地热流体离子检测方法

❶ 离子检验方法以及排除哪些离子的干扰

离子检验方法以及排除哪些离子的干扰
检测某离子时，用到的方法不止可以测这种离子，还适用于测定其它离子，其它离子可能在测定条件下也产生信号，即对测定离子产生干扰，所以，要去除。比如：双硫腙分光光度法测定铅时，由于镉、铋、锡、铜等离子均能与双硫腙反应产生有颜色的络合物，可能产生干扰，通过控制pH值，加掩蔽剂排除干扰。

❷ 地暖的回路是否正常，有什么办法可以检查

作为一种提高住宅舒适性的产品，地板暖水受到越来越多的家庭主义者的青睐。但地板加热仍然没有标准化，而鱼类混合。我有很多安装地板加热已进入验收阶段，如何接受和检查地板加热？

6.使用学习

安装完成，正常，我们必须学习锅炉和恒温器的运行，另一个相应的手动或大多学习手册。

❸ 主要监测内容

1.水位(压力)

理论上热储层的压力变化应在储层中测试。但在热储层中测试经济成本高、时间较长,在现实中往往很困难。通过测量地热井井筒液面的动态变化,可以推算出热储层中的压力变化,所以,实际工作中人们往往采用该方法求取热储层压力。由于地热井筒中的液面动态不仅受储层压力影响,而且与上下液柱不同温度有很大关大禅系,所以,地热动态水位(压力)监测项目包括地热井水位(或水位埋深)、温度(静水位、动水位时的液面温度)。

天津地区地热井主要用于供暖,开采量比较大,从多年地热开采井稳定温度曲线图(图6-1)可以看出,井口温度在开采量大小影响下仅有微小变化,表明在多年开采情况下,热储层温度恒定。

图6-1 天津地区地热开采井多年稳定井口温度曲线图

地热井液面温度在不开采的情况下与对应的地层温度保持平衡;在动态开采情况下,通常稳定井口温度可近似代表储层温度(实际差别可见表4-1),停采10小时后液面与地层保持温差小于1℃的平衡(近似看做静水位)。因此,地热井液面温度通常取两个,一个是静态的,一个是动态的。

天津地区地热资源动态监测静态液面温度一般取20℃,用于表征地热井目前静水位埋深状况,指导实际生产中的下泵深度;动态液面温度根据不同储层情况而定,用于表征同一热储层平面压力分布状况,为地热研究及资源评价提供基础资料。图6-2和图6-3为天津地区2009年度馆陶组40℃水位埋深和换算后的热储压力等值线图。

2.开采量

采用机械流量表、电磁流量表、涡轮磁电流量表等计量装置对地热开采井瞬时流量、累计开采量进行监测、记录。受地热流体温度、压力的影响,计量表的安装要注意开采流量与管道直径、表的最大计量单位的匹配,安装质量符合安装技术标准要求等,否滚悄尘则会出现计量偏差。

3.流体化学

流体化学监测主要定期对地热流体进行全分析取样检测。天津地区一般在每年4月份、10月份统测期间取样、测试。图6-4为孔隙型馆陶组地热流体近几年主要离子组分变化图;图6-5为裂隙型雾迷山组近几年主要离子组分变化图。可以看出,地热流体主要离子组分近年并无明显变化,其离子组分含量稳定,人为开采扰动并没有对地热流体化学组分造成明显影响。

图6-2 2009年度天津地区馆陶组热储层水位埋深等值线图(40℃水柱)

图6-3 2009年度天津地区馆陶组热储压力等值线图

图6-4 天津地区西部WQ-05(左)和东部TG-16(右)馆陶组地热井主要离子组分变化图

图6-5 天津地区北部BD-02(左)和南部JH-02(右)雾迷山组地热井主要离子组分变化图

虽然地热流体相对组分没有明显变化,但在天津地区时间尺度较长的多年动态监测中发现,地热流体矿化度有下降趋势。如XQ-07地热井,1997年矿化度为2.5g/L,至2008年时降为2.0g/L。对其他不运敬同热储层56眼地热井连续多年监测资料统计发现(表6-1),地热流体矿化度有一定的下降趋势。从雾迷山组地热流体矿化度历年曲线图6-6也可以看出,部分地热井有下降趋势。

表6-1 天津地区地热井矿化度连续4年变化趋势统计表

注:3次间隔数据中有两次下降的为下降趋势井,其余为波动或上升井。

进行地热流体化学监测必要时可对地热流体中特殊组分如硫,铁单项,同位素,溶解、溢出气体等按需要进行定期或不定期监测。

4.回灌系统

回灌系统回灌量(瞬时回灌量和回灌总量)、水温和水位(或井口压力)及水质监测内容基本同开采井。所不同的是回灌量监测比较困难,回灌流体对储层温度场影响还需进行专项监测。

(1)回灌量计量问题

回灌流量计量是地热开采回灌动态信息监测工作中不可缺少的一部分,在近几年地热尾水回灌中有的回灌井回灌瞬时流量常出现许多问题(主要是基岩地热回灌井)。如回灌瞬时流量忽大忽小;累计回灌量大于开采量;有的回灌过程中出现负压,仪表显示的瞬时回灌量高出实际回灌量一倍以上。致使监测过程中难以得到准确的回灌量数据。

图6-6 雾迷山组地热井矿化度历年变化曲线图

通过对天津市现有地热供热站回灌系统考察调研,回灌流量计量不准存在以下问题:

1)测量装置安装不规范。将电磁流量计安装在室外、回灌管道最高处、地线未接地以及流量表半管或不足半管时计量。

2)产生负压。回灌方式不当造成回灌水流速加快,累计流量会高出开采量一倍或更多。

3)回灌系统没有排气装置。使回灌管道中充有气体(回灌井口带入空气、地热流体溢出气、水蒸气等),流量计量偏小等。

为了解决这一问题,在天津兴达地热供热站开展试验研究工作。通过对原有回灌系统管道改造,选择不同流量计、按不同安装方式,开展多种方案的地热水回灌瞬时流量试验,找出回灌量计量不准的解决办法,主要结论有:

1)无论电磁流量计、磁电流量计、机械流量表,安装时过水断面应为满管。以电磁流量计为例,其安装方式如图6-7所示。当水平直管安装不能满足要求时,可采用直管、下凹或斜管安装方式。

图6-7 电磁流量计的几种安装方法

2)回灌管浸入液面下10m,能有效地减少负压影响。试验中发现,回灌管在液面上10m时,回灌井口负压为0.4MPa,平均30～50s产生一次负压;当回灌管侵入液面以下10m时,回灌井口负压为0.01～0.02MPa,平均2min左右产生一次负压(与回灌量有关)。

3)井口安装排气装置,可有效减少正压产生,如图6-8所示。

4)每年回灌前,应回扬至水清、无色、无味,保证回灌通道畅通;每3～4年彻底洗井一次,恢复回灌井的回灌能力。

图6-8 回灌系统安装示意图

(2)低温回灌流体对热储层温度场影响主要采用连续测温方法进行监测

由于供暖结束后,地热回灌井基本处于静止状态,按一定的时间间隔对回灌储层温度进行连续监测,可以基本掌握储层的温度变化情况。天津地区对多眼地热回灌井进行了长年连续测温,以河西区HX-25B回灌井为例,该回灌井地层岩性组合为1400m以上为第四系、新近系砂泥岩;1400m以下为蓟县系雾迷山组白云岩。其回灌目的层为雾迷山组岩溶裂隙型储层,每年回灌20×10⁴～25×10⁴m³、30～40℃的低温地热尾水。从图6-9可以看出,1400m以上新生界松散层温度变化趋势较大(未有对流),而基岩热储层温度3年平均只下降0.38～0.39℃/a,反映出井底热储只是低温回灌流体的径流通道,而不是储存空间。

图6-9 回灌井HX-25B多年测温曲线图

大量的低温流体持续回灌入储层而储层温度变化却很小,分析与回灌流体的最终去向有关。刘传虎在《潜山油气藏概论》中,分析了单期次岩溶发育(图6-10)和多期次岩溶发育(图6-11)规律,其空间展布都具有垂向渗流带和水平方向溶蚀带,储层具备垂向渗流、水平径流的地质条件。北京在小汤山地区进行了多年的回灌试验,分析认为,小汤山地区热储属于白云岩裂隙型,回灌冷水柱在井底形成的压力水头大于热水柱造成的压力水头,冷水必然向下流动,热水向上运动,二者形成对流,对流扩大了回灌流体的影响范围。从天津地区裂隙型地热流体矿化度与储层埋深没有相关关系(图3 14)可间接证明,这种深部对流是客观存在的。因此说,裂隙储层的地质条件和回灌试验测试、分析结果表明,回灌流体进入储层后,不是聚集在回灌井周围,而是径流到了热储层深部,有利于水温的恢复。

图6-10 单期次岩溶孔洞发育特征(据刘传虎,2006)

图6-11 多期次渗流带岩溶孔洞发育特征(据刘传虎,2006)

低温回灌流体的动态轨迹监测目前尚无较好办法,有些大专院校采用回灌井周围微重力监测,但目前处于小范围的研究、试验阶段。

(3)回灌流体化学场监测除常规分析外,还可对地热回灌流体中悬浮物、微生物等进行定期或不定期检测,必要时对回灌井回扬水质进行检测,分析、研究回灌流体与储层的相互作用,为实现持续、科学回灌奠定基础。

❹ 请问下关于检测溶液中各种离子的方法。

阳离子：Na+、K+一般用焰色反应。Na+——黄色、K+——透过蓝色钴玻璃看：紫色。
NH4+，加入浓碱液（如：NaOH）加热，产生使湿润的红色石蕊试纸变蓝的气体。
Cu2+、Fe2+、Fe3+三种离子可以加强碱，产生沉淀的颜色不一样。
Fe2+、Fe3+还可以采用KSCN 法。
Ag+，用浓氨水检验。
阴离子：Cl-，用硝酸酸化的硝酸银，产生不溶解的白色沉淀。
SO42-，用盐酸酸化的BaCl2溶液，产生不溶解的白色沉淀。
NO3-，浓缩后，加入铜片微热，产生NO、NO2的说明含……
HCO3-、CO32-加酸后，产生能使澄清的石灰水变浑浊的无色无味气体。
HSO3-、SO32-加酸后，产生气体能使品红褪色，加热后又能恢复原色。等等等等

❺ 常用井下物理测井方法介绍

1.视电阻率测井

(1)视电阻率测井原理

在实际测井中,岩层电阻率受围岩电阻率、钻井液电阻率、钻井液冲洗带电阻率的影响,井下物探测得的电阻率不是岩层的真电阻率,这种电阻率称为视电阻率。视电阻率测井主要包括三部分:供电线路、测量线路和井下电极系,如图4-6所示。

图4-6 视电阻率测井原理图

在井下将供电电极(A,B)和测量电极(M,N)组成的电极系A,M,N或 M,A,B放入井内,而把另一个电极(B或N)放在地面泥浆池中。当电极系由井底向井口移动时,由供电电极A,B供给电流,在地层中造成人工电场。由测量电极M ,N测得电位差ΔU_MN。M ,N两点的电位差直接由它所在位置的岩层电阻率所决定,岩层电阻率越高,测得的电位差就越大;岩层电阻率越低,测得的电位差就越小。电位差的变化,反映了不同地层电阻率的变化。视电阻率测井实际上就是对电位差的连续测量,经过计算就可求得视电阻率。

(2)视电阻率曲线形态

视电阻率曲线形态与电极系的分类有关。当井下测量电极系为A,M,N时,称为梯度电极系;当井下测量电极系为M,A,B时,称为电位电极系。由供电电极到电极系记录点的距离称为电极距,常用的有2.5m梯度电极系和0.5m电位电极系。梯度电极系根据成对电极系(AB或 MN)与不成对电极系(AM或MA)的位置又分为顶部梯度电极系和底部梯度电极系。

实际测井中,底部梯度电极系曲线形态如图4-7所示。顶部梯度电极系曲线形态正好相反。

电位电极系曲线形态如图4-8所示,曲线沿高阻层中心对称,A表示异常幅度,A/2称为半幅点,岩层上下界面与半幅点位置对应。

图4-7 底部梯度电极系视电阻率曲线形状

图4-8 电位电极系视电阻率测井曲线形状

(3)视电阻率测井的应用

1)确定岩性。一般纯泥岩电阻率低,砂岩稍高,碳酸盐岩相当高,岩浆岩最高。根据视电阻率曲线幅度的高低,可以判断地下岩层的岩性。但当岩层中含高矿化度的地下水时,其对应的视电阻率相应降低。由于影响视电阻率的因素很多,曲线具有多解性,要结合岩屑、岩心等其他录井资料综合判断。

2)划分地层。实际应用中,以底部梯度电极系曲线的极大值划分高阻层的底界面,以极小值划分高阻层的顶界面,单纯用视电阻率曲线划分顶界面往往有一定误差,应结合其他曲线进行划分。视电阻率曲线确定高电阻岩层的界面比较准确,而对电阻率较低的地层则准确度较差。

2.自然电位测井

(1)自然电位测井原理

地层中有3种自然电位,即扩散吸附电位、过滤电位和氧化还原电位。扩散吸附电位主要发生在地热、油气井中,是我们主要测量的对象;过滤电位很小,常忽略不计;氧化还原电位主要产生在金属矿井中,这里不做研究。

在砂岩储层地热井中,一般都含有高矿化度的地热流体。地热流体和钻井液中都含有氯化钠(NaCl)。当地热流体和钻井液两种浓度不同的溶液直接接触时,由于砂岩地层水中的正离子(Na⁺)和负离子(Cl^-)向井液中扩散,Cl^-的迁移速度(18℃时为65×10⁵cm/s)比Na⁺的迁移速度(18℃时为43 ×10⁵cm/s)大,所以随着扩散的进行,井壁的井液一侧将出现较多的Cl^-而带负电,井壁的砂岩一侧则出现较多的Na⁺而带正电。这样,在砂岩段井壁两侧聚集的异性电荷(砂岩带正电荷,钻井液带负电荷)就形成了电位差。

与砂岩相邻的泥岩中所含的地层水的成分和浓度一般与砂岩地层水相同,泥岩中高浓度的地层水也向井内钻井液中扩散。但由于泥质颗粒对负离子有选择性的吸附作用,一部分氯离子被泥岩表面吸附在井壁侧带负电,井壁的井液一侧将出现较多的Na⁺而带正电。这样,在泥岩段井壁两侧聚集的异性电荷(泥岩带负电荷,钻井液带正电荷)就形成了电位差。

由于正负电荷相互吸引,这种带电离子的聚集发生因地层岩性不同,在两种不同浓度溶液的接触(井壁)附近,形成自然电位差(图4-9)。用一套仪器测量出不同段的自然电位差,就可以研究出地下岩层的性质。

(2)自然电位曲线形态

在渗透性砂岩地层中,若岩性均匀,自然电位曲线的形态与地层中点是对称的。异常幅度大小等于自然电流在井内的电位降。一般用异常幅度的半幅点确定地层顶底界面,如图4-9所示。

图4-9 井内自然电位分布与自然电位曲线形状

(3)自然电位测井的应用

A.划分渗透层

自然电位曲线异常是渗透性岩层的显着特征。当地层水矿化度大于钻井液矿化度时(地热水多为此例),渗透层自然电位曲线呈负异常,泥岩层自然电位曲线呈正异常。当地层水矿化度小于钻井液矿化度时则相反。

划分渗透层一般以泥岩自然电位为基线,砂岩中泥质含量越少,自然电位幅度值愈大,渗透性愈好;砂岩中泥质含量越多,自然电位幅度值就愈小,渗透性就变差。

划分地层界面一般用半幅点确定。但当地层厚度h小于自然电位曲线幅度Am时,自1/3幅点算起;地层厚度h≥自然电位曲线幅度5Am时,自上、下拐点算起。

B.划分地层岩性

岩石的吸附扩散作用与岩石的成分、结构、胶结物成分、含量等有密切关系,故可根据自然电位曲线的变化划分出地层岩性。如砂岩岩性颗粒变细,泥质含量越多,自然电位幅度值就降低,据此可划分出泥岩、砂岩、泥质砂岩等。

3.感应测井

(1)感应测井原理

感应测井是研究地层电导率的测井方法。井下部分主要测井仪器有:发射线圈、接收线圈和电子线路,如图4-10所示。在下井仪器中,当振荡器向发射线圈输出固定高频电流(I)时,发射线圈就会在井场周围的地层中形成交变电磁场,在交变电磁场的作用下,地层中就会产生感应电流(I),感应电流又会在地层中形成二次电磁场(或叫次生电磁场),在次生电磁场的作用下,接收线圈会产生感应电动势,地面记录仪将感应电动势的信号记录下来,就成为感应测井曲线。

图4-10 感应测井原理图

(2)感应测井曲线形态

由于感应电流大小与地层电导率成正比,所以,地层电导率大,感应测井曲线幅度高;地层电导率小,感应测井曲线幅度低。

(3)感应测井的应用

A.确定岩性

与其他曲线配合,可区分出砂岩、泥岩、泥质砂岩、砂质泥岩等岩性。划分厚度大于2m的地层,按半幅点确定其界面;厚度小于2m的地层,因用半幅点分层较麻烦,实际中往往不用感应曲线分层。

注意的是,感应曲线上读的是电导率,其单位是毫欧姆/米(mΩ/m)。它的倒数才是视电阻率,单位是欧姆米(Ω·m)。

B.判断含水储层,划分界面

感应测井曲线对地层电阻率反应极为灵敏。由于电阻率的变化导致电导率的变化,水层电导率明显升高,分界面往往在曲线的急剧变化处。

4.侧向测井

(1)侧向测井原理

侧向测井是视电阻率方式之一,不同的是它的电极系中除有主电极系外,还有一对屏蔽电极,其作用是使主电流聚成水平层状电流(又称聚焦测井),极大地降低了钻井液、冲洗带和围岩的影响,能解决普通电极测井不能解决的问题,如在碳酸岩地层、盐水钻井液以及薄层交互剖面中提高解释效果。

侧向测井有三侧向、六侧向、七侧向、八侧向和微侧向。下面仅介绍常用的七侧向、八侧向、双侧向和微侧向。

(2)七侧向测井

1)七侧向测井是一种聚焦测井方法,其主电极两端各有一个屏蔽电极,屏蔽电极使主电流成薄层状径向地挤入地层,此时,井轴方向上无电流通过,七侧向测井曲线就是记录在不变的主电流全部被挤入地层时,所用的电压值。当地层电阻率较大时,主电流不易被挤入地层,所用的电压值就大;相反,当地层电阻率较小时,主电流容易被挤入地层,所用的电压值就小。在测井曲线上,对应高阻层,曲线有较高的视电阻率;对应低阻层,曲线有较低的视电阻率。

2)七侧向测井曲线的应用

七侧向测井曲线的特点是正对高阻层,曲线形状呈中心对称,曲线上有两个“尖子”,解释时取地层中点的视电阻率作为该高阻层的视电阻率值,取突变点作为地层的分界线,如图4-11所示。

七侧向测井可分为深、浅两种侧向。深侧向能反映地层深部的电阻率;浅侧向能反映井壁附近地层的电阻率变化。对于热储层而言,它仅反映钻井液冲洗带附近的电阻率变化。根据七侧向测井的特点,将它们组合起来,就能较好地划分地层所含流体的性质。此外,还可以求出地层的真电阻率。七侧向测井常用于孔隙型地层测井中。

图4-11 七侧向测井曲线形状图

(3)八侧向测井

八侧向测井是侧向测井的一种,原理与七侧向测井相同,实际为一探测深度很浅的七侧向测井,只是电极系尺寸大小和供电回路电极距电极系较近,因此看起来很像一个八个电极的电极系,故名八侧向。八侧向探测深度为0.35m,应用地层电阻率范围0～100Ωm,且泥浆电阻率大于0.1Ωm(魏广建,2004)。因八侧向探测深度浅,纵向分层能力较强。它是研究侵入带电阻率的方法,通常不单独使用,而是和感应测井组合应用,称为双感应-八侧向测井,是目前井下地球物理测井的主要测井项目。

(4)双侧向测井

双侧向电极系结构:由七个环状电极和两个柱状电极构成。

双侧向探测深度:双侧向的探测深度由屏蔽电极A₁,A₂的长度决定,双侧向采用将屏蔽电极分为两段,通过控制各段的电压,达到增加探测深度的目的。侧向测井由于屏蔽电极加长,测出的视电阻率主要反映原状地层的电阻率;浅侧向测井探测深度小于深侧向,主要反映侵入带电阻率。

双侧向纵向分层能力:与O₁,O₂的距离有关,可划分出h＞O₁,O₂的地层电阻率变化。

双侧向影响因素:层厚、围岩对深、浅双侧向的影响是相同的,受井眼影响较小。

双侧向测井资料的应用:

1)划分地质剖面:双侧向的分层能力较强,视电阻率曲线在不同岩性的地层剖面上,显示清楚,一般层厚h＞0.4m的低阻泥岩,高阻的致密层在曲线上都有明显显示。

2)深、浅侧向视电阻率曲线重叠,快速直观判断油(气)水层。

由于深侧向探测深度较深,深、浅测向受井眼影响程度比较接近,可利用二者视电阻率曲线的幅度差直观判断油(气)、水层。在油(气)层处,曲线出现正幅度差;在水层,曲线出现负幅度差。如果钻井液侵入时间过长,会对正、负异常差值产生影响,所以,一般在钻到目的层时,应及时测井,减小泥浆滤液侵入深度,增加双侧向曲线差异。

3)确定地层电阻率。

根据深、浅双侧向测出的视电阻率,可采用同三侧向相同的方法求出地层真电阻率Rt和侵入带直径Di。

4)计算地层含水饱和度。

5)估算裂缝参数。

(5)微侧向测井

微侧向装置是在微电极系上增加聚焦装置,使主电流被聚焦成垂直井壁的电流束,电流束垂直穿过泥饼,在泥饼厚度不大的情况下可忽略不计,测量的视电阻率接近冲洗带的真电阻率。

由于主电流束的直径很小(仅4.4cm),所以,微侧向测井的纵向分辨能力很强。因此,应用微侧向测井曲线可以划分岩性,划分厚度为5cm的薄夹层、致密层,常用于碳酸盐岩地层测井中。

5.声波时差测井

(1)声波时差测井原理

声波时差测井原理如图4-12所示,在下井仪器中有一个声波发射器和两个接收装置。当声波发射器向地层发射一定频率的声波时,由于两个接收装置与发射器之间的距离不同,因此,初至波(首波)到达两个接收器的时间也不同。第一个接收器先收到初至波,而第二个接收器在第一个接收器初至波到达Δt时间后才收到初至波。Δt的大小只与岩石的声波速度有关,而与泥浆影响无关。通常两接收器之间的距离为0.5m,测量时仪器已自动把Δt放大了一倍,故Δt相当于穿行1m所需的时间。这个时间又叫做声波时差,单位是μs/m (1s=10⁶μs)。声波时差的倒数就是声波速度。

图4-12 声波时差测井原理图

(2)声波时差测井的应用

A.判断岩性

岩石越致密,孔隙度越小,声波时差就越小;岩石越疏松,孔隙度越大,声波时差就越大。因此,可以利用声波时差曲线判断岩性,从泥岩、砂岩到碳酸盐岩声波时差是逐渐减小的(泥岩252～948μs/m;砂岩300～440μs/m;碳酸盐岩125～141μs/m)。

B.划分油、气、水层

当岩层中含有不同的流体时,由于流体密度存在差异,声波在不同流体中传播速度不同。因此,在其他条件相同的前提下,沉积地层中的流体性质也影响声波时差,如淡水声波时差为620μs/m,盐水为608μs/m,石油为757～985μs/m,甲烷气为2260μs/m。同样,岩石中有机质含量也可影响声波的速度,一般情况下,泥页岩中有机质含量越高,所对应的声波时差值越大(操应长,2003)。

实际应用中,气层声波时差较大,曲线的特点是产生周波跳跃现象。油层与气层之间声波时差曲线的特点油层小,气层大,呈台阶式增大;水层与气层之间声波时差曲线的特点是水层小,气层大,也呈台阶式增大。但水层一般比油层小10%～20%,如图4-13所示。

C.划分渗透性岩层

当声波通过破碎带或裂缝带时,声波能量被强烈吸收而大大衰减,使声波时差急剧增大。根据这个特征,可以在声波时差曲线上将渗透性岩层划分出来。

D.沉积地层孔隙度、地层不整合面研究

在正常埋藏压实条件下,沉积地层中孔隙度的对数与其深度呈线性关系,声波时差对数与其深度也呈线性关系,并且随埋深增大,孔隙度减小,声波时差也减小,若对同一口井同一岩性的连续沉积地层,表现为一条具有一定斜率的直线。但是,有的井声波时差对数与其深度的变化曲线并不是一条简单的直线,而是呈折线或错开的线段,可能就是地层不整合面或层序异常界面。

图4-13 声波时差测井曲线应用

6.自然伽马测井

(1)自然伽马测井原理

在自然界中,不同岩石含有不同的放射性。一般地,岩石的泥质含量越高放射性越强,泥质含量越低放射性越弱。其射线强度以γ射线为最。

自然γ测井中,井下仪器中有一γ闪烁计数器,计数器将接收到的岩层自然γ射线变为电脉冲,电脉冲由电缆传至地面仪器的放射性面板,变为电位差,示波仪把电位差记录成自然伽马曲线。岩层的自然伽马强度用脉冲/分表示,如图4-14所示。

图4-14 自然伽马测井装置及曲线形状图

h—岩层厚度;d₀—井径

(2)自然伽马曲线形态

1)自然伽马曲线对称于地层层厚的中点;

2)当地层厚度大于3倍井径时,自然伽马曲线极大值为一常数,用半幅点确定岩层界面;

3)当地层厚度小于3倍井径时,自然伽马曲线幅度变小,小于0.5倍井径时,曲线表现为不明显弯曲,岩层越薄,分层界限越接近于峰端,如图4-14所示。

(3)自然伽马测井的应用

A.划分岩性

在砂泥岩剖面中,泥岩、页岩自然伽马曲线幅度最高,砂岩最低,而粉砂岩、泥质砂岩则介于砂岩和泥岩之间,并随着岩层泥质含量增多而曲线幅度增高(见图4-15)。

在碳酸盐岩剖面中,泥岩、页岩自然伽马曲线值最高,纯灰岩、白云岩最低;而泥质灰岩、泥质白云岩则介于二者之间,并随着泥质含量的增加而自然伽马值也增加。

图4-15 应用自然伽马和中子伽马曲线判别岩性

B.判断岩层的渗透性

根据自然伽马曲线的幅度可判断泥质胶结砂岩渗透性的好坏,也可间接判断碳酸盐岩裂缝的发育程度,划分裂缝段。

C.进行地层对比

由于自然伽马曲线不受井眼、钻井液、岩层中流体性质等因素的影响,所以,在其他测井曲线难以对比的地层中,可用自然伽马曲线进行地层对比。

D.跟踪定位射孔

由于自然伽马测井不受套管、水泥环的影响,所以,在下完套管之后的射孔作业中,将下套管的自然伽马测井曲线与裸眼测井曲线对比,确定跟踪射孔层位。

❻ 天津地热动态监测

一、天津地热基本情况

1.热储层特征

天津地区发育有两种热储类型，分别为以陆相碎屑沉积为主的新生界孔隙型热储(孔隙热储)和以海相沉积为主的古生界、中新元古界碳酸盐岩岩溶裂隙型热储(基岩热储)。孔隙热储包括新近系明化镇组(Nm)和馆陶组(Ng)、古近系东营组(Ed)热储层；基岩热储包括古生界奥陶系(O)、寒武系昌平组(∈c)和中元古界蓟县系雾迷山组(Jxw)热储层(图12-1)。

新近系明化镇组热储层顶板埋深300～600m，底板埋深589～1996m，涌水量在40～100m³/h之间，出水水温40～70℃，地热流体化学类型(舒卡列夫分类，下同)为HCO₃-Na，HCO₃·ClNa和SO₄·Cl-Na型，溶解性总固体含量一般﹤1500mg/L，局部地区﹥3000mg/L，多为无—轻微腐蚀性热流体。该层是本区埋藏最浅的热储层，在宁河-宝坻断裂以南普遍分布。

新近系馆陶组热储层可分为馆I砂岩热储段和馆Ⅲ砂砾岩热储段。馆Ⅰ砂岩热储段厚100～200m，出水温度55～65℃。底部馆Ⅲ砂砾岩热储段出水水温60～80℃，水量80～130m³/h，流体化学类型以HCO₃-Na，Cl·HCO₃-Na型为主，溶解性总固体含量800～1900mg/L。

图12-1 热储层垂向分布示意图

奥陶系热储层属海相碳酸盐岩沉积建造，渗透系数高值区分布在海河断裂以南瞎燃、天津断裂以东和白塘口东、西断裂之间，单井出水量在100～200m³/h之间，井口稳定流温48～76℃，流体化学类型以HCO₃·Cl-Na，SO₄·Cl-Na·Ca型为主，溶解性总固体含量1000～4600mg/L。该热储层的地热井相对较少，开发利用强度不大。

寒武系昌平组热储层顶板埋深950～3734m，厚度14～103m。单井出水量60～100m³/h，井口稳定流温70～80℃，流体化学类型以HCO₃-Na，HCO₃·SO₄-Na型为主，溶解性总固体含量1000～2000mg/L。

蓟县系雾迷山组热储层是天津地区分布最广、沉积厚度最大的地层，也是天津地区地热开发最主要的层位，具有分布稳定、厚度大(﹥2000m)、埋深适中(1500～3500m)的特点。流体化学类型以Cl·HCO₃·SO₄-Na，Cl·SO₄·HCO₃-Na和Cl·SO₄-Na型为主，溶解性总固体含量1700～2100mg/L，局部出现﹥5000mg/L高值区，总硬度300mg/L，pH值7.5左右。

2.开发利用现状

2011年度纳入动态监测的地热井共有381口，其中开采井数313口，年开采总量为2900.11万m³；回灌井数68口，年回灌总量为908.64万m³，地热资源当年整体回灌率为31.33%。各热储层开采情况见表12-1。

3.回灌系统基本情况

2011年度天津市已建成的回灌系统共有74处，目的层包括蓟县系雾迷山组和铁岭组、寒武系、奥陶系、古近系东营组、新近系馆陶组及明化镇组热储层，实际对46处回灌系统进行了回灌。回灌系统的地热流体年度开采总量为1348.45万m³，回灌总量为908.64万m³，回灌系统整体回灌率约为67.38%。

表12-1 2011年度各热储层动态监测地热井数量及采碰神丛灌量统计表

注：据天津地热勘查开发设计院，2012。

二、地热监测范围及内容

地热监测范围平面上覆盖了除蓟县山区外的整个南部平原区，面积11 919.7km²；垂向上包括各个主要热储层。

地热资源动态监测的主要内容包括：

(1)地热井使用情况调查，包括地热井开发利用现状调查，地热井井口监测设施调查；

(2)地热井动态监测，包括地热井井口坐标及测点基准高度，地热井液面埋深(被测水面距井口的距离)及对应液面温度，按月统计开采量和回灌量，水质监测笑樱等内容；

(3)监测设施维护及改造。

(4)物探测井，包括井底测压、连续井温测试，测试地热井包括开采井、回灌井；

(5)地热流体水质化学分析。

三、监测方法及设备

1.监测方法

(1)动态系统监测。天津地区地热资源动态监测项目每月对有观测条件的地热井监测1次，重点监测井每月监测2次。将每次监测到的数据与前次数据进行对照，如发现异常，分析原因，必要时检查测量工具和观测方法，进行复测，并在备注栏说明情况。

(2)回灌系统监测。对运行的对井系统建立长期监测网(包括供暖期、非供暖期)，连续监测对井系统压力、水位、流量、温度等参数。对回灌井的回灌运行状况、回灌效应进行完整的分析、研究。监测频率为供暖期每月2次。监测内容包括热储水位、开采量及回灌量、开采温度和回灌温度、运行情况等。

2.监测设备

(1)水位监测——人工监测设备。采用测绳、电流表等进行水位测量(图12-2)。

(2)水位监测——水位自动化监测设备。图12-3为2011年天津地热勘查开发设计院与南开大学共同研制的地热井水位-温度自动监测系统，目前正在天津进行试点应用，测量数据精度和稳定性较好。该系统温度测量范围为-10～125℃，分辨率为0.01℃；水位测量范围为0～200m，分辨率为0.001m。

图12-2 人工测量地热井水位埋深现场照片

图12-3 地热井水位-温度自动监测系统样机

(3)水温、水量监测设备

目前地热井水温、水量监测以自动化监测为主，人工监测为辅。2011年度全市监测井中有300眼安装了“地热井智能测控终端”(图12-4)，基本实现了对这些地热井流量及温度的自动化监测。

图12-4 地热井智能测控终端照片

四、数据采集和分析

1.数据采集

数据采集方式有人工采集和水位自动化监测设备采集，现阶段以人工采集为主。重点监测井采集频率每月 2次，一般监测井采集频率每月1次。

为全面了解各热储层的水位动态特征和变化规律，根据本地区地质构造特征和热储分布特点，在一些重点地区布设了重点监测井。2011年度重点监测井的水位数据采集率在70%以上。

2.数据分析

通过地热井水位监测(图12-5)，获得热储水位动态数据，发现并归纳总结出其动力场特征和变化规律，预测水位变化趋势、分析热储开采潜力，为地热资源开发利用规划及决策提供科学合理依据。

由多年的动态监测数据可知，新近系明化镇组、馆陶组和蓟县系雾迷山组热储层数据相对丰富、完整和连续，监测报告对其热储压力和水位动态特征进行了详细分析。

(1)明化镇组热储层水位动态特征分析。由地热井动态监测资料经整理后所得数据绘制的20℃液面水位埋深等值线立体图(图12-6)可以看出，2011年度明化镇组热储层静水位埋深整体上呈由中心城区及新四区向周围逐渐变浅的趋势，静水位埋深较大的地区主要分布在集中开采的中心城区和西青区，形成了水位降落漏斗中心，静水位埋深最大达到97m以上；水位埋深较小的地区主要分布在天津西北部的武清区及北部宝坻地区，普遍﹤58m，宝坻区马家店BD-01井仅为33.4m左右。

图12-5 自动监测数据和人工监测数据对比图

(据天津地热勘查开发设计院，2012)

图12-6 2011年度天津地区明化镇组热储层20℃液面静水位埋深立体图

(据天津地热勘查开发设计院，2012)

(2)馆陶组热储层水位动态特征分析。由2011年度馆陶组热储层20℃液面水位埋深等值线立体图(图12-7)可以看出，开采强度较大的塘沽、大港和东丽部分地区热储层水位埋深及降幅均较大。馆陶组缺失带西侧冀中坳陷的武清区由于热储层水动力条件相对较差，静水位埋深达78m以上；缺失带东侧则由于集中开采出现了多个水位埋深较大的降落漏斗区。

图12-7 2011年度天津地区馆陶组热储层20℃液面静水位埋深立体图

(据天津地热勘查开发设计院，2012)

(3)蓟县系雾迷山组热储层水位动态特征分析。由20℃液面静水位埋深等值线立体图(图12-8)可以看出，2011年雾迷山组热储层水位埋深为64～140m。从西南部的静海县唐官屯到大邱庄，水位埋深逐渐增大；从大邱庄向北，总体上表现为沿深大导水断裂(如沧东断裂和白塘口西断裂)水位埋深相对较浅、靠近阻水断裂水位埋深相对较大的特点，越靠近阻水的天津断裂水位埋深越大，河东区HD-09井附近成为降落漏斗中心，最大水位埋深已达140m左右。

图12-8 2011年度天津地区雾迷山组热储层20℃液面静水位埋深立体图

(据天津地热勘查开发设计院，2012)

❼ 德州市城区地热流体的水质特征及水质评价

冯守涛 吉延数衡梅 王小刚

（山东省鲁北地质工程勘察院，德州253015）

作者简介：冯守涛（1978—），男，助理工程师，主要从事水工环地质勘查工作。

摘要：对德城区现有13 口地热井的水质分析资料进行统计分析，对本区地热流体的物理、化学特征进行了阐述，重点对地热流体的水质和地热开发利用过程中的腐蚀与结垢趋势进行了评价。

关键词：德州；地热流体；水质评价；腐蚀；结垢

1997年华北石油康海实业公司水井工程大队，在山东省地勘局第二水文地质工程地质大队院内打出德州市第一口探伍毕裤采热水井，由此揭开了德州市开发利用地热资源的序幕。到目前为止，德城区已打了13口优质探采结合地热井，取水层位主要为新近系馆陶组下部砂砾岩和古近系上部的细砂岩，井口水温为54～58.5℃，主要应用于洗浴、供暖、游泳、医疗保健等领域。

1 地温场的分布

德州市城区位于新华夏构造体系华北地台辽冀台向斜临清坳陷的次级构造单元德州凹陷范围内，德州凹陷位于沧县、埕宁、鲁西三个隆起带的倾状交汇处和黄骅、临清、济阳三个坳陷带的收敛部位。其西南与临清凹陷相通，北与吴桥凹陷相连，西与武城-隆兴庄凸起相邻，东与宁津凸起相接，南与高唐-堂邑凸起相邻。区内发育有一组北北东向断裂，其构成了德城区的基底构造轮廓。

根据德州城区100余口井的温度资料，德州城区平均地温梯度在2.7～3.8℃/100m之间，与区域地温梯度值基本一致，将地温梯度大于3℃/100m地区定为地热异常区，则除大院-市府-烟厂一线外，全区均为地热异常区。其中地温梯度3.0～3.5℃/100m的热异常区位于德州凹陷边缘及武城凸起部位，基岩埋深为1450～1550m；地温梯度大于3.5℃/100m的热异常区分布在沧东断裂带，中心最大地温梯度为3.8℃/100m，基岩埋深为1550m。

2 地热流体特征

2.1 地热流体的物理特征

本区馆陶组地热水，清澈透明，口感咸，色度为5～25度，浑浊度为2～7.5度，无异味，无肉眼可见物，井口平均水温55.7℃。地热流体中含有较多的气体成分，其中游离CO₂含量达到5.10mg/L，H₂S含量为0.19mg/L，受其影响地热水抽至孔口时呈浅乳白色，并混杂有许多小水珠，经短时间静置后变成无色透明。由于Fe^3＋含量达到1.52mg/L，地热水放置一段时间后呈微黄色。

