СКАЧАТЬ:   atp-ref.zip [121,12 Kb] (cкачиваний: 23)

Введение

Геофизические исследования разрезов скважин выполняются широким комплексом, включающим электрические, магнитные, радиоактивные, термические, механические и физико-химические (геохимические) методы, для решения следующих задач.

1. Задачи общего характера включают: а) расчленение горных пород, слагающих разрезы скважин; определение глубин их залегания и мощностей; б) выделение коллекторов;

в)      выявление полезных ископаемых и изучение особенностей их -распространения по площади района; г) изучение структуры геологических объектов и характера их фациальной изменчивости;

д)      выделение реперов для корреляции разрезов скважин и после­дующее изучение строения месторождений по данным обобщающей интерпретации результатов геофизических исследований;

е)       стратиграфическое расчленение разрезов, определение и уточне­ние геологического возраста пород.

2. Задачи детального исследования, к которым относятся количественные определения: а) коэффициентов пористости, проницаемости, глинистости и извилистости поровых каналов; б) коэффициентов первоначального и остаточного нефтенасыщения и газонасыщения продуктивных объектов и коэффициентов вытеснения нефти и газа; в) марочного состава, зольности и других параметров ископаемых углей; г) содержания в породах рудных и нерудных полезных ископаемых .

Для решения перечисленных задач используют специально разработанные методы интерпретации результатов геофизических исследований скважин, основы которых излагаются в настоящем курсе.

Интерпретация результатов заключается в переходе от геофи­зических параметров, измеряемых в скважинах, к сведениям о геологических разрезах скважин, обнаруженных полезных иско­паемых и строении площадей, на которых расположены скважины.

В соответствии с технологической схемой познания земных недр по данным геофизических исследований скважин этот процесс может быть подразделен на четыре этапа.

Первый этап интерпретации- переход от величин отклонений подвижных систем измерительных приборов к геофизическим параметрам. Эталонирование  и калибровка показаний измерительных приборов.

Второй этап интерпретации- Переход от геофизических параметров к физическим свойствам горных пород.

Третий этап интерпретации- Переход от физических свойств горных пород к их литологии, коллекторским свойствам. Выявление полезных ископаемых и оценка их содержания.

Четвёртый этап интерпретации- Использование данных индивидуальной и комплексной интерпретации для изучения строения месторождений полезных ископаемых и при региональных геологических исследованиях.

Глава 1. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО СОПРОТИВЛЕНИЯ, ЭЛЕКТРОПРОВОДНОСТИ И ТОКА

1.1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ РАЗРЕЗОВ СКВАЖИН, ОСНОВАННЫЕ НА ИЗУЧЕНИИ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО УДЕЛЬНОГО СОПРОТИВЛЕНИЯ (ЭЛЕКТРОПРОВОДНОСТИ) ГОРНЫХ ПОРОД

При изучении геологических разрезов скважин современная геофизическая служба располагает большим числом различных методов определения электрического удельного сопротивления горных пород, основанных на особенностях распространения электрического поля в изучаемой среде в зависимости от условий возбуждения поля и способов определения характера его распро­странения .

Из большого числа разнообразных зондовых устройств для изучения электрических удельных сопротивлений р_п пород, р_зп  зоны проникновения фильтрата глинистого раствора в практике исследования скважин наиболее часто применяют:

а)      потенциал- и градиент-зонды прямого и взаимного питания;

б)      микропотенциал- и микроградиент-зонды;

в)      экранированные (фокусированные) зонды в трех,- семи-, восьми- и девятиэлектродных вариантах;

г)       микроэкранированные (микрофокусированные) зонды в двух-, четырех- и пятиэлектродных вариантах;

д)      индукционные зонды с различным числом генераторных, при­емных и фокусирующих катушек.

Реже используют зонды токового метода с фокусировкой или без фокусировки тока питания.

На рис. 1 изображены схемы зондов, показан характер рас­пространения токового и потенциального полей, область иссле­дования, электрическое удельное сопротивленце которой опре­деляет основную долю (до 70 % и более) измеряемого кажущегося и эффективного электриче­ского удельного сопротив­ления.

Особенности характера распространения тока в зондах различных конст­рукций (радиально-сфери­ческий — у градиент- и по- тенциал-зондов, радиаль- но-плоский — у экрани­рованных зондов и концентрический —у ин­дукционных зондов), раз­личная глубина исследова­ния этими зондами, обус­ловленная их размерами, обеспечивают высокую эф­фективность методов со­противления в различных геоэлектрических услови­ях и позволяют определять электрическое удельное со­противление горных пород в большинстве случаев с высокой степенью точ­ности.

