одним
из импульсных ультразвуковых способов: прямого прозвучивания,
продольного профилирования, кратных отражений или критиче-
критических углов [10]. На практике наиболее широкое применение из
них получил способ прямого прозвучивания, при котором с по-
помощью специальной аппаратуры измеряется время t пробега уп-
упругой ультразвуковой волны через образец породы длиной L. По
данным этих измерений рассчитывают скорость
vp^LH	(П. 107)
Скорость vP, измеренная на образце породы, соответствует ско-
скорости г>рм в массиве при условии, если г/Я>1 (где г — радиус
образца; Я — длина ультразвуко-
ультразвуковой волны); при г/Я<0,3 устанав-
устанавливается скорость vP cT в стер-
Рис. 49. Блок-схема ИСУ-1
жяе породы [8]. Величины vP M 1\~\п
и 1>рст получают на образцах раз- j Г
лого диаметра с использованием
иьезодатчиков с различной часто-
частотой, которые обеспечивают соот-
соответствующие отношения г/К. Ско-
Скорость v^ определяют с помощью
специальных датчиков, предназна-
предназначенных для этой цели.
Для прямого прозвучивания
образцов пород применяют аппара-
аппаратуру типа ИПА, ДУК-20, УЗИС, УК-ЮП, ИСУ-1 и др. Из пере-
перечисленной аппаратуры измеритель скорости ультразвука ИСУ-1,
разработанный во ВНИИГеофизике, позволяет определять ско-
скорость ультразвука в образцах пород с наименьшей погрешностью
A %). Аппаратура ИСУ-1 (рис. 49) состоит из устройства 1 для
прозвучивания образцов, генератора 2 высоковольтных импульсов
и комплекта стандартных приборов, включающего усилитель 3
(ламповый вольтметр ВЗ-4), импульсный осциллограф 4 типа
С1-20, двухканальный генератор импульсов 5 типа Г5-4Б, источ-
источники питания 6 и 7 типов УИП-1 и УИП-2. Основными частями
устройства для прозвучивания 1 являются пьезоэлементы (излуча-
(излучатель И и приемник Я), в качестве которых используются столбики
85

керамики ЦТС-23 высотой 3 и 15 мм, служащие соответственно
для получения высоко- и низкочастотных колебаний.
При измерениях с помощью аппаратуры ИСУ-1 образец породы
О цилиндрической формы размером L — 20—40 мм и d = 30—
40 мм, насыщенный пластовой жидкостью, устанавливается в ус?
ройстве для прозвучивания между излучателем И и приемником Я
При этом на экране осциллографа наряду с горизонтальным еле-
дом электронного луча появляются и первые периоды электриче-
электрического сигнала от приемника ультразвуковых колебаний. Для улу*ь
шения акустического контакта между пьезоэлементами и торцама
образца последние смачиваются насыщающей жидкостью.
Замер времени t пробега упругой волны через образец породи
производят дважды. Расхождение в отсчетах допускается не более
0,02 мкс. При регистрации первого вступления его амплитуда на
экране с помощью усилителя осциллографа и лампового вольтметра
ВЗ-4 устанавливается равной 1 или 2 см. Измеряют штангетщр-
кулем или микрометром расстояние между пластинами устройства
для прозвучивания LnjI, соответствующее длине образца Lo6p,
В случае прозвучивания жидкости между излучателем И и прием-
приемником П помещают специальный стакан, заполненный исследуе-
исследуемой жидкостью. Измерение величин t и LB производится так же,
как и при прозвучивании образца породы.
Время регистрации первого вступления включает время по*
стоянной задержки в аппаратуре и время прохождения упругого
импульса через образец породы (жидкости) [табл. 6]. Для исклш*
чения постоянной временной задержки определение величины %
проводится по методике относительных измерений. При этом от-
относительные измерения могут выполняться двумя способами. Пер-
Первый способ заключается в последовательном измерении времени
задержки tx и t2 на образцах различной длины L01 и L02, приготов-
приготовленных из одной породы:
A1ЛЩ
U-U
Таблица 6
Скорость ультразвука vpB в дистиллированной воде
при различных температурах
т, °с
15
16
17
18
19
20
Орв, М/С
1466,75
1469,70
1473,07
1476,35
1479,55
1482,66
т, °с
21
22
23
24
25
vPb, м/с
1485,69
1488,63
1491,50
1494,29
1497,00
т, °С
26
27
28
29
30
vPb, м/с
1499,64
1502,20
1504,68
1507,10
1509,44

при втором способе последовательно измеряют времена за-
еожкн, помещая между излучателем и приемником сначала об-
образец породы — tl9 а затем дистиллированную воду — t2.
vp = —	^	,	A1.109)
гяе Lu и Ьъ — длина образца породы и толщина слоя воды; vP в —
fKOPOCTb продольных ультразвуковых волн в дистиллированной
воде при температуре измерений (см. табл. 6).
§ 9. ДРУГИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
При геофизических исследованиях скважин изучаются диэлек-
хрические, магнитные и термические (тепловые) свойства.
Диэлектрическая проницаемость
Вещества, которые поляризуются в электрическом поле и об-
*шдают очень малой электропроводностью (практически не прово-
проводят электрический ток), называются диэлектриками. Поляризуе-
Поляризуемость вещества характеризуется диэлектрической про-
проницаемостью
e=l+4jta,	(II.110)
где а — поляризуемость среды.
Абсолютная диэлектрическая проницаемость определяется со-
соотношением 8 — DIE, показывающим, во сколько раз напряжен-
напряженность электрического поля Е в данном диэлектрике меньше напря-
напряженности поля индукции D в вакууме. Диэлектрическая проницае-
проницаемость является одним из физических свойств горной породы и по-
показывает, во сколько раз возрастает емкость конденсатора, если
вместо вакуума между обкладками в качестве диэлектрика поме-
поместить данную породу. Диэлектрическая проницаемость измеряется
в фарадах на метр и определяется в виде произведения
(ПЛИ)
где вот — относительная диэлектрическая проницаемость, пока-
показывающая, во сколько раз абсолютная диэлектрическая проницае-
проницаемость данной среды превышает абсолютную диэлектрическую про-
проницаемость вакуума е0. Вакуум обладает наименьшей диэлектри-
диэлектрической проницаемостью, равной 10~9/Зб я ^ 8,85-10~12 Ф/м.
Различают следующие основные группы поляризации: смеще-
смещения, ориентационная (релаксационная, дипольная) и структурная
(объемная). Поляризация смещения вызвана элек-
электронной, ионной и атомной поляризацией, когда под действием
внешнего поля происходит смещение упруго-связанных зарядов.
Ориентационная поляризация связана с на-
наличием в диэлектрике полярных молекул. Она характерна для воды
и других полярных жидкостей, в которых сопровождается ориен-
87

тацией диполей в направлении поля. Ориентационная поляриза-
поляризация является наиболее значительной и снижается с повышением
температуры, так как тепловое движение дезориентирует моле-
молекулы в пространстве. Поляризации ориентационная и смещения
протекают в течение 10~12—10~15 с и являются быстрыми.
Структурная поляризация наблюдается в не-
неоднородных, многофазных породах и обусловлена движением ионов
накапливающихся на межфазовых границах раздела. Для прояв*
ления структурной поляризации требуется больше времени,
для других видов поляризации.
20
" П 07Н
100
50
0	hO	80к$у°/о
Рис. 50. Экспериментальные зависи-
зависимости диэлектрической проницаемости
образцов пород еп. Отн от коэффициен-
коэффициента водонасыщенности kB
1 — кварцевый песок; 2 — гранулярный из-
известняк; 3 — глина; рв = 18 Ом«м; ku =
= 37,5 %
Рис. 51. Зависимость 8П отн образца
-породы от коэффициента водо- kB и
нефтенасыщенности ka (kn = 25 %)
Рис. 52. Принципиальная схема измерения диэлектрической проницаемости
резонансным способом с применением куметра.
Г — генератор; С — настроечный конденсатор переменной емкости; Сх — измеритель-
ный конденсатор с образцом породы, L и R — соответственно индуктивность и сопротив-
сопротивление контура, V — электронный вольтметр, тА — миллиамперметр
Диэлектрическая проницаемость горных пород зависит от со-
става, содержания в них твердой, жидкой и газообразной фаз, я
также от частоты поля и температуры. Для главных породообразую-
породообразующих минералов значения 8ОтН невелики D— 10); для воды прш
20 °С еотн = 80, а при 100 °С — 55, поэтому диэлектрическая про-
проницаемость пород в большей степени зависит от их водонасыщен*
ности. Для нефти 8ОтН = 2—6, а для нефтенасыщенной породы
соответственно 6—10. Для горных пород значение soth опреде-
определяется разными видами поляризации.
На рис. 50 показано увеличение диэлектрической проницаемо-
проницаемости с ростом коэффициента водонасыщенности &в для различные
88

