Краткая характеристика основных типов горных пород

1.

2.

Главнейшие физические свойства горных пород, на изучении которых
основаны геофизические методы исследования недр делятся на следующие
группы:
коллекторские – пористость, проницаемость;
плотностные;
электрические – электрическое сопротивление, диффузионно-адсорбционная активность, поляризуемость и диэлектрическая проницаемость;
магнитные – магнитная восприимчивость, изотермическая остаточная и
естественная намагниченности пород;
радиоактивные – естественная радиоактивность и нейтронные свойства
пород;
упругие – скорости распространения упругих (продольных, поперечных)
волн, коэффициенты и модули упругости;
тепловые – теплопроводность, теплоемкость, температуропроводность и
т.д.

3.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ ТИПОВ
ГОРНЫХ ПОРОД
Верхняя часть земной коры (литосфера), доступная сегодня для
непосредственного изучения, сложена горными породами трех главных групп:
магматическими, осадочными и метаморфическими.
Минералы. Твердая фаза горных пород состоит из породообразующих
минералов, которые имеют весьма низкую пористость, открытая первичная
пористость у большинства минералов отсутствуют. Изменение состава, объема
минералов связана только с процессами эпигенетическими. Например, в
процессе эпигенеза при разрушении зерен полевых шпатов происходит
образование глинистых минералов.

4.

Магматические породы. Образуются в результате остывания и
затвердевания магмы или природных силикатных расплавов, возникающих
глубинных зонах земной коры. Различают интрузивные породы – затвердевшие
на глубине и эффузивные – претерпевшие изменения на поверхности. В
результате различных вторичных преобразований (диагенеза, эпигенеза) из
магматических пород образуются метаморфические. Например, сланцы кварцхлоритовые, вторичные кварциты, а также руды – железисто-магнетитовые,
медные и т.д.
Метаморфические породы. Образуются, в основном, из осадочных пород
под влиянием горного давления и температуры. Песчаник превращается в
метаморфическую породу кварцит, глина и аргиллиты в метаморфическую
породу глинистый сланец и т.д. Основные признаки метаморфизации: низкая
пористость, для глинистых пород – потеря межслоевой и значительной части
кристаллизационной воды, сланцеватость.
Осадочные породы. Наибольший интерес для нефтяников представляют
осадочные породы. Так как основные запасы нефти и газа сосредоточены в
осадочных породах – прежне всего в обломочных (терригенных) и карбонатных.

5.

6.

7.

8.

Терригенные (обломочные) породы

9.

10.

11.

СТРУКТУРА ПУСТОТНОГО ПРОСТРАНСТВА ПОРОД
Существуют интегральные и геометрические характеристики структуры порового
пространства.
Интегральные это пористость и проницаемость горных пород.
Геометрические характеристики: размер пор, удельная поверхность порового пространства.
В основу классификации пор по размерам положены данные о характере связи поровой
жидкости
с твердой компонентой и ее передвижении в порах.
Согласно этой классификации различают следующие типы пор:
•сверхкапиллярные (диаметр более 10-1 мм) – доля связанной воды невелика,
преобладает свободная вода, ее движение осуществляется согласно
гидродинамическим законам;
•капиллярные (10 –4 – 10-1 мм) – в капиллярных порах содержание связанной воды больше и
ее падению под воздействием силы тяжести препятствуют капиллярные силы;
•тонкие субкапиллярные (мезо- или переходные, диаметр от 10-4 до 2· 10-6мм);
•микропоры (диаметр меньше 2· 10-6мм) - находится только прочносвязанная вода.

12.

13.

Пористость
Различают общую, открытую и эффективную пористость:
- коэффициент общей пористости Кп определяется объемом всех пустот
Vпустот в общем объеме породы Vпороды, т.е Кп = Vпустот/ Vпороды или
Кп = (1- ∂объемн/∂мин.)
- коэффициент открытой пористости Кп.о определяется объемом открытых пор
Vоткр.пор в общем объеме породы, т.е Кп.о = Vоткр.порт/ Vпороды
- коэффициент эффективной (статической) пористости определяется объемом
открытых пор, в которых может находиться тот или иной флюид или газ
Кп.эф = Кп.о(1 – Ко.в);
- коэффициент эффективной динамической пористости определяется объемом
открытых пор, в которых может перемещаться тот или иной флюид или газ
Кп.дин = Кп.о(1 – Ко.в- Кон).

14.

15.

16.

17.

18.

19.

20.

21.

22.

23.

24.

Проницаемость горных пород зависит не только от свойств самой
пор оды, но и от взаимодействияя фильтрующихся флюидов с породами и числа
фильтрующихся фаз. Соответственно различают абсолютную, эффективную,
фазовую и относительную проницаемости.
Абсолютная (физическая)
– фильтрация единственной фазы,
физически и механически инертной к породе. Абсолютная
я проницаемость
–
это свойство породы и она практически не зависит от свойств флюида.
Эффективной проницаемостью
называют проницаемость горной
пор оды для данного газа или жидкости при одновременном присутствии в
породе другой неподвижной жидкости или
газа. Эффективная проницаемость
опред еляет, например, фильтрацию однофазных воды, нефти или газа в
условиях пр исутствия в породе остаточных воды и нефти.
Фазовые проницаемости
определяются при наличии в поровом
пр остранстве породы более одной фильтрующейся
фазы. Способность породы
фильтровать пластовые флюиды существенно изменяется при переходе от
фильтрации однородной жидкости или газа к фильтрации смеси газа и воды,
воды и нефти, нефти и газа, нефти, газа и воды. Фазовая проницаемость
– это
проницаемость породы для нефти, газа и воды при совместном течении в
пористой среде нескольких несмешивающихся флюидов, обладающих
относ ительной независимостью движения.
Относительная проницаемость
определяется отношением
фазовой проницаемости к абсолютной .

25.

26.

27.

28.

29.

30.

31.

32.

33.

34.

35.

36.

37.

38.

Рисунок 4.2 – Схема строения двойного электрического слоя на поверхности
твердой фазы и водной среды:
1 – твердая фаза (внутренняя обкладка ДЭС); внешняя обкладка: 2 – слой Штерна, 3 – диффузный
слой Гуи; 4 – свободный раствор; 5 – Ск = f(х); 6 – Са = f(х); 7 – U = f(х)

39.

