§2. Термические методы исследования скважин

Термическими методами исследования скважин изучают рас­пределение температуры Т по стволу скважины. Их использо­вание для решения геологических задач основано на связи тем­пературы в скважине с тепловыми свойствами горных пород, с характером и интенсивностью тепловых процессов, происходя­щих в недрах Земли и в системе скважина — пласт.

Различают методы естественного и искусственного тепловых полей.

Основная задача при применении метода естественно­го теплового поля заключается в изучении температуры горных пород, которую они имели до их вскрытия скважиной; по ее изменению по разрезу и по площади судят о геологическом разрезе, о геологическом строении исследуемой площади. Несколько условно к методам естественного поля относят так­же изучение локальных тепловых полей, связанных с процесса­ми растворения, окисления и др., происходящими на границе скважины с некоторыми горными породами.

Методом искусственного теплового поля изучают нестационарные процессы теплообмена между горными породами и скважиной. Скорость остывания (или нагрева) промывочной жидкости в скважине зависит (наряду с другими факторами) от температуропроводности горных пород. Поэто­му метод искусственного теплового поля позволяет определять этот параметр.

Искусственное тепловое поле возникает также в эксплуата­ционной скважине, и его изучение позволяет выделять нефте-, газо-, водоотдающие интервалы в благоприятных случаях определять их дебиты. Эти вопросы, относящиеся к области конт­роля, разработки месторождений, рассматриваются в гл. X.

Основные законы теплопроводности

и тепловые свойства горных пород

Передача, теплоты осуществляется благодаря теплопроводно­сти, конвекции и тепловому излучению. В горных породах кон­векция и тепловое излучение обычно весьма малы. Учитывая это, ограничимся рассмотрением лишь теплопроводности.

Как показывает эксперимент, плотность теплового потока q, т. е., количество теплоты, проходящей в единицу времени через единичную площадку, пропорциональна проекции grad Т в данной точке на перпендикуляр к этой площадке. Отсюда сле­дует, закон теплопроводности (закон Фурье):

, (III.6)

где q - вектор плотности теплового потока; λ - коэффи­циент теплопроводности, равный, очевидно, количе­ству теплоты, передаваемой в 1 с через куб с единичной гранью, две противоположные грани которого поддерживаются при температуре, различающейся на 1 К, а остальные грани тепло­изолированы. Единица измерения λ - Вт/(м·К).

Величину ξ = 1/λ называют удельным тепловым со­противлением среды.

Удельная теплоемкость с — количество теплоты, которое не­обходимо сообщить единице массы вещества, чтобы поднять температуру на 1 градус.

Величину

(III.7)

где δ - плотность среды, называют коэффициентом тем­пературопроводности. Он определяет скорость переда­чи температуры в среде, разные части которой имеют различ­ную температуру.

В табл. 3 приводятся значения λ, и с для некоторых минера­лов и горных пород. Произведения сδ для разных горных пород обычно различаются меньше, чем значения λ. Поэтому колеба­ния температуропроводности в значительной степени повторяют изменения λ и здесь подробно не рассматриваются.

Теплоемкость твердых минералов меняется в небольших пре­делах. Примерно в тех же интервалах меняется теплоемкость пород с низкой пористостью [(630—840) Дж/(кг·К)]. Объем­ная теплоемкость, т. е. величина сδ, для воды [4,19·10⁶ Дж/(м³·К)] выше, а для газов с низким давлением значительно ниже, чем для твердых минералов [(2—3)·10⁶ Дж/(м³·К)]. В связи с этим с увеличением пористости k_п объемная теплоемкость (т. е. теплоемкость единицы объема) для водоносных пород рас­тет, а для сухих пород снижается.