нов яород. Высокая относительная диэлектрическая проницае-
т ть глин (до 50—60), возможно, объясняется наличием в них
Рачительного количества слабосвязаннои^воды. Экспериментально
^становлено, что диэлектрическая проницаемость воды мало за-
йнсит от минерализации и снижается с увеличением температуры,
так как в этом случае растет тепловое движение молекул воды.
Наибольший интерес представляет зависимость величины еп Отн
от коэффициента водо- и нефтенасыщенности для пород-коллекто-
пород-коллекторов (рис, 51). Как видно, величина 8П. Отн почти линейно связана
с водонасыщенностью.
Определение диэлектрической проницаемости пород
Диэлектрическая проницаемость пород определяется мостовыми
(при измерениях на частотах до 106 Гц) и резонансными (при изме-
измерениях на частотах от 105 до 108 Гц) способами [10 ]. На практике ши-
широкое распространение получили резонансные способы, одним из
которых является способ с использованием куметра и измеритель-
измерительного конденсатора постоянной емкости (рис. 52). При заданной
частоте емкость конденсатора С изменяют до значения С2, настраи-
настраивают колебательный контур куметра в резонанс с колебаниями ге-
генератора и измеряют его добротность Qx*.
Затем параллельно настроечному конденсатору переменной
емкости включают измерительный Сх с образцом породы емкостью
Cv При этом контур куметра расстраивается. Затем уменьшением
емкости настроечного конденсатора до значения С3 повторно до-
добиваются резонанса и измеряют новое значение добротности кон-
контура Q2- После этого, проводя аналогичные измерительные опера-
операции с конденсатором емкостью Сэт, в который вместо образца по-
породы устанавливается эталон, определяют резонансные значения
емкости настроечного конденсатора Сг и Сз. Эталон изготавливается
из вещества с хорошо известной диэлектрической проницаемостью
?зт (обычно из полиэтилена с еОтН — 2,3 или полистирола с 80тн =
=~ 2,2), форма и размеры его должны соответствовать форме и раз-
размерам исследуемых образцов пород.
По результатам этих измерений рассчитывают:
1) емкость (в Ф)
2) емкость (в Ф)
ю-'2;	(п.из)
л Добротность Q контура характеризует отношение полной энергии,
'шпасеиной контуром, к энергии его джоулевых потерь и равняется 1/tg б
(где б ~~~ угол потерь, показывающий потери электрической энергии, назы-
называемые диэлектрическими). Добротность определяет, во сколько раз напря-
напряжение на конденсаторе последовательного контура при резонансе больше
Действующей на контур ЭДС.
89

3)	геометрическую емкость измерительного конденсатора (в Щ
Со = Сэте0/8Эт>	(ПЛИ)
где 8 0— диэлектрическая проницаемость вакуума, равная
8,885-10~12 Ф/м;
4)	диэлектрическую проницаемость образца породы (в
(П ЛЩ
где h — толщина образца породы (в м); S — площадь поперечного
сечения образца (в м2); ~
5) тангенс угла диэлектрических потерь
где величина (Сг—Со) близка к емкости СОбр образца породы,
Магнитные свойства горных пород
Основными магнитными параметрами горных пород, исполь-
используемыми в геофизике являются: намагниченность /, магнитная
восприимчивость х и магнитная проницаемость jut.
Намагниченность характеризует магнитное состоя-
состояние намагниченного тела и оценивается для однородного намагни-
намагниченного тела, как отношение магнитного момента Мм к единице
его объема V:
I = MJV	(ILII7)
В случае неоднородного намагниченного тела / определяется
для каждой точки (физически малого объема) и представляет сред-
средний магнитный момент единицы объема (равный геометрической
сумме магнитных моментов отдельных атомов и молекул, заклю*
ченных в этом объеме). Единица намагниченности — 1 А/м, при
которой 1 м2 вещества обладает магнитным моментом 1 А-м2. Маг-
Магнитный момент, основная величина, характеризующая магнитные
свойства вещества. Магнитным моментом определяются силы, дейст-
действующие на тело во внешнем магнитном поле.
М а г н и т н ая восприимчивость к определяет
связь между магнитным моментом (намагниченностью) породы /
и ее магнитным полем Я:
к = 1Ш,	A1ЛЩ
где % — величина безразмерная; размерность Я—А/м. Различают
объемную х магнитную восприимчивость, отнесенную к единице
объема, и удельную худ, рассчитанную на 1 кг вещества.
Магнитная проницаемость \i характеризует
связь между магнитной индукцией В в породе и магнитным полем Я
где \х0 — коэффициент пропорциональности, принятый в качестве
магнитной постоянной.
90

Индукция В магнитного поля и его напряженность Н связаны
вакууме соотношением В = [г0Я. Величины \х и х связаны соот-
В шеннем \i = 1 + х> ^ является безразмерной величиной. В ва-
JJvvMe х = 0 и ц = 1.
Все породы и минералы по величинам к и \i и характеру взаи-
одеЙствия с внешним магнитным полем разделяются на диамаг-
* ||КП? парамагнетики и ферромагнетики. Для диамагнети-
о в (^<0; ^<1) характерно намагничивание, которое прояв-
проявляется в противоположном направлении относительно действую-
действующего на него магнитного поля. К диамагнетикам относятся многие
ггородообразующие минералы (кварц, кальцит, гипс, ангидрит,
ортоклаз, циркон/ галит). Для галита х = —0,8-10~3 А/м. Из
металлов висмут имеет наибольшее значение" к = 1,4-10~3 А/м.
Для ""парамагнетиков A >%>0 и |i> 1) подмагничива-
§ше во внешнем магнитном поле совпадает с его направлением. У па-
парамагнетиков атомы, молекулы, ионы, ядра атомов обладают соб-
собственными магнитными моментами, которые во внешнем магнит-
магнитном поле ориентируются в зависимости от его направления дан-
данного поля; если последнее отсутствует, то магнитные моменты ори-
ориентируются хаотически и намагниченность / = 0. Следует также
отметить, что парамагнетики притягиваются к полюсам магнита,
а диамагнетики отталкиваются. К парамагнетикам относятся мно-
многие металлы (Fe, Ni, К, Na, Co, Ca и др.), соли элементов группы
железа и породообразующие минералы (слюды, ортоклаз, роговая
обманка, хлорит, эпидот, гранат, турмалин, сульфиды — пирит,
халькопирит и др.).
У ферромагнетиков (х> 1 и \i ^> 1) магнитные мо-
моменты атомов параллельны друг другу, формируя единый магнит.
Намагничивание ферромагнетиков внешним полем Н происходит
по замкнутой кривой, именуемой петлей гистерезиса. При снятии
"поля намагничивания у ферромагнетиков сохраняется остаточная
(спонтанная) намагниченность /г, имеющая важное значение при
геологических исследованиях. Остаточная намагниченность ферро-
ферромагнетика может быть снята воздействием намагничивающего поля
противоположного знака, • напряженность которого Яс получила
название коэрцитивной "силы. Для различных "ферромагнетиков
характерны предельные температуры (точка Кюри)^выше^"которых
они превращаются в парамагнетики; дальнейшее снижение темпе-
температуры ведет к полной потере остаточной намагниченности. Отли-
Отличительной особенностью ферромагнетиков является магнитострик-
ция — способность изменять объем тела при намагничивании.
К основным химическим элементам ферромагнетиков относятся
Fe, Co и Ni. Наиболее распространенные ферромагнитные мине-
минералы, содержащие окиси железа,— это магнетит Fe3O4, титаномаг-
нетит Fe3O4-TiFe2O4, пирротин FeflS^i (п = 6—11) "и некоторые
разновидности гематита Fe2O3.
По величине магнитной восприимчивости горные породы под-
подразделяются на четыре группы: очень сильномагнитные, сильно-
91

