Глава VIII.ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ТЕРМОГРАММ
Разрезы скважин по данным термометрии исследуют на основании изучения: а) естественного регионального теплового поля Земли; б) локальных тепловых полей, возникающих в некоторых породах в результате физико-химических процессов, происходящих между породами и окружающей их средой; в) искусственных тепловых полей глинистого раствора и экзотермической реакции схватывания цемента.
Распределение температур в скважине определяется характером теплового поля, тепловыми свойствами пород и глинистого раствора, геометрией изучаемого пространства и подчиняется дифференциальному уравнению теплопроводности [35]. Решение этого уравнения относительно коэффициента температуропроводности а или (в случае установившегося теплообмена) относительно теплового сопротивления дает возможность определять породы и полезные ископаемые, если известны их тепловые свойства.
§ 66. ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Тепловыми свойствами горных пород, на знании которых построена геологическая интерпретация данных термометрии скважин, являются их удельное тепловое сопротивление ξп (или теплопроводность λп), теплоемкости массовая сп и объемная сп,υ=спδп (δп — плотность породы) и коэффициент температуропроводности
(237)
Из перечисленных свойств основным является удельное тепловое сопротивление ξп. Массовая теплоемкость горных пород обычно изменяется незначительно. Так как плотность многих пород варьирует в небольших пределах, то коэффициент их температуропроводности в первую очередь определяется величиной теплового сопротивления (теплопроводности) [35].
ТЕПЛОВОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД Тепловое сопротивление ξп горных пород (единица измерений мВтК зависит от
плотности, пористости, степени газонефте- и водонасыщения порового пространства, проницаемости, температуры и структуры породы и для идеально однородных пород удовлетворяет уравнению
(238)
графически представленному на рис. 119.
172
Рис. 119. Зависимости ξп/ξск для нефтеносных (1) и газоносных (2) коллекторов. ξск = 0,2; ξв= 1,7; ξн =8; ξг
= 3,5. Шифр кривых — kв, %. Отрезками показаны пределы, в которых заключены данные большинства экспериментальных наблюдений
Как следует из рисунка, при полном заполнении пор водой с увеличением kп тепловое сопротивление незначительно возрастает. Сухие и газоносные породы имеют тепловое сопротивление, в несколько раз превышающее сопротивление той же породы при 100 %-ном
насыщении ее поровой водой (тепловое сопротивление воды 1,7 мВтК )
С увеличением проницаемости водонасыщенных пород (в условиях свободного движения пластовых вод) уменьшается видимое тепловое сопротивление за счет дополнительного переноса тепла конвекцией.
Повышение температуры при t < 200 °С мало влияет на тепловое сопротивление горных пород. При более высоких температурах увеличивается роль электронной составляющей теплопроводности, понижающей тепловое сопротивление. При возрастании давлений уменьшается тепловое сопротивление. При избыточном давлении р—р0 (в МПа) ξп = ξ0/[1 + ар (р — р0), где ξ0 — тепловое сопротивление породы при нормальном давлении р0; ар — коэффициент, близкий к 2 10-3 МПа-1.
Тепловое сопротивление, являясь тензором в слоистых горных породах, зависит от направления, в котором измеряется. Тепловое сопротивление, измеренное перпендикулярно к напластованию, выше теплового сопротивления, измеренного в направлении напластования (тепловая анизотропия).
Среди осадочных пород наибольшее тепловое сопротивление имеют глины и сухие породы. Тепловое сопротивление плотных и рыхлых влажных пород значительно ниже.
Из полезных ископаемых наибольшее тепловое сопротивление имеют ископаемые угли и газоносные породы; нефтеносные породы по тепловому сопротивлению мало отличаются от вмещающих их отложений. Минимальным тепловым сопротивлением характеризуются породы с большим содержанием сульфидов, магнетита и других рудных минералов с электронной электропроводностью.
Тепловое сопротивление металлов ниже теплового сопротивления горных пород. Однако это различие в 105—107 раз меньше различия для электрических удельных сопротивлений, что дает возможность изучать породы по термическим свойствам в скважинах, обсаженных стальными трубами.
173
ТЕПЛОЕМКОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД
Массовая теплоемкость cп горных пород и полезных ископаемых изменяется в небольших пределах—от (0,5—2,5) 103 Дж/кг К, причем для большинства пород, встречающихся в разрезах нефтяных скважин, эти пределы сужаются до (0,6÷1) 103 Дж/кг K.Теплоемкость увеличивается с возрастанием влажности горных пород. Теплоемкость воды 4,2 103 Дж/кг К.