Дзета-потенциал – определяется разностью между значениями потенциала
в свободном растворе и на границе между подвижной и неподвижной частями
ДЭС. Знак ζ-потенциала (положительный или отрицательный) совпадает со
знаком поверхности твердой фазы.
Толщина двойного электрического слоя ДЭС определяется формулой
1
RT
,
(4.2)
ДЭС
2F C0 z1 z 2
где F, R – известные постоянные; Т – температура; z1, z2 – валентности ионов; C0
– концентрация электролита.
Согласно выражению 4.2 толщина ДЭС (при прочих равных условиях)
обратно пропорциональна C0, т.е. чем меньше концентрация рабочего раствора,
тем больше толщина ДЭС (диффузного слоя ДЭС) – это еще одно свойство
двойного электрического слоя.

40.

За счет чего же происходит зарядка поверхности твердой фазы?
Рассмотрим несколько гипотез.
1. Существование ненасыщенных связей твердого тела. Даже на идеально
чистой поверхности кристаллического тела происходит внезапный обрыв
регулярного расположения атомов. Эти ненасыщенные связи способны
реагировать и с другими элементами или соединениями. В результате на
поверхности адсорбента образуются адсорбционные слои различной толщины.
2. В естественной горной породе поверхность чаще всего заряжена
отрицательно. Причины:
– само строение молекул породообразующих минералов – в состав
тонкозернистой фракции полимиктовых песчаников и алевролитов входят
цеолиты, в кристаллической решетке которых часть ионов Si-4 заменена на Al+3,
т.е. остается один нескомпенсированный отрицательный заряд, который и
определяет заряд поверхности;

41.

– гидролиз минералов горных пород, примером могут служить окислы
алюминия, являющегося составной частью алюмосиликатов:
а) если гидролиз молекул Al2O3 происходит в щелочной среде, то
поверхность приобретает отрицательный заряд Al2O3 + 3H2O = 2 H2 AlO3– + 2H+
б) если гидролиз молекул Al2O3 происходит в кислой среде, то поверхность
приобретает положительный заряд Al2O3 + 3H2O = 2 Al(OH)+2 + 2OH– ;
3. Отрицательный заряд поверхности образуется также при гидролизе
–
+
SiO2: SiO2 + H2O = H SiO3 + H .

42.

43.

44.

45.

46.

47.

48.

49.

50.

51.

52.

Знание коэффициентов водонасыщения kв, нефтенасыщения kн и
газонасыщения kг необходимо при подсчете запасов нефти и газа и
получении петрофизических зависимостей, используемых для оценки
этих величин по значениям других измеряемых в сква жине параметров,
при составлении проектов разработки,
доразведке
месторождений
нефти и газа и в ряде других случаев.
Значения коэффициентов kв, kн , kг и kнг = kн + kг , соответственно представляющих собой отношения объемов нефти, воды и газа к объему
пор пород, изменяются от нескольких до 90% и более.
Для гидрофильных и частично гидрофобных коллекторов справедливо
равенство kнг + kв =1. Это соотношение широко исполь-зуется на практике
для определения kнг через kв, найденное по данным электрических видов
ГИС или другими методами. Прямая оценка
невозможна.
kнг , как правило,

53.

54.

55.

Когда на объект, например электрический проводник, воздействует напряжение
или электрический ток, то он (проводник) заряжается. При этом возникают силы,
которые начинают воздействовать на заряды,
расположенные вблизи от этого проводника. Можно выделить два типа сил:
силы, возникающие из-за стационарных электрических зарядов и известные
как электростатические силы, и силы, возникающие только при движении
зарядов (электрического тока в проводнике) и известные как магнитная
сила. Для описания существования и пространственного распределения этих сил
физики и математики создали концепцию поля. Таким образом, говорят о поле
силы, или просто об электрических и магнитных полях.

56.

Термин "статический" описывает ситуацию, когда все заряды неподвижны в
пространстве, или движутся как непрерывный поток. В результате, как заряд, так
и плотность тока постоянны во времени. В случае с неподвижным зарядом, мы
имеем электрическое поле, напряженность которого в любой точке пространства
зависит от величины и геометрии всех зарядов. В случае с непрерывным током в
контуре, мы имеем постоянные во времени электрическое и магнитное поля
(статические поля), поскольку плотность заряда в любой точке контура не
изменяется.
Электричество и магнетизм, это - явления, отличающиеся друг от друга до тех
пор, пока заряды и ток статичны. В ситуации такой статики исчезает любая
взаимосвязь между электрическими и магнитными полями, и поэтому их можно
рассматривать по отдельности (в отличие от ситуации с изменяющимися во
времени полями). Статические электрические и магнитные поля четко
характеризуются непрерывной, независимой от времени напряженностью и
соответствуют пределу нулевой частоты в диапазоне сверхнизких частот (ELF).

57.

Теория электромагнитного поля создана Джеймсом Максвеллом в 1865 г.
Он теоретически доказал, что:
любое изменение со временем магнитного поля приводит к возникновению изменяющегося
электрического поля, а всякое изменение со временем электрического поля порождает
изменяющееся магнитное поле.
Если электрические заряды движутся с ускорением, то создаваемое ими электрическое поле
периодически меняется и само создает в пространстве переменное магнитное поле и т.д.
Источниками электромагнитного поля могут быть:
- движущийся магнит;
- электрический заряд, движущийся с ускорением или колеблющийся ( в отличие от заряда
движущегося с постоянной скоростью, например, в случае постоянного тока в проводнике, здесь
создается постоянное магнитное поле).
Электрическое поле существует всегда вокруг электрического заряда, в любой системе отсчета,
магнитное – в той, относительно которой электрические заряды движутся,
электромагнитное – в системе отсчета, относительно которой электрические заряды движутся с
ускорением.

58.

Теоретические основы электрических явлений в горных породах
По Максвеллу плотность полного электрического тока в среде
определяется выражением jполн = jпр + jсм, где jпр, jсм – плотности тока
проводимости и смещения.
В соответствии с законом Ома в дифференциальной форме jсм Е , где σ
– удельная проводимость среды; Е – напряженность электрического поля.
Величина jсм по Максвеллу определяется выражением
D
E
,
(4.1)
jсм
а
t
t
где D= εаЕ – индукция электрического поля; εа – абсолютная диэлектрическая
проницаемость среды.
E
Таким образом, jполн Е а
. В поле, гармонически изменяющемся
t
во времени с частотой ω: jполн Е i а E .

59.