Таблица 3. Коэффициент теплопроводности λ и удельная

теплоемкость с некоторых минералов, руд и газов при нормальных условиях

Минерал, руда, газ	λ, Вт/(м·°С)	с, Дж/(кг·°С)	Минерал, руда, газ	λ, Вт/(м·°С)	с, Дж/(кг·°С)
Кварц	7,99	—	Гипс	1,30	1050
Альбит	2,31	711	Кальцит	—	837
Олигоклаз	—	837	Доломит	—	840
Ортоклаз	2,31	628	Гематит	10,40	628
Микроклин	2,42	669	(полукристал-
Биотит	1,95 .	—	лический)
Мусковит	2,32	—	Графит	268,00	720
Каолинит	—	920	Золото	310,00	126
Кианит	14,20	—	Серебро	418,00	228
Ангидрит	4,91—5,75	500	Вода	0,56	4190
Каменная соль	5,35—7,22	840	Лед	2,23	2820
Барит	1,70	460	Метан	0,029	2220
			Воздух	0,024	1020

Теплопроводность основных породообразующих минералов и магматических пород лежит в пределах (1,3—8,0) Вт/(м·К). Исключение составляют лавы [0,5 Вт/(м·К)].

Из-за пониженной теплопроводности газов [для метана при­мерно 0,03 Вт/(м·К)] теплопроводность сухих пород уменьша­ется с ростом k_п (в 5—6 раз при k_п = 30%).

Теплопроводность воды [0,56 Вт/(м·К)] при нормальных условиях ниже, чем для твердых минералов, но выше, чем для газов. Замена газов в порах водой приводит к росту λ (до 3 раз при k_п = 30%); в то же время в предельно водонасыщенных по­родах λ уменьшается с повышением k_п (до 2 раз при измене­нии k_п от нуля до 30%).

Естественное тепловое поле Земли

Региональное тепловое поле

При бурении скважин, а также при работе добывающей или нагнетательной скважин температура пород, прилегающих к скважине, может заметно отличаться от естественной темпера­туры Т_е, которая была в породах до бурения. Однако в про­стаивающей скважине температура этих пород и самой скважи­ны постепенно приближается к Т_е. Так, в необсаженной скважине диаметром 200 мм, заполненной водой, через три недели начальное различие температур в скважине и в пласте умень­шается примерно на порядок. Поэтому, измеряя температуру в длительно простаивающей скважине, можно определять есте­ственную температуру пород Т_е, изучать распределение естест­венного теплового поля Земли по разрезу и по площади.

Основной источник тепла в Земле — распад радиоактивных элементов. Солнечное излучение играет решающую роль только в тепловом режиме поверхностных слоев. Суточные колебания температур прони­кают на глубину 1—2 м, годовые — на 10-40 м. Температура на глубине ниже 10—40 м определяется лишь внутренним теплом Земли. Здесь тепловой поток всегда направлен снизу вверх и темпера­тура монотонно повышается с глубиной. Скорость роста температуры с глубиной называется геотермичес­ким градиентом. Согласно закону Фурье значение Г на некоторой глуби­не Н равно , где q_п - верти­кальная составляющая плотности тепло­вого потока; λ и ξ -теплопроводность и тепловое сопротивление пород на этой глубине.

П лотность теплового потока в данном районе тем ниже, чем раньше закончи­лись магматические процессы. Она мини­мальна на древних платформах, где обычно Г ≈ (0,66÷1,30)·10^-2 К/м, и мак­симальна в зонах молодого вулканизма, где Г повышается до (3—7)·10^-2 и даже 10^-1 К/м.

На глубинах до нескольких километров плотность потока тепла можно считать не зависящей от глубины. Тогда значе­ние Г против однородного пласта будет постоянным, пропорцио­нальным величине ξ для данного пласта. Соответственно для разреза, представленного переслаиванием однородных пластов, термограмма (зависимость Т от глубины) имеет вид, показан­ный на рис. 59.

