Бурение грунтовых зондов, установка энергетических колодцев

Происхождение и строение анизотропных пород

Важнейшее влияние на искривление скважин оказывает анизотро­пия горных пород. Анизотропия (от греч. а«/ям — неравный и (горой — направление) — неодинаковость свойств некоторой среды в разных направлениях.

Анизотропией обладают некоторые природные материалы, в том числе многие кристаллы, дерево, а также искусственные продукты: текстолит, стеклопластик, фанера и другие комбинационные материалы,
металлы, которые приобретают ее в процессе ковки, штамповки, прокатки и т. д. Неодинаковость свойств в разных направлениях присуща и целым массивам горных пород, причем эти массивы могут быть сложены из упорядоченных определенным образом анизотроп­ных кристаллов, а могут представлять собой тонкослоистую массу, состоящую из мелких и мельчайших частиц анизотропных и изотроп­ных кристаллов и их обломков.

Выделяется неодинаковость электрических, акустических, тепло­вых, механических и многих других свойств материалов. С позиций направленного бурения наибольший интерес представляет анизотро­пия механических и некоторых физико-технических свойств, в част­ности анизотропия буримости горных пород.

Анизотропными могут быть любые породы — магматические, оса­дочные и метаморфические. При этом анизотропия может быть при­суща породам с момента их образования, а может появиться в про­цессе изменения, чаще всего при динамометаморфизме.

Анизотропия пород внешне может быть оценена через текстуру, т. е. совокупность признаков ее строения, выражающих закономерно­сти расположения слагающих ее частей и форму отдельных элементов.

В анизотропных горных породах интенсивность искривления сква­жин при определенных условиях может быть во много раз больше, чем в изотропных. При этом попытки бороться с искривлением обыч­ными методами, как правило, не приносят положительных результа­тов. Это объясняется тем, что процесс искривления формируется на забое скважины при силовом взаимодействии породоразрушающего ин­струмента и горной породы. Использование жестких удлиненных ком­поновок низа бурильной колонны для предотвращения искривления малоэффективно, поскольку они имеют малую чувствительность и не­достаточно оперативно реагируют на отклонение скважины.

Применение современных раскрепляемых отклонителей позволяет ликвидировать последствия чрезмерного искривления на отдельных отрезках скважины, но поскольку естественное искривление происхо­дит непрерывно, то использовать отклонители нужно слишком часто, а это связано с большими непроизводительными затратами средств и времени и снижением коммерческой скорости бурения скважины.

Анизотропия пород диктует свои условия при направленном бу­рении скважин.

В связи с этим необходимо изучение процессов, происходящих при искривлении скважин в анизотропных породах с целью использова­ния этих знаний при проектировании траекторий скважин и создании технологий управления искривлением. Создавая технические средства для направленного бурения скважин в анизотропных породах, необ­ходимо руководствоваться тем, что они должны быть принципиально новыми и базироваться на знаниях закономерностей взаимодействия породоразрушающего инструмента с горной породой.

Магматические породы образуются при подъеме магмы из земных недр и остывании ее на поверхности или в глубине земли и могут иметь однородную или директивную текстуру. Если порода на разных участках имела одинаковые условия кристаллизации, то она характе­ризуется однородной текстурой и изотропией свойств. При этом не наблюдается какой-либо преимущественной ориентировки породооб­разующих минералов.

Директивные текстуры образуются в магматических породах в том случае, когда в текущей или остывающей магме происходит одинако­вая ориентировка минералов, имеющих уплощенную или вытянутую форму, либо происходит образование слоев разного состава. Среди ди­рективных текстур выделяют линейные, трахитоидные, полосчатые и флюидальные. Породы с такими текстурами характеризуются анизо­тропией свойств, причем степень анизотропии зависит от уровня со­вершенства текстуры.

Линейная текстура (рис. 11.19, а) может наблюдаться в горных по­родах, включающих призматические минералы (пироксены и амфи­болы), если они ориентируются своими длинными осями в направ­лении движения магмы. Такие текстуры свойственны габбро-амфибо­литам, диабазам, ортоамфиболитам и другим породам.

Трахитоидная текстура появляется при расположении уплощен­ных и таблитчатых минералов в субпараллельных плоскостях, назы-

г д Рис. 11.19. Текстуры магматических пород:

а — линейная текстура лерцолита, обусловленная субпараллельным расположением моноклинального пироксена и более мелких кристаллов оливина; б — трахитоидная текстура нефелинового сиенита за счет субпараллельной ориентировки таблитчатых индивидов полевого шпата и призм щелочного амфибола и эгирина; в — полосчатая текстура крупнозернистого амаскита, обусловленная чередова­нием прослоечков, в большей или меньшей степени обогащенных цветными минералами лепидоме — ланом и амфиболом; «?—флюидальная текстура липаритового порфйра; полости, образовавшиеся при течении вязкой кислой лавы, заполнены кристаллизовавшимся в них зернистым кварцем:

д — массивная текстура долерита

ваемых плоскостями трахитоидности, расположение которых обычно контролируется направлением движения потока магмы. Основная масса таких пород по внешнему виду напоминает картину, наблюдаемую при сплаве леса. На рис. 11.19, б изображен нефелиновый сиенит, об­ладающий трахитоидной текстурой, близкой к совершенной. Подоб­ными текстурами могут обладать трахитоидные габбро, порфировид­ные граниты, диорит-порфириты, амфиболовые сиениты, трахиты и другие породы.

Полосчатая текстура характеризуется чередованием в горной по­роде субпараллельно расположенных полос или слоев разного состава и структуры, образованных направленным движением охлаждающей­ся магмы (см. рис. 11.19, в). Полосчатая текстура часто наблюдается в миаскитах, гнейсовидных рисчорритах, габбро-лабрадоритах, доле — ритах.

Флюидальная текстура характеризуется наличием очень мелких иголь­чатых и пластинчатых кристаллов, включенных в вулканическое стек­ло и ориентированных длинной стороной в определенном направле­нии, обычно вдоль направления движения лавы (см. рис. 11.19, г), например в дацитовых и липаритовых порфирах, обсидианах.

Массивными текстурами часто обладают долериты (см. рис. 11.19, д), базальты, диориты и другие горные породы, которые не затронуты динамометаморфизмом.

Анизотропия осадочных пород

Осадочные породы образуются за счет разрушения материнских пород, переноса продуктов разрушения и образования осадков. Оса­док за счет внутренней энергии и ресурсов постепенно превращается в плотную, а часто и в сцементированную породу. Попадая на боль­шие глубины, осадочные породы изменяются и превращаются сначала в метаморфизованные осадочные породы — глинистые и другие слан­цы, песчаники и т. д., а затем — в метаморфические породы — крис­таллические сланцы, гнейсы и др.

К числу важнейших первичных текстур осадочных пород относятся все проявления слоистости. Слоистость образуется благодаря обособ­лению слоев различной толщины или согласованной ориентировке от­дельных компонентов породы. Различаются следующие три основные формы слоистости: собственно слоистость, слойчатость и слоеватость.

Собственно слоистость выражается в образовании индивидуальных слоев, которые обособляются друг от друга или вследствие различия в составе, или благодаря наличию слоевых швов, являющихся следст­вием пауз в осадконакоплении.