магнитные, среднемагнитные и слабомагнитные. Осадочные породу
обладают слабой магнитностью. Их магнитные свойства опреде-
определяются содержанием частиц ферромагнитных минералов, сильны^
темноцветных парамагнетиков и слабых парамагнитных и диамаг*
нитных минералов. Для глинистых пород % = A0-f-14)-10~3, %д%
песчаников — A4 —15)-10~3, а для гидрохимических и карбо-
карбонатных пород — менее 6-10~3 А/м. Под действием магнитного попп
Земли горные породы в период своего формирования способны на-
намагничиваться и сохранять приобретенную (остаточную) намагни-
намагниченность в последующие геологические эпохи. По величине и на-
направлению остаточной намагниченности пород определяют магнит-
ное поле, существовавшее в данной точке земной поверхности при
образовании породы. На этом основывается палеомагнетизм — об-
область знаний, занимающаяся изучением эволюции во времени гео-
геомагнитного поля.
Определение магнитных свойств пород
В лабораторных условиях обычно определяют магнитную вос-
восприимчивость % и остаточную намагниченность /. Для этого раз-
разработан ряд способов, среди которых наиболее широкое примене-
применение получили магнитометрические и индукционные. Первые осу-
осуществляются с помощью астатических магнитометров и основаны
на взаимодействии магнитов, одним из которых является намагни-
намагниченный образец породы, а другим — астатическая магнитная си*
стема. Определение к индукционным способом производят измери-
измерителями магнитной восприимчивости (каппаметрами) ИМВ-2 шли
ИМВ-3, а остаточной намагниченности / — измерителем остаточ-
остаточной намагниченности ИОН-1.
Тепловые свойства
Основными тепловыми свойствами горных пород являются теп-
теплопроводность Я или тепловое сопротивление породы I = 1Д»
теплоемкость или удельная теплоемкость с и температуропровод-
температуропроводность породы а.
Коэффициент теплопроводности % характери-
характеризует способность горных пород к передаче тепла и численно пока*
зывает поток тепла в ваттах в единицу времени через породу се-
сечением 1 м2, высотой 1 м при разности температур 1 К и выражается
в Вт/(м-К). В промысловой геофизике обычно пользуются величи-
величиной обратной теплопроводности — тепловым сопротивлением по*
роды I (в м-К/Вт).
Теплопроводность способствует переносу теплоты (энергии теп*
лового движения микрочастиц) от более нагретых частей тела к ме-
менее нагретым, что приводит к выравниванию температуры* При
температуропроводности перенос энергии осуществляется нело»
средственной передачей энергии от частиц (молекул, атомов, элек-
электронов), обладающих большей энергией, частицам с Ш%&
энергией.
92

В результате многочисленных исследований тепловых свойств
1Х пород установлено, что тепловое сопротивление понижается
увеличением их плотности. В связи с этим изверженные и мета-
° оЛнческие породы имеют меньшее тепловое сопротивление, чем
^садочные песчано-глинистые и главным образом глинистые от-
°ожения. С глубиной плотность горных пород закономерно возрас-
возрастает что приводит к уменьшению в этом направлении теплового
сопротивления и геотермического градиента (см. § 27).
Тепловое сопротивление зависит от слоистости горных пород:
в направлении, перпендикулярном к напластованию, тепловое со-
сопротивление выше, чем в направлении напластования. Это явление
известно под названием тепловой анизотропии. По-
Понижение теплового сопротивления по напластованию связано с цир-
циркуляцией вод в этом направлении и возникающим в результате
дополнительным переносом тепла — конвекцией. Этим же
объясняется повышение геотермического градиента под сводами
складок, содержащих мощные пачки проницаемых пород, в кото-
которых перемешивается вода.
Свойство среды поглощать тепловую энергию при теплообмене
оценивается удельной теплоемкостью (массовой см
и объемной су)- Под удельной теплоемкостью понимают количество
тепла в Дж, необходимое для нагрева 1 кг данного вещества на 1 К,
и выражают в Дж/(кг-К). Изменение температуры различных по-
пород при поглощении или отдаче ими тепла может происходить с
различной скоростью. Эта скорость изменения температуры пород
характеризуется комплексным параметром, называемым темпе-
температуропроводностью
(II 120)
где 8„ — плотность пород.
Величина а показывает изменение температуры единицы объема
породы за единицу времени и выражается в м2/с.
У многофазных пористых пород (водо-, нефте- и газонасыщен-
газонасыщенных) передача тепловой энергии происходит не только путем тепло-
теплопроводности, но и путем конвекции заполнителя порового про-
пространства. Величина теплопроводности (теплового сопротивления)
в многофазных осадочных породах определяется объемным соотно-
соотношением фаз, их химико-минералогическим составом, агрегатным
состоянием каждой фазы, удельной поверхностью и др. Тепловые
свойства основных породообразующих минералов изменяются не-
незначительно. Несколько повышенным тепловым'"сопротивлением
и* пониженной теплопроводностью обладают глинистые минералы
твердой фазы [7]. Данные о тепловых свойствах горных пород
широко используются при термических исследованиях бурящихся
и эксплуатационных скважин и решении задач, связанных с раз-
разведкой и разработкой месторождений нефти и газа,
93

Определение тепловых свойств пород
Определение основных тепловых свойств пород — ффищ^
ентов теплопроводности X, удельной (массовой сш объемной # i
теплоемкости и температуропроводности а — может производиться
способами стационарного и нестационарного тепловых режимов, :
Нестационарные способы (способы нерегулярного тепловоз
поля) характеризуются простотой измерительных установок, боль*
шей производительностью, и поэтому при массовых исследования^;
пород чаще применяются на практике. Среди большого числа
фикаций способов нерегулярного теплового поля наиболее
страненными являются зондовые, которые могут различаться щ
форме зондов (плоская, сферическая) и продолжительности дейог*.
	l^JrS^	I
Рис. 53 Схема установки для определения тепловых свойств пород
/ __ образец породы; 2 — нагреватель; 3 — горячий спай термопары; 4 — кронштеШ*
5 — холодный спай термопары, 6 — автоматический электронный потенциометр tit!»
ЭПП-09; 7 — электромеханический секундомер типа ЭСПВ-53 ГЦ, 8 ~ электронный се-
секундомер типа ЭС-2; 9 — магнитный пускатель; 10 — амперметр, 11 — вольтметр; ?$ «—
автотрансформатор типа РНО-250-2; 13 — струбционный зажим, 14 — ключ магнитного
пускателя
вия (мгновенно, импульсно, постоянно) источника тепла [10].
одной из установок с плоским и мгновенно действующим источни-
источником тепла постоянной мощности показана на рис. 53.
При работе с этой установкой определяют количество тепла Q^
выделенное нагревателем за короткий промежуток времени t ш
максимальную температуру Ттах, которую приобретает за врем
imax часть составного образца породы толщиной х и сечением 5»
расположенная между нагревателем и горячим спаем дифферен-
дифференциальной термопары (см. рис. 53).
Количество выделенного нагревателем тепла:
AШЦ
где / — время действия нагревателя (в с); (/ — напряжение на за-
зажимах нагревателя (в^В); / — сила тока ^проходящего через на-
нагреватель (в А).
94

95

96

По результатам этих определений при условии, что Т < Ттах,
рассчитывают коэффициенты:
F 1) теплопроводности (в Вт/м-К)
0,5 ^-+0,37-А—?];	A1.122)
r	J
max L	rmax	*max
2) температуропроводности (в м2/с)
+ 0,5 —*— + 0,042^—— Y]l0-*;	A1.123)
3) удельной массовой (в Дж/кг-К) и объемной (в Дж/м3-К)
теплоемкостей
В табл. 7 приведены основные физические свойства наиболее
распространенных осадочных пород и породообразующих минера-
минералов*
Заказ № 789