Рис. 59. Диаграммы из­менения удельного теп­лового сопротивления по­род ξ, геотермического градиента Г и температу­ры Т с глубиной сква­жины

Если величина q_п для данного района известна, термограм­мы позволяют по значениям Г и q_п рассчитать удельные тепло­вые сопротивления пород ξ. Если q_п не известна, удается опре­делить относительные изменения ξ по разрезу.

Анизотропия горных пород, движение подземных вод вдоль проницаемых пластов и другие причины могут вызвать более интенсивный перенос тепла вдоль наклонных пластов по, срав­нению с поперечным направлением, рост q_п и Г над сводами антиклинальных структур по сравнению с синклиналями. Соответственно поверхность равных температур (геоизотермы) при­поднимается над антиклиналями. Аналогичная картина наблю­дается над соляными куполами из-за повышенной теплопровод­ности солей по сравнению с другими породами. Поэтому по­строение и изучение карт изотерм для некоторой глубины или построение профилей геоизотерм позволяет обнаруживать анти­клинальные структуры, соляные купола и решать некоторые другие задачи.

Локальные тепловые поля

Чаще всего встречаются следующие разновидности локальных тепловых полей.

1. Положительные температурные аномалии против сульфидных руд и углей, обусловленные экзотермическими реакция­ми окисления на их границе со скважиной.

2. Отрицательные аномалии против растворимых солей из-за эндотермической реакции растворения.

3. Аномалии против коллекторов, поглотивших буровой раствор с иной, чем у пласта, температурой.

4. Аномалии против проницаемых пластов, перекрытых не­перфорированной колонной, связанные с интенсивной циркуля­цией вод с иной температурой, в том числе закачиваемых для поддержания пластового давления.

5. Аномалии против коллекторов, обусловленные расширением жидкости или газа при снижении их давления, в том чис­ле: а) аномалии против пластов, не отдающих газа или жидкос­ти в данной скважине; б) аномалии, возникающие при посту­плении жидкости или газа в скважину.

Аномалии 1—3 обнаруживаются через некоторое время пос­ле остановки бурения. Со временем они растут, затем медленно затухают. Термограммы против однородных пластов по форме симметричны (после вычитания температуры регионального теп­лового поля); ширина аномалии (на половине ее высоты) не­сколько больше толщины пласта.

Близки по форме к описанным термоаномалии типа 4 и 5а. Они четче всего наблюдаются в простаивающих скважинах, в которых соответствующие пласты перекрыты неперфорирован­ной колонной. Аномалии типа 5б на нефтяных месторождениях малы и их обнаружить трудно, а на газовых месторождениях они достигают десятых долей градуса и легко наблюдаются.

Термоаномалии, обусловленные притоком нефти, газа или воды в скважину, в том числе эффектом Джоуля — Томсона при их дросселировании через пористую среду, могут иметь более сложную и разнообразную форму. Важнейшие случаи рассмот­рены в разделах, посвященных использованию термометрии для выделения работающих интервалов (гл. X) и контроля за тех­ническим состоянием скважин (гл. VIII).

Обнаружение и изучение аномалий на термограмме, обус­ловленных локальными тепловыми полями, позволяют выделять пласты, обладающие перечисленными выше особенностями, определять их мощность, судить об интенсивности соответствующих процессов.

Искусственные тепловые поля

Нестационарные поля, изучаемые методом искусственного поля, возникают чаще всего при заполнении скважины промывочной жидкостью, температура которой отличается от температуры горных пород, или же при помещении в скважину таких источ­ников тепла, как электронагреватели, цементный раствор (вы­деляющий тепло при схватывании) и т. п.

Если пренебречь различием в температуропроводности гор­ных пород и промывочной жидкости внутри скважины, то изме­нение температуры в скважине, заполненной горячей (холод­ной) жидкостью, в первом приближении можно описать уравне­нием

, (III.8)

где θ - разность температур на оси скважины (Т_с) и горных пород (Т_п); θ₀ - начальное значение θ в момент смены промы­вочной жидкости, т. е. заполнения скважины более горячей (хо­лодной), чем породы, жидкостью; r_с - радиус скважины; t - время, отсчитываемое с момента смены промывочной жидкости; а - температуропроводность породы.