Слойчатость — это внутренняя текстура слоев, результат захороне­ния поверхностных текстур, микрорельефа дна. Слойчатость порожда­ется более или менее ритмичными колебаниями интенсивности тех или иных факторов осадконакопления, в результате чего возникают перво­начально горизонтальные или наклонные слойки.

Слоеватость — это слабая форма развития слоистости, которая ха­рактеризуется ориентированностью части или большинства уплощен­ных частиц породы, не приводящей к возникновению слойков. Слое­ватость иначе называют пунктирной или прерывистой слоистостью. Если слоеватость характеризуется одинаковой ориентировкой основ­ных или часто встречающихся и достаточно равномерно распределен­ных компонентов породы, то ее называют сильно выраженной или сплошной.

Слоистую, слойчатую и слоеватую текстуры (рис. 11.20, а, 6) часто имеют аргиллиты, алевролиты и их туфы, алевритовые гидрослюдистые глины и другие породы осадочного комплекса. Как видно из условий формирования осадочных пород, они не могут рассматриваться как тела, сложенные определенным образом ориентированными анизотроп­ными кристаллами. Однако и первичные осадочные породы обладают в массиве анизотропными свойствами, как и любой другой слоеный материал. Физическая природа анизотропии осадочных пород сущест­венно отличается от анизотропии свойств, например, магматических пород и не может объясняться особенностями упаковки единичного кристалла вытянутой формы.

Анизотропия метаморфических пород представляет наибольший ин­терес с позиции анизотропии свойств. Процессообразование этих пород может сопровождаться изменением химического состава породы, на­рушением имеющихся и созданием новых текстур и структур. К числу главных видов метаморфических пород относят различные сланцы (гли­нистые, филлитовые, кристаллические), гнейсы, амфиболиты, мигма­титы, кварциты, роговики, мраморы и др.

Текстуры метаморфических пород подразделяют на три группы: такситовые, остаточные и массивные. Такситовые текстуры включают группу ориентированных текстур, которые можно условно разделить на линейно-параллельные и плоскопараллельные. К плоскопараллельным могут быть отнесены полосчатые, или слоистые, текстуры, а также слан­цеватые, или пластинчатые. К линейно-параллельным относят линей­ные или вытянутые, а также стебельчатые, или карандашные, текстуры.

а б в Рис. 11.20. Текстуры осадочных пород: а — первичная линзовидно-слоистая текстура, возникшая в результате собирательной кристаллиза­ции; о —слоевая текстура кварцево-грауваккового песчаника зоны глубокого метагенеза; в —массив­ная текстура мелкозернистого кварцевого песчаника с контактовым кварцевым цементом и участ­ками бесцементного сочленения зерен

текстуры метаморфических пород:

а — тонкослоистая текстура в магнетитовом микрокварците (прослойки магнетита в квар­це различного состава и структуры имеют мощность 1—2 мм и меньше); б —сланце­вая текстура кварц-биотитового сланца, со­стоящего из биотита, кварца и единичных зерен рудного минерала (слева — перпенди­кулярно сланцеватости, справа — параллельно

Рис. 11.22. Линейно-параллельные текстуры метаморфических пород: а — стебельчатая текстура кварцита (тонко — размолотая основная ткань цементирует уд­линенные агрегаты зерен кварца и от­дельные зерна кварца); б —линейная текс­тура антофиллитового кристаллического сланца, состоящего из преобладающих изо­метрических зерен кварца и тонких длин­нопризматических субпараллельно ориен-

сланцеватости)

тированных зерен антофиллита

Линзовая, или свилеватая, текстура в зависимости от формы линз и степени совершенства может относиться к одной или другой из на­званных уже групп текстур.

Полосчатые текстуры (рис. 11.21, а) характеризуются чередованием полос или слоев различного состава, структуры, цвета и т. д. Полос­чатые текстуры могут иметь биотитовые филлиты, слюдяные микро­сланцы, кварц-серицитовые микросланцы, биотит-силлимонит-плаги — оклазовые сланцы и другие породы.

Сланцеватые текстуры образуются в тех случаях, когда в горных породах параллельно сланцеватости располагаются пластинчатые, или чешуйчатые, минералы. На рис. 11.21,6 сопоставлены два разно ори­ентированных разреза одной и той же породы — кварц-биотитового сланца: слева — перпендикулярно сланцеватости и справа — параллель­но сланцеватости. В первом случае отчетливо видна сланцеватая текс­тура, совершенно незаметная во втором случае. Сланцеватую текстуру могут иметь слюдяно-плагиоклазовые гнейсы, слюдяные сланцы, сери — цитовые песчаники и другие породы.

Стебельчатые текстуры (рис. 11.22, а) образуются в том случае, когда некоторые минералы (обычно это кварц и полевой шпат) составляют агрегаты, имеющие удлиненную форму в виде стержня или карандаша. Такую текстуру могут иметь некоторые разновидности гнейсов, квар­цитов и других пород.

Линейные текстуры (см. рис. 11.22, б) обусловлены наличием в ме — таморфитах субпараллельно расположенных удлиненных минералов, таких как волокнистая роговая обманка, силлиманит, дистен, корди- ерит, актинолит. Линейные текстуры встречаются у кордиерит-анти — фоллитовых кристаллических сланцев, актинолитовых, серицит-тур — малиновых сланцев, амфиболитов и других пород.

Рис. 11.23. Сложные текстуры метаморфических пород: а — линзовая и сланцевая текстура тремолит-тальк-хлоритового сланца; 6 — поперечно-сланцевая текстура биотитового микросланца (филлита); в — продольно-сланцевая текстура слоистого оттрелит-

мусковит-кварцевого сланца

Линзовые текстуры (рис. 11.23, а) образуются в тех случаях, когда на фоне основной ткани выделяются крупные линзовидные кристал­лы, чаще всего представленные полевыми шпатами. Линзовые тексту­ры свойственны тремолит-тальк-хлоритовым, эпидот-альбит-амфибо — ловым сланцам и некоторым другим породам.

При исследовании метаморфических пород необходимо уделять особое внимание характеру взаиморасположения разных ориентиро­ванных плоскостей или направлений, поскольку анизотропные свой­ства пород, а соответственно и закономерности естественного ис­кривления скважин тесно связаны с этим. Ориентировка этих плос­костей или направлений в пространстве может совпадать или не совпадать.

Так, на рис. 11.23,6 изображена поперечно-сланцеватая текстура биотитового микросланца. Порода состоит из мельчайших чешуек биотита с примесью хлорита, небольшого количества мельчайших зер­нышек кварца и микрозернистого рудного материала. Чередование слюдяных прослоев и прерывистых прослоечков рудного минерала создает слоистую текстуру. Четко выраженное взаимное параллельное расположение листочков слюды, ориентированное поперек слоистос­ти, обусловливает поперечно-сланцеватую текстуру породы.

На рис. 11.23, в приведена продольно-сланцеватая текстура ставро — лит-мусковит-кварцевого слоистого сланца. Текстура породы сланцева­тая (благодаря ориентированному расположению мусковита и ставроли­та) и слоистая, так как в породе наблюдаются почти чисто кварцевые прослои. Таким образом, эта текстура совмещает в себе одновремен­но признаки двух разных параллельных текстур.

Плойчатые текстуры возникают по сланцеватым текстурам, когда в породах развивается мелкая складчатость.