1.2.ОСНОВНЫЕ СВЕДЕНИЯ ОБ ЭЛЕКТРИЧЕСКОМ УДЕЛЬНОМ СОПРОТИВЛЕНИИ ГОРНЫХ ПОРОД

Электрическое удельное сопро­тивление — свойство горных пород, на изучении которого основаны способы докумен­тации геологических разрезов скважин методами кажущегося и эффективного сопротивлений, сопротивления заземления, регист­рации тока и индукции. Его величина определяется электриче­скими удельными сопротивлениями и объемными содержаниями минералов, составляющих породу, и ее структурой .

Электропроводность минералов, состав­ляющих твердую фазу горных пород, различается по природе и величине. По характеру электропроводности минералы относятся к группам проводников, полупроводников и диэлектриков. Пре­обладающее большинство породообразующих минералов — полу­проводники и диэлектрики с электронной и ионной электропровод­ностями. Электронная электропроводность пре­обладает у минералов-полупроводников (сульфиды и их аналоги, некоторые окислы и др.), ионная электропровод­ность — у минералов-диэлектриков. Роль ионной электро­проводности значительно возрастает у легко гидролизующихся минералов класса глин, где наряду с типичной ионной электро­проводностью наблюдается и ионная. Роль ионной электро­проводности существенна у глинистых растворов.

По величине удельного сопротивления минералы разделяются на следующие классы:

1) сверхнизкого удельного сопротивления (ниже 10^-6 Омּм) — самородные металлы — золото, платина, серебро и другие и при­родные твердые растворы металлов;

2) очень низкого сопротивления (от 10^-6  до 10^-2  Омּм) —бо­рнит, графит, кобальтин, ковелин, никелин, пирит, пирротин, халь­копирит, халькозин и др.;

3) низкого сопротивления (от 10^-2  до 10² Омּм) —браунит, магнетит, ильменит, марказит и др.;

4) среднего сопротивления (от 10² до 10⁶  1 Омּм) —боксит, гал- луазит, гематит, железная слюдка, монтмориллонит, серпентин, хромит и др.;

5) высокого сопротивления (от 10⁶ до 10¹⁰ Омּм) —ангидрит, киноварь, монацит, шеелит и др.;

6) очень высокого сопротивления (от 10¹⁰ до 10¹⁴ Омּм) — каль­цит, кварц, полевые шпаты, сера, флюорит и др.;

7) сверхвысокого сопротивления (свыше 10¹⁴Омּм) —галит, сильвин, слюды, нефть.

Рис. 2. Зависимость параметра  P_t от температуры t.

1 — P_t,э = f (t) для электронных проводников (металлов); 2 — P_t,э = f (t) для электронных полупроводников; 3 — P_tu = f_t для ионных проводников (раствор NaCl)

В приведенной классификации указана наиболее вероятная принадлежность минералов к тому или иному классу. Однако в зависимости от кристаллической структуры минерала и примесей его удельное сопротивление может оказаться соответствующим соседнему классу.

Удельное сопротивление минералов и горных пород зависит от температуры t и частоты f тока, с которым измеряется сопро­тивление. При температуре t:

P_t= P_t ρ_0,

где ρ_{0 -}  удельное сопротивление проводника при температуре t_0;

P_t  - параметр температуры, определяемый характером электропроводности.

Для электронных проводников:

P_t,э = 1+а(t- t₀  )+ b(t- t₀  )².

Зависимость удельного сопротивления минералов от частоты тока, с которым определяется р, оценивается параметром частоты P_f  = ρ=ρ_{f ,} где ρ,ρ_f  - удельные сопротивления породы при заданной и нулевой частотах.

Удельное сопротивление горных пород, имеющих различные минеральный состав и структуру, изменяется от тысячных долей Омּметр до многих десятков, сотен тысяч и даже миллионов ом­метров.

Для горных пород характерна смешанная электропроводность с преобладанием ионной в осадочных породах и электронной в маг­матических, находящихся на больших глубинах. Поэтому зави­симость удельного сопротивления осадочных пород от температуры определяется равенством (5) с тем различием, что в случае тонко­дисперсных пород значение P_t может быть несколько меньшим.