Изучая изменение температуры в скважине Т_с во времени (повторные замеры температуры в скважине), можно в прин­ципе определить температуропроводность пород. При определе­нии температуропроводности по выражению (III.8) необходимо использовать результаты измерений Т_с при достаточно больших значениях t, так как при малых значениях t реальная зависи­мость θ = f(t) может заметно отличаться от выражения (III.8) из-за того, что при его получении игнорировались различия температуропроводности в пласте и в скважине, а также из-за, непостоянства температуры в породе в радиальном направлении в момент смены промывочной жидкости, обусловленного несовпадением до этого Т_с и Т_п. Для учета влияния всех этих факторов пользуются более сложными схемами обработки дан­ных.

Скважинные термометры

Наиболее часто для непрерывных измерений температуры в скважинах используют электрические термометры сопротивле­ния. Их чувствительными элементами обычно являются рези­сторы, изготовленные из материала с большим температурным коэффициентом β, т. е. заметно изменяющие свое электрическое сопротивление R при изменении температуры.

В интервале температур до 200—300 °С β=const и зависи­мость R(T) практически линейна:

,

где .

В чувствительных элементах скважинных термометров обыч­но используют медную проволоку, обладающую достаточно вы­соким температурным коэффициентом (β=4,45·10^-3 К^-1).

Существуют также чувст­вительные элементы из полупроводниковых материалов (термисторы), температурный коэффициент которых почти на порядок больше. Величина β у полупроводниковых материа­лов отрицательна и заметно меняется с изменением темпе­ратуры.

Ч увствительные элементы (жгутики медной проволоки, термисторы и т. п.) помещают для их механической защиты в металлические трубки, обес­печив, естественно, электриче­скую изоляцию их друг от друга. Конструкция термометров предусматривает свободное омывание этих трубок средой, заполняющей скважину. О темпера­туре в скважине судят по величине электрического сопротивле­ния чувствительного элемента, а для ее измерения используют мостики сопротивления, электронные RС-генераторы и др.

С

Рис. 60. Принципиальная схема изме­рения температуры электротермомет­ром на трехжильном кабеле (а) и электротермометром ТЭГ (б)

хема электрических термометров для измерений на трехжильном кабеле представляет собой обычно мостик сопротив­ления, содержащий четыре резистора (рис. 60, а). Одно из них R₁ (или два R_l и R₃, включенные в противоположные плечи мо­стика) изготовлено из материала с высоким значением β и служит чувствительным элементом; три или два других выполне­ны из материала с малым значением β, например, из манганина (β = 10^-5К^-1) или константана (β = 3·10^-5 К^-1). Последние практически нечувствительны к изменениям температуры внеш­ней среды.

Сопротивления всех R_i - подбираются равными друг другу при некоторой заданной температуре Т₀, называемой температурой равновесия мостика. Плечо АВ мостика питают постоянным током через одну из жил кабеля и землю и определяют разность потенциалов, возникающую в плече MN. Легко показать, что эта разность потенциалов линейно зависит от температуры среды:

(III.9)

Введя понятие постоянной термометра и решив (III.9) относительно Т, получим формулу, используемую для оп­ределения температуры среды по результатам измерений:

(III.10)

Если регистрирующий прибор РП имеет чувствительность n (в В/см), то получаем термограмму в масштабе n/С_т (К/см). Чтобы диаграмма была достаточно дифференцированной, ис­пользуют крупный масштаб (малое значение n/C_т), а сдвига термограммы в пределах диаграммной ленты добиваются, вво­дя в измерительную цепь некоторую разность потенциалов от градуированного компенсатора поляризации ГКП.