В постоянном и низкочастотном переменном полях полный ток
определяется целиком током проводимости. В высокочастотном переменном
поле полный ток является суммой токов проводимости и смещения.
Ток проводимости возникает непосредственно под действием
электрического поля Е. Согласно описанному выше величина jпр определяется
1
значением проводимости среды , где ρ – удельное электрическое
сопротивление среды.
Проводимость среды – способность пропускать электрический ток,
электрическое сопротивление – способность препятствовать прохождению
электрического тока. Удельная электрическая проводимость среды и ее удельное
электрическое сопротивление равны соответственно проводимости и
электрическому сопротивлению единицы объема среды. Размерность σ и ρ
выражаются соответственно в См/м и Ом·м.
Проводимость среды обусловлена переносом электрических зарядов
сквозным током – электронов, ионов, дырок. В веществах с электронной
проводимостью (металлы, графит) ток распространяется благодаря движению
электронов. В диэлектриках природа проводимости ионная, в полупроводниках
– дырочная. Растворы электролитов обладают ионной проводимостью.

60.

4.2 Электропроводность горных пород
(удельное электрическое сопротивление)
Горная порода – это сложная, прежде всего, многофазная система. Поэтому
ее удельное сопротивление будет определяться, прежде всего, удельным
электрическим сопротивлением фаз, слагающих породу. Если учесть, что скелет
(твердая фаза) – диэлектрик, то проводимость (удельное электрическое
сопротивление) будут определяться характером насыщения порового
пространства. При этом если пустотное пространство заполнено нефтью или
газом, то порода в целом – диэлектрик.

61.

62.

Влияние температуры на удельное электрическое сопротивление
различных минералов неодинаково. Удельное электрическое сопротивление
проводников с ростом температуры растет благодаря возрастанию
интенсивности колебаний ионов кристаллической решетки, препятствующих
перемещению электронов. Сопротивление полупроводников и диэлектриков,
напротив, с ростом температуры уменьшается, у полупроводников благодаря
возрастанию концентрации свободных электронов вблизи дырок и росту числа
дырок, а у диэлектриков наблюдается повышение числа подвижных ионов в
решетке.
Влияние давления на удельное электрическое сопротивление
незначительно.

63.

4.2.2 Удельное электрическое сопротивление жидкой фазы, газа
Вода, насыщающая породу в условиях естественного залегания, является
обычно водным раствором солей, среди которых наиболее распространены
NaCl, KCl, MgCl2, CaCl2 и т.д.
Удельное сопротивление водного раствора сильного одновалентного
бинарного электролита, полностью диссоциирующего в воде, при постоянной,
например комнатной температуре 20 °С определяется выражением
10
В , 20
CВ ,
u
где u, υ - подвижности катиона и аниона, СВ – концентрация электролита в гэкв/л.
Для большинства электролитов, в частности для типичных солей
пластовых вод характерно уменьшение u, v с ростом СВ, что обусловливает
отклонение зависимости ρВ = f(СВ) от линейной в области высоких СВ. Это
вызвано усилением взаимодействия между ионами при движении их в растворе
с ростом концентрации раствора.

64.

65.

При температуре раствора, отличной от 20 °С сопротивление водных
В , 20
растворов определяется выражением В , Т
,
1 Т Т 20 С
где αТ - температурный коэффициент электропроводности.
Нефть и газ являются диэлектриками. Удельное электрическое
сопротивление смеси газообразных углеводородов, также как и воздуха
составляет ~ 1010 Ом·м, с ростом температуры незначительно уменьшается.

66.

4.2.3 Удельное электрическое сопротивление чистых
(неглинистых) пород
Если пустотное пространство заполнено минерализованной пластовой
водой, то порода проводник (проводимость ионная). Причем, в последнем случае
проводимость (удельное электрическое сопротивление) будет определяться еще
и от того сколько воды в породе т.е. пористостью и токопроводящими путями –
структурой порового пространства. Согласно В.Н.Дахнову удельное
электрическое сопротивление ионопроводящей водонасыщенной породы
определяется формулой ρП = РП ρВ, где ρВ – удельное электрическое
сопротивление флюида, находящегося в порах породы, а коэффициент
пропорциональности
РП
называется
параметром
пористости
(коэффициентом относительного сопротивления).

67.

68.

4.2.4 Удельное электрическое сопротивление глинистой породы
Если же порода глинистая. Обязательно есть связанная вода – двойной
электрический слой (ДЭС) это как бы пленка воды на поверхности порового
пространства, которая может прерываться не смачиваемыми (гидрофобными)
участками. Это прерывание или протяженность фильных или фобных участков
на поверхности порового пространства будет определяться видом распределения
глины в объеме пустот. В этом случае, проводимость породы в целом будет
определять не количеством воды в порах (объемом пустот – пористостью), а
прежде всего распределением воды в порах породы – так как токопроводящие
пути усложняются. Экспериментально наблюдается: увеличение удельного
электрического сопротивления пород при увеличении гидрофобизации
поверхности порового пространства и соответственно уменьшение при
увеличении гидрофильности.

69.

Рисунок 4.3 – Сопоставление электропроводностей ДЭС и свободного раствора
при 20 °С: 1 –
–

70.

71.

72.

смачиваемость

73.

смачиваемость

74.

В отечественной литературе применимо к глинистым породам
используется такое понятие, как параметр поверхностной проводимости П,
который определяется формулой
,
П РП
Р ПР
где РП – параметр пористости при насыщении породы раствором определенной
минерализации; РПР
– при насыщении раствором предельной высокой
минерализации, например, 280 г/л.
Параметр поверхностной проводимости используется для выделения
однородных групп пород по значениям П, например, при оценке удельного
электрического сопротивления или проводимости. Так как в глинистых породах
(как уже отмечалось) эти физические величины будут определяться (при одном
и том же характере насыщения и объеме пустот) еще и "поверхностой"
проводимостью σсл.
С другой стороны, экспериментальные исследования показывают, что для
решения вышеописанной задачи вместо параметра П, можно использовать
такую физическую величину, как диффузионно-адсорбционная активность АДА,
величина которой также определяется наличием ДЭС.

75.

76.

Электрохимическая активность горных пород
Естественная электрохимическая активность горных пород – их
способность создавать естественные электрические поля в результате
возникновения в породе различных электрохимических процессов,
приуроченных, как правило, к границам пластов и более сложных геологических
тел, а также к границе скважина – порода при вскрытии геологического разреза.
К этим процессам относятся: диффузия солей на границе растворов различной
концентрации, течение жидкости в пористой среде под влиянием перепада
давления, окислительно-восстановительные реакции.

77.