Большинство горных пород по электрическому удельному со­противлению может быть сведено к следующим двухкомпонент­ным системам: 1) порода состоит из породообразующих минералов высокого удельного сопротивления и проводящих рудных вклю­чений; 2) порода представлена породообразующими минералами высокого удельного сопротивления и проводящим заполнителем порового пространства.

3. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ КАЖУЩЕГОСЯ И ЭФФЕКТИВНОГО СОПРОТИВЛЕНИЯ И ЭЛЕКТРОПРОВОДНОСТИ.

Предварительный разрез исследуемой скважины расчленяют на горизонты различного сопротивления по правилам, изложен­ным выше. Так, например, на диаграммах р_к (рис. 3) выделяют следующие объекты: a₁ а₂, а₃, а₄ и а₅ — пласты низких сопро­тивлений; b₁ b₂ и b₃ — мощные пласты высоких сопротивлений; Ь₄-пласт высокого сопротивления малой мощности; с — весьма проводящие пласты.

Пласты высокого сопротивления b₁ b₂ и b₃ отмечаются на диа­граммах р_к потенциал- и градиент-зондов и диаграмме экра­нированного зонда рельефными аномалиями высоких сопротив­лений. Пласт b₄ хорошо выделяется на кривой р_к градиент-зонда и особенно на кривой Рэф экранированного зонда. Пласты с — весьма низкого сопротивления, наиболее четко прослеживаются на диаграмме индукционного зонда — оптимального зондом для! выделения низкоомных объектов.

При определении литологии пород основываются на знании электрических удельных сопротивлений геологических формаций\ слагающих разрез исследуемой сква

/ — потенциал-зонд; II — обращенный градиент-зонд; III — экранированный зонде IV — индукционный зонд; пласты:                                  а)— пониженного сопротивления» b) — высокого сопротивления с) низкого сопротивления

Если скважина про бурена в песчано-глинистых отложениях, то низкие сопротивле­ния характерны для глин и песков, насыщенных высокоминера­лизованными водами. Высокие сопротивления наблюдаются в неф­теносных и газоносных песках, в песчаниках, в крепких поро­дах — сцементированных песчаниках, известняках, доломитах. Без диаграмм других геофизических методов оасчленить более точно разрез по диаграммам р_к (р_эф) можно лишь в тех случаях, когда известно, что в разрезе скважины могут быть встречены только определенные породы высокого или низкого сопротивления (см. часть вторую). Очень низкие сопротивления характерны для сульфидов, сильно пиритизированных пород, антрацитов, полуантрацитов и графитизированных сланцев.

Глава 2.ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ РАДИОМЕТРИИ СКВАЖИН

2.1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РАДИОАКТИВНЫХ МЕТОДАХ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН. ЕДИНИЦЫ ИЗМЕРЕНИЯ

При геофизических исследованиях скважин в настоящее время используют широкий комплекс ядерных методов, а именно: естественного гамма-излучения (гамма-метод), рассеянного гамма- излучения (гамма-гамма-метод), изотопов, рентгено-радиографи- ческий, нейтрон-нейтронные по тепловым и надтепловым нейтро­нам, нейтронный-гамма-метод, импульсные нейтрон-нейтронные и нейтронный-гамма-методы, наведеннойJ активности (нейтронно­активационный).

Значительная дифференциация горных пород по их радиоак­тивным свойствам позволяет широко использовать радиоактивные методы для расчленения разрезов скважин, изучения коллектор­ских свойств пород и выделения полезных ископаемых.

Специфические особенности радиоактивных измерений — их статистический характер по интенсивности и энергиям фиксируемых частиц, наличие сторонних (фоновых) излучений, одновременно регистрируемых с изучаемыми, а также зависимость измеряемой величины от спектральной характеристики индика­тора, обычно не являющейся константой даже для индикаторов одного типа. Последняя особенность в большинстве случаев исключает возможность непосред­ственного использования диаграмм радиометрии скважин, зарегистрированных в единицах разностей потенциалов на выходе интегрирующей ячейки, пропорци­ональных интегральному счету регистрируемых частиц за единицу времени или (при соответствующем эталонировании радиометра) в единицах мощности дозы гамма-излучения в микрорентгена х/час. При интерпретации Данных радиометрии скважин чаще всего используют следующие относительные единицы.