В получивших широкое распространение термометрах типа ТЭГ, рассчитанных на работу с одножильным кабелем, измери­тельная схема содержит электронный RС-генератор, период ко­лебаний которого пропорционален сопротивлению чувствитель­ного элемента из медной проволоки (R_t), входящего в его ко­лебательный контур (рис. 60, б).

Период колебаний генератора линейно зависит от R_t, а зна­чит, и от температуры окружающей среды. Вырабатываемый генератором Г переменный сигнал передается на поверхность по одножильному кабелю и выделяется на резисторе R_σ, выпол­няющем роль нагрузки генератора Г, а частота этого сигнала измеряется частотомером Ч. Образующееся на выходе периодомера постоянное напряжение, пропорциональное частоте сигна­ла и температуре среды, подается на прибор визуального на­блюдения ИП и на регистрирующий прибор РП. Выпрямитель питает скважинный прибор постоянным током.

Преимущество ТЭГ и аналогичных ему приборов с преобра­зованием измеряемой температуры в частотно-модулируемый сигнал — их помехоустойчивость: практически отсутствие влия­ния утечек, изменений параметров кабеля и других факторов.

Если термометр, находившийся в среде с температурой Т_н, перенести в среду с температурой Т, температура чувствитель­ного элемента (а следовательно, показания термометра) при­ближается к Т не мгновенно, а постепенно. Скорость этого приб­лижения зависит от конструкции термометра, тепловых свойств конструкционных материалов и окружающей среды. Это явление называют тепловой инерцией термометра. Показания датчика (или, что то же, его температура Т_д), помещенного в среду с температурой Т и имевшего до этого момента температуру Т_н, изменяется во времени по закону

Таким образом, разность температур датчика и внешней среды уменьшается во времени экспоненциально от начального значения Т—Т_н до нуля при t = ∞. Скорость снижения разности зависит от параметра τ, поэтому эта величина (имеющая раз­мерность времени) называется постоянной времени или тепло­вой инерцией термометра. За время, равное τ, начальная раз­ность температур датчика и внешней среды (погрешность в определении температуры среды) уменьшается в е раз.

Тепловая инерция термометра тем меньше, чем больше поверхность датчика и коэффициент теплоотдачи и чем меньше теплоемкость датчика.

Из-за тепловой инерции показания термометра, движущегося со скоростью v, отстают от изменения истинной температуры t по скважине на величину Гто. Тепловая инерция как бы сдвига­ет диаграмму на величину Δz = τv. Если признать допустимым cдвиг диаграммы на Δz, то скорость регистрации не должна превышать

(III.11)

Например, при Δz = 0,3 м и τ = 3 с, v_max = 0,10 м/с = 360 м/ч.

Термические исследования в скважинах предъявляют неко­торые специфические требования к подготовке скважин сверх обычных, выполняемых при всех ГИС.

При исследованиях с целью определения естественной темпе­ратуры горных пород скважина перед измерениями должна находиться в состоянии покоя в течение времени, необходимого для восприятия скважиной температуры горных пород с достаточной точностью. Это время в зависимости от начального различия в температуре скважины и породы, диаметра скважины, а также глубины зоны нарушения естественного теплового поля вокруг скважины может меняться от 1 до 50 сут, а иногда и более.

При исследованиях с целью определения температуропро­водности горных пород методом искусственного теплового поля скважина должна быть промыта жидкостью, температура кото­рой не менее чем на 3 °С отличалась бы от температуры иссле­дуемых пород.

При изучении локальных тепловых полей обычно необходи­мо простаивание скважины в течение нескольких десятков ча­сов. Аномалии дросселирования проявляются через десятки минут. Чтобы уменьшить перемешивание среды в стволе сква­жины до измерения температуры, регистрацию диаграмм, как правило, проводят при спуске прибора.

Максимально допустимую скорость движения прибора по скважине определяют по формуле (III.11). Обычно реко­мендуют скорость 10⁴/τ (м/ч) при общих исследованиях и 120/τ (м/ч) при детальных (где τ — тепловая инерция термо­метра, с).