Диффузионные потенциалы и коэффициент диффузионной ЭДС. Такие
потенциалы наблюдаются при непосредственном контакте электролитов,
неодинаковых
по
концентрации
или
химическому
составу.
Они
обуславливаются разной подвижностью ионов, диффундирующих из более
концентрированного раствора в менее концентрированный. Если контактируют
бинарные электролиты, различные только по концентрации (например, санти и
децимолярные растворы хлористого натрия, хлористого калия, сернокислого
натрия, хлористого кальция и т.д.), то возникший скачок потенциала (в
милливольтах) определяется уравнением Нернста:
RT nк u nа
а0
nк u nа
C0
C0
3 RT
, (4.3)
ЕД
ln
2 ,3 10
lg
К Д lg
F nк z к u nаz а
а
F nк z к u nаz а
C
C
где R – универсальная газовая постоянная, равная 8,314 Дж/(моль∙Кл); F – число
Фарадея, приблизительно равное 96484 Кл/моль; Т – абсолютная температура в
К (T=T1+273°С, T1 – температура раствора в °С); nк , na – число катионов и
анионов, на которое диссоциирует одна молекула электролита; zк, za –
валентность катиона и аниона; u, υ – электролитические подвижности катиона и
аниона, Ом∙см2/моль; C0, C – концентрации электролита в двух растворах, моль/л
(C0 >C); а0 и а активности соответственно более и менее концентрированного
раствора электролита; КД – коэффициент диффузионной ЭДС, мВ.
RT nк u nа
.
К Д 2,3 103
F nк z к u nаz а

78.

Для контактирующих растворов хлористого натрия при стандартных
условиях Т1=18 °С (T=291 К)
u
C
C
C
Е Д 58
lg 0 58 N к N а lg 0 11,6 lg 0 ,
u
C
C
C
u
где N к
=0,39, N а
=0,61 – числа
u
u
переноса катионов и анионов, N к N а 0,22
.
При
соприкосновении
растворов
различных солей для расчета диффузионных
потенциалов
используют
уравнение
Гендерсона,
а
также
измеряют
их
в
лаборатории. Расчетные и экспериментальные
значения ЕД, достаточно хорошо согласуются
между собой (рис. 4.4, кривые 1 и 2).
Рисунок 4.4 – Зависимости диффузионной и
диффузионно-адсорбцнонной
ЭДС
от
отношения концентраций растворов
ЕД=f(lgC0/C): 1, 2 – расчетная и экспериментальная для
растворов NaCl;
ЕДА=f(lgC0/C): расчетные для растворов NaCl и 5-9
экспериментальные для песчано-глинистых пород (от
кривой 5 к кривой 9 глинистость пород уменьшается).

79.

Коэффициенты КД для NaCl, CaCl2, MgCl2, NaHCO3 при температуре 20 °С
и концентрация этих электролитов от бесконечного разведения до 0,1 – 1,0 н имеют
соответственно значения от -11,6 до 13 мВ, от -19,6 до -22 мВ, от -22,5 до -25,3 мВ,
от 2,2 до 4,2 мВ.
Диффузионно-адсорбционные
потенциалы
и
коэффициент
диффузионно-адсорбционной ЭДС. Значения электрохимических диффузионноадсорбционных потенциалов ЕДА на контакте разных влажных пород или породы и
электролита определяют как адсорбционные, так и диффузионные процессы.
Адсорбция способствует образованию в порах влажных пород у фазовых границ
раздела двойного электрического слоя. Так как подвижность противоионов и
особенно катионов ДЭС меньше, чем ионов свободного порового электролита, то средние
или эффективные подвижности анионов и катионов порового электролита меньше их
подвижности в свободном растворе. Различие этих подвижностей тем значительнее,
чем большую долю порового электролита составляет объем, занятый ДЭС.

80.

В поровом электролите возрастает также различие между электролитическими подвижностями, а ионов и катионов по сравнению со
свободным раствором. Если свободный электролит в породе практически
отсутствует (как, например, у глин), то потенциалопределяющие ионы вовсе
теряют подвижность и в диффузии на контакте глина – электролит или глина –
песок и т.д. принимают участие со стороны глины только противоионы. В этом
предельном случае дифффузионно-адсорбционные потенциалы более всего
отличаются по величине или также знаку от диффузионных; их можно оценить
(в милливольтах) при бинарном одновалентном электролите (например, NaCl) в
порах породы и на контакте с ней по следующему уравнению:
/
/
C0
C0
3 RT u
(4.5)
Е ДА 2,3 10
lg K ДА lg ,
/
/
F u
C
C
Если поры влажной породы почти полностью заняты ДЭС и в
потенциалопределяющем слое находится анион (υ'=0), то выражение (4.5)
упрощается до вида:
RT C0
C
(4.6)
Е ДА 2,3 103
lg 58 lg 0 .
F
C
C
Но в потенциалопределяющем слое может оказаться и положительный ион
(как у некоторых пелитоморфных известняков) тогда u'=0 и
RT C0
C
Е ДА 2,3 103
lg 58 lg 0 .
F
C
C

81.

Для контактирующих растворов хлористого натрия при стандартных
условиях Т1=18 °С (T=291 К)
u
C
C
C
Е Д 58
lg 0 58 N к N а lg 0 11,6 lg 0 ,
u
C
C
C
u
где N к
=0,39, N а
=0,61 – числа
u
u
переноса катионов и анионов, N к N а 0,22
.
При
соприкосновении
растворов
различных солей для расчета диффузионных
потенциалов
используют
уравнение
Гендерсона,
а
также
измеряют
их
в
лаборатории. Расчетные и экспериментальные
значения ЕД, достаточно хорошо согласуются
между собой (рис. 4.4, кривые 1 и 2).
Рисунок 4.4 – Зависимости диффузионной и
диффузионно-адсорбцнонной
ЭДС
от
отношения концентраций растворов
ЕД=f(lgC0/C): 1, 2 – расчетная и экспериментальная для
растворов NaCl;
ЕДА=f(lgC0/C): расчетные для растворов NaCl и 5-9
экспериментальные для песчано-глинистых пород (от
кривой 5 к кривой 9 глинистость пород уменьшается).

82.