ЧАСТЬ В ТОР А Я
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
РАЗРЕЗОВ СКВАЖИН
Изучение геологического разреза и выявление полезных иско-
ископаемых в скважинах проводятся электрическими, радиоактив-
радиоактивными, акустическими, ядерно-магнитными, термометрическими, гео-
геохимическими и другими видами геофизических исследований. Объек-
Объектом геофизических исследований являются скважины, не обса-
обсаженные колонной, бурящиеся, действующие, обсаженные колонной
эксплуатационные, нагнетательные и остановленные.
Основным объектом, подлежащим изучению каротажем в сква-
скважинах, не обсаженных колонной, является геологический разрез,
вскрываемый скважиной. По данным каротажа определяют после-
последовательность и глубину залегания пород в разрезе, ихлитолого-
петрографическую характеристику; наличие полезных ископаемых,
качественное и количественное содержание последних.
На результаты измерений геофизическими методами влияют
породы, вскрытые скважиной, и промывочная жидкость, запол-
заполняющая ее ствол, физические свойства которых различны. Из-за
воздействия на стенки скважины промывочной жидкости в ряде
случаев наблюдается отклонение фактического диаметра скважины
от номинального (см. § 32).
При бурении плотность глинистого раствора обычно поддер-
поддерживается такой, чтобы гидростатическое давление его столба в сква-
скважине было выше пластового. Под действием разности давлений
фильтрат глинистого раствора проникает в проницаемые пласты,
а его твердые частицы откладываются на стенке скважины, обра-
образуя глинистую корку. Фильтрат раствора вытесняет нефть, гаа
и воду, насыщающих поры породы. В результате физические свой-
свойства пласта, и в первую очередь его удельное сопротивление вблизи
стенок скважины, существенно отличаются от свойств неизменной
части пласта.
Для правильной интерпретации результатов геофизических ис-
исследований скважин необходимо учитывать изменение диаметра
скважины, а также физические свойства промывочной жидкости
и зоны проникновения его фильтрата в пласт (рис. 54). Глубина
проникновения его зависит от пористости и проницаемости пласта»
проницаемости глинистой корки, разности гидростатического и
пластового давлений, а также от продолжительности фильтрация»
Установлено, что определяющими факторами являются пористость
пласта и проницаемость глинистой корки. Так как проницаемость
корки на 3—4 порядка ниже проницаемости коллекторов, коли-
количество проникшего фильтрата раствора будет в основном зависеть
98

от проницаемости корки. Вместе с тем проникший в пласт фильтрат,
заполняя объемы порового пространства, распространяется на
большую глубину в низкопористом пласге. В связи с этим наиболь-
наибольшая глубина проникновения наблюдается в проницаемых, но низ-
низкопористых пластах: известняках, доломитах, сцементированных
алевритах и песчаниках. Высокопористые породы обладают мень-
меньшей глубиной проникновения фильтрата промывочной жидкости
в пласт.
В водоносном пласте зсна проникновения имеет следующее
строение. Непосредственно у стенки скважины формируется про-
промытая зона, в которой фильтрат
промывочной жидкости почти пол-
полностью вытесняет пластовую во-
воду. Считается, что размеры этой
зоны изменяются от 5—6 до 10—
13 см, а степень вытеснения пла-
пластовой воды зависит от количества
профильтровавшейся жидкости,
параметров пористой среды _ и
промывочной жидкости. Обычно
удельное электрическое сопротив-
сопротивление фильтрата рф больше удель-
удельного сопротивления пластовой во-
воды рв» в результате чего удельное
сопротивление промытой зоны рпп
превышает удельное сопротивле-
сопротивление неизменной части пласта рвп.
За промытой зоной следует
переходная, сопротивление насы-
насыщающей жидкости в которой изме-
изменяется от Рф до рв за счет посте-
постепенного смещения фильтрата гли-
глинистого раствора с пластовой во-
водой. Очевидно, что удельное со-
сопротивление в переходной зоне из-
изменяется от рпп до рвп. Промытая и переходная зона образуют зону
проникновения, которую условно считают концентрическим слоем
диаметром D, сопротивлением рзп и сопротивлением насыщающей
жидкости pBD (см. рис. 54). В качестве величин рзп и D
принимаются такие значения, влияние которых на результаты
измерений эквивалентно влиянию фактической неоднородной зоны
проникновения.
В нефтеносном пласте процесс проникновения более сложен.
В промытой зоне нефтяного пласта происходит замещение пласто-
пластовой воды и нефти фильтратом глинистого раствора, но в тонких и
тупиковых порах нефть частично сохраняется. Принято считать,
что в промытой зоне содержится 15—25 % остаточной нефти. В гли-
глинистых коллекторах, а также при большой вязкости нефти остаточ-
4*	99
Рис. 54 Схема строения прони-
проницаемого пласта, вскрытого сква-
скважиной
/ — глинистая корка; 2 — промытая
зона; 3 — переходная и окаймляющая
зоны; 4 — неизмененная часть пласта;
D —¦ диаметр зоны проникновения;
dnn —диаметр промытой части плас-
пласта; dQ — диаметр скважины, hrK —
толщина глинистой корки, h — мощ-
мощность пласта

ная нефтенасыщенность достигает 30 % и более.В газоносных пла-
пластах остаточная газонасыщенность всегда больше остаточной нефте-
насыщенности даже для очень вязких нефтей. Остаточная газонасы-
газонасыщенность обычно принимается равной 30 %. При удалении от сте-
стенок скважины фильтрат бурового раствора в зоне проникновения
смешивается все с большими порциями пластовой воды и нефтщ.
На процесс проникновения фильтрата глинистого раствора в нефте-
нефтегазоносный пласт, представленный гидрофильными породами, су-
существенно влияют относительная проницаемость пород и началь-
начальное распределение флюидов.
В связи с более высокой фазовой проницаемостью нефти в нефте-
нефтеносном пласте сравнительно с фазовой проницаемостью воды у
внешней границы зоны проникновения может образоваться зона
фронтального вытеснения жидкости, так называемая окаймляю-
окаймляющая зона с повышенным содержанием воды, по минерализации
близкой к пластовой. Сопротивление этой зоны рок значительно
ниже рзп. Образование окаймляющей зоны возможно, если насы-
насыщенность пластовой водой несколько превышает остаточную и
в пласте имеется подвижная соленая вода. При значительной во*
донасыщенности пласта окаймляющая зона не образуется. Наличие
такой зоны в гидрофильных породах не может служить признаком
нефтеносности пласта и лишь свидетельствует о том, что в пласте
имеется некоторое количество подвижной воды и скважина при
эксплуатации может давать нефть с водой. Окаймляющая зона со
временем обычно исчезает.
В соответствии с конструкцией скважины ее ствол на опреде-
определенных интервалах по мере углубления и при достижении проект-
проектной глубины закрепляется стальной колонной. В результате от-
отдельные интервалы скважины могут быть перекрыты двумя и бо-
более колоннами. В целях закрепления колонны и разобщения ме-
между собой продуктивных и водоносных пластов пространство ме-
между стенкой скважины и колонной заполняется цементным камнем.
Исследование разрезов таких скважин осуществляется радиоактив-
радиоактивным каротажем, термометрическими и акустическими измерениями»
На показания диаграмм, полученных этими методами, помимо
пород, перекрытых колонной, дополнительное влияние оказывают
обсадные колонны (толщина их стенок), толщина цементного камня
и степень его схватывания с колонной и породой, наличие затруб*
ной циркуляции жидкости, зона проникновения в пласте, наличие
в колонне воды, нефти, газа.
На завершающем этапе бурения перед вводом скважины в экс-
эксплуатацию или под нагнетание жидкости проводится контроль тех-
технического состояния колонны для выявления дефектов (негерме*
тичность колонны, некачественное цементирование). Контроль осу-
осуществляется с помощью акустического каротажа (АКЦ), радиоак-
радиоактивных, термических и других видов геофизических исследований.
Путем прострела отверстий в колонне и цементе (перфорацией)
осуществляется сообщение между пластом, намеченным к опробо-
100

