Ответы к экзамену по петрофизике

Ответы к экзамену по петрофизике
40. Естественная радиоактивность осадочных пород и пластовых флюидов. Петрофизическая информативность метода естественной радиоактивности горных пород.
Радиоактивность-свойство веществ создавать радиоактивное излучение в связи с самопроизвольной перестройкой ядер их радиоактивных эелементов. При этом выделяется энергия и возникают более устойчивые или новые радиоактивные элементы. Ядра последних распадаются и так продолжается до возникновения устойчивого изотопа.
Типы распадов: альфа распад(
·частицы обладают высокой ионизирующей способностью. взаимодействие с нимиприводит к возникновению вторичных электронов и рентгеновских лучей) , бета распад (
·лучи характеризуются неприрывностью распределения энергии и скоростей. Чем больше энергия
·лучей, тем слабее рассеивание ) , изомерный переход с гамма излучением(
·лучи наблюдаются при распаде радиоактивных эелементов).
Классификация минералов осадочных пород по значениям их радиоактивности:
1.низакая радиоактивность (кварц,кальцит, доломит, ангидрит, каменная соль и т.д.-НЕ превышает 0.1 пкг-экв Rа
·кг)
2.средняя радиоактивность (лимонит, магнетит, турмалин,корунд, гранит, полевые шпаты и др. их радиоактивность заключается в пределах 0.1·кг)
3.повышенная радиоактивность (глинистые минералы, слюды, многие полевошпатовые мин., калийные соли, апатит, обсидиан и сфен: от 1 до 10 пкг-экв Rа
·кг)
4.высокая радиоактивность (акцессорные минералы такие как монацит, циркон, ортит: qм>10 пкг-экв Rа
·кг. Их радиоактивность превосходит радиоактивность минералов 1 группы в 1000 раз.
Т.к при разрушении пород, обогащенных радиоактивными минералами, уран легко окисляется, образуя с анионами кислот растворимые соединения, и затем мигрирует в водных растворах, россыпи содержат в основном минералы тория. Последние из за большой плотности отлагаются и концентрируются вскоре после выноса из зоны разрушения исходных пород, образуя совместно с др. обломками аллювиальные и прибрежно-морские россыпи. Содержание тория изменяется от 49*10-6 до 3500*10-6.
Высокая радиоактивность глин объясняется повышенной сорбцией урана, радия, тория и калия на глинистых частицах, присутствием минералов калия, тория и шестивалентного урана. Сорбция начинается на стадии диагенеза, когда в иловых водах протекают химические реакции, изменяющие состав и структуру осадка. Насыщение иловых вод биогенной двуокисью углерода приводит к разрушению уранил-карбонатных анионов.В результате разложения возрастала концентрация катионов урана и начиналось их поглощение сразу несколькими сорбентами. Повышенную активность глин объясняют также содержанием калия.
41. Взаимодействие радиоактивного поля с веществом горной породы, его зависимость от плотностных свойств породы.
Когда гамма-кванты большой энергии (порядка 1 МэВ), вылетающие из источника, претерпевают несколько актов рассеяния и значительно уменьшают свою энергию, они поглощаются в результате фотоэффекта. Поскольку взаимодействие гамма-кванта с веществом является случайным процессом, разные кванты до своего поглощения успевают пройти различное расстояние от источника. По мере удаления от источника поток квантов уменьшается. Он убывает с расстоянием тем быстрее, чем больше коэффициент ослабления
·, т. е. чем выше плотность среды и концентрация тяжелых элементов в ней. В результате в основном регистрируется гамма-из- лучение с энергией более 0,2 МэВ, а на интенсивность таких гамма- квантов не оказывает заметного влияния фотоэлектрическое поглощение, а следовательно, и химический состав среды; показания метода определяются комптоновским рассеянием и зависят лишь от плотности среды, окружающей скважинный прибор: чем больше плотность среды, тем меньше показания ГГМ-П.
42. Типы взаимодействия гамма квантов с веществом и их петрофизическая информативность.