При средних подвижностях ионов, обычно характерных для пород,
уравнение (4.5) не определяет ЕДА, так как нам эти подвижности неизвестны.
Приближенный расчет ЕДА можно выполнить по более сложным уравнениям,
выведенным Д. А. Шалиро, X. И. Хиллом и И. Д. Мильберном, Б. Ю. Вендельштейном и др.; они позволяют получать графики зависимости ЕДА от С0/С при
любых адсорбционных способностях пород, которые характеризуются
величинами α=А(SV/wп), где SV/wп – относительная удельная поверхность; А –
коэффициент, определяющий влияние на величину α фазового состава пород или
приведенной емкости обмена qV. (см.рис. 4.4)
На рисунке 4.4 представлены графики экспериментальных зависимостей
ЕДА=f[lg(C0/C)]
для
пород
(песчано-глинистых
или
известковомагнезиальных), глинистость которых уменьшается от кривой 5 до кривой 9.
При анионном виде адсорбции (слой противоинов – катионы)
экспериментальные значения диффузионно-адсорбционных потенциалов для
заданных отношений С0/С тем больше отличаются от диффузионных при тех
же концентрациях, чем выше глинистость пород, так как именно
глинистостью в основном определяется SV/wп и qV, а следовательно, и средняя
подвижность ионов.

83.

84.

85.

Приведенная емкость обмена определяется количеством
миллиграмм – эквивалентном ионов, поглощенных твердой
частью единицы объема породы из единицы объема ее
порового пространства при ионнообменной адсорбции.
Величина изменяется в зависимости от природы
обменивающихся ионов, температуры, водородного
показателя рН.
Максимальные значения характерны для пород, имеюших в
составе глинистой составляющей – монтмориллонит. Далее
в порядке убывания – гидрослюды, каолинит,лимонит,
боксит.

86.

87.

88.

Однако при равных относительных удельных поверхностях можно
получить резко различные значения ЕДА – максимальные при присутствии в слое
противоионов и свободном растворе ионов калия и минимальные при наличии в
тех же частях порового электролита иона кальция (рис.4.5).
Рисунок 4.5 – Зависимости EДА=f[lg(C0/C)] для различных пород (Со=0,01 H),
насыщенных катионами К+(а), Na+(б) и Са2+(в) [по Б. Ю. Вендельштейну]:
1 – зависимость EДА=f[lg(C0/C)]; 2–10 – зависимости EДА=f[lg(C0/C)], соответственно для уральской
огнеупорной глины, каолина, гжельской глины, кила крымского, маршалита, боксита, ухтинской
зеленой глины, джебольского бентонита и аскангеля

89.

Электрохимическая
диффузионно-адсорбционная
активность.
Способность пород поляризоваться на контакте с электролитом или другой
влажной породой и создавать в этих условиях разные диффузионноадсорбционные потенциалы называется электрохимической диффузионноадсорбционной активностью.
Мерой электрохимической активности данного образца породы является
величина
Е ЕД
АДА K ДА K Д ДА
,
(4.8)
lg C 0 C i
где С0 и Сi – концентрации электролита соответственно в порах породы и на
контакте с ней.
Значения AДА обусловливаются составом фаз пород, их структурой,
температурой и давлением.
При анионном виде адсорбции (C0 = const, C1/C2 = 10) и породе,
насыщенной и соприкасающейся с растворами NaCl, предельное значение
диффузионно-адсорбционной активности для породы с очень большими SV/wп
(например, пластичной глины) AДА =70 мВ
При тех же условиях и катионной адсорбции (в потенциалопределяющем
слое находится катион) AДА = -46 мВ.

90.

91.

92.

93.

94.

3. Оценка смачиваемости через параметр
диффузионно – адсорбционная активность Ада
Диффузионно-адсорбционная активность это параметр,
характеризующий способность пород поляризоваться на контакте
различных фаз. Численно определяется как разность между диффузионноадсорбционным потенциал (Uда), обусловленным прежде всего ДЭС
(влиянием поверхности порового пространства породы), и диффузионным
потенциалом (UД), обусловленным движением свободных ионов (Na+,
Cl -) через открытые поры породы.
Расчетная формула Ада = (Uда (ДЭС) – Uд) / (Lg С1 /С2 )

95.

Расчетная формула Ада = (Uда (ДЭС) – Uд) / (Lg С1 /С2 )
Поэтому, если нет ДЭС, т.е. поверхность порового пространства породы
гидрофобная, то Uда ≈ Uд и отличие параметра Ада от значения 0 будет
определяться абсолютной погрешностью определения Ада, поэтому в
качестве
критерия
оценки
пространства
гидрофобности
поверхности
порового
рекомендуются значения Ада в интервале
(0 - ∆Ада).
Следует отметить: чем больше отличие значений Ада от ΔАда, , тем в
большей
степени
гидрофильной
пространства породы.
будет
поверхность
порового

96.

97.

98.

Рис.2. Электрохимическая схема для измерения диффузионно – адсорбционного потенциала Uда .

99.

100.

101.

102.

2 Фильтрационные поляризация, потенциалы и
электрохимическая активность горных пород
При фильтрации электролита, находящегося в порах, через образец породы
длиной l возникают потоки ионов в направлении градиента давления Δр/l.
Происходит смещение диффузной составляющей и соответственно смещение ζ

103.

Здесь Аф – величина, названная фильтрационной электрохимической
активностью. Она показывает, что на единицу приложенной разности давлений
Δр удельного электросопротивления ρв порового электролита у разных пород
можно получить неодинаковые разности фильтрационных потенциалов Uф и тем
значительнее, чем больше дзета-потенциал породы, ее диэлектрическая
проницаемость, меньше коэффициент вязкости насыщающей поры жидкости.
Величина Аф определяется толщиной ДЭС и структурой порового пространства
породы, которая характеризуется радиусами капилляров разного сорта, а также
их соотношением в объеме образца

104.

Окислительно-восстановительная активность горных пород
Окислительно-восстановительная
электрохимическая
активность
характерна для минералов с электронной проводимостью и пород с высоким
содержанием этих минералов. Она обусловлена процессами электродной
поляризации и окислительно-восстановительными реакциями, происходящими
на границе электронно-проводящего минерала с окружающей средой.
Окислительно-восстановительные реакции. Различные минералы и
горные породы (сульфиды металлов, железные руды, графит, антрацит и т.д.) в
условиях
естественного
залегания
подвергаются
окислительновосстановительным реакциям. Вид этих реакций определяется химическим
составом минерала или минеральным составом породы, водородным рН и
окислительно-восстановительным Еh фактором среды, температурой,
химическим составом и концентрацией электролитов в контактирующих с
минералом водах.

105.

Окислительно-восстановительные реакции также приводят к появлению
заряда на поверхности минерала или породы и образованию двойного
электрического слоя. При протекании окислительной реакции поверхность
окисляемого металла заряжается отрицательно, а раствор положительно. При
восстановительной реакции знак твердой фазы и раствора близ границы с ней –
противоположный указанному для окислительной реакции.
Величины ЭДС окислительно-восстановительного происхождения в
разрезах осадочных, магматических и метаморфических пород достигают сотен
милливольт, значительно превышают значения ЭДС диффузионного и
фильтрационного происхождения. Максимальные аномалии СП такого
происхождения наблюдаются в скважинах, пересекающих, рудные тела или
пласты антрацита, в которых содержание минерала с электронной
проводимостью достаточно высоко для образования единой токопроводящей
системы.