ию ЙЛи разработке, и скважиной. Выбор интервала перфора-
перфорации проводится по результатам геофизических исследований.
Действующие скважины (эксплуатационные и нагнетательные)
гйстематически контролируются в целях изучения эксплуатацион-
эксплуатационных характеристик пласта с помощью определения отдающих и по-
пшдающих интервалов (профилей притока в эксплуатационных
приемистости в нагнетательных скважинах); выявления обвод-
неиных слоев; установления затрубной циркуляции и других за-
задач, возникающих в процессе разработки залежи.
Исследование действующих нефтяных и газовых скважин осу-
осуществляется малогабаритными геофизическими приборами, чаще
радиоактивного каротажа (диаметром 25—50 мм). Эти приборы
опускаются в скважину через колонну насосно-компрессорных труб
в фонтанирующих скважинах или через серповидный зазор между
штангами глубинного насоса и обсадной колонной в скважинах,
оборудованных штанговыми глубинными насосами. Одновременно
в действующих скважинах проводится систематическое исследова-
исследование состава флюида в стволе скважины геофизическими методами.
В остановленных или неработающих скважинах, из которых из-
извлечено технологическое оборудование, создаются условия для гео-
геофизических исследований, такие же, как и в скважинах на завер-
завершающем этапе бурения (перед вводом скважины в действие).
Глава III
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
Электрический каротаж состоит в основном из двух модифика-
щй: метода сопротивлений и метода самопроизвольно возникаю-
возникающего электрического поля (естественных, собственных потенциа-
потенциалов), Основными видами каротажа по методу сопротивления яв-
являются каротаж нефокусированными (обычными) зондами, в том
числе боковое каротажное зондирование (БКЗ), боковой и индук-
индукционный каротаж, микрокаротаж. Сущность электрического каро-
каротажа заключается в проведении измерений, показывающих изме-
изменения вдоль скважины кажущегося удельного сопротивления (КС)
пород и естественных потенциалов (ПС) для изучения геологиче-
геологического разреза скважины. Результаты измерений изображаются
в веде кривых изменения параметров КС и ПС вдоль ствола сква-
скважины,
§ 10. КАРОТАЖ СОПРОТИВЛЕНИЯ НЕФОКУСИРОВАННЫМИ ЗОНДАМИ
Под каротажем сопротивления нефокусированными зондами
понимают электрический каротаж, основанный на измерении ка-
кажущегося удельного сопротивления горных пород трехэлектрод-
ными нефокусированными зондами.
101

Основы теории потенциала электрического поля
Для определения удельного сопротивления горных пород в сква-
скважине используется источник тока, создающий в окружающей среде
электрическое поле. Допустим, что в неограниченную проводящую
среду при помощи электродов А и В вводится ток, создающий в ней
электрическое поле (рис. 55). Такое поле тождественно электриче*
скому полю зарядов электродов Л и В, помещенных в непроводя-
непроводящую среду. Разница заключается лишь в том, что в электрическом
поле заряды неподвижны, а в проводящей среде они находятся в
движении, непрерывно возобновляясь источником тока.
-F
{
'4:
i
У А —
Рис 55. Схема ввода тока в неограничен-
неограниченную проводящую среду с помощью зазем-
заземлений (электродов) А и В
Рис. 56. Направление напряженности
ля Е
Электрическое поле характеризуется напряженностью
Е> которая является вектором, имеющим величину и направление.
За единицу напряженности электрического поля принимается
вольт на метр (В/м), т. е. напряженность электрического поля, при
котором между точками, находящимися на расстоянии 1 м, вдоль
линии напряженности поля (отражающей ее направление) соз-
создается разность потенциалов 1 В. Под линией напряженности элек-
электрического поля, называемой чаще силовой линией, под-
подразумевают такую линию, в каждой точке которой вектор напря-
напряженности направлен по касательной к ней (рис. 56). Силовые ли-
линии соответствуют путям, вдоль которых должен был бы двигаться
положительный заряд. При помощи этих линий можно наглядно
изобразить силовое поле; при этом густота его линий выбирается
пропорционально напряженности.
Работа, совершаемая силами электрического поля при переме-
перемещении единичного положительного заряда из некоторой точки
в бесконечно удаленную, численно равна электрическому потен-
потенциалу данной точки (с обратным знаком). Потенциал есть величина
скалярная и в каждой точке поля имеет вполне определенное зна-
значение, поэтому может служить характеристикой поля наравне с на-
напряженностью Е. За единицу электрического потенциала пршш*
102

мается вольт (В)—разность потенциалов между двумя точками
при постоянном токе силой 1 А, в котором затрачивается мощность
1 Вт.
Потенциал электрического поля представляет собой функцию,
которая изменяется от точки к точке и убывает в направлении хода
силовой линии. В каждом реальном случае можно выделить сово-
совокупность точек, потенциалы которых одинаковы. Геометрическое
б
Рис. 57. Эквипотенциальные поверхности (пунктирные
линии) и силовые линии (сплошные)
а — точечный заряд; б — два разноименных численно равных заря-
заряда; в — два точечных одноименных заряда
место точек постоянного потенциала называют эквипотенциальной
поверхностью. Если путь перемещения заряда замкнут по эквипо-
эквипотенциальной поверхности, то работа электрических сил равна
нулю. Известно, что потенциал точечного заряда е в точке, отстоя-
отстоящей от него на расстоянии /*,
U = -j- ^Er.	(III.l)
Следовательно, эквипотенциальная поверхность с постоянным
значением г есть сфера с центром в точечном заряде (рис. 57, а).
103

Между напряженностью поля Е и потенциалом U имеется
деленная связь. Существование такой связи следует из того,
работу электрических сил можно выразить через напряженность
и разность потенциалов точек поля.
Рассмотрим однородное электрическое поле напряженностью Ё
(рис. 58). Расстояние Аг между эквипотенциальными поверхностямЕ
Ux и U 2 бесконечно мало, следовательно, на всем расстоянии ме-
между ними можно считать напряженность поля постоянной. Работа
перемещения единичного заряда е на пути дг равна Едг. Эта же ра-
работа может быть выражена через разность потенциалов начала U
и конца 1/г с обратным знаком:
t/a—t/i = -Едг.	пит
^-Е
Рис. 58. Однородное электростатическое поле напряженностью Е
Аг — расстояние между эквипотенциальными поверхностями Ut и U2
Рис. 59. Элементарный объем среды с удельным сопротивлением р, длиной
dr и сечением dS
В неоднородном поле силовые линии не будут прямолинейными*
а эквипотенциальные поверхности будут иметь сложную форму.
Однако для бесконечно малых участков пространства можно дре*
небречь кривизной силовых линий и эквипотенциальных поверх-
поверхностей и на основании предыдущих рассуждений записать:
-Едп
дг
(Ш.З}
Знак минус указывает, что напряженность Е направлена в ту
сторону, в которую действует сила на положительный заряд, т, е>
в сторону убывания потенциала.
Величина dUldr, характеризующая быстроту изменения потей*
циала при перемещении в направлении, перпендикулярном к экви-
эквипотенциальным поверхностям в сторону его увеличения, называется
градиентом потенциала и обозначается grad U, Как
видно из формулы (Ш.З), напряженность поля — это градиент
потенциала с обратным знаком, т. е.
?= -gradt/.	"(IIU)
104

Сила тока / представляет собой физическую величину, изме-
изменяемую количеством электричества, перенесенного через данную
площадку в единицу времени, независимо от того, в каком направ-
направлении и под каким углом к площадке движутся частицы, несущие
заряды.
Для учета направления переноса зарядов вводится в рассмот-
рассмотрение вектор плотности тока /, который направлен
в сторону движения положительных зарядов, т. е. в направлении
вектора напряженности Е. Под плотностью тока пони-
понимается количество электричества, протекающее в единицу времени
Ч0рез единичную площадку, перпендикулярную к направлению
тока. Если ток / равномерно распределен по площади S, перпен-
перпендикулярной к его направлению, то величина плотности тока
/ = //S.	(III.5)
В общем случае плотность тока определяется отношением силы
тока dl, протекающей через перпендикулярный к направлению
элемент сечения среды, к площади dS этого элемента
(III.6)
Распределение электрического поля в пространстве удовлетво-
удовлетворяет двум основным законам: Ома и Кирхгофа, выраженным в диф-
дифференциальной форме. Для пояснения закона Ома выделим эле-
элементарный объем (рис. 59) среды с удельным сопротивлением р,
длиной dr и сечением dS; через сечение dS и перпендикулярно к
нему проходит ток dl, образуя на концах падение потенциала dU.
По формуле (II. 1) сопротивление элементарного объема будет
CLi\ ¦— Р	,
dS
а падение потенциала на его концах
— du = dlp —
dS
или
dl	I dU
dS	p dr
Пользуясь уравнениями (III.2) и (III.6), получаем
/ = E/p.	A11.7)
Закон Ома в дифференциальной форме выражается так: плот-
плотность тока в каждой точке проводника равняется напряженности
электрического поля в этой точке, деленной на удельное сопротив-
сопротивление вещества.
Физическая сущность первого закона Кирхгофа в дифферен-
дифференциальной форме заключается в том, что если какой-либо элемент
объема не содержит источников, то сила тока, втекающего в этот
105