Нередко в метаморфических породах наблюдаются остаточные текс­туры. Это в первую очередь касается полосчатых и сланцеватых текстур, которые часто развиваются вдоль видимой и скрытой первичной слан­цеватости. В таких случаях метаморфизм вызывает усиление слои­стой текстуры осадочных пород, увеличивая степень ее анизотропии. Однако необходимо помнить, что в процессе изменения пород сте-

пень анизотропии может не только увеличиваться, но и уменьшаться. Например, преобразование рого­вой обманки в биотит и далее в мусковит приводит к увеличению степени сланцеватости первичной по­роды. Последующий процесс метасоматической гра­нитизации может привести к размягчению метасома­тической массы, стиранию сланцеватости и возник­новению массивных гранитоидов.

Массивные текстуры (рис. 11.24) свойственны изотропным породам и образуются в условиях, когда метаморфизм на всех участках исходной горной по­роды был одинаковым, не сопровождался кристалли­зационной сланцеватостью и когда исходные породы имели однород­ные текстуры. Массивные текстуры свойственны известковым скарнам, роговикам, метасоматическим гранитоидам и некоторым другим по­родам.

В метаморфических и метаморфизованных горных породах часто наблюдается кливаж — это густая сеть параллельных поверхностей с ос­лабленными в результате пластической деформации связями между час­тицами породы (без нарушения сплошности), по которым порода может раскалываться на очень тонкие пластинки. Кливаж хорошо прослежи­вается во многих породах, испытавших сжатие (при складчатости) или общий раскол. По поверхностям кливажа течения происходит ориен­тация отдельных частиц горной породы, обусловливающих анизотро­пию свойств. Обычно кливаж развивается параллельно основной струк­туре месторождения, но в некоторых случаях возникает веерообразный кливаж, сходящийся в направлении замка складки.

Наиболее опасен при направленном бурении скважин кливаж в том случае, когда он не совпадает с напластованием пород (сечет напла­стование). Это может наблюдаться в случае веерообразного кливажа либо тогда, когда кливаж подчиняется структуре более высокого по­рядка. В подобных ситуациях направленное бурение скважин ослож­няется в связи с тем, что разведочные линии проектируются вкрест простирания рудных тел, а скважины в процессе бурения отклоняются от этого направления, разворачиваясь по азимуту обычно в направле­нии, нормальном к линии простирания плоскости кливажа, поскольку плоскость кливажа (течения) связана с анизотропией массива пород, а нормаль к этой плоскости считается линией наименьшего сопротив­ления породы разрушению.

Кроме того, в зависимости от геологических условий на одном и том же месторождении могут быть выделены участки ютиважирован — ных и некливажированных пород. Причем разную степень кливажи — рованности могут иметь породы одного и того же наименования, оди­наковые по составу. Проиллюстрируем эти положения на примере геоло­гических особенностей Таштагольского железорудного месторождения.

Горные породы Таштагольского месторождения претерпели кли- важированность в разной степени, причем породы одного генезиса и
состава в некоторых случаях существенно отличаются друг от друга по этому показателю. Например, известняки отличаются весьма вы­держанными плоскостями делимости с гладкой поверхностью, спо­собной к отражению света. Известняки, отобранные с такой же глу­бины из разведочного квершлага, характеризуются невыдержанными плоскостями делимости с шероховатыми поверхностями. Магматиче­ские и пирокластические породы, как и осадочные, претерпели кли­важ в различной степени. Например, туфы трахитового порфира об­ладают четкой сланцеватостью, плоскости делимости характеризуются гладкой поверхностью, выдержаны. Породы такого же состава отли­чаются отсутствием кливажа, плоскости скола весьма неровные с ше­роховатыми поверхностями.

Рис. 11.25. Кливаж пере­секает слоистость в из — вестковистом туфопесча — нике под углом 45°; пес­чанистый материал лин­зовидной формы ориен­тирован параллельно плос­кости делимости

В осадочных породах отмечается разнооб­разное сочетание направлений слоистости и кливажа. По алевролитам, слоистость которых образована чередованием темно — и светло-се- рого материалов, хорошо развита система парал­лельных относительно слоистости поверхностей делимости или секущих ее под небольшим уг­лом. В то же время кливаж может пересекать­ся со слоистостью горных пород под углами до 90° включительно. Показательным в данном контексте считается мелкозернистый тонкосло­истый туфопесчаник (рис. 11.25), слоистость которого выражается изменением величины зе­рен и цветом переслаивающего материала, пре­терпевшего кливаж. Слоистость и плоскость делимости кливажа на срезе, параллельном простиранию, пересека­ются под углом, близким к 45°. Причем данный песчанистый мате­риал линзовидной формы ориентирован своей длинной осью не по слоистости, а параллельно плоскости делимости.

Приведенные материалы убедительно демонстрируют сложности, которые могут появиться перед исследователем закономерностей ес­тественного искривления скважин на месторождении сложного строе­ния с неравномерно распределенным и меняющим направление кли — важом течения. В такой ситуации неглубокое изучение вопроса мо­жет поставить исследователя в тупик, сформировав убежденность в отсутствие закономерностей искривления на месторождении и по­дорвать веру в возможность вообще разобраться с этим вопросом. И только тщательное изучение особенностей геологических струк­тур месторождения, сопровождаемое отбором и исследованием об­разцов ориентированного керна, позволяет вскрыть закономерности распространения плоскостей анизотропии массивов пород и обус­ловленные ими преимущественные направления движения буровых скважин.

На рис. 11.26 показано, как выглядит под микроскопом изотропная и анизотропная породы одного и того же наименования и состава,

Рис. 11.26. Туф трахитового порфирита: а —массивной текстуры, ув. 70, Ник.+; 6 — сланцеватой текстуры, ув. 70, Ник.+

имеющие разные текстуру и структуру. Туф трахитового порфирита псаммитовой структуры массивной текстуры представлен на рис. 11.26, а. Порода сильно хлоритизирована, карбонатизирована и окварцована. Обломки представлены довольно крупными выделениями плагиоклаза, эффузивами, основная масса которых полностью замещена хлоритом, кварцем и карбонатами. Ориентировка минералов относительно како­го-либо направления отсутствует, порода имеет изотропные свойства.

На рис. 11.26,6 также показан туф трахитового порфирита, отоб­ранный, как и предыдущий, на Таштагольском железорудном место­рождении. Порода характеризуется лепидогранобластовой структурой и сланцеватой текстурой и сложена в основном карбонатом, серици­том. Сеть тончайших субгоризонтальных полосок, пронизывающих весь образец, считается признаком наличия сланцеватости.

Карбонат и серицит, имеющие слабо асимметричную форму, вытя­нуты вдоль следов плоскостей сланцеватости. Порода имеет ярко вы­раженные анизотропные свойства.

Горная порода — уникальное образование, которое не поддается физическому моделированию и математической формализации, по­этому и процесс познания результатов взаимодействия породоразру­шающего инструмента с горной породой чрезвычайно сложен и дол­жен опираться на обширные эмпирические материалы, творчески осмысливаемые и интерпретируемые исследователем.

Ниже приведен пример, иллюстрирующий всю сложность направ­ленного бурения скважин в анизотропных породах и всю пагубность недооценки необходимости выявления закономерностей естественно­го искривления скважин.