106.

EДA при ρФ =const.

107.

Поляризуемость и диэлектрическая проницаемость горных
пород

108.

Образование химических соединений обусловлено возникновением химической связи
между атомами в молекулах и кристаллах.
Химическая связь - это взаимное сцепление атомов в молекуле и
кристаллической решётке в результате действия между атомами электрических
сил притяжения.
Появление атомной модели Бора, впервые объяснившей строение электронной
оболочки, способствовало созданию представления о химической связи и её
электронной природе. В соответствии с моделью Бора электроны могут занимать в атоме
положения, которым отвечают определенные энергетические состояния, т. е.
энергетические уровни.
Она может быть образована атомами одного итого же элемента и тогда она
неполярная; например, такая ковалентная связь существует в молекулах
одноэлементных газов H2, O2, N2, Cl2 и др.
Ковалентная
связь
может
быть
образована
разных
элементов,
Ковалентная связь
образуется
за счёт общих
электронных
пар, возникающихатомами
в оболочках связываемых
атомов.
сходных по химическому характеру, и тогда она полярная; например,
такая ковалентная связь существует в молекулах H2O, NF3, CO2.

109.

Поляризация под воздействием внешнего поля

110.

111.

Атомная поляризация наблюдается у пород с валентными кристаллами
из разносортных атомов. Последние связаны в молекулы силами обменного
взаимодействия валентных электронов (ковалентная связь), и электроны
внешних оболочек перераспределяются между атомами несимметрично,
смещаясь в направлении атомов, имеющих более сильные связи; поэтому атомы
приобретают заряды различной полярности. Поляризация под действием поля
возникает в результате относительного смещения в молекулах заряженных
атомов различного сорта. Атомная поляризация Р а .ср Р э .ср и устанавливается за
время 10-11 – 10-13 с, несколько большее времени становления электронной
поляризации.

112.

Поляризация ионного упругого смещения предполагается у кварца,
корунда, кальцита. Она возможна и в других ионных кристаллах (галит, сильвин
и т. д.), кристаллическая решетка которых содержит плотноупакованные разнотипные ионы. Данная поляризация в электрическом поле сводится к смещению
ионов разного знака от положения их равновесия в кристаллической решетке.
Она появляется за время 10-13 – 10-14 с.
Ионная поляризация слабо зависит от частоты (до частоты инфракрасной
области спектра). С ростом температуры поляризуемость увеличивается из-за
ослабления упругой связи между ионами. Поляризация растет у минералов, ионы
и
которых имеют большое значение отношения 3 (αи – поляризуемость
rи
молекулы ионного кристалла; rи – радиус иона).

113.

114.

3.Структурная поляризация. Возникает в неоднородных ионопроводящих
породах. f = 10 – 103 Гц, τ =10-6 – 10-3 с.
Ионно-релаксационная тепловая поляризация возможна у ионных
кристаллов со слабосвязанными ионами, возникновение которых вызывается
дефектами
и особой
структурой
кристаллической
решетки. Минералы и породы,
дефектами и особой
структурой
кристаллической
решетки
в составе которых содержатся эти кристаллы, имеют также электронную и
ионную поляризацию. Слабосвязанные ионы при тепловом движении срываются
с мест их закрепления и перемещаются в кристаллах на расстояния, сравнимые
с межатомными, преодолевая потенциальный барьер. Внешнее поле создает
избыточный переброс ионов в своем направлении, что приводит к поляризации
породы. Этот процесс компенсируется обратной диффузией ионов.
Время релаксации и траектории полярных молекул и слабосвязанных
ионов при тепловой поляризации определяются структурой и температурой
пород.
Электронно-релаксационная поляризация возникает из-за избыточных
«дефектных» электронов или «дырок», которые активизируются тепловой
у раздела фаз
энергией.

115.

Суммарная поляризация и диэлектрическая проницаемость
Суммарная поляризация складывается из различных видов поляризации,
возможных у данного минерала или породы при определенных частоте
электрического поля, температуре и давлении. Наибольших значений она
достигает у электронно-ионно-проводящих и структурно-неоднородных пород в
постоянном, достаточно напряженном и длительно действующем электрическом
поле, при низких температурах и давлениях. Средняя результирующая
поляризация представляет собой алгебраическую сумму отдельных видов
поляризации электронно-ионно-проводящих пород

116.

117.

Все виды поляризации, успевшие развиться за время обработки пород
током, способствуют возникновению в них внутреннего поля, которое
направлено обратно к полю приложенному. Вследствие этого напряженность Еср
приложенного к породе электрического поля ослабляется по сравнению с напряженностью Е0cp среднего поля в вакууме. Ослабление характеризует
Е0 ср
безразмерная
величина
,
названная
диэлектрической
Еср
проницаемостью. Она показывает, во сколько раз напряженность
электрического поля в диэлектрике (породе) ослабляется по сравнению с его
напряженностью в вакууме.

118.

При заданном значении Еср диэлектрическая проницаемость определяет
поляризацию только относительно слабо проводящих сред. В хорошо
проводящих веществах заряды будут перемещаться (мигрировать) до
выравнивания их потенциалов, т. е. до того, как разность потенциалов U между
зарядами окажется равной нулю. Это ослабляет взаимодействие зарядов и
приводит к тому, что в природных проводниках и хорошо проводящих
U
полупроводниках Еср 0 (d – пройденный зарядом путь), а ε стремится к
d
бесконечности.

119.

120.

121.

122.

123.

124.

125.

126.

127.

128.

129.

130.

131.

132.

Горным породам присущи все составляющие токов, так как проводящие
компоненты (например, зерна самородных металлов) смешаны с изоляторами
(например, кварцем) и электролитом (природная вода).
При наложении на породу переменного электрического поля часть его энергии
теряется (переходит в тепло). Эти потери нередко значительно превышают те
же потери в постоянном поле и называются диэлектрическими. Они
подразделяются на потери от проводимости, релаксации, определяемые
тепловой поляризацией и связанные с другими видами поляризации.
Диэлектрические потери характеризуются отношением активного тока к
реактивному или значением угла δ диэлектрических потерь в треугольнике
токов и напряжения

133.