·лучи представляют собой ульракороткое излучение с длиной волны от 0,1 нм и меньше. Возникают при естественных и искусственных превращениях ядер, при торможении и распаде заряженных частиц и аннигиляции пар.
По данным спектрометрии естественного гамма-излучения в обсаженных и необсаженных скважинах количественно определяются массовые содержания калия, урана, тория. Это позволяет производить детальное литологическое расчленение и стратиграфические корреляции разрезов; определять минеральный состав глин; количественно оценивать глинистость и фильтрационно-емкостные свойства коллекторов; выделять зоны, обогащенные тяжелыми минералами; прослеживать динамику обводнения пластов при контроле разработки месторождений, решать другие важные задачи
Проникающая способность
·квантов больше проникающей способность
·частиц, т.к
· частица не несет зарядов(нет взаимодействия с электрическим полем др.заряженных частиц)и ее масса меньше, чем у альфа и бета частиц.
Гамма-излучение ослабляется в породах вследствие: фотоэффекта; комптоновского эффекта; образования пар; фотоядерных взаимодействий.
При фотоэффекте гамма-кванты взаимодействуют с электронной оболочкой атома. Возникающий фотоэлектрон уносит часть энергии гамма-излучения E=hvЕо, где Ео энергия связи электрона в атоме. Процесс идет при Е не более 0,5 МэВ. В результате фотоэффекта также возникает рентгеновское излучение. Сильная зависимость от Z позволяет использовать фотоэффект для количественного определения содержаний тяжелых элементов в горных породах (рентген-радиометрический и селективный гамма-гамма-методы).
При комптоновском эффекте гамма-излучение взаимодействует с электронами, передавая им часть энергии, и затем распространяется в горной породе, испытывая многократное рассеяние с изменением первоначального направления движения. Этот процесс возможен при любых энергиях гамма-квантов иявляется основным при 0,2<Е<3 МэВ, т. е. именно в области спектра первичного излучения естественно-радиоактивных элементов.
Процесс образования электрон-позитронных пар, возникающих из фотонов в тюле ядер атомов, наиболее вероятен для пород, содержащих тяжелые элементы при энергиях не менее 1,02 МэВ.
Таким образом, при различных энергиях гамма-кванты взаимодействуют преимущественно с различными мишенями: атомами, электронами, атомными ядрами.
Поскольку взаимодействие гамма-кванта с веществом является случайным процессом, разные кванты до своего поглощения успевают пройти различное расстояние от источника. По мере удаления от источника поток квантов убывает с расстоянием тем быстрее, чем больше коэффициент ослабления
·, т. е. чем выше плотность среды и концентрация тяжелых элементов в ней. В результате в основном регистрируется гамма-из- лучение с энергией более 0,2 МэВ, а на интенсивность таких гамма- квантов не оказывает заметного влияния фотоэлектрическое поглощение, а следовательно, и химический состав среды; показания метода определяются комптоновским рассеянием и зависят лишь от плотности среды, окружающей скважинный прибор: чем больше плотность среды, тем меньше показания ГГМ-П.