1.  Единица относительного разностного параметра

                                                ∆J= I´_х  - I´´_оп  /    I´´_оп  - I´_{оп ,                                                     (1)}                                                                                                                                                                                       где I_Х — интенсивность измеряемого излучения в изучаемом пласте х; I´_оп  и I´´_оп  -интенсивности измеряемого излучения в двух опорных средах .

Параметр ∆J не зависит от конструктивных особенностей аппаратуры и на­личия фона при условии, если спектральная характеристика измеряемого излучения одинакова в изучаемой и опорной средах.

Для удобства чтения диаграмм в двойном разностном параметре за его единицу целесообразно брать 0,01 (I´´_оп-I´_оп   ).

2.Вероятностная нормализованная единица. За вероятностную единицу [∆I]_вер  принимают удвоенную величину дисперсии а измеряемого параметра, полученную в эталонной сква­жине со спектральной характеристикой разреза, близкой к спектральной харак­теристике разрезов изучаемых скважин:

                                        [∆I]_вер=2σ                                                               (2)

3.Относительная единица. В системе относительных единиц интенсивность излучения оценивается величиной отношения

J= I_x  / I_{оп   ,}                                                                                                                        (3)

где I_x  и I_оп   - регистрируемые интенсивности излучения в изучаемом и опорном пластах.

Относительную единицу используют в тех радиоактивных методах (изотопов, нейтрон-нейтронном), в которых фоновые излучения имеют интенсивность на один-два порядка меньшую изучаемого.

2.2. ЕСТЕСТВЕННАЯ ГАММА-АКТИВНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД

Естественная гамма-активность горных пород определяется содержанием радия, урана, тория, отчасти активно-урана (вклю­чая радиоактивные продукты распада этих элементов) и изотопа. В несопоставимо меньшей степени гамма-активность связана с присутствием в породах других радиоактивных элементов : Rb (Рубидий), La (Лантан), lu (Лютеций), Pu (Плутоний).

1. Числом распадов в секунду (расп/с), а также единицей кюри (Ки). Единице кюри соот­ветствует количество радиоактивного вещества, в котором распа­дается столько же атомов, сколько распадается в одном грамме радия. В геофизической практике используют микрокюри (10^-6 Ки), что соответствует распаду в среднем 3,7 -10⁴ атомов в секунду.
2. Эквивалентным содержанием радия (по гамма-излучению). За единицу эквивалентной массовой кон­центрации qy радия по гамма-излучению принимают грамм эквивалента радия на грамм породы (г-экв. Ra/г, в единицах СИ кг-экв. Ra/кг). Грамм-эквивалент радия (кг-эквивалент радия) равен суммарной концентрации радиоактивных элементов, при которой в среднем в секунду в грамме (килограмме) вещества происходит излучение того же числа гамма-квантов¹, как и в грамме (килограмме) радия.
3. Мощностью дозы гамма-излучения врентгенахв час (Р/ч), миллирентгенах в час (10^-3 Р/ч) и микрорентгенах в час (10^-6 Р/ч). Единица микрорентген в час называется гаммой.

В магматических горных породах уран и торий обычно содер­жатся в виде рассеянных первичных минералов, например ура­нинита, бреггерита, торита, торианита, самарскита, лодочни- кита и других. Из магматических пород наиболее радиоактивны кислые породы, гамма-активность которых достигает 50 нкгּэкв. Ra /м³.

Основные породы менее радиоактивны. Наименьшую радиоак­тивность имеют ультраосновные породы.

В осадочных горных породах уран и торий присутствуют в виде продуктов разрушения первичных минералов, многочис­ленных вторичных минералов — силикатов, сульфатов, фосфа­тов, карбонатов, арсенатов, ванадатов, а также в виде ионов, преимущественно урана и радия, сорбированных поверхностью частиц, составляющих породу. Одним из распространенных мине­ралов тория является ториеносный монацит.

Из осадочных горных пород (не содержащих сосредоточенных скоплений радиоактивных минералов) наибольшую радиоактив­ность имеют глубоководные илы, тонкодисперсные и битуминоз­ные глины, образовавшиеся в восстановительной обстановке. В этих условиях происходит выпадение урана из растворов; коллоидный материал глубоководных отложений (включая орга­нические коллоиды) интенсивно адсорбирует многовалентные ионы урана, и осадок обогащается тойкодисперсными продуктами разрушение минералов тория. Повышенная радиоактивность гли­нистых осадков объясняется также присутствием калия. Гамма- активность глубоководных осадков достигает 60 нкгּэкв. Ra /м³.