При изучении газонасыщенных пород практический интерес представляет объемная теплоемкость сυ,п. Плотность газов, насыщающих поровое пространство, обычно на порядок и больше отличается от плотностей жидкостей, содержащихся в порах. Поэтому газонасыщение коллекторов вызывает существенное снижение их объемной теплоемкости.
ТЕМПЕРАТУРОПРОВОДНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД Температуропроводность горных пород а (в м2/с) [см. (237)]:
1) увеличивается с возрастанием плотности δп породы (при изменении δп в пределах ( 1,4—3 г/см3)- в этих пределах изменения плотности тепловое сопротивление пород значительно уменьшается с возрастанием δп);
2)повышается с увеличением влажности ω породы до некоторого ее значения в связи
суменьшением ξп при возрастании ω; при дальнейшем увеличении ω температуропроводность понижается за счет увеличения теплоемкости пород при значительной их влажности;
3)несколько уменьшается при нефтенасыщении водоносной породы и существенно увеличивается при ее газонасыщении;
4)практически не зависит от минерализации поровых вод;
5)зависит от слоистости горных пород — вдоль напластования температуропроводность выше, чем в направлении, перпендикулярном к напластованию.
§ 67. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ТЕРМОГРАММ, РЕГИОНАЛЬНОГО ТЕПЛОВОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ
Изучение разреза скважины по кривой изменения температуры регионального теплового поля Земли, называемой геотермограммой, осуществляют по величине геотермического градиента (в °С/м)
(239)
здесь βt — угол наклона геотермограммы к оси глубин в точке скважины (рис. 120) с координатой z . Удобной является единица измерения Г в миллиградусах Цельсия на 1м
10−3°Cм
В практике геотермических исследований геотермический градиент (Диаграммы геотермического градиента регистрируются градиент-термометром или могут быть получены из геотермограмм с помощью дифференцирующих устройств путем поточечного преобразования.) иногда оценивается величиной изменения температуры пород в градусах Цельсия, отнесенной к интервалу в 100 м:
(240)
где t1 и t2— температуры пород, зарегистрированные на глубинах Н2 и H1.
Вместо геометрического градиента Г100 используют также обратную величину— геотермическую ступень:
(241)
174
Границы пород, различающихся по тепловым свойствам, отмечаются на термограммах точками изменения угла наклона кривой (см. рис. 120, кривая t), а на диаграммах Г — изменением геотермического градиента (см. рис. 120, кривая Г).
Рис. 120. Геотермограмма t и графики изменения геометрического градиента Г и тепловогосопротивления ξ пород.
Геотермический градиент
(242)
определяется тепловым сопротивлением ξп пород, залегающих на заданной глубине, и плотностью qt теплового потока. Следовательно, величина Г зависит также от теплового сопротивления подстилающих пород и при их негоризонтальном залегании — от теплового сопротивления пород, слагающих участки, прилегающие к изучаемой площади, от которых зависит плотность qt теплового потока. Это предопределяет возможность изучения noгpeбенных структур и прилегающих к ним площадей по данным термометрии скважин, не вскрывших объект разведки.
При интерпретации геотермограмм следует учитывать региональные особенности в распределении теплового поля Земли, характеризующиеся следующим:
1.Наименьшие значения геотермического градиента, обычно не превышающие 10 м °С/м, наблюдаются в районах, сложенных кристаллическими породами.
2.Более высокие геотермические градиенты [(7,5—30) м °С/м] характерны для платформенных областей и складчатых зон мезозойского и палеозойского тектогенеза.
3.Наибольшие геотермические градиенты [(25—220) м °С/м] отмечаются в областях кайнозойской и позднемезозойской складчатости и особенно в зонах кайнозойского вулканизма.
Для каждой из указанных выше геотермических областей наибольшие величины Г приурочены к недостаточно консолидированным породам и особенно к глинам и аргиллитам. С уплотнением и цементацией пород понижается геотермический градиент. Наиболее низкими значениями Г характеризуются гидрохимические осадки.
При горизонтальном залегании пород и достаточно постоянном qt можно по изменению геотермического градиента Г судить об изменении теплового сопротивления
пород, а следовательно, определять породы, если известны ξп.
§ 68. ТЕРМОГРАММЫ ЛОКАЛЬНЫХ ТЕПЛОВЫХ ПОЛЕЙ
Локальные тепловые поля наблюдаются в некоторых горных породах, например в сульфидах, в газоносных и нефтеносных пластах в процессе их разработки — дроссельный эффект, в коллекторах с активным режимом и при притоках вод в скважину — калориметрический эффект.