43. Естественная радиоактивность горных пород, ее связь с фильтрационно-емкостными свойствами.
Ядерно-физические свойства горных пород разделяются на естественные (радиоактивность) и искусственные (гамма-лучевые и нейтронные). Среди более 200 радиоактивных элементов наиболее распространены в земной коре: уран (U) - ~2*10-4 %, торий (Th) - ~7*10-4 % и калий-40 (К) - ~1,8 %, дающие вместе около 99 % радиогенного тепла. Количественную оценку радиоактивности в радиометрии чаще всего рассчитывают в единицах уранового эквивалента: 1 eU = 1 Ur = 10-4 % U. Урановый эквивалент - это такая концентрация (масса) естественных радиоактивных элементов (ЕРЭ), которая эквивалентна излучению урановой руды с концентрацией урана 10-4 %. Радиоактивность горных пород определяется радиоактивностью минералов, содержащих ЕРЭ. Максимальные значения радиоактивности (свыше 1000 еU) у радиоактивных минералов и руд. В магматических породах при переходе от кислых к основным и ультраосновным радиоактивность уменьшается от 30 до 0,3 еU, у метаморфических меняется в пределах 1-15 еU. У осадочных пород она максимальна в россыпях с радиоактивными элементами (свыше 1000 еU), калийных солях, илах, горючих сланцах (около 100 еU) и глинах, песчаниках, мергелях (около 10 еU), минимальна у карбонатов, кварцевых песков, гипсов, поваренной соли (единицы еU).
Гамма-лучевыми и нейтронными свойствами горных пород определяется их реакция при облучении их гамма-лучами или нейтронами разных энергий и длительности. По эффектам взаимодействия с ядрами и электронами атомов минералов, приводящим к замедлению, рассеянию и поглощению нейтронов, можно судить о химическом составе элементов, а также о плотности, пористости, водородосодержании горных пород. Основным гамма-лучевым свойством, которое определяется химическим составом и плотностью, является коэффициент поглощения гамма-лучей ( ), рассчитываемый по вторичному гамма-излучению ( ). В магматических, эффузивных, метаморфических и скальных осадочных породах коэффициенты поглощения высокие, а в пористых водо-, нефте- и газонасыщенных - низкие.
Основными нейтронными свойствами горных пород, характеризующими их химический состав, водородосодержание (наличие воды, нефти, газа), коллекторские свойства, являются: длина замедления ( в см), время замедления (t в мкс), поглощение ( ) нейтронов, определяемые по интенсивности тепловых нейтронов ( ) или вторичному гамма-излучению ( ). Хлор и водородосодержащие породы отличаются наиболее заметными аномалиями нейтронных свойств.
44. Теплофизические характеристики пород, их зависимость от состава и строения горных пород.
В терморазведке измеряемыми параметрами являются температура горных пород (T) в градусах Цельсия (С) или кельвинах (К), градиенты температуры (
·T ) и величины теплового потока из земных недр (q ) в Вт/м2 . По ним рассчитываются основные тепловые (теплофизические) свойства: теплопроводность (в Вт/К*м), теплоемкость , где Q - количество теплоты, подводимой к массе тела m (в Дж/кг*К), температуропроводность , где - плотность (в м2/с). Тепловые свойства пород определяются тепловыми свойствами и соотношениями составляющих их фаз. Основной тепловой параметр (теплопроводность) изменяется у магматических и метаморфических пород от 0,5 до 5 Вт/К*м, а у осадочных - от 0,1 до 5 Вт/К*м, возрастая в ряду пород: торф - глина - пески - конгломераты - известняки - каменная соль. Самая высокая - в полиметаллических рудах (~10 Вт/К*м) и особенно у самородных минералов (до 500 Вт/К*м), а самая низкая - у воздуха, нефти и воды, соответственно равная 0,01 - 0,04, 0,14, 0,6 - 0,7 Вт/К*м. Остальные теплофизические свойства горных пород меняются в 2-10 раз и практически используются редко.
По поведению при нагревании породы делят на 3 группы:
-кристаллические структуры (гранит, диорит и др)
--кристаллоаморфные (диабаз, порфирит и др.)
-аморфные (абсодиант).
У пород с кристаллической структурой теплопроводность обусловлена рассеянием фононов на кристаллических зернах и друг на друге, что объясняет зависимость
·=f(
·0
·T). Для аморфных неупорядоченных по структуре теплопередача относится к случайным процессам и
·=f(t). Для пород с кристаллоаморфной структурой характерен механизм теплопередачи как и для кристаллических. Объемная теплоемкость пород увеличивается при их нагревании до температуры 850 °С. Температуропроводность растет с давлением.
45. Магнитные свойства горных пород, их петрофизическая информативность.
Магнетизм-свойство пород намагничиваться в магнитном поле, изменять его и иногда сохранять намагниченное состояние после прекращения действия поля.
В результате намагничивания порода приобретает магнитный момент. Магнетизм возникает при взаимодействии 2-х намагниченных образцов породы и проводника, по которому течет ток. Магнетизм зависит от происхождения и условий жизни пород. Он не постоянен, если растут со временем действующие на погружающуюся породу давление и температура, то изменяется не только ее структура, но и минеральный состав.
К основным характеристикам магнитных свойств относятся магнитная восприимчивость (k), намагниченность (Is), точки Кюри (Tc) и Нееля (TN) и коэрцитивная сила (Hc).