Гамма-активность неглубоководных и континентальных глин, мергелей, известковистых и песчаных глин колеблется от долей до 10 нкгּэкв. Ra /м³.

2.3. ДИАГРАММЫ НЕЙТРОННОГО ГАММА-МЕТОДА И ИХ ОБЩАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

В однородной среде, в условиях, когда макроскопическое се­чение захвата нейтронов тепловых энергий значительно превы­шает сечение захвата нейтронов более высоких энергий, интен­сивность I_nу определяется функцией N распределения нейтронов тепловых энергий в изучаемой среде, средним числом гамма-кван­тов, испускаемых при захвате одного нейтрона в этой среде, средним коэффициентом поглощения радиационного гамма-излу­чения, пропорциональным плотности б среды и расстояниям от точек радиационного захвата нейтронов до индикатора гамма- излучения и размером L_n нейтронного-гамма-зонда.

Как и в случае нейтронного метода по тепловым нейтронам, при размере L_nу  нейтронного гамма-зонда, большем  размера L_nу, зонда, соответствующего инверсионной области, увеличение водо­родосодержания приводит к понижению I_nу . В средах высокого водородосодержания I_nу в большей степени зависит от поглощаю­щих свойств пород; наоборот, в средах низкого водородосодержа­ния влияние замедляющих свойств среды на 1_пу доминирует.

Влияние поглощающих свойств пород на I_пу различно. При обычно наблюдаемых реакциях радиационного захвата увеличе­ние A_n,ц сопровождается повышением интенсивности I_пу; следо­вательно, характер аномалий на диаграммах I_пу будет противо­положен по знаку аномалиям на диаграммах нейтрон-нейтронного метода. Наоборот, при (п, α)-реакциях активно протекающих в породах, содержащих бор и литий, повышение их концентрации приводит к понижению I_пу. Получение на диаграмме I_пу анома­лий, согласных по знаку аномалиям на диаграммах I_пу или про­тивоположных им, является одним из поисковых признаков не­которых элементов.

Глава 3. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ТЕРМОГРАММ

Разрезы скважиц 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. 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.

3.1. ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

Тепловыми свойствами горных пород, на знании которых по­строена геологическая интерпретация данных термометрии сква­жин, являются их удельное тепловое сопротивление (или тепло­проводность), теплоемкости массовая и объемная и коэффициент температуропро­водности.

Из перечисленных свойств основным является удельное тепло­вое сопротивление. 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).

ТЕПЛОВОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД

Тепловое сопротивление горных пород (единица измерений мּК/Вт) зависит от плотности, пористости, степени газо- нефте- и водонасыщения порового пространства, проницаемости, темпера- туры и структуры породы и для идеально однородных пород удов­летворяет уравнению

                                                                                                                   (4)        

графически представленному на рис. 4. Как следует из рисунка, при полном заполнении пор водой с увеличением k_п тепловое со­противление незначительно возрастает. Сухие и газоносные по­роды имеют тепловое сопротивление, в несколько раз превышаю­щее сопротивление той же породы при 100 %-ном насыщении ее пор водой (тепловое сопротивление воды 1,7 мּК/Вт).

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 <С 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) ξ_п = ξ₀ /[1 + а_Р (р — р₀), где ξ₀ — тепло­вое сопротивление породы при нормальном давлении р₀; а_р — 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.

Глава 4. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ КАВЕРНОГРАММ

Обрушение горных пород в процессе бурения и образование сальников, сужающих диаметр d_c скважины, характерные для многих пород, позволяет изучать их по этому свойству.

Кривую изменения диаметра d_c скважины с глубиной — ка- вернограмму используют для следующих целей: 1) определение геологического разреза скважины; 2) изучение ее технического состояния 3) определение среднего диаметра скважины на заданной глубине, необходимого для интерпретации большинства геофизических методов исследо­вания скважин.

Кавернограммы в большин­стве случаев позволяют опреде­лить с большой точностью поло­жение границ по^од, в которых изменяется диаметр скважины.

При определении границ пород, различающихся характером из­менения диаметра скважины, следует учитывать особенности конструкций каверномеров (рис. 4). В зависимости от кон­струкции каверномеров правила отбивки границ и определения d_c будут следующими.