Северо-западный участок Таштагольского месторождения в геологи­ческом отношении представлен частью крупной антиклинальной склад­ки, к крыльям и периклинальному окончанию которой приурочены линзообразные тела магнетитов. В связи с принятым положением о не­обходимости пересечения рудных тел по линии минимальной мощности на участке соответствующим образом ориентировались геологические разрезы, и скважины имели начальные азимуты заложения от 80 до 280°. Искривление скважин по азимуту на северо-западном участке было весьма интенсивным, особенно в периклинальном окончании складки.

Рис. 11.27. Горизонтальные проекции скважин и рудных тел северо-западного участка Таштагольского месторождения

Многие скважины в этой части практически на всей их протяженности приходилось удерживать на траектории с использованием специальных технических средств. Несмотря на принимаемые меры, некоторые сква­жины из-за чрезмерного азимутального искривления не были пробуре­ны до проектной глубины или не выполнили геологическое задание, например скв. № 382, № 382-а (рис. 11.27). Скважина 382 на глубине 1220 м развернулась параллельно рудному телу, несмотря на все усилия удержать ее на заданном азимуте. Поскольку на такой глубине вести работы по искусственному искривлению было практически невозмож­но, на глубине около 400 м был забурен второй ствол. Однако и этот ствол на глубине 1320 м развернулся параллельно рудному телу и так­же не выполнил геологическое задание, хотя на каждом из стволов было сделано по 25—30 постановок отклонителей.

В связи с этим возникла необходимость тщательного изучения за­кономерностей азимутального искривления, которое было выполнено при участии автора с использованием разработанного им статистиче­ского метода определения оптимальных азимутов скважин.

Исследования показали, что скважины тяготеют к азимутам 90, 180 и 270°. Это особенно хорошо иллюстрируют оба ствола скважи­ны № 389. С использованием раскрепляемых отклонителей скважину стремились удержать по азимуту 235°, осуществляя для этого десят­ки постановок, однако она разворачивалась либо по азимуту 180°, либо 270°. Это позволило предположить, что на их искривление ока­зывают влияние какие-то ориентированные геологические структуры, характеризующиеся анизотропными свойствами горных пород.

Для проверки этой гипотезы была изучена геологическая доку­ментация месторождения и проведены работы в горных выработках по определению элементов залегания горных пород и отбору образ­цов, ориентированных в пространстве. При этом из квершлага на глубине 600 м было отобрано более 50 ориентированных образцов горных пород. Выдвинутое предположение о наличии ориентирован­ной структуры на участке подтвердилось. Было определено, что складка рассечена системой параллельных трещин, характеризующихся ори­ентировкой минералов (кливаж осевой плоскости) по азимуту, близ­кому к 180°. Поэтому скважины стремились выйти на линию наи­меньшего сопротивления, имеющую широтное простирание, несмот­ря на все усилия вывести их траектории под острым углом к этой линии.

Проведенные исследования позволили выявить общие закономерно­сти азимутального искривления скважин месторождения, объяснить причины катастрофического искривления некоторых конкретных сква­жин, пробуренных в периклинальном замыкании складки, и дать ре­комендации об их рациональном заложении.

Природа анизотропии горных пород связана со строением анизо­тропных кристаллов.

Графит — полиморфная модификация кристаллического углерода. Атомы углерода в графите расположены слоями, каждый из которых представляет собой гексагональную сетку. Атомы в слое лежат прибли­зительно в одной плоскости. Каждый атом имеет в ближайшем окру­жении три атома на расстоянии 1,42 А. Совершенная спайность в графите проходит параллельно гексагональным слоям. Отдельные слойки в графите отстоят друг от друга на расстоянии 3,40 А (рис. 11.28, а). Графит обладает ярко выраженными свойствами механической анизо­тропии, легко разделяется на слойки по плоскостям спайности, но внутри слойка имеет высокую прочность.

Другой модификацией углерода, имеющей ярко выраженные свой­ства изотропного тела, считается алмаз. Кристаллическая структура алмаза (рис. 11.28,6) близка к кубической гранецентрированной ре­шетке, в которой атомы углерода размещены в вершинах элементар­ной кубической ячейки и в центрах ее граней. От обычной кубиче-

ской гранецентрированной решетки структура алмаза отличается на­личием четырех атомов углерода, размещенных в центрах четырех из восьми маленьких кубов элементарного куба. Каждый атом углерода в решетке очень прочно связан с четырьмя соседними тетраэдрически размещенными около него атомами. Межатомное расстояние в алма­зе составляет 1,54 А. Алмаз — изотропный минерал с очень высокой твердостью. Ниже приведены значения некоторых свойств графита и алмаза.

Графит 2220-2250 3,5-17	Алмаз 3510-3550 1800 10 ИЗ — 104
Плотность, кг/м3 ………………………….. Прочность при растяжении, МПа Твердость по шкале Мооса……………… Модуль Юнга, МПа………………………
0,5- 10“

Анизотропия свойств заложена в основе многих минералов. По крис­таллическим типам минералы подразделяют на гомодесмические и ге- теродесмические. Первые характеризуются структурами, в которых присутствуют связи одного типа, и они одинаковы по всем направ­лениям. Как правило, это кристаллы с ионной или ковалентной свя­зью. Вторые характеризуются тем, что в разных частях и по разным направлениям связи в них неодинаковы. Некоторые группы атомов соединены друг с другом одним типом связей, а соединение групп осуществляется другим типом связей. Эти минералы подразделяют на островные, цепочечные, слоистые и каркасные.

Симметрия свойств минерала зависит от характера упаковки ато­мов по разным кристаллографическим осям. В направлениях одина­ковой плотности упаковки атомов минералы имеют одинаковые свой­ства. По этому признаку минералы подразделяют на моноанизотропные и полианизотропные. Полианизотропные минералы имеют несколько осей симметрии свойств, моноанизотропные — одну ось симметрии. Моноанизотропией обладают в основном слоистые минералы, имеюг щие неопределенные соотношения продольных и поперечных разме­ров, остальные минералы из группы гетеродесмических, обладающие вытянутой формой и разной плотностью упаковки в нескольких на­правлениях, относят к полианизотропным разновидностям.

Важнейшей характеристикой анизотропии горных пород считается степень неодинаковости проявления ее свойств в разных направлениях, причем картина этой неодинаковости свойств в породах с различной текстурой может существенно отличаться. На рис. 11.29 в стилизован­ной форме приведены некоторые формы горных пород, позволяющие представить характер неодинаковости их свойств в разных направле­ниях.

На рис. 11.29, а представлена изотропная порода, свойства кото­рой во всех направлениях одинаковы. Изотропными считаются поро­ды, обладающие массивной текстурой. На рис. 11.29, б — порода, ко­торую можно назвать поперечно-анизотропной, поскольку в плоско­сти уОх свойства у таких пород одинаковы, т. е. продольная плос-

Рис. 11.29. Форма представления горных пород с позиций формирования свойств в разных направлениях: а — изотропная; б— поперечно-анизотропная; в — продольно-анизотропная; г — полианизотропная

кость уОх — плоскость изотропии, в которой лежит множество ли­ний наибольшего сопротивления породы разрушению (разбуривание, раздавливание и т. д.). Перпендикулярно плоскости изотропии у Ох расположена единственная линия наименьшего сопротивления поро­ды разрушению, совпадающая с осью і. Поперечно-анизотропными могут быть породы разного генезиса, обладающие полосчатыми, сло­истыми и несовершенными сланцеватыми и трахитоидными тексту­рами. На рис. 11.29, в показана порода продольно-анизотропная. У таких пород свойства одинаковы в плоскости іОх, т. е. плоскость изотропии считается поперечной. В плоскости изотропии 7.0х лежит множество линий наименьшего сопротивления породы разрушению. Перпендикулярно плоскости изотропии 7.0х расположена единствен­ная линия наибольшего сопротивления породы разрушению, совпада­ющая с осью у. Продольно-анизотропными могут быть породы, име­ющие линейные, флюидальные, стебельчатые либо несовершенные линзовидные текстуры.