ТЕПЛОВЫЕ ПОЛЯ В ГАЗОНОСНЫХ И НЕФТЕНОСНЫХ ПОРОДАХ При наличии притоков газов и жидкостей в скважину, возникающих под действием
175
разности давлений ∆t = рп — рр, на участке притока температура газа изменяется на
(243)
где ε — коэффициент Джоуля — Томсона, числовое значение которого зависит от состава газов и жидкостей, поступающих в скважину, и их температуры.
Для естественных горючих газов при температурах 20—200 °С и давлениях 5—30 МПа ε варьирует в пределах 0,05—0,45 МПа-1 . Чем выше давление, температура и молекулярная масса газа, тем ниже ε. Для воды и нефти коэффициенты Джоуля—Томсона отрицательны (εв = —0,05); εн = —0,14÷0,15). Поэтому при притоках в скважину воды и нефти будут наблюдаться незначительные-положительные аномалии температур.
Понижение температур в газоносных пластах в разведочных скважинах отмечается в тех случаях, когда объекты вскрываются при давлении рр глинистого раствора на уровне пласта, меньшем пластового давления рпл. В скважинах, вскрывших газоносныеобъекты, находящиеся длительное время в эксплуатации, могут наблюдаться отрицательные аномалии температур независимо от соотношений между давлениями в скважине и пласте. Термограммы скважин, пересекающих газоносные пласты в статическом; состоянии и в состоянии разработки, изображены на рис. 121.
Рис. 121. Термограммы в скважинах, вскрывших газоносные пласты, затронутые разработкой. а, в — скважина не эксплуатируется, б, г, д — скважина эксплуатируется
]ТЕПЛОВЫЕ ПОЛЯ В ВОДОНОСНЫХ И КАВЕРНОЗНЫХ КОЛЛЕКТОРАХ В водоносных коллекторах тепловые поля наблюдаются в тех случаях, когда
скважина пересекает коллекторы с циркулирующими в них водами.
Против кавернозных коллекторов, особенно с карстовым типом мегапористости и коллекторов, в которые закачивается вода, на термограммах отмечаются аномалии, созданные глубоким проникновением в коллектор раствора или его фильтрата температуры
tр≠tп.
В этих условиях аномалии ∆t на отдельных участках разреза могут быть использованы для приближенного определения относительного количества воды, поступившей в эти участки коллектора, что позволяет оценить приемистость последних.
ТЕПЛОВЫЕ ПОЛЯ, СОЗДАННЫЕ ПРИТОКАМИ ЖИДКОСТЕЙ И ГАЗОВ При наличии притоков газа, нефти и воды в скважину в условиях, когда температура
tф поступающего флюида отличается от температуры tc среды, заполняющей скважину на участке притока, наблюдается перепад температур ∆t, обусловленный калориметрическим эффектом.
В общем случае при дебите qп притока, теплоемкости сп , дебите qc потока флюидов в скважину из нижележащих участков разреза теплоемкости сс образуется смесь, температура tc,х которой при пренебрежимо малом дроссельном эффекте удовлетворяет уравнению
176
(244)
где сп+с — теплоемкость смеси.
Рис. 122. Выделение газоотдающих коллекторов и определение их относительной продуктивности по данным термометрии скважин
Таким образом, максимальный перепад температур (при отсутствии активного теплообмена)
(245)
или при сп = сс = сп+с
(246)
где Q — дебит скважины выше притока.
Формулы (245) и (246) позволяют рассчитать дебит притока при известных других параметрах. На рис. 122 приведен пример термограммы и диаграммы grad t, на которых по аномалиям, созданным калориметрическим и дроссельным эффектами, четко определяются места притоков газа в скважину и их дебиты ∆Q.
ТЕПЛОВЫЕ ПОЛЯ В ГАЛОГЕННЫХ ОСАДКАХ Понижение температур в каменной соли вызывается поглощением тепла при ее
растворении в глинистом растворе. В отличие от аномалий температур, созданных дроссельным процессом и сохраняющихся длительное время, аномалии ∆t в соли быстро исчезают вследствие понижения растворимости солей принасыщения ими раствора и высокой теплопроводности соли.
ТЕПЛОВЫЕ ПОЛЯ В СУЛЬФИДНЫХ РУДАХ В сульфидных рудах тепловые поля возникают при окислительных реакциях,
протекающих в основном на поверхности рудного тела. Выделяющаяся теплота повышает температуру руды, вмещающих пород и глинистого раствора, что отмечается положительными аномалиями ∆t.
177