В точке Кюри (Tc) происходит переход вещества из ферромагнитного в парамагнитное состояние, самопроизвольная намагниченность практически исчезает. Температура перехода вещества из антиферромагнитного в парамагнитное состояние называется температурой Нееля (TN). Намагниченность вещества при увеличении напряжённости (Н) внешнего магнитного поля возрастает, а затем достигает насыщения Is. Величины Is и Tc (TN) определяются составом и распределением ионов по кристаллографическим позициям и практически не зависят от размера и формы выделений, характера распределения ферромагнитного минерала в слабомагнитной матрице, распределения напряжений и др. Эти константы ферромагнитных минералов могут быть использованы в целях диагностики, так, для магнетита Tc = 575°С, Is (при 20°С) 92 А м2/кг; для гематита TN=675°С, Is (при 20°С).
Кроме того, магнитные свойства ГП определяются размерами, формой, расположением в среде и присутствием других намагничивающихся минералов.
Различие магнитных свойств по разным направлениям породы определяется кристаллографической анизотропией(различие значений свойств по разным направлениям.) ферромагнитных минералов, текстурой, неизометричностью формы зёрен, линейным или послойным их распределением. Наибольшей магнитной анизотропией обладают метаморфические горные породы сланцы, гнейсы, у которых отношение kмaкc/kмин достигает 1,5-2,0 и более.
Высокая намагниченность характерна для пород глубинных мантийных магм. Самую малую намагниченность имеют породы которые появляются в результате расплавления верхних горизонтов коры.
Изучение магнитных свойств позволяет судить об условиях образования и преобразования минералов и горных пород, о природе магнитных аномалий Земли. Например, естественная остаточная намагниченность горных пород характеризует напряжённость и направление магнитного поля времени образования породы, что позволило создать палеомагнитную шкалу времени, способствовало развитию тектоники литосферных плит.
46. Комплексные параметры, характеризующие интенсивность взаимодействия нейтронов с горными породами. Их зависимость от химического состава, плотности, пористости, характера насыщения пород.
Способность пород рассеивать и поглощать нейтроны- их рассеивающая и поглощающая активности, оцениваются макроскопическими сечениями рассеяния
·р и поглощения
·з.

·р и
·з зависят от вида ядер и энергии нейтронов:
Ср=
·рINs и Сз=
·з INs, где Ср и Сз выражают числа нейтронов, рассеянных или захваченных ядрами на S=1м2 в 1с-нейтр.
·(м2
·с), I-интенсивность потока, Ns-число ядер.