объем, равна силе тока, вытекающего из него. Этим выражается
непрерывность потока токовых линий через любую замкнутую по-
поверхность, не содержащую дополнительных источников тока. Если
считать, что входящие и выходящие из данного объема токи имею?
разные знаки, то алгебраическая сумма их равна нулю, т. е. эти
токи по величине равны. Невыполнение этого условия привело бы
к накоплению электрических зарядов в некоторых точках, что ис-
исключается.
Закон Кирхгофа в дифференциальной форме записывается ш
виде следующего уравнения:
div / = 0.	(IILB)
Рассмотрим электрическое поле в однородной изотропной среде.
Предположим, что имеется такая среда с удельным сопротивле-
сопротивлением р. Введем в нее электрод Л, из ко*
торого вытекает ток силой /. Допустим»
что размеры электрода Л малы и его
можно рассматривать как точечный, а
второй электрод удален (теоретически
в бесконечность) и не оказывает влия-
влияния на электрическое поле вблизи
электрода Л. При этих условиях линии
тока, исходящие из точки Л, будут
прямыми, а эквипотенциальные поверх-
поверхности — концентрическими сферами
с центром в точке Л. В пересечении
с плоскостью чертежа эти сферы дают
окружности с центром в точке А
(рис. 60).
Определим потенциал в точке М,
расположенный на расстоянии г от ис-
источника тока Л.
Плотность тока / в точке М согласно формуле (III.5)
/ = //4jtra,	(II 1.9)
так как, исходя из формул (III.5) и (III.9),
ди
Рис. 60. Электрическое по-
поле в однородной изотроп-
изотропной среде
ТО
Е = —
dU
дг
dr 4лг2
Зная это, потенциал в точке М будет
p/dr	р/
4зх/2 4лг
Так как потенциал в бесконечности равен нулю, т. е. при г =
= оо, U = 0, то постоянная интегрирования С = 0. Тогда выра-
106

жение потенциала в точке М, созданного точечным электродом Л,
через который протекает ток /, в однородной изотропной среде с
удельным сопротивлением р примет вид
р/
(ШЛО)
Легко видеть, что если поменять местами точки А и М, т. е.
источник тока поместить в точку М и определять потенциал в точке
ЛУ то его величина выражается также с помощью уравнения (ШЛО).
Это положение справедливо и для неоднородной среды, оно нахо-
находит важное практическое применение в электрическом каротаже
и известно под названием принципа взаимности.
Измерение кажущегося удельного сопротивления обычными
зондами
Для замера сопротивления пород, пересеченных скважиной,
используют четырехэлектродную установку AMNB. Три электрода
этой установки (А, М, N или М, Л, В), присоединенные к концам
кабеля и опускаемые в скважину, пред-
представляют каротажный зонд. Четвертый
электрод В или N (заземление) уста-
устанавливают на поверхности вблизи устья
скважины (рис. 61).
Через электроды Л и В, называемые
токсвыми, пропускают ток /, создаю-
создающий электрическое поле в породе; при
помощи измерительных электродов М
и N регистрируют разность потенциа-
потенциалов AU между двумя точками этого
электрического поля. Согласно прин-
Рнс. 61. Схема измерения кажущегося удель-
удельного сопротивления
А, В и М, N — токовые н измерительные электроды;
П — измерительный прибор, К — трехжильнын ка-
кабель; Е — источник тока, R — сопротивление для
установки силы тока в цепи питания, тЛ — милли-
миллиамперметр
ципу взаимности при каротаже сопротивления допускается
взаимная замена токовых и измерительных электродов. Регистри-
Регистрируемая величина при этом является одной и той же.
Потенциал некоторой точки М, созданный точечным электродом
Л, через который протекает ток /, в однородной изотропной среде
с удельным сопротивлением р согласно формуле (ШЛО) будет
4яг
м
107

Подставляя вместо гм величины AM или AN, получаем потен-
потенциал в точке М:
АлАМ
и потенциал в точке N:
- р/
N An AN
Если считать электроды'зонда точечными, то разность потенциа-
потенциалов между его измерительными электродами М и N будет
р/ / 1	1 \ р/ (AN —AM)
Лп .. -г,	р/ / 1	1 \
4л \ AM ANj
An AM-AN
где AN—AM -
Тогда
An AM AN
;
По формуле (III. 12) можно вычислить удельное сопротивление
однородной среды
AU AnAM AN
MN
(Ш.13)
Все величины, входящие в правую часть формулы (III. 13),
можно измерить и таким образом определить величину удельного
сопротивления среды, что и является целью электрического каро-
каротажа по методу сопротивлений. При каротаже разность потенциа-
потенциалов выражается в тысячных долях вольта — милливольтах (мВ),
сила тока в тысячных долях ампера — миллиамперах (мА), а рас-
расстояния MN, AM и AN в метрах (м), при этом удельное сопротив-
сопротивление будет выражено в ом-метрах (Ом-м).
Приведем формулу (III. 13) к виду, в котором она обычно при-
применяется в практике электрического каротажа.
Для этого, полагая, что
4nAMAN =K,	(IIU4)
MN
получим
р = /С-^-,	A11.15)
где К — коэффициент зонда — постоянный множитель, зависящий
от расстояний AM, AN и взаимного расположения электродов;
AU/I представляет собой сопротивление части среды, заключен-
заключенной между двумя эквипотенциальными поверхностями, проходя-
проходящими через точки М и N.
108

Выражение (III. 15) справедливо для вычисления истинного
удельного сопротивления р изотропной и однородной среды. При
этом условии значение удельного сопротивления должно оставаться
постоянным при любых расстояниях AM и AN.
При каротаже всегда имеют дело с неоднородной средой, состоя-
состоящей из пластов различного удельного сопротивления и промывоч-
промывочной жидкости, заполняющей скважину. В этих условиях получен-
полученный по формуле (II 1.15) результат является условным (фиктивным)
и назван кажущимся удельным сопротивле-
й и е м (КС или рк). Кажущееся удельное сопротивление среды рк
численно равно истинному удельному сопротивлению такой одно-
однородной среды, показания в которой при заданных зонде и силе пи-
питающего тока равны показаниям в данной неоднородной среде.
Кажущееся удельное сопротивление зависит от многих факторов:
удельного сопротивления и мощности пластов, против которых
находится каротажный зонд, диаметра скважины и удельного со-
сопротивления заполняющей ее промывочной жидкости, глубины
проникновения фильтрата промывочной жидкости в пласт, харак-
характера взаимного залегания и сопротивлений смежных пластов, типа
и размера зонда, которым проводят измерения.
Кажущееся удельное сопротивление, замеренное в однородной
анизотропной среде (см. § 5), не зависит от типа и размера зонда;
оно пропорционально среднему удельному сопротивлению анизот-
анизотропной среды ртСр и зависит от коэффициента анизотропии %а и
угла (~	ом, составленного скважиной и направлением падения
пластов.1
Значение кажущегося сопротивления при этом определяется
формулой
рк =	pmcp	.	(III.16)
Из этой формулы следует, что кажущееся сопротивление ани-
анизотропной среды, замеренное по перпендикуляру к напластованию
р , равно истинному удельному сопротивлению этой среды, за-
замеренному в плоскости напластования р((:
(Ш.17)
Если же замер произведен в плоскости напластования, то ка-
кажущееся сопротивление рк [( равно среднему удельному сопротивле-
сопротивлению этой среды
ртср или ркц =Яарц.	(III. 18)
1 Угол а—видимый угол падения пород (а—угол, дополняющий до пря-
прямого между осью скважины и плоскостью напластования). При вертикаль-
ной скважине а равен истинному углу падения пород.
109