1. Границы пласта, образу­ющего каверну, относятся к точ­кам а и Ь кавернограммы , начиная с которых отмечается изменение диаметра скважины.
2. Плавный ход d_c в кровле породы, образующей каверну, может не соответствовать дей­ствительности и происходить вследствие сжатия рычагов ка­верномера подошвой покрываю­щих отложений.
3. 3.  Диаметр d_K каверны опре­деляется с достаточной точ­ностью только в том случае, когда он не превышает диаметра наибольшего раскрытия кавер­номера, и мощность породы, образующей каверну, примерно превышает длину рычагов каверномера. Если каверны имеют небольшой размер вдоль образующей скважины, предельное значение диаметра, отмеченного каверномером, не превосхо­дит величин, устанавливаемых по кривым, приведенным на рис. 4, б.

Рис. 4.

Кавернограммы против каверн неограниченного диаметра различной вы- верномеров различных конструкций (б).

1 — ромбовидный каверномер КР; 2 — рычажный каверномер СКС; 3 — корот­корычажный микрокаверномер; 4 — ли­ния диаметра скважины

К породам первого типа относятся породы, в которых диаметр скважины соответствует диаметру долота. Это плотные песчаники, известняки, доломиты, ангидриты и боль­шинство магматических и метаморфических пород.

Второй тип объединяет следующие породы, образу­ющие каверны.

1. Глины и . глинистые сланцы, легко размываемые струей глинистого раствора и обрушивающиеся вследствие набухания глинистых частиц и перехода их в раствор. Наиболее сильно размываются глины и глинистые сланцы, представленные тонкодисперснымр активно набухающими глинистыми минералами — монтмориллонитом, нонтронитом, бейделлитом и дру­гими, в условиях, когда обменными являются катионы калия и натрия. Обрушение значительно снижается в глинах, содержащих поглощенные ионы кальция и магния. Диаметр скважины в гли­нах зависит от качества глинистого раствора. Чем ниже концен­трация солей в глинистом растворе и чем больше свободной воды, тем интенсивнее происходит набухание глинистых частиц и их последующее обрушение, увеличивающие диаметр скажины.
2. Пески — плывуны, оплывающие в скважине.
3. Кавернозные известняки и доломиты, образующие крупные каверны и особенно карстовые пустоты . Однако в этих отложениях обычно наблюдается незначительное увеличе­ние диаметра скважины, что объясняется небольшими размерами пустот по вертикали.
4. Сильно трещиноватые, преимущественно с изотропной тре­щиноватостью известняки и доломиты, обрушение которых про­исходит под действием ударов бурового инструмента. В этих породах диаметр скважины увеличивается незначительно — на 5—10 см против номинального.
5. Каменная соль и другие гидрохимические осадки обладающие высокой растворимостью.
6. Ископаемые угли, легко растрескивающиеся и обрушива­ющиеся при проходке их скважиной.

К третьему типу относятся породы, на поверхно­стях сечения которых скважиной образуются сальники.

1. Проницаемые песчаники, известняки, доломиты, реже мер­гели, и ангидриты с интергранулярной и изотропной трещинной пористостями. В известняках и доломитах с изотропной трещиноватостью образование глинистой корки часто наблюдается подле возникновения каверны. Сужение диаметра скважины происходит за счет оседания на ее стенке твердых частиц из глинистого раствора при фильтрации его в породу.
2. Некоторые пластичные глины при вязких глинистых рас­творах, не содержащих свободную воду.

Указанные признаки разделения пород по изменению диаметра скважины дают возможность выделять основные типы пород, более точная градация которых выполняется на основании ком­плексной  интерпретации данных других геофизических методов исследования скважин.

4.1. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ КОРКОМЕРА

Достоверность интерпретации диаграмм микрозондов и радио­метрии скважин во многом зависит от знания толщины глинистой корки, наиболее точно определяемой коркомером.

Коркомер позволяет непосредственно измерять толщину гли­нистой корки в месте расположения датчиков прибора. Как следствие этого, интерпретация диаграмм коркомера элементарно проста и сводится к отсчету h_rK по масштабу записи кривой в точке, в которой определяется толщина глинистой корки.

Чем меньше плотность глинистой корки и прочнее породы, слагающие стенку скважины, тем точнее определяется толщина глинястой корки h_ГK. По­грешности, обусловливающие уменьшение h_ГK, возможны при значительном уплотнении глинистой корки, если ее толщина определяется после длительного промежутка времени с момента образования корки. Наоборот, некоторое преувеличение h_ГK по отношению к действительному значению коркомер дает при изме­рениях h_ГK на стенках набухающих и рыхлых пород.