Для расчета макроскопических эффективных сечений используются формулы:

·р=
·рN=
·р*(Nа
·т)
·А

·з=
·зN=
·з*(Nа
·т)
·А, где N-число ядер, А и
·т-относительная атомная масса и плотность элемента, Nа- постоянная Авогадро,
·р и
·з - эффективные микроскопические сечения рассеяния и захвата соответственно.
Но горные породы состоят из элементов с разными микроскопическими сечениями, поэтому:

·р=
·рNА
·100
· mэi
·pi
·Ai

·з=
·рNА
·100
· mэi
·зi
·Ai, где
·pi ,
·зi, mэi и Ai-микроскопические эффективные сечения рассеяния и захвата, содержание в % (массовых) и относительная атомная масса i-го элемента породы;
·п-ее плотность.
Если анализ твердой части породы дан в виде окисло элементов, а анализ жидкой части поэлементарно, то для расчета используют:

·з=NА[
·т(1-kп)
·mМi
·змi
·М i + kп
·ж
·mэi
·зэi
· Ai]


·р=NА[
·т(1-kп)
·mМi
·рмi
·М i + kп
·ж
·mэi
·рэi
· Ai], где
kп –коэффициент пористости;
·т и
·ж- коэффициенты твердой и жидкой фаз; mМi mэi – содержания (в %)i-й молекулы в твердой и i-го элемента в жидкой фазах породы.

·змi и
·зэi-эффективные поперечные сечения поглощения i-й молекулы в твердой и i-го элемента в жидкой фазах породы. Aiотносительная атомная масса i-го элемента жидкой фазы.
Т.е для подсчета
·з и
·р должны быть известны: химический состав породы, их плотность (при естественной влажности или плотности твердой и жидкой частей),микроскопические сечения рассеяния и поглощения молекул и элементов, составляющих породу.
К другим величинам, определяющим поведение и интенсивность взаимодействия пород с нейтронами относят:
D0 – коэффициент диффузии; D0 =
·тр
·3, где
·тр- транспортная длина свободного пробега
Ls-длина замедления;
Ld-длина диффузии; опред-ся как расстояние отсчитываемое от источника на котором поток Ф=Q*e -kr/(4
·D0r) нейтронов уменьшается, где Q-число нейтронов, испускаемых источником за 1с, r-расстояние от источника.
Ld(T0)=
·D0(T0)
·d(T0)

·з-время замедления (время необходимое нейтрону для замедления в породе);

·d-время жизни тепловых нейтронов.
·d=
·з
·
·=1
· NА
·з
·=(
·
·ni
·зi)-1, где
·-скорость тепловых нейтронов,
·з-средняя длина свободного пробега нейтрона до поглощения
длина пробега нейтронов включает длину замедления и длину диффузии. Средняя длина замедления нейтронов ( ) определяется способностью ядер рассеивать нейтроны и равна расстоянию, на котором энергия нейтронов уменьшается от исходной (у быстрых нейтронов энергия превышает 0,5 МэВ) до тепловой (0,025 эВ). Наименьшей длиной замедления ( 10 см) обладают минералы, в которых имеются бериллий, углерод, железо и водородосодержащие породы, насыщенные водой, нефтью или газом. В других породах, особенно содержащих тяжелые химические элементы, составляет первые десятки сантиметров.
Ослабленные до тепловой энергии нейтроны перемещаются в породе путем диффузии до тех пор, пока не поглотятся какими-нибудь ядрами. Способность горных пород поглощать тепловые нейтроны выражают через среднюю длину диффузии или пропорциональное ей среднее время жизни тепловых нейтронов . Наименьшими значениями этих параметров ( 5 см, 5 мкс) отличаются руды, содержащие химические элементы с высоким сечением поглощения нейтронов (редкоземельные, кадмий, бор, ртуть, железо, хлор и др.), и рыхлые осадочные породы, насыщенные минерализованными водами. Для большинства породообразующих минералов и горных пород изменяется от 10 до 30 см, а - от 10 до 3000 мкс. Важным параметром среды является также коэффициент диффузии .
На изменении перечисленных нейтронных свойств химических элементов основаны нейтронные методы поэлементного анализа горных пород и их водонефтегазонасыщенности. Они сводятся к изучению плотности (интенсивности) тепловых нейтронов или вторичного гамма-излучения .


Приложенные файлы

  • doc 26735854
    Размер файла: 89 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий