petrophysics2004

пород-коллекторов и неколлекторов с различной глинистостью, ха­

рактеризуются экспериментальными зависимостями ЕФ=/(qп) для

различных фиксированных 6р = const при постоянном значении для рассматриваемого семейства кривых (рис. 71). Анализ этих за~иси­ мостей показывает существенное влияние параметра qn, следователь­ но, среднего эффективного радиуса пор на величину ЕФ. Для пород с

т>10 мкм и qn<0, 1мг-экв/см3, т. е. для средних и хороших коллекто­

ров, величина ЕФ практически не зависит от т и равна э.д.с. Гельм­

гольца. Для пород с т <10 мкм и qn>0,1 мг-эквjсм3, т. е. для плохих

коллекторов, неколлекторов, глинистых короки глин, значения т со­

измеримы с 8дэс· В поровых каналах с таким т величина ~зависит~

только от состава и свойств твердой фазы и жидкости, но также от r благодаря электростатическому отталкиванию катионов подвижной

части ДЭС друг от друга с перемещением их в направлении границы

твердая фаза - жидкость. Уменьшение ~ в капиллярах конечного радиуса по сравнению с значением !;о в капиллярах с т >>бдэс проис­

ходит по закону

При т~бдэс ~~О, поэтому ЕФ~ О.

Изложенное позволяет ~делать вывод, что величина ЕФпрактичес­

ки не зависитотвеличины r , а следовательно, и от коэффициента про­

ницаемости ~Р в широком диапазоне изменения последнего для по­

род-коллекторов, исключая плохие коллекторы. Интересно отметить,

что граница областей значений qn, т, knp• где величины ЕФ и~практи­

чески не зависят от перечисленных параметров и где эта зависимость

наблюдается, примерно совпадает с границей, разделяющей области

значений knP' qn, т, для которых установленразличный характер свя­

зи коэффициента А8 с рассматриваемыми параметрами.

При фильтрации жидкости через два последовательно располо­

женных образца с различными qn, knp и т. д., суммарная э.д.с. фильт­

рации обоих образцов

(101)

где~1, АФ2 -фильтрационные электрохимические активности; 6р1,

6р2 - перепады давления соответственно для первого и второго об­ разцов. Существенной особенностью выражения (101) являетсято, что вклад каждого образца в суммарный эффект пропорционален 6р меж­ ду концами этого образца, а следовательно, обратно пропорционален

величине kпр· Это значит, что если один из образцов представлен кол­

лектором, а другой - неколлектором, глиной или моделью глинис­

той корки, то суммарная э.д.с. ЕФ будет практически зависеть только

от фильтрационной активности слабопроницаемого образца, напри­ мер, глинистой корки, поскольку вклад образца-коллектора будет

пренебрежимо мал.

Наибольший интерес для оценки фильтрационной составляющей

амплитуды аномалии СП при интерпретации результатов ГИС пред-

180

ставляют результаты, полученные М.А. Беляковым, при фильтрации глинистых растворов с различной водоотдачей через образцы кол­ лекторов с различной проницаемостью. В этих опытах в ходе фильт­

рации через образец глинистого раствора часть образца кольмати­

ровалась, а на торце образца возникала глинистая корка. В дальней­ шем происходило течение фильтрата глинистого раствора через

последовательно расположенные глинистую корку - зону кольма­

тации -коллектор, при котором фиксиравались стабильные значе­

нияЕф.

Сопоставление Е!Р с параметром kпр позволяет установить следу­

ющее (рис.72). При фильтрации раствора электролита, не содержа­

щего глинистых частиц, в широком диапазоне kпр наблюдается рост ЕФ с увеличением kпр· При фильтрации глинистого раствора харак­ тер связи между ЕФ и kпр меняется с переходом от неколлекторов к

коллекторам. Причем наклон графика при аппроксимации зависимо­

сти EФ=/(lgkop) прямой меняется на обратный с уменьшением водо­ отдачи (ВО) глинистого раствора, т. е. с повышением качества глини­ стого раствора. Для некоторых промежуточных значений ВО вели­

чина ЕФ остается практически постоянной при изменении k 0 в

широких пределах. Фильтрационная составляющая аномалии Cfl в

коллекторе ЕS.Ф является алгебраической разностью Еф.rк-Еф.вм э.д.с.