Так как коэффициент анизотропии пород больше единицы (см,
§ 5), то кажущееся сопротивление в направлении, перпендикуляр-
ном к напластованию, меньше кажущегося сопротивления по на-
напластованию (Рк L < Рк л) ¦
Между тем известно, что истинное удельное сопротивление ани-
анизотропных пород в направлении, перпендикулярном к напластова-
напластованию, больше истинного удельного сопротивления по напластова-
напластованию (р±>Р„).
Такое несоответствие между значениями кажущихся сопротив-
сопротивлений и истинных называется парадоксом анизотро-
a I S
Обращен- Лоследова -
ный	тельный.
л:
Обращен- Последова-
ный тельный
о
>-г-ХВ
МАА-
д %-у-Ам N
СИ
Рис. 62. Обозначение
зондов
/ — градиент-зонд а — кро-
кровельный, б — подошвенный;
// — потенциал-зонд; циф-
цифры в кружках. 1 — однопо*
люсный зонд (зонд прямого
питания), 2—двухполюсный
(взаимного питания) зонд;
1 — токовые электроды (Л,
В); 2—измерительные элек-
электроды (МАО; 3 — точка за-
писи кажущегося сопротив-
сопротивления, 4 — электроды для
замера ПС
п и и и вызвано увеличением плотности тока вдоль напластования
в направлении повышения электропроводности анизотропных (слои-
(слоистых) пород. Результаты измерения кажущегося сопротивления
пород в скважине изображаются в виде кривой изменения КС вдоль
ствола скважины (см. рис. 66, 70).
Для измерения КС пород при каротаже применяют зонды
(измерительные установки, содержащие три электрода: Л, М, N
или М, Л, В) различных типов и размеров, из которых выделяют
два основных типа: градиент-зонды и потенциал-зонды (рис. 62).
Градиент-зондами называют зонды, у которых рас-
расстояние между парными электродами М и N или Л и В мало по
сравнению с расстоянием непарных электродов Л и М или М и Л.
Замер кажущихся сопротивлений этим зондом сводится к измере-
измерению градиента-потенциала электрического поля электрода Л. Дейст-
Действительно, при бесконечно малом MN формулу (III. 13) можно за-
110

писать так:
(AU/MN)	E
,	(Ш. 19)
гд6 ? — составляющая напряженности электрического поля по
оси z в точке О или градиент-потенциала с обратным знаком.
Размером градиент-зонда является величина АО; где О — точка
записи кривой КС, находящаяся в середине между парными элек-
электродами М, N (А, В). От величины АО зависит глубина исследова-
исследования, которая тем больше, чем больше размер зонда. Градиент-
зонд, У которого сближенные парные электроды расположены под
непарным, называют подошвенным. При расположении сближен-
сближенных парных электродов над непарным градиент-зонд называют кро-
кровельным. Градиент-зонд, у которого расстояние между парными
электродами бесконечно мало, называется идеальным.
Потенциал-зонды — это зонды, у которых расстояние
AM мало по сравнению с расстоянием между парными электродами
М, N (А, В). Расстояние AM является размером потенциал-зонда.
Замер кажущегося сопротивления относят к середине AM, Кажу-
Кажущееся сопротивление в этом случае
АЕ/ _ АМ-AN АЕ/ ^^ / AM-AN\ Um — Un
Рк~ / ~ ^ MN I ~ V MN )	I
(III.20)
Потенциал-зонд с электродом N, удаленным в бесконечность,
называется идеальным. Для такого зонда AN ~ оо, МА^^оо,
Vh = 0, отсюда
^	(III.21)
Кажущееся сопротивление при использовании потенциал-зонда
определяется потенциалом электрического поля в точке М. Поэтому
зонды такого типа и называют потенциал-зондами.
Для условной оценки глубины исследования зондом применяют
термин радиус исследования зонда — радиус
сферы в однородной среде неограниченной мощности, оказывающей
на показания зонда такое же влияние, как и та часть сферы, ко-
которая расположена за ее пределами. Исходя из этого считают, что
радиус исследования градиент-зондом приблизительно совпадает
с его размером АО, а потенциал-зондом соответствует его удвоен-
удвоенному размеру, т. е. 2АМ. Следовательно, при одинаковом размере
зондов радиус исследования потенциал-зонда примерно в 2 раза
превышает радиус исследования градиент-зонда.
Зонд с одним питающим электродом и двумя измерительными
называется однополюсным (или зондом прямого питания),
а с двумя питающими электродами и одним измерительным —
двухполюсным (или взаимного питания). Коэффициент К
при двухполюсном зонде вычисляют по формуле
(III.22)
111

Рис. 63. Кривые сопротивления для однородного пласта с большим (а, б)
и малым (в, г) сопротивлениями
а, в — подошвенный градиент-зонд, б, г — потеидиал-зонд

Зонды записывают по обозначениям электродов в порядке их
расположения в скважине сверху вниз, проставляя между ними
расстояния в метрах. Так, например, градиент-зонд двухполюсный,
подошвенный, у которого верхний электрод является измеритель-
измерительным, а на расстояниях 2,5 и 2,75 м ниже его расположены соответст-
соответственно первый токовый электрод А и второй В, будет обозначаться
М2, 5ЛО, 25В.
Кривые кажущегося удельного сопротивления против пластов
ограниченной мощности
Величина кажущегося удельного сопротивления, определяющая
форму кривой КС, зависит от мощности пласта, типа и размера
зонда? его положения относительно границ пласта. На рис. 63 при-
приведены кривые, полученные в результате экспериментальных и тео-
теоретических исследований для обычных зондов против однородных
пластов ограниченной мощности и различного удельного сопротив-
сопротивления. Условно принято считать пласт мощным, если его размер
превышает размеры зонда, тонким, если его мощность меньше или
равна его размерам. Если удельное сопротивление пласта соот-
соответственно больше или меньше удельного сопротивления вмещаю-
щей~среды, то пласт квалифицируют как пласт высокого или низ-
низкого сопротивления.
Градиент-зонт. Пласт высокого сопротивле-
п и я* На кривой КС такой пласт отмечается асимметричным макси-
максимумом. При замерах подошвенным градиент-зондом кровля пласта
соответствует минимальному сопротивлению, а подошва — макси-
максимальному. В действительности для реального зонда граница по-
подошвы пласта фиксируется ниже максимума на половину расстоя-
расстояния между сближенными электродами. Тонкому пласту соответст-
соответствует максимум со слабо выраженной асимметрией. Кровля его на-
находится против точки наиболее крутого подъема кривой, а по-
подошва — несколько ниже максимума. Ниже подошвы пласта на
длину зонда наблюдается повышение сопротивления, вызванное
экранным максимумом (см. рис. 63).
Пласт низкого сопротивления. Мощный пласт фикси-
фиксируется"^ кривой сопротивления асимметричным минимумом. При за-
замерах подошвенным градиент-зондом кровля пласта приблизи-
приблизительно отмечается максимумом, а точнее — ниже него на половину
расстояния между сближенными электродами, подошва — мини-
минимумом. Для тонких пластов подошва на кривой КС фиксируется
но переходу кривой сопротивления от пониженных значений к мак-
максимальным (см. рис. 63, в).
При измерениях кровельным градиент-зондом кривые сопротив-
сопротивления являются зеркальным отражением кривых, полученных по-
подошвенным градиент-зондом. Определение границ пласта кровель-
кровельным градиент-зондом производится по тем же правилам, что и в
случае" подошвенного, но с учетом обратного хода кривой.
113