Породы, называемые полианизотропными, представлены на рис. 11.29, г. Такие породы не имеют плоскости изотропии свойств. Ось у, совпадающая с осью больших значений свойств породообразую­щих минералов, считается линией наибольшего сопротивления горной породы разрушению, а ось г — линией наименьшего сопротивления. Полианизотропными могут быть породы, обладающие совершенными трахитоидными, линзовидными или сланцеватыми текстурами, причем только в тех случаях, когда породы сложены анизотропными породо­образующими минералами, упорядоченно расположенными относитель­но трех взаимно перпендикулярных осей х, у, і-

Чтобы не иметь двойного толкования в любом вопросе, необхо­димо определиться в основных понятиях. Важнейшая характеристика анизотропной породы — степень неодинаковости ее свойств в любых направлениях или при различных углах к некоторым плоскостям или линиям. Обычно эти направления рассматривают и оценивают через некий угол встречи у оси скважины с какой-то плоскостью, а именно: скалывания, сланцеватости, трахитоидности и т. д. Этот угол трудно обозначить, так как в поперечно-анизотропных породах — это угол встречи оси скважины с плоскостью изотропии свойств, которая со­впадает с плоскостями слоистости, сланцеватости, полосчатости; в про­дольно-анизотропных породах — это угол встречи оси скважины с ли­нией наибольшего сопротивления породы, совпадающей с направле­нием флюидальности, стебельчатости или линзовидности. Наконец, в полианизотропных породах угол определяет величину отклонения оси скважины от плоскости трахитоидности.

Таким образом, определиться в направлениях пересечения анизо­тропной породы через угол встречи оси скважины с некоторой плоско­стью, ограничившись разумным количеством слов, невозможно. Однако во всех перечисленных вариантах угол у отсчитывается от оси сква­жины до оси у породы, которая всегда совпадает с направлением наи­большего сопротивления породы разрушению (разбуривание, раздав­ливание). Поэтому допустимо назвать этот угол «углом встречи с ли­нией наибольшего сопротивления», опустив для краткости некоторые слова из фразы «угол встречи (оси скважины) с линией наибольшего сопротивления (породы разрушения)», воспользовавшись аббревиату­рой ЛНБС.

Существует большое разнообразие способов непосредственной оцен­ки степени анизотропии горных пород, используемых в исследованиях: •/ по изменению механической скорости бурения в разных на­правлениях;

значению упругой деформации или разрушающего напряжения (твердости) породы при вдавливании штампа;

•/ изменению некоторых свойств при воздействии на породу оп­ределенных физических полей — теплового, высокочастотного сило­вого в разных направлениях и др.

В некоторых работах для определения степени анизотропии за основу выбрана буримость пород в различных направлениях, причем К. А. Боголюбский использует следующее простое отношение скоро­стей бурения в разных направлениях:

^ ^тт/^тахэ (11.20)

где а — коэффициент буровой анизотропии; утш, утах — скорости бу­рения в направлениях соответственно наименьшей и наибольшей плотности.

Г. Вудс и А. Лубински используют относительную разницу ско­ростей бурения в различных направлениях:

1г = ^гух)/и^ (11.21)

где И — буровой индекс анизотропии; 1»ц, и± — скорости бурения в на­правлениях соответственно параллельно и перпендикулярно плоско­сти напластования.

Под буровым индексом анизотропии понимается относительная

разница между буримостью в направлении, параллельном плоскости

напластования, и в направлении, перпендикулярном ему, но с учетом того, что скорость в направлении, параллельном напластованию, как правило, имеет наименьшее значение. Буровой индекс анизотропии не может быть величиной положительной, и поэтому его более логич­но записать в следующем виде:

А = (и±-и,|)/у±. (11.22)

Это очевидно, поскольку Г. Вудс и А. Лубински утверждают, что для объяснения явлений, связанных с бурением, использованы зна­чения от 0 до 0,75.

В своих работах большинство исследователей для характеристики анизотропии горных пород используют или рекомендуют те или иные разновидности методики Е. Ф. Эпштейна или Л. А. Шрейнера, осно­ванные на вдавливании штампа в горную породу. Использование тако­го подхода базируется на том, что твердость или упругая деформация при определенных условиях нагружения относительно постоянны для каждой породы в отличие от категории породы по буримости, завися­щей не только от свойств пород, но и от параметров режима бурения, типа и особенностей породоразрушающего инструмента. Однако и при таком методе используют разные варианты определения и расчета по­казателей анизотропии.

Ю. Л. Боярко за основу принимает величину вдавливания штампа в горную породу при определенных условиях:

Ам = Еу/Ец, (11.23)

где Аи — показатель анизотропии; еу, £ц — величины вдавливания штам­па в породу с силой Р в направлениях соответственно под углом у и параллельных плоскости сланцеватости.

С. С. Сулакшин рекомендует определять показатель анизотропии таким образом:

А = (е±-гу)/г1, (11.24)

где А — показатель анизотропии; е15 еу — величина вдавливания штам­па в породу с силой Р в направлении, перпендикулярном плоскости сланцеватости, или под углом у.

В работах М. П. Гулизаде показатель анизотропии определен как отношение твердости породы при вдавливании штампа в разных направлениях, т. е.

*а = Ятах/Ят! п, (11.25)

где Кл — показатель анизотропии; //тах, Нтт — твердость породы соот­ветственно наибольшая и наименьшая.

По Д. М. Махмудову,

с=1_я^5 (1126)

“ тах

где Са — индекс анизотропии.

Существуют методы опосредованного определения степени анизо­тропии механических свойств пород через иные физические свойства.

Так, Ю. Л. Боярко предлагает определять коэффициент упругой ани­зотропии через коэффициент теплопроводности:

АУ = Е^/Е^()1,/У,)2, (П-27)

где Лу — коэффициент упругой анизотропии; Ер Е, — модуль упруго­сти в направлениях соответственно параллельном и перпендикуляр­ном плоскости сланцеватости; ур ух — коэффициент теплопроводно­сти в этих же направлениях.

В. М. Питерский рекомендует оценивать степень анизотропии пород через коэффициент анизотропии по скорости распространения упру­гих волн, т. е.

ЛГ=51/5’||, (11.28)

где 5ц — скорости прохождения упругой волны в направлениях со­ответственно перпендикулярном и параллельном сланцеватости.

В вопросах, связанных с определением степени анизотропии пород, имеются противоречия, основные из которых сводятся к следующему. Ряд исследователей основными считают различие свойств, определяе­мых при вдавливании штампа в горную породу. Другие рекомендуют изучать различие свойств при бурении. Третьи пытаются подменить бу- римость горных пород твердостью. Например, в работе А. К. Колесни­кова и других авторов отмечено, что показатель анизотропии по бури — мости может быть с достаточным приближением заменен отношением твердости пород в тех же направлениях. Это не может считаться кор­ректным, поскольку механическая скорость бурения имеет физико-

технический характер и зависит от многих факторов в реальной сква­жине, а твердость — это константа, определяемая в лаборатории при фиксированных условиях.

Вызывает возражение неоднозначность числовых оценок степени анизотропии горной породы, встречающихся во всех вариантах, а имен­но: больше единицы (1.4), меньше единицы (1.1), меньше нуля (1.2). Степень анизотропии характеризуется простым отношением большей величины к меньшей (1.6) и меньшей к большей (1.1), а также зна­чением разности, отнесенной к меньшей (1.2) или большей (1.5), ве­личине.

Степень анизотропии горных пород оценивают величинами, имею­щими следующие наименования: буровой индекс анизотропии, индекс анизотропии, коэффициент буровой анизотропии, показатель анизотро­пии по буримости, причем наряду с таким разнообразием показате­лей некоторые из них не несут информации, поскольку не указано, анизотропия каких свойств имеется в виду.

В качестве основы словосочетания, используемого для характери­стики степени неодинаковости свойств, употребляют слова «коэффи­циент», «индекс» и «показатель».

Слово «коэффициент» (от лат. со (сит) — совместно и е//к1ет — производящий, выполняющий) переводится как множитель, выра­жаемый цифрами. Поскольку «множитель» не отражает сути оце­ниваемого явления, использование слова «коэффициент» вряд ли уместно.

Слово «показатель» является русским аналогом латинского слова «индекс» (index) и используется в математике как числовой или бук­венный указатель, который используют в математических выражениях, для того чтобы отличить их друг от друга. В статистике индекс — относительный цифровой показатель, выражающий изменение уров­ня какого-либо явления к уровню того же явления, принятого за базу сравнения.

Таким образом, для характеристики степени анизотропии логично использовать русское слово «показатель» с добавлением характеризуе­мого свойства, например «показатель анизотропии по буримости», «показатель анизотропии по теплопроводности» и т. п.

Исследование анизотропии горных пород по твердости проводят на установке УМГП-3. Образцы для исследований лучше всего гото­вить из буровых кернов с параллельной сланцеватостью, слоистостью и т. д. У таких образцов хотя бы одна линия наибольшего сопротивле­ния породы разрушению совпадает с длинной (продольной) осью керна. Желательно отбирать достаточно длинные куски керна (до 400—600 мм), с тем чтобы из одного куска можно было изготовить несколько образ­цов. При подготовке образцов необходимо по текстурным особенно­стям наметить тип горной породы с позиций анизотропии. Схемы вырезки образцов поперечно анизотропных, продольно анизотропных и полианизотропных горных пород показаны на рис. 11.30.

Для инженерных целей достаточно подготовить по каждой породе два основных образца для поперечно — и продольно-анизотропных раз­ностей и три образца для полианизотропных разностей, что позволит

Рис. 11.30. Схема вырезки образцов для исследований анизотропных пород по твердости: а — поперечно-анизотропная; б — продольно-анизотропная; в — полианизотропная

определить показатели анизотропии по двум или трем главным на­правлениям. Промежуточные значения показателей анизотропии пород могут быть рассчитаны с помощью линейного уравнения. Если же исследователю желательно или необходимо получить промежуточные значения показателя анизотропии, то следует изготовить дополни­тельные образцы с требуемым шагом по углу поворота.

Как правило, шаг поворота образца при экспериментальных ис­следованиях равен 15°.

В связи с трудностями при отборе монолитов (штуфов) пород в качестве исходного материала для подготовки образцов можно ис­пользовать керны анизотропных пород диаметром 55—58 мм, полу­чаемые в результате бурения скважин коронками диаметром 76 мм. Для исследований у образца породы прорезаются две параллельные поверхности шириной 40 и длиной 80 мм. При этом расстояние меж­ду параллельными поверхностями (высоте образца) получается рав­ным 40—42 мм. Для получения чистой поверхности образца каждую грань следует прошлифовать, обращая особое внимание на парал­лельность поверхностей. После изготовления образцы рекомендуется подсушить при температуре 30—50 °С в течение 1—3 сут.

Для определения твердости породы можно использовать цилинд­рические штампы из закаленной стали с площадью торца от 1 до

5 мм2 при твердости пород до 1500 МПа, а для более твердых пород надо использовать штампы из твердого сплава с площадью торца от 1 до 3 мм2. Штампы с большой площадью торца можно применять для крупнозернистых пород, штампы с малой площадью — для мелкозер­нистых.

В результате исследований горных пород на установке УМГП-3 получают диаграммы (в осях давление — деформация) для каждого на­гружения. Диаграммы служат исходным материалом для определения закономерностей изменения твердости горных пород в разных направ­лениях. Данные изучения анизотропии пород по твердости, получен­ные В. П. Рожковым, приведены в табл. 11.1.

Таблица 11.1. Степень анизотропии некоторых пород по твердости Порода Наименьшая твердость породы, МПа Показатель анизотропии по твердости Мрамор среднекристаллический, серый с размером зерен 0,3—2 мм. Текстура полосчатая, обусловленная вытяну­тыми линзами темно-серого кальцита 1540 1,23 Мрамор серый крупнокристаллический с размером зерен 0,5—3 мм, текстура массивная 1350 1,09 Мергель темно-серый с прожилками кальцита, текстура пятнистая из-за участков, обогащенных серым кальцитом 838 1,08 Кварцевый диорит, структура равномерно-зернистая 4810 1,02 Базальт порфировидный; в порфировых выделениях — авгит 4230 1,04

Определение показателя анизотропии горных пород по скорости прохождения ультразвука выполнено совместными исследованиями КазИМСа в ВИТРа. Разработаны методы и средства определения про­странственного положения и степени анизотропии горных пород, даю­щие информацию для проектирования траекторий направленных сква­жин. Эти методы основаны на выявлении текстурной анизотропии измерением скоростей прохождения ультразвука в керне и последующей ориентацией в пространстве с помощью керноориентаторов нового поколения, позволяющих получать сплошные ориентированные пере­сечения без дополнительных трудозатрат. Приведем методику ультра­звукового изучения степени анизотропии горных пород Ф. А. Бо­былева, Э. Н. Шехтмана, И. Н. Страбыкина и Л. С. Прицкера.

Для измерения скоростей ультразвука в керне используют се­рийные дефектоскопы типа ДУК, позволяющие генерировать ультра­звуковые колебания в диапазоне 100—2000 кГц и применять мето­ды продольного прозвучивания. Для исследования могут быть ис­пользованы столбики керна с поперечными сколами, длина которых в 2 раза и более превышает его диаметр. При этом может быть ис­следован керн независимо от текстуры и форм ее проявления на поверхности. Это обстоятельство позволяет определять параметры ани­зотропии у пород со скрытой, визуально невидимой внутренней слоис­тостью, а также в магматических породах, где индикатором анизо­тропии выступает направление кристаллизации, невидимое на поверх­ности керна.