фильтрации в глинистой корке1, возникшей на границе скважина­

пласт-коллектор и во вмещающих породах, например, глинах. Ве­ личину Еs.Ф можно оценить для конкретных условии разреза: а) по графикам, типа приведеиных на рис. 71; в этом случае для заданных значений q0 , характеризующих глинистую корку и вмещающие гли­

ны, и известного Ар по соответствующему графику ЕФ=/(q0) находят значения Еф.rк и Eф.rn; далее вычисляют их разность Еф.rк -Еф.rп = ЕSФ; если значение Рф отличается от р8=1,5 Ом· м, полученное ЕSФ пере­ считывают с учетом различия РФ от 1,5 Ом· м; б) по графикам на рис. 71 находят величину Еф.rк для известных значений ВО глинистого

Еф,МВ

1000

Рис. 72. Экспериментальные зависимости фильтрационной Э.д.с. ЕФ откоэф­

фициента проницаемости knp (по М.А. Белякову): 1 -фильтрация воды че­ рез образец; 2 -фильтрация глинистого раствора через образец

181

раствора и kпр коллектора; из значения Еф.гк вычитают Еф.гл• исполь­

зуя минимальные значения неколлекторов.

Для коллекторов нефти и газа, залегающих на глубинах 1-3 км, фильтрационная компонента СП составляет 10-30 мВ для глинис­

тых растворов с ВО 5-10 см3 за 30 мин. При бурении на технической

воде или на глинистых растворах с высокой ВО в зонах интенсивного поглощения промывочной жидкости при больших репрессиях на

пласт значения ЕsФ достигают 100 мВ и более.

7.7.3. Окислительно-восстановительная

электрохимическаяактивность

Окислительно-восстановительнаяэлектрохимическая активность

характерна для минералов с электронной проводимостью и пород с

высоким содержанием этих минералов. Она обусловлена процессами электродной поляризации и окислительно-восстановительными ре­

акциями, происходящими на границе электронно-проводящего ми­

нерала с окружающей средой.

Электродные потенциалы. На границе металла с водным раство­

ром электролита атомы металла переходят в раствор в виде катио­

нов, при этом свободные электроны, сохраняясь в металле, сообщают

его поверхности отрицательный заряд, а катионы металла -поло­

жительный раствору близ поверхности металла. Между металлом и

где р и с - осмотическое давление и концентрация ионов металла в

растворе; Р - электролитическая упругость растворения металла; С - концентрация ионов металла, соответствующая нормальному электродному потенциалу Е0 данного металла.

Интенсивность растворения металла тем больше, чем меньше на­ чальная концентрация его в растворе. Минимальная интенсивность

растворения соответствует контакту концентрированного раствора

иона данного металла с этим металлом.

Если металл электрода образует при растворении ионы различ­

ной валентности, возможны реакции следующего типа, порождаю­

щиеэ.д.с.:

Fe-7Fe2+, Fe-7Fe3+. Fe2+--7 Fe3+

Е= -0,43 В; Е=-0,04 В. Е=О,77 В,

Если электроды из двух различных металлов соединены накорот­

ко и погружены в раствор электролита вследствие различия в значе­

ниях Е0 металлов (табл.13), эти электроды образуют гальванический

элемент.

Гальваническаяпара создает э.д.с., равную разности электродных

потенциалов, вычисленных по формуле (7.102), при этом происходит коррозия металла с более низким значением Е3•

182

Т а блиц а 13. Значения Е0 различных металлов

Окислительно-восстановительные реакции. Различные минера­ лы и горные nороды (сульфиды металлов, железные руды, графит, антрацит и т.n.) в условиях естественного залегания nодвергаются окислительно-восстановительным реакциям. Вид этих реакций оn­

ределяется химическим составом минерала или минеральным соста­

вом nороды, водородным рН и окислительно-восстановительным Eh фактором среды, темnературой, химическим составом и концентра­

цией электролитов в контактирующих с минералом водах.

Окислительно-восстановительные реакции также nриводят к nо­ явлению заряда на nоверхности минерала или nороды и образова­ нию двойного электрического слоя, как и на nоверхности электрода, nогруженного в раствор. При nротекании окислительной реакции nо­

верхность окисляемого минерала заряжается отрицательно, а ра­

створ -nоложительно. При восстановительной реакции знак твер­ дой фазы и раствора близ границы с ней -nротивоnоложный ука­ занному для окислительной реакции.

Величины э.д.с. окислительно-восстановительного nроисхождения в разрезах осадочных, магматических и метаморфических nород дости­ гают сотен милливольт, значительно nревышая значения э.д.с. диффу­ зионного и фильтрациоююго nроисхождения. Максимальные аномалии СП такого nроисхождения наблюдаются в скважинах, иерееекающих

рудныетела или nласты высокометаморфизованногоугля (антрацит), в

которых содержание минерала с электронной nроводимостью достаточ­

но высоко для образования единой токоnроводящей системы.

КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ

1. Перечислите известные Вам электрические свойства горных

nород.

2. Назовите факторы, оnределяющие величину nроводимости nо­

роды.

3. Как зависит удельное соnротивление nороды от влажности?

4. Каким уравнением оnределяется nроводимость растворов элек­ тролитов?

5. Проанализируйте влияние глинистости на удельное соnротив­

ление осадочных nород.

183

6.Дайте краткий обзор природы диэлектрической проницаемости

различных минералов и жидкостей, насыщающих породу.

7.Что такое частотная дисперсия диэлектрической проницаемос­ ти? Дайте примеры.

8.Каково влияние температуры и давления на проводимость и диэлектрическую проницаемость горных пород?

9.Объясните характер зависимостей потенциалов собственной

nоляризации от фильтрационно-емкостных свойств гранулярных

коллекторов.

1О. Расскажите о природе вызванной поляризации в электронных

иионных проводниках.

11.Дайте анализ основных факторов диффузионно-адсорбцион­

ной активности горных пород.

8. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА

Под магнетизмом понимают особую форму материальных взаи­

модействий, возникающих между движущимися электрически заря­

женными частицами. В петрофизике магнетизм проявляет себя как способность горных пород и минералов намагничиваться в магнит­

ном поле, изменять ero и сохранять намагниченное состояние после

прекращения действия поля. В результате намагничивания любой объем породы приобретает магнитный момент. Магнетизм проявля­ ется при взаимодействии двух намагниченных образцов пород или образца породы и проводника, по которому течет ток; ero определя­

ют концентрация и распределение в породе магнетиков различных

типов, их химический состав, структура кристаллической решетки

минералов, в частности, тип связи в ней атомов или ионов. Магнит­ ные свойства зависят от происхождения и условий жизни пород. Они изменяются с изменением состава и структуры пород, термобаричес­ ких условий их залегания. По типу магнетизма выделяются диа- и парамагнитные химические элементы, образующие все главные по­ родообразующие минералы, и ферри-магнитные, ферро- и антифер­ ромагнитные элементы и минералы (табл. 14).

8.1. ПРОЦЕССЫ НАМАГНИЧИВАНИЯ И МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА

МИНЕРАЛОВ, ЖИДКОСТЕЙ И ГАЗОВ

В веществе, помещенном в магнитное поле, появляется внутрен­ нее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничи­ вающее). Напряженность суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего) характеризуется магнитной индукцией. Магнитная ин­

дукция

(8.1)

184

Н а м а г н и ч е н н о с т ь вещества J .является функцией напря­

женности внешнего поля Н. Для парамагнетиков связь между J и Н в_ширgкой области полей имеет линейный характер:

J== reH, где безразмерная величина re носит название м а г н и т­

ной в о с пр и и м ч и в о с т и. Для ферромагнетиков условно приме­

няют ту же форму записи, но их re сложным образом зависит от на­

пряженности поля.

С той же оговоркой связь между величиной магнитной индукции

В и внешним полем Н выражается через м а гн и т н у ю пр о н и -

цаемость

Для характеристики магнитной проницаемости вакуума исполь­

зуется величина IJ.o, равная 107/(41t).

Диа- и парамагнитные минеральL Большинство минералов диа- и парамагнитные; антиферромагнитных минералов значительно мень­ ше (очень редко встречающеес.я метеоритное железо, а-гематит и некоторые гемоильмениты). Ферримагнитных минералов Примерно полтора десятка, но их содержанием в основном обусловлена намаг­ ниченность пород, так как магнетизм других минералов (исключая природное железо) значительно меньше.

Свойство диа- и парамагнитных минералов намагничиваться в

поле Н характеризуют намагниченности удельные

объемная Jv имассова.я Jm:

Коэффициенты пропорциональности в соотношениях (8.3) назва­ ны удельными объемной re и массовой Х восприим­

чивост.ями.