Область применения и основы интерпретации

данных термометрии

Разнообразие тепловых процессов в горных породах позволяет использовать термометрию для решения значительного круга задач, которые можно объединить в следующие группы: 1) изу­чение геологического разреза скважины; 2) решение региональ­ных геологических задач; 3) контроль разработки месторожде­ний; 4) изучение технического состояния скважин.

Последние две группы задач рассмотрены в гл. VIII и X.

Геологический разрез скважин изучают методами как есте­ственного (регионального и локального), так и искусственного тепловых полей.

Методом регионального поля в разрезе скважин, простояв­ших достаточное время, выделяют интервалы, отличающиеся значениями Г, а значит, и ξ. При известной плотности теплового потока по формуле ξ = Г/q_п вычисляют значение ξ .

Метод локального теплового поля позволяет определять ме­стоположение в разрезе скважины углей, сульфидных руд, лег­корастворимых солей, коллекторов, поглотивших раствор, а так­же пластов, охлажденных (нагретых) в результате интенсивно­го движения пластовых вод.

Метод искусственного теплового поля позволяет дифферен­цировать породы по их температуропроводности, а в благопри­ятных случаях количественно определять этот параметр. Наи­более точные данные получаются при неоднократных повторных замерах температуры после того, как буровой раствор (в сква­жине с близким к установившемуся тепловым режимом) быстро меняют на раствор иной температуры.

Решение качественных задач, например, расчленение разре­за на пласты, различающиеся температуропроводностью, воз­можно по единичной термограмме, зарегистрированной через некоторое оптимальное время после теплового возмущения. На диаграммах θ = ΔТ, получаемых вычитанием из измеренных тем­ператур Т температуры Т_е регионального поля, породам с вы­сокой по сравнению с вмещающими породами температуропро­водностью соответствуют отрицательные аномалии (при запол­нении скважин буровым раствором, более горячим, чем породы).

По значениям ξ| и а, определяемым методом регионального или искусственного теплового полей, можно судить о типе гор­ных пород, пройденных скважиной, выделять газоносные плас­ты, характеризующиеся понижением λ и а.

Для решения региональных геологических задач строят гео­логические профили, на которые по результатам исследования отдельных скважин методом регионального теплового поля на­носят линии равных температур (геоизотермы), карты темпера­тур (карты геоизотерм) на заданной глубине, карты термоизогипс (карты равных глубин, соответствующих данной темпера­туре, т. е. карты поверхности изотерм).

На картах геоизотерм на заданной глубине наблюдается; возрастание температур над антиклиналями, над соляными ку­полами и другими телами с повышенной теплопроводностью. Та же структура на картах термоизогипс отмечается уменьшением глубин поверхностей изотерм. Частный случай карт термоизо­гипс — карта гипсометрии нижней границы зоны вечной мерзло­ты, т. е. глубины нулевых значений температуры. Эти границы легко определяются по данным многих геофизических методов. Как показано Д.И. Дьяконовым, изолинии на таких картах во-многих случаях повторяют изогипсы структуры нижележащих отложений.

Термические методы широко используют для решения гид­рогеологических задач, например, обнаружения водоносных пластов в разрезах скважин. На диаграммах метода искусст­венного теплового поля водоносным (а также нефтеносным) пла­стам часто соответствуют аномалии повышенных (если Т_с<Т_п) или пониженных (Т_с>Т_п) температур, обусловленных большей, температуропроводностью этих пластов по сравнению с вмеща­ющими глинами. На диаграммах установившегося (естествен­ного) теплового поля водоносные комплексы характеризуются почти нулевыми значениями Г, т. е. примерно постоянной темпе­ратурой, причем повышенной по сравнению с температурой, ко­торая была бы при отсутствии источников тепла.

Особенно велика роль термометрии при изучении горячих вод в районах современной вулканической активности, в част­ности, при исследованиях с целью использования глубинного тепла.