На отобранных для исследования образцах керна в его попереч­ной плоскости с помощью несложного приспособления закрепляют излучатель и приемник ультразвуковой установки и определяют ско­рость прохождения ультразвуковых импульсов по диаметру керна. Затем керн поворачивают на некоторый угол (например, 30°), вновь опре­деляют скорость ультразвука и так до тех пор, пока не найдут его экстремальные значения, соответствующие максимальной и мини­мальной скоростям в измеряемой плоскости. После проведенных из­мерений излучатель и приемник устанавливают соосно на торцах керна и измеряют скорость ультразвука вдоль его оси. Поскольку керн чаще всего ломается по поперечным плоскостям, обеспечивающим пример­ную параллельность его торцов, то часто этого оказывается достаточно для соосной установки датчиков, хотя для большей точности изме­рений торцы столбиков следует потереть друг о друга. При надежном крепежном устройстве затраченное время на измерение одного образ­ца не превышает 3—5 мин.

На основании полученных значений скоростей степень анизотро­пии может быть количественно выражена посредством показателя анизотропии соответственно для слоистой (сланцеватой) Ас и крис­таллической Ак текстур (рис. 11.31,1,11):

Рис. 11.31. Параметры изотропии: /—в слоистой породе; //—в кристаллической породе

V х V7

= (11.30)

иу

где их, ^ — соответственно максимальное и минимальное значения скоростей в поперечной плоскости; и7 — значение скорости вдоль про­дольной оси.

Если А > 1, то порода анизотропна, тогда необходимо определить пространственную ориентацию плоскости изотропии, т. е. определить угол ф и азимут а падения. На основе данных измерений во взаим­но перпендикулярных плоскостях по предлагаемым формулам можно определить углы падения соответственно для слоистой (сланцеватой) фс и кристаллической фк текстур:

90°

фе“Г^5Г; (11’31)

1 + ——-

90°

Фк = — -^~Г„ -• (П-32)

1 +

Для определения азимута падения необходимо одно из найденных экстремальных значений скоростей (например, максимальное ьх) «при­вязать» к ориентированной метке путем измерения угла а между ли­нией апсидального направления К и осью их.

Для получения достоверных результатов по измерению скоростей ультразвука необходимо соблюдать определенные соотношения между размерами образцов керна, частотой колебаний / длиной волны и скоростью ультразвука и. Так, во избежание его рассеивания дайна волны должна быть хотя бы в 2 раза меньше диаметра керна. Однако чрезмерное уменьшение X может привести к искажению общего фона анизотропии, и = А/, если на пути волн окажутся случайные неодно­родности (пустоты, мономинеральные образования и т. д.). Если учесть, что скорость продольных ультразвуковых волн в зависимости от плот­ности пород меняется в диапазоне 2500—8500 м/с, то исходя из со­отношения для существующих диаметров керна частота колебаний должна быть в пределах 100—1000 кГц.

Определение показателя анизотропии горных пород по упругости и теплоемкости основано на том, что тепловая энергия в кристаллах может распространяться за счет движения фотонов, фононов, свобод­ных электронов (или свободных дырок), пар электрон-дырка или экситонов. В неметаллах тепловая энергия почти целиком передается колебаниями решетки (фононами).

Фононы могут рассматриваться как кванты энергии поля упругих колебаний решетки и существовать только внутри кристалла. Там, где они существуют, они проявляют специфические свойства квантовых частиц, перенося в пространстве кристалла импульс и энергию. Это обстоятельство используется для объяснения явления теплопроводно­сти в диэлектрических кристаллах. При этом теплопроводность рас­сматривается как явление переноса энергии отдельными фононами.

По аналогии с кинетической теорией газов, возможно, что выра­жение теплопроводности фононного газа может быть записано в сле­дующем виде:

% = >суйХ, (11.33)

где с — теплоемкость решетки; и0 — скорость фононов; X — средняя дли­на свободного пробега фонона.

Зная, что теплоемкость решетки — мера плотности фононов, мож­но считать, что теплопроводность структурно-анизотропного кристал­ла в разных направлениях неодинакова, причем она выше в направ­лениях наиболее плотной упаковки.

Структурную анизотропию, вызывающую анизотропию какого-либо тела по теплопроводности, согласно теории Дебая можно связать с системой акустических стоячих волн, скорость распространения ко­торых зависит от модуля упругости рассматриваемой среды.

Модуль упругости связывается со скоростью распространения звука следующей зависимостью:

Е=и2 р, (11.34)

где Е — модуль упругости; и — скорость звука по данному направле­нию; р — плотность среды.

На основании уравнения (11.33) запишем выражение для расчета показателя анизотропии по теплопроводности по двум взаимно пер­пендикулярным направлениям — параллельному Хи и перпендикуляр­
ному х± плоскости сланцеватости, считая длину свободного пробега фонона одинаковой в обоих направлениях:

*-££. (п-35,

их С±

Аналогичным образом запишем уравнение показателя анизотро­пии по модулю упругости на основании уравнения (11.34), т. е.

(11.36)

и\ Рц к? р±

Считая, что плотность фононов (характеристика теплоемкости) про­порциональна плотности среды, можно записать для анизотропного ма­териала следующее выражение, связывающее модуль продольной упру­гости, скорость распространения звуковых волн и теплопроводность:

Е„ и] х

(11.37)

«1 XI

На основании этого Ю. Л. Боярко предложил простой способ оп­ределения анизотропии пород по упругости через анизотропию по теплопроводности.

Плоскость сланцеватости

Зашлифованная поверхность

Рис. 11.32. Определение показа­теля анизотропии горной породы по теплопроводности

Для определения показателя анизотропии по теплопроводности об­разец горной породы зашлифовывают по площадке, перпендикуляр­ной сланцеватости. Затем его нагревают до температуры 80—90 °С и покрывают тонким слоем парафина. После охлаждения образца до обычной температуры к зашлифованной площадке плотно прижима­ют сферический электронагревательный элемент. Делают выдержку в 15—20 мин, в результате чего порода прогревается в окрестностях точки соприкосновения с металлом, и плавится парафин. Если поро­да анизотропна, то распространение тепла происходит неравномерно в разные стороны, в результате чего на поверхности образуется эл­липс расплавившегося парафина, отношение длин осей которого ха­рактеризует степень анизотропии поро­ды по теплопроводности (рис. 11.32).

В табл. 11.2 приведены результаты экспериментального определения пока­зателей анизотропии пород по акусти — «и

ческим —, тепловым а/Ь свойствам и и±

V Точка приложения тепла

расчетный показатель анизотропии пород по упругости Ец/Е±. Показатель анизо­тропии по тепловым свойствам рассчи­тан как отношение длин осей эллипсов расплавленного парафина в направле­ниях, параллельном а и перпендикуляр­ном Ь линии наибольшего сопротивления.

Таблица 11.2. Показатели анизотропии горных пород Стрежанского полиметаллического месторождения (Рудный Алтай) Порода ир м * с"’ и±, м. С"1 “и/«і а/Ь Е11/Е± = (и,/и±)2 £,/£> (а/Ь)1 Туфы кислого состава 6067 5272 1,15 1,16 1,32 1,35 Туффиты кислого состава 6565 5049 1,30 1,35 1,69 1,83 Алевролиты 6071 5707 1,06 1,13 1,12 1,28 Диабазы 6287 5904 1,06 1,02 1,12 1,05 Габбро-диабазы 6359 5498 1,16 1,09 1,35 1,18 Альбитофиры 6584 6417 1,03 1,03 1,06 1,06 Туфы смешанного состава 6184 5425 1,14 1,11 1,30 1,22

Данные табл. 11.2 иллюстрируют хорошую сходимость результатов определения показателей анизотропии пород по акустическим, тепло­вым и упругим свойствам.