Удельная массовая намагниченность (магнитный момент едини­

цы массы породы) Jm ==Jv/б==xfl; отсюда Jv==бreH и ox==re,

а x==re/ м3/кг (или см3/г), гдеб-плотность породы.

Каждая из элементарных движущихс.я частиц обладает собствен­ ным (спиновым) и орбитальным магнитным моментами. Моменты ней­

тронов и протонов и результирующий магнитный момент атомных

.ядер очень малы. В связи с этим можно рассматривать только сум­ марные магнитные моменты атомных электронных оболочек диа -и

парамагнитных минералов.

Диамагнитные минералы в целом до действия поля не намагниче­ ны, так как их электронные оболочки симметричны и спин-орбиталь­ ные моменты электронов скомпенсированы. Напротив, атомы пара­ магнетиков обладают результирующим магнитным моментом в свя­

зи с тем, что у их электронных оболочек внутренние (3d и 4f)

энергетические подуровни недостроены и спин-орбитальные момен­

ты электронов неуравновешены. Однако и парамагнитные минералы

в отсутствие поля не намагничены потому, что их результирующие

атомные магнитные моменты, имея любое пространствеиное направ­

ление, взаимно скомпенсированы.

185

минералов возникает при равновесии между ориентирующим маг­

нитные моменты действием намагничивающего поля и дезориенти­

рующим их влиянием теплового движения.

С ростом температуры магнитная восприимчивость парамагнит­

ных минералов уменьшается, у днамагнитных она обычно не зависит

от температуры.

Породообразующие минералы могут состоять из нескольких чис­

то диаили парамагнитных элементов, но чаще они являются смеся­ ми тех и других, и тогда их магнитная восприимчивость зависит не

только от магнитной восприимчивости отдельных атомов, но и от их

соотношений в полиэлементном минерале, и его кристаллической

структуры [1].

Намагниченность и магнитная восприимчивость, связанные с лар­

моравской прецессией атомных электронных орбит, характерны для

всех минералов, но их учитывают только в случае чистых диа- и па­

рамагнитных минералов, так как J и re этого процесса много меньше тех же величин, вызванных ферри- и ферромагнетизмом.

Удельнаяобъемная магнитнаявосприимчивостьднамагнитныхми­

нераловневелика иотрицательна: от -5 ·10-4 (rроссуляр), -1,6 ·10-4 ед.

СИ (висмут) до нуля.

Силикатные породообразующие минералы диамагнитны, если в их

составе нет ионов Fe2+, Fез+, Mn2+ и некоторых других, и парамаr­

нитны в противном случае.

К днамагнитным относятся многие важнейшие породообразующие

минералы осадочных пород (кварц, калиевые полевые шпаты, пла­ гиоклазы, кальцит, ангидрит, гипс, галит, сильвин, графит). Диамаг­

нитны также сера, висмут, медь, золото, свинец, ртуть и др.

Парамагнитны, например, мусковит, шпинели, рутил, доломит,

магнезит; их магнитная восприимчивость re также невелика: от

12,6 ·10-6 (доломит), 37,7 ·10-6 (магнезит) до 21·10-5 СИ (мусковит) до

187

(по-видимому 25 ·1о-а ед. СИ. Оливины же, пироксены, гранаты, био­

титы, амфиболы, кордиериты, вольфрамиты, касситериты, хромиты,

магнитная восприимчивость которых достигает нескольких тысяч

миллионных долей единицы СИ, нельзя согласно исследованиям пос­

ледних лет считать чистыми парамагнетиками. Во многих разностях

этих минералов содержатся микропримеси (10-а-10-1 %) ферримаг­

нетиков в составе относительно крупных кристаллов железосодер­

жащих минералов. Это согласуется с их о с т а т очной н а м а г н и -

ч е н н о с т ь ю J rs насыщения и с теми большими расхождениями в

значениях re, которые получают при измерении этих величин на чис­

тых веществах и природных минералах [1).

В минералах магматических и реже метаморфических пород в ка­

честве постоянных примесей чаще находится магнетит.