Отношение активной и реактивной составляющих плотности тока
определяет тангенс угла диэлектрических потерь:
j а j скв j абс . а
.
tg
j p j см j абс . р
Угол δ дополняет до 90° угол сдвига фаз между полным
переменным током, протекающим через конденсатор с
образцом-диэлектриком, и напря-жением между его
пластинами.
Векторная диаграмма распределения токов и напряжений в породе

134.

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Под
магнетизмом
понимают
особую
форму
материальных
взаимодействий,
возникающих
между
движущимися
электрически
заряженными частицами. В петрофизике магнетизм проявляет себя как
способность горных пород и минералов намагничиваться в магнитном поле,
изменять его и иногда сохранять намагниченное состояние после прекращения
действия поля. В результате намагничивания любой объем породы приобретает
магнитный момент. Магнетизм проявляется при взаимодействии двух
намагниченных образцов пород или образца породы и проводника, по которому
течет ток; его определяют концентрация и распределение в породе магнетиков
различных типов, их химический состав, структура кристаллической решетки
минералов, в частности, тип связи в ней атомов или ионов. Магнитные свойства
зависят от происхождения и условий жизни пород. Они изменяются с
изменением состава и структуры пород, термобарических условий их залегания,
По типу магнетизма выделяются диа- и парамагнитные химические минералы, и
образующие все главные породообразующие минералы, и ферримагнитные,
ферро- и антиферромагнитные элементы и минералы.

135.

136.

Как видно из рисунка 5.2 намагниченность диамагнитных
минералов пропорциональна напряженности Н магнитного поля,
но противоположна ей по знаку. Последнее является основным
признаком диамагнитных минералов

137.

138.

139.

140.

141.

142.

143.

144.

145.

146.

Осадочные породы
Главные породообразующие минералы этих пород: кварц, полевые шпаты,
кальцит, доломит, гипс, ангидрит, галит, силивин и другие – диа- или
парамагнитны; второстепенные: биотит, пирит, ильменит, сидерит, хлорит,
глинистые минералы – парами параферримагнитны; акцессорные: магнетит,
маггемит, гематит, гетит, гидрогетит, гидрогематит и лепидокрокит – ферро- или
ферримагнитны. Таким образом, магнетизм осадочных пород связан в основном
с их акцессорными минералами.

147.

содержания и распределения в его объеме ферри- и редко ферромагнитных
минералов. Значения χ изменяются от -0,4∙10-5 до 1 ед. СИ.
Жидкая фаза. Вода и нефть диамагнитны (для нефти χ = -1,04∙10-5 ед. СИ,
для воды χ = 0,9∙10-5 ед. СИ), т.е. эти компоненты природных жидкостей
практически не магнитны. Минерализация вод мало влияет на их магнитные
свойства, так как обычные для них соли (NaCl, CaCl2, MgCl2 и др.) также
диамагнитны.
Газовая фаза. Эта фаза пород, представленная воздухом, еще слабее
намагничивается и имеет меньшую восприимчивость по сравнению с жидкой
фазой, и все ее компоненты, за исключением кислорода, диамагнитны.
Поскольку магнитная восприимчивость парамагнитного кислорода
значительно превосходит χ других газов, его содержание в воздухе по объему
относительно велико, а χ = 0,17·10-5 ед. СИ, то воздух также является
парамагнетиком, и его а χ = 0,04·10-5 ед. СИ.

148.

Максимальные значения ϰ установлены у песчаников и алевролитов
вблизи источников сноса, и они обусловлены относительно высокой
концентрацией магнетита. Повышенная магнитная восприимчивость (125 –
625)·10-5 ед. СИ наблюдается у некоторых сидеритово-обломочных пород.
Наименьшей магнитной восприимчивостью (обычно <30∙10-5 ед. СИ)
обладают известняки, доломиты, ангидриты, гипсы, каменная соль и угли.
Ангидриты, гипсы, каменная соль, чистые разности известняков, угли,
содержащие в основном диамагнитные минералы, могут быть также
диамагнитны.
Для осадочных пород характерна анизотропия магнитной
восприимчивости: λϰ=(ϰmax – ϰmin) / ϰср.
Она достигает максимальных значений (λϰ = 1,5) у сильно
метаморфизованных осадочных пород. Анизотропия ϰ осадочных пород
складчатых районов больше анизотропии магнитной восприимчивости пород
платформенных областей.

149.

Магнитные свойства магматических пород определяет магнетизм их
твердой фазы. Высокую и повышенную магнитную восприимчивость этого
компонента объясняют наличием в его составе: магнетита, гематита, минералов
титаномагнетитовой и гемоильменитовой серий. Реже такие значения ϰ можно
связать с содержанием в твердой фазе маггемита, якобсита, магнезиоферрита и
пирротина. Эти минералы появляются как одновременно с образованием
породы, так и в процессе ее жизни. Важнейшими из них являются магнетит,
титаномагнетиты и гемоильмениты; они возникают практически во всех
изверженных породах на разных стадиях магматического процесса.
Отличительными
особенностями
естественного
остаточного
намагничивания являются: 1) неоднородность по значениям и направлению даже
в пределах одного массива магматических пород; 2) относительно высокие
значения для некоторых пород; 3) устойчивость к размагничиванию. С ростом
температуры термоостаточное намагничивание уменьшается и достигает
нулевых значений при точках Кюри.
У магматических пород обычная точка Кюри близка к 585 °С

150.

– Классификация горных пород по значениям
их магнитной восприимчивости
Группа
Характеристика пород
по магнитной восприимчивости
Индекс
группы
Интервалы значений для групп
ϰ.10-5, ед. СИ
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
Очень слабо намагничивающиеся
Слабо намагничивающиеся
Средне намагничивающиеся
То же
Хорошо намагничивающиеся
То же
Сильно намагничивающиеся
То же
Очень сильно намагничивающиеся
То же
А
Б
В
Г
Д
Е
Ж
З
И
К
0-100
100-300
300-700
700-1500
1500-3000
3000-6000
6000-12000
12000-20000
20000-40000
>40000

151.

152.

УПРУГИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Упругость – свойство пород сопротивляться изменению размеров, объема
и нередко формы под внешним воздействием (внешняя нагрузка, объемная сила,
нагрев и т.д.) и полностью или частично возвращаться к первоначальному
состоянию, если внешнее воздействие на породу устранено и не превосходило
предела упругости.
Способность пород деформироваться, передавать с определенной
скоростью и на определенные расстояния колебания упругости, а также
поглощать и рассеивать энергию упругости характеризуется рядом
петрофизических величин, определенным образом связанных с другими их
характеристиками, а также температурой и давлением.