Потенциал-зонд. Пласт высокого сопротив^и
н и я. Пласт мощный отмечается на кривой КС максимумом, с\ш
метричным относительно середины пласта. Его границы проводите»
симметрично относительно максимума, кровля — на половвд
длины зонда выше точки перехода от плавного к более т-—
подъему кривой, а подошва — на ту же величину ниже этой
Тонкий пласт высокого сопротивления фиксируется снижевдш
сопротивления: некоторое повышение последнего наблюдается вщщ
кровли и ниже подошвы пласта на расстояниях, равных половнщ
длины зонда из-за экранных явлений (см. рис. 63, б).
Пласт низкого сопротивления. Такой пласт
на кривой кажущегося сопротивления отмечается минимумом
симметричным относительно середины пласта. Его границы про-
проводятся по точкам перехода от крутого спада к плавному понижен-
пониженному участку кривой с учетом того, что эти точки смещены относи*
тельно кровли и подошвы на половину длины зонда. Таким образом
ширина минимума превышает мощность пласта на длину зонда!
Выделение границ тонкого пласта малого сопротивления в этом
случае затруднительно (см. рис. 63, г).
При чередовании пластов, имеющих различные сопротивления
обычное распределение плотности тока в скважине нарушается,
происходит перераспределение силовых линий тока и возникшее
явления экранирования, которые оказывают влияние на величины
кажущихся сопротивлений и должны учитываться при интерпрета-
интерпретации кривых кажущихся сопротивлений.
На измерения градиент-зондом значительное влияние оказы-
оказывает соседний пласт высокого сопротивления, расположенный ш
стороны удаленного электрода. Если расстояние между серединами
соседних пластов больше длины зонда, то происходит повышенщ
кажущихся сопротивлений, а если меньше — понижение по срав-
сравнению с теми, которые наблюдались бы в случае одиночного пласта
(рис. 64).
Против пачки чередующихся пластов большого и малого сопро-
сопротивлений форма кривой зависит от числа составляющих пачку пла-
пластов, их мощности и удельного сопротивления, а также от типа н
длины зонда. Форма кривых кажущихся сопротивлений при чере-
чередовании пластов достаточно полно изучена на модельных установ-
установках [8].
Кажущееся удельное сопротивление различно против разшж
точек пласта. Для определения истинного удельного сопротивле-
сопротивления необходимо выбрать наиболее характерные (существенные)
значения КС. Существенными значениями кажущегося сопротивле-
сопротивления принято считать среднее рКСр> максимальное рк тах пли ми-
минимальное рк min и оптимальное рк опт (рис. 65).
Среднее значение КС соответствует отношению площади, огр&*
ничейной нулевой линией диаграммы и кривой КС против пласта*
к его мощности. На практике визуально проводится линия, парал-
параллельная нулевой и отсекающая прямоугольник с основанием у ву*
И4

oft линии, равный мощности пласта. Если площадь полученного
1$«\юугольника равновелика искомой, то высота его соответствует
Среднему значению КС.
Максимальное и минимальное значения КС (экстремальные со-
тпвлеяия) отсчитывают для пластов, удельные сопротивления
ушрых соответственно больше или меньше, чем у вмещающих
пород.
Рис. 64. Кривые сопротивления для двух пла-
пластов, мощность которых h меньше длины зонда,
записанные подошвенным градиент-зондом (рп— 10 рс
и рвм = Рс)
Мощность прослоя малого сопротивления соответственно
равна для а—•< — h, i,5 h\ Ah (занижающее экраниро-
экранирование), г — 8 h (завышающее экранирование), AM— 7,5 h,
MN = h
Рис. 65. Пример отсчета среднего, рк ср макси-
максимального рк тах и оптимального рк опт сопротив-
сопротивлений
Показан пласт высокого сопротивления, запись велась
кровельным градиент-зондом ВО, 25А2, 5М
О 20 40 60
ПЛпСГПП
По кривой сопротивления, полученной потенциал-зондом, мак-
максимальное и минимальное значения КС отсчитывают против сред-
средней части пласта. По кривым КС, полученным кровельным и по-
подошвенным градиент-зондами, максимальное значение сопротив-
сопротивления отсчитывают соответственно в кровле пласта и его подошве,
а минимальное — у границы пласта, расположенной со стороны
удаленного электрода.
Оптимальное значение КС наиболее близко к истинному сопро-
сопротивлению пласта. Оно соответствует величине рк в точке, располо-
расположенной выше или ниже середины пласта приблизительно на полови-
половину длины зонда при использовании соответственно кровельного или
подошвенного градиент-зонда. Величина кажущегося удельного
сопротивления пласта конечной мощности зависит от его сопротив-
сопротивления, типа зонда, соотношения длины зонда и мощности пласта,
а также расположения зонда относительно границ пласта. Для
И^аста высокого сопротивления наибольший интерес представляют
115

средние и максимальные величины рк, измеренные градиентной!
дом, и максимальные — потенциал-зондом.	«*
Фактические кривые сопротивления, щ^
писанные в скважине, имеют более сложную форму, чем расчетный
или полученные на моделях. Сложность формы фактической щш
вой обусловлена неоднородностью пласта и вмещающих порою
изменением диаметров скважины и зоны проникновения фильтрат^
промывочной жидкости в пласт, углом между осью скважины ш
плоскостью напластования.
Для получения представления о разрезе, вскрываемом скважи-
скважиной (выделение пластов различного удельного сопротивления и оп-
определение их границ), необходимо выделить на фактической
¦г
г 130
2140
PI50
2160
_г~
X
X Х-
___•*_•
КС
В 2,5 А 0,5 М
	50 ЮО 150 Ом м
— 10 20 30 Ом м
i 1 i
A4M0,5N
--250 500 750 0мм
	50 W0 150 Ot/ м
	10 20 30 Ом м
i i i
N 0,5 М4А
	2$Q 500 750 Омм
	50 /00 /50 Ом м
	10 20 30 Ом м
i i i
\
ПС
25 иВ
	^.i.
Рис. 66. Фактические кривые сопротивления для двух пластов высокого
противления и мощностью, большей и меньшей длины зонда
1 — глина; 2 — песчаник
вой сопротивления основные элементы, известные по расчетным
кривым. Это можно сделать в том случае, если известны основные
причины, вызывающие осложнение кривой КС, и особенности ее
изменения под влиянием различных факторов.
На рис. 66 приведены кривые кажущихся сопротивлений КС,
зарегистрированные в скважине при помощи потенциал-зонда
В2, 5А0, 5М, подошвенного А4М0, 5N и кровельного N0,5 Шк
градиент-зондов. Выделение границ пластов большого и малого
сопротивлений выполнено в соответствии с изложенными выше по-
положениями.
Кажущееся удельное сопротивление пласта неограниченной
мощности (боковое каротажное зондирование)
Результаты расчета кажущегося удельного сопротивления
пласта неограниченной мощности, выполненного Л. М. Альпиным,
представлены в виде кривых, выражающих зависимость рк от раз-
116

ичных определяющих его параметров: а) для непроницаемого
ласта — от удельных сопротивлений пласта рп и промывочной
жидкости рс диаметра скважины dc и длины зонда L3; б) для
проницаемого пласта при наличии зоны проникновения, кроме
перечисленных параметров,— от удельного сопротивления зоны
проникновения рзп и ее диаметра D. Эти кривые называются кри-
кривыми бокового каротажного зондирования (БКЗ). Такие кривые,
сгруппированные по определенному признаку (двухслойные, трех-
трехслойные) и выражающие зависимость рк/рс от LJdc для пласта
Рис. 67. Палетка БКЗ-1А для
градиент-зондов при рп >• рс
(по Л. М. Альпину)
Рис. 68. Палетка БКЗ-1Б для
градиент-зондов при рп > Рс
(по Л. М. Альпину)
Л'А.
Ц1 0,2 0,5
5 10 Z0 50 100 200 Ж AQ/dz
0,005
0,005
0J 0,2
Iff ?UAOjdz
неограниченной мощности, называются палетками БКЗ. Разли-
Различают кривые БКЗ двух основных типов — двухслойные и трехслой-
трехслойные.
Двухслойные кривые БКЗ. рассчитаньГдля усло-
условий, когда проникновение промывочной жидкости в пласт отсутст-
отсутствует. При этом возможны следующие случаи: а) сопротивление
промывочной жидкости, заполняющей скважину, меньше сопро-
сопротивления пласта (рс<рп); б) сопротивление жидкости больше
сопротивления пласта (рс>рп).
Двухслойные расчетные кривые БКЗ сгруппированы в палетки,
обозначаемые БКЗ-1А (при рп>рс) и БКЗ-1Б (при рл<рс)
[рис. 67, 68]. Как видно, кривые палеток БКЗ-1 в своей правой
части асимптотически приближаются к значениям удельного со-
сопротивления пласта. Изображенная на палетках кривая А характе-
характеризует геометрическое место точек пересечения кривых БКЗ с их
правыми асимптотами, кривая В — геометрическое место точек
(максимумов и минимумов) кривых. Двухслойные кривые БКЗ обоз-
117