Ферро- и ферримагнитные минералы [1]. Изолированные атомы ферромагнитных минералов имеют значительные результирующие

спин-орбитальные магнитные моменты вследствие незаполненности подуровней 3d и 4/ их оболочек. Однако в одноэлементных минера­ лах (самородное метеоритное железо) они в основном скомпенсиро­ ваны и не способны к ориентации в магнитном поле из-за большой

плотности упаковки атомов этих веществ. Зато спиновые моменты

электронов в определенныхнезначительных (около 10-u смЗ) облас­

тях (доменах) ориентированы параллельно друг другу, и, следова­ тельно, здесь ферромагнетики намагничены до насыщения.

Эта ориентация спиновых магнитных моментов объясняется весь­

ма значительным положительным обменным взаимодействием меж­ ду электронаминезаполненных оболочек соседних атомов. Такое вза­ имодействие изменяет у атомов ферромагнетиков (Fe, Ni, Со, Cd) рас­

пределение электронов по возможным состояниям и ориентирует

параллельно спиновые магнитные моменты, хотя тепловое движение

и стремится нарушить эту структуру. Пространствеиная ориентация

параллельных спиновых магнитных моментов одинакова лишь в пре­

делах определенных, разных по величине доменов моноэлементного

-0,4

Рис. 74. Кривые намагничивания слабомагнитных веществ (а) и кривая: на­ магничивания: АБВ и петля гистерезиса ВГДЕЖКЛВ ферромагнетика и ее участки l-3

188

ферромагнитного минерала в связи с особенностями его кристалли­

ческой структуры и наличием энергии анизотропии кристалЛов. Раз­

личны по значению и направлению также результирующие спино­

вые моменты, поэтому в целом до действия поля ферромагнитный

минерал не намагничен. При наложении магнитного поля магнитные

моменты доменов изменяются по величине и ориентируются по его

направлению, что приводит к намагниченности ферромагнитного минерала. Намагниченность сохраняется и после снятия приложеи­

ного поля {остаточная намагниченность).

При температуре выше точки Кюри Те ферромагнетики становят­

ся парамагнетиками. Намагничивание в магнитном поле характери­

зуется кривойJv= /{Н), которая для ферромагнетиков {рис. 74, б) зна­

чительно отличается от аналогичных кривых для диа- и парамагне­

тиков (рис. 74, а).

Возрастание намагниченности с увеличением напряженности поля у ферромагнетиков нелинейно. Кривая намагничивания имеет харак­

терные участки 1-3 {см. рис. 74, б). Участок 1 соответствует обрати­ мому процессу, при котором связь между Jv и Н линейна и намагни­ ченность исчезает вместе со снятием намагничивающего поля. Это

процесс обратимого смещения границ, при котором намагниченность

растет за счет увеличения магнитного момента отдельных доменов в

связи с ростом их размеров без изменения ориентации границ.

На участке 2 намагниченность резко возрастает с увеличением Н

вследствие смещения границ: вырастают размеры доменов с ориен­

тацией векторов намагниченности, одинаковой и близкой к направ­

лению поля. Процесс необратим, так как значительная доля энергии растрачивается в виде тепла. На участке 3 Jv медленно возрастает с увеличением Н, стремясь к предельному значению из-за обратимого

вращения. Причем объем отдельных доменов не изменяется, а их век­

торы намагниченности ориентируются в направлении поля.

При уменьшении напряженности поля до нуля намагниченность

понижается до векоторого значения Jv... называемого о с т а т очной из о т ер м и ч е с к ой н а м а г н и ч е н н о с т ь ю. Нулевая намагни­ ченность достигается при напряженности поля, равной к о эр ц и­

т и вн ой с и л е Не {см. рис. 74, б).

Ферромагнетики с относительно незначительной площадью гис­

терезисной кривой и коэрцитивной силой, не превышающей тысяч ампер на 1 м, называются «мягкими» в противоположность «жест­ ким» ферромагнетикам, характеризующимся широкой петлей гис­ терезиса и коэрцитивной силой в несколько десятков или даже сотен тысяч ампер на 1 м.

Остаточная изотермическая намагниченностьJv,." и коэрцитивная сила Не наравне с Jv, Jvs• re, х, J.1. и т. д. характеризуютмагнитные свой­

ства ферромагнетиков при их н о р м а ль н о й н а м а г н и ч е н н о с­ т и. Нормальная намагниченность возникает при наложении посто­

янного магнитного поля на породу при нормалЬНJ?IХ температуре

{20 "С) и давлении {0,1 МПа). При этом изменяют направление на па­

раллельное намагничивающемуел полю те векторы намагниченное-

189