Исследования анизотропии горных пород по твердости и буримости

Как отмечалось выше, имеется принципиальное различие в под­ходах к способу определения степени анизотропии горных пород. Первый из них, основанный на измерении твердости, с определенной степенью допущения называют статическим, другой — на измерении буримости — динамическим.

Для выбора наиболее объективного показателя степени анизотро­пии горных пород были проведены экспериментальные исследования твердости и буримости анизотропных пород, отобранных на Ташта — гольском железорудном месторождении. Показатели этих свойств изу­чали на одинаковых образцах, представленных метаморфизованными в разной степени песчаниками с прослоями алевролитов, интенсивно метаморфизованными гравелитами и конгломератами.

Твердость определяли на установке УМГП-3 с использованием стандартных пуансонов площадью 2 мм2 на образцах, вырезанных из буровых кернов большого диаметра под углами 0, 30, 60 и 90° к ЛНБС. Под такими же углами разбуривались керновые образцы сланцева­тых пород. Бурение осуществляли алмазной коронкой 01 АЗ с осевой нагрузкой в пределах 2000—4000 Н и частотой вращения от 155 до 1117 мин1.

Всего было получено по 48 величин твердости и буримости, при­чем (в зависимости от коэффициента вариации) для расчета каждой величины делалли от 5 до 20 замеров исследуемого параметра. Пока­затель анизотропии пород по твердости Ан определяли из выраже­ния (11.38), по буримости А„ — из уравнения (11.39):

Ан = Нг/Н±; (11.38)

А„ = иг/и ц, (11.39)

где Я7/Я± — твердость породы под углом у и перпендикулярно ЛНБС; Цу/иц — буримость породы под углом у и параллельно ЛНБС.

Итак, оба показателя в анизотропных породах имеют величину больше единицы и возрастают с увеличением степени анизотропии. Экспериментальные данные были обработаны методами математиче­ской статистики для определения формы и степени связи между А„ и Ан, а также для сравнения достоверности исследований названными способами по коэффициенту вариации.

Расчеты, проведенные по стандартной методике, позволили ус­тановить, что коэффициент корреляции между анизотропией по бури — мости и по твердости достаточно мал и равен 0,38. Оценка коэффи­циента корреляции гп/і была проведена с помощью статистики:

і = л/и-2; / = 1,36, (11.40)

где и —число совместных замеров.

Поскольку / оказалось много меньше /0 05; |0 = 2,23, был сделан вы­вод, что связь между анизотропией пород по буримости и по твердо­сти, описываемая линейным уравнением А0 — 0,87 + 0,38/1, , весьма мала. Использовать метод измерения твердости горной породы для оценки анизотропии буримости можно далеко не всегда, что объясняется физико-техническим характером буримости пород и таким же фи­зико-техническим характером процесса естественного искривления скважин.

Уровень достоверности информации, полученной при определе­нии степени анизотропии разными способами, оценивали коэффи­циентами вариации IV, а существенность отличия результатов — про­веркой гипотезы о равенстве средних значений. Статистика 1, харак­теризующая расхождение коэффициентов вариации, будет составлять

Ж, — / пкп„

(1Ы1)

где ¥н, Щ — средние значения коэффициента вариации по твердости и по буримости при определенных углах встречи у; он „ — средневзве­шенное среднеквадратическое отклонение коэффициентов вариации; лн, «„ — число замеров. Материалы расчетов приведены в табл. 11.3.

Таблица 11.3. Значения математических статистик Оцениваемый параметр Показатели статистики, % Угол встречи ЛНБС, град 0 30 60 90 К И’н 30,1 35,2 33,4 28,0 ан 11,8 14,4 9,2 12,3 А К 6,9 7,5 6,4 8,3 3,7 3,5 2,9 4,2 а-а 10,4 7,4 10,9 5,8

Материалы оценки коэффициентов вариации показателей анизо­тропии по твердости и буримости метаморфизованных песчаников Таштагольского железорудного месторождения получены при разных углах встречи ЛНБС.

Поскольку ¥и всегда больше а расчетная величина статисти­ки / больше табличной 1,Ш110 = 4,59, становится ясно, что надежность оценки показателя анизотропии через буримость существенно выше, чем через твердость. На основании приведенных расчетов, учитывая физико-технический характер естественного искривления скважин, можно сделать вывод о том, что показатель анизотропии по буримо­сти является более объективным при оценке анизотропных свойств пород с позиций направленного бурения.

Физико-технический характер показателя анизотропии по бури­мости пород проиллюстрован графиками, построенными на основании экспериментального бурения (рис. 11.33, 11.34). На рис. 11.33, а гра­фики показателей анизотропии схожи, так как параметры бурения одинаковы, хотя по твердости и показателю анизотропии породы существенно отличаются. Причем порода, имеющая показатель ани­зотропии по твердости 1,13, характеризуется меньшим показателем анизотропии по буримости, чем порода с нулевым показателем ани­зотропии по твердости. На рис. 11.33,6 отчетливо прослеживается рост показателя анизотропии по буримости с увеличением угла встре­чи ЛНБС, а также снижение его с ростом частоты вращения коронки в породах с близкой по величине твердостью и не проявляющейся анизотропией по твердости.

а б

Рис. 11.33. Зависимость показателя анизотропии по буримости А, от величины угла

встречи у с ЛНБС:

о — С0-200 даН, и = 645 мин1; 1-Л„ = \_Н =670 МПа; 2-А,= 1,13; Я =998 МПа; б—1— С„ = 300 даН; «=1117 мин-1; /4„ = 1; // = 1460 МПа; 2—С„ = 300 даН; л=155 мин-1;

А„ = V, Н = 1360 МПа

На рис. 11.34 приведены зависимо­сти показателя анизотропии по бури — мости от угла встречи ЛНБС для пород с близкой по величине твердостью, раз­буренных при разных осевых нагрузках. При различных углах встречи ЛНБС на­ращивание одного режимного парамет­ра может приводить к росту или к сни­жению показателя анизотропии по бу — римости.

Рис. 11.34. Зависимость показате­ля анизотропии по буримости А., от величины угла встречи у с ЛНБС: 1 — С0 = 300 даН, я = 155 мин-1; Ан — 1,16; Я = 1070 МПа; 2-С„ = 200 даН, «=155 мин1; Аи~ 1,17; Н = 1300 МПа

Приведенные материалы говорят о том, что показатель анизотропии пород по буримости более приемлем для описания степени анизотропии пород, поскольку отражает свойства пород в физико-тех — нической взаимосвязи с процессом буре­ния. Показатель анизотропии пород по твердости не отражает физическую при­роду процесса бурения, имеет более вы­сокую дисперсию и плохо коррелирует с показателем анизотропии по буримости.

Смысл заключается в том, что таким образом интенсивность ис­кривления зависит от степени анизотропии пород: чем больше степень анизотропии, тем выше интенсивность искривления. Показатель ани­зотропии по буримости зависит от параметров режима бурения: воз­растает с увеличением осевой нагрузки и снижается с ростом частоты вращения, причем при частотах вращения свыше тысячи оборотов в минуту он в ряде случаев снижается до единицы, т. е. такой фактор, как анизотропия пород, перестает оказывать влияние на искривление скважин.

Таким образом, знание закономерностей изменения показателя анизотропии пород по буримости позволяет управлять процессом ис­кривления технологическими методами.

Комментарии запрещены.