153.

154.

155.

156.

157.

158.

иговым (касательным) напряжением и сдвиговой деформацией:
G
E
.
2 1
Модули Е, G и К имеют размерность напряжения, а единицами их измерения в
СИ являются Н/м2 или Па, ν – безразмерна

159.

160.

Для идеально упругих изотропных горных пород скорости распространения продольных и поперечных волн можно выразить следующим образом:
E 1
K 4G 3
2
υР
п 1 1 2
п
п
Е
G
.Vp
п 2 1
п
п
где п – плотность породы. Соотношение скоростей продольной и поперечной
υP
2 1
волны
. Поскольку коэффициента Пуассона ν изменяется в
υS
1 2
P
2 , а для наиболее
пределах 0,04-0,5, всегда имеет место неравенство
S
P
1,73 , т.е. скорость продольной волны всегда
типичного значения ν = 0,25,
S
больше скорости поперечной волны.
υS

161.

В жидком или газовом компоненте породы распространяются только
волны, связанные с изменением его объема – продольные волны сжатия и
растяжения.
В идеальном газе и жидкости, где звук не затухает, волны упругости
распространяются со скоростью
р0 ср
1
,
υР
а
При температуре 20°С и давлении 0,1 МПа скорость υР в воде (1500 м/с)
больше скорости в нефти (1300 м/с), и обе они значительно превышают υР в
воздухе (330 м/с) и метане (490 м/c

162.

163.

Для однотипных осадочных пород, поровое пространство которых
заполнено однородной жидкостью скорость продольной волны будут
определяться, прежде всего, объемом пустот в объеме породы, т.е.
коэффициентом пористости. Чем выше пористость породы, тем меньше ее
плотность и ниже скорость продольной волны.

164.

165.

166.

167.

168.

Для карбонатных пород, при одинаковой величине общей пористости,
условия распространения упругой волны в породе зависят от наличия в ней
каверн и трещин. Отдельно расположенные каверны характеризуются
минимальной, по сравнению с другими пустотами, сжимаемостью, поэтому
скорость волны в них больше, а Δt меньше. Значения скорости волны для
кавернозных пород, обнаруживают выраженную зависимость еще и от
отношения длины волны λ к поперечному размеру d отдельных каверн и пор: с
уменьшением λ/d интервальное время уменьшается, совпадая со значением
интервального времени скелета, т.е. в случае редко расположенных пор и каверн
большая часть энергии волны распространяется по непористому скелету, минуя
каверны. Сжимаемость трещин в упругом массиве выше, чем межзерновых пор,
поэтому при том же значении общей пористости в трещиноватой среде t больше,
чем в пористой.

169.

170.

Анализ литературных данных (Багринцева
В.А.Кошляк, 2002г.) и
анализ экспериментальных исследований показал, что по величинам t породы со
сложной структурой порового пространства подразделяются:
- матрице породы соответствуют t < 180,0 мкс/м;
- породам с межзерновой (блоковой) структурой пустот соответствуют значения t в
интервале (180,0 ÷ 192,0) мкс/м;
- породам с каверно – трещиноватой
структурой пустот (с широко развитой
микротрещиноватостью) соответствуют значения t в интервале (192,0 ÷ 210,0)
мкс/м;
- породы с t > 210,0 мкс/м относятся к трещинно – каверновым коллекторам.

171.

172.

173.

174.

175.

176.

177.

178.

179.

180.

250,00
t, мкс/м
200,00
150,00
100,00
50,00
0,00
0,0000
2,0000
Кп,%
4,0000
6,0000
8,0000
y = 4,3011x + 173,79
R² = 0,7053

181.

182.

183.

184.

185.

186.

187.

188.

189.

190.

191.

192.

Переход от одного к другому радиоактивному, а затем устойчивому
изотопу совершается путем α- и β-распадов. В урано-радиевом ряду имеется 12
α-, 11 β- и 11 γ-излучателей. В актиниевом ряду 10 α-, 7 β- и 6 γ-излучателей. В
ториевом ряду число α-излучателей снижается до 8, β- и γ-излучателей до 6.

193.

194.

195.

196.

197.

По уровню радиоактивности наиболее распространенные минералы
подразделяются на 4 группы:
1. В первую группу с низкой радиоактивностью относят основные
породообразующие минералы (кварц, кальцит, доломит, акгидрит, ),
активность меньше 4 Бк/кг;
2. Группа с нормальной радиоактивностью - активность от 4 до 40 Бк/кг
(биотит, корунд, турмалин и т.д.);
3. Группа минералов сповышенной радиоактивностью – активность от 40
до 400 Бк/кг (апатит, ильменит, магнетит, …);
4. Группа высокой радиоактивности – активность более 400 Бк/кг
(монацит, циркон,…..).

198.

199.

200.

201.

202.

203.

204.

205.

206.

207.

208.

209.

210.

211.

212.

213.

214.

215.

216.

217.

218.

219.

220.

221.

222.

223.

224.

225.

226.

227.

228.

229.

230.

231.

232.

233.

234.

235.

236.

237.

238.

239.

240.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
Кобранова В.Н. Петрофизика. –М.: Недра», 1986.
Добрынин В.М., Вендельштейн В.Ю., Кожевников Д.А. Петрофизика.
М.: «Недра», 1991.
Физические свойства горных пород и полезных ископаемых
(петрофизика). Справочник геофизика. М., «Недра», 1976.
Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. – М: «Высшая
школа», 1974.
Элланский М.М. Петрофизические основы комплексной
интерпретации данных геофизических исследований скважин.
Издательство ГЕРС, 2001.
В.С.Зинченко. Петрофизические основы гидрогеологической и
инженерно-геологической интерпретации геофизических данных.
Москва: Издательство АИС, 2005 г.
В.М. Добрынин, Б.Ю. Вендельштейн, Р.А. Резванов, А.Н. Африкян.
Промысловая геофизика. Москва: Издательство «Нефть и газ»,2004г

241.

8.
9.
Методические рекомендации по подсчету геологических запасов
нефти и газа объемным методом. Под редакцией В.И.Петерсилье,
В.И.Проскурина, Г.Г.Яценко. - Москва - Тверь: ВНИИГНИ, НПЦ
‘Тверьгеофизика”, 2003.
Джебар Тиаб Эрл Ч. Доналдсон. Петрофизика: перевод с английского Углов М.Д. под редакцией Петерсилье В.И, Былевского Г.А.
- Москва, ООО “Премиум Инжиниринг”.