2.2 地热流体化学特征

分析结果表明（表1），地热流体中阴离子以氯离子为主，含量1562.5～1725mg/L，摩尔分数大于74%，阳离子以钠离子为主，含量2060.89～2251.08mg/L，摩尔分数大于90%，水化学类型为Cl—Na型；总矿化度4772.12～4987.57mg/L。矿化度与水中Cl^-、Na^＋浓度呈正相关，相关系数r_Na＋-矿＝0.76，r_Cl--矿＝0.44（n＝13）（图1、图2）。由于馆陶组热储层在水平方向上埋藏、分布稳定，地热水水化学成分基本一致，水化学类型相同。在垂直方向上，馆陶组热储层与明化镇组下段热储层的水化学类型明显不同，后者水质类型一般为HCO₃—Na型，矿化度较低，两者具明显的垂直分带性。

表1 馆陶组热储层地热流体主要化学成分一览表（平均值）

注：表中数据除pH外，其余单位为mg/L。

图1 Cl^-与矿化度关系

图2 Na^＋与矿化度关系

3 地热流体补给来源探讨

地热流体各组分之间的比例系数可以用来判断地热流体的成因，常用的比例系数有Cl/Br、γ_Na/γ_Cl等，经计算德城区馆陶组热储中地热流体Cl/Br为884.54、γ_Na/γ_Cl＝1.18，这些系数都大于海水（Cl/Br为300、γ_Na/γ_Cl＝0.85），说明本区的地热流体具有大陆溶滤水的特征。

德城区馆陶组热储层地热流体的δD为-75.05‰～-118.7‰，δ¹⁸O为-9.54‰～-12.01‰，根据中国大气降水直线投点知，δD和δ¹⁸O值均在中国大气降水直线附近，δ¹⁸O值略偏离中国大气降水直线，这是因为地热流体在运移过程中的分馏作用使¹⁸O增加所致。据推测，热水补给主要来自东南部的泰沂山区或西部的太行山区的大气降水。地热水中氚含量很低，一般在（0.50～5.26）±2.97Tu之间，同时经¹⁴C测定，该区馆陶组地热水绝对年龄为1.526万年，这说明地下热水属于较古老的雨水。

4 热储温度评价

地球化学温标建立的基础是地热流体与固相围岩中的矿物腔简，在一定的温度条件下达到化学平衡，在随后地热流体温度降低时，这个“记忆”仍于保持。我们分别利用T_K/Na温标、T_K/Mg温标、T_石英温标、T_玉髓温标进行了计算，认为只有T_玉髓温标较适用于本区。采用的公式为：

山东省环境地质文集

式中：T_玉髓为有蒸气损失时的热储温度，℃；ρ（SiO₂）为地热流体中 SiO₂的质量浓度，mg/L。

经推算馆陶组热储层的温度为51.6℃，与实测馆陶组热储层的温度（54～58.5℃）比较接近。

5 地热流体水质评价

5.1 医疗与洗浴用水水质评价

水温是医疗矿水的重要指标，不同水温产生不同的治疗作用和效果。本区馆陶组热储层地热流体的井口温度为54～58.5℃，为低温地热资源的温热水，符合医疗热矿水标准，可用于洗浴、医疗。

本区馆陶组热储地热流体中氟含量达到医疗价值浓度标准；偏硼酸、偏硅酸含量达到矿水浓度值标准，可命名为含硼、硅的氟氯化钠型热矿水。其他微量元素虽没有达到命名矿水浓度，但仍具有一定的保健作用。

5.2 渔业用水水质评价

地热水养鱼在地热直接利用中是十分普遍的，同时也是地热梯级综合利用低温段尾水余热的有效途径。从地热水的水质特点出发，突出主要有害元素的影响，可将氟化物、硫化物、酚、砷及汞作为地热水养鱼的水质控制指标（蔡义汉，2004），在适当与低氟冷水混合使用后，根据地热水养鱼水质评价分级表，本区地热水作为渔业用水的评价结果为良。

5.3 工业用水水质评价

该地热水水质中，氯化物、硫酸盐、铁离子、矿化度等组分含量高，不适宜于制革、染料、纺织、制糖、淀粉、食品、建筑等工业用水。但由于温度较高，可作为工业供热。

5.4 灌溉用水水质评价

灌溉水的水质对农作物生长影响很大，将地热水是否能作为灌溉水的控制项目定为总溶解固体（TDS）、氯化物、碳酸盐、钠吸附比（SAR）、硼、砷及氟化物。根据地热水灌溉水质评价分级表，本区地热水作为灌溉用水的评价结果为严重，不可作为灌溉用水。

5.5 直接排放水质评价

本区地热水中的有害成分小于地热水有害成分最高允许排放浓度，可以直接排放到地下管道中，但排放水温应低于30℃。将氟化物、硫化物、总溶解固体、酚、汞、砷和硼7个项目作为地热水直接排放水质的控制指标，对地热水排放水质进行评价分级，并与德城区浅层地下水水质进行比较，本区地热水直接排放的评价结果为优。

6 地热开发的腐蚀与结垢趋势评价

6.1 地热开发的腐蚀趋势评价

地热流体中通常含有7种具有明显腐蚀作用的化学物质：氯离子、溶解氧、硫酸根、pH值、硫化氢（包括H₂S、HS、S^2-）、二氧化碳、氨

另外地热流体中的总固形物也对金属的腐蚀产生影响。

根据天津地热研究培训中心（天津大学）所做的大量分析研究表明（白丽萍等，1992）：当地热水中氯离子的摩尔分数超过25%时，可用拉伸指数（LI）评价地热流体的腐蚀趋势。拉伸指数的表达式为：

山东省环境地质文集

式中：LI为拉伸指数；［ Cl］为氯化物或卤化物浓度，以等当量的CaCO₃表示（mg/L）；［ SO₄］为硫酸盐浓度，以等当量的 CaCO₃表示（mg/L）；AIK 为总碱度，以等当量的CaCO₃表示（mg/L）。

经计算本区地热流体的拉伸指数LI＝19.28，大于10，为强腐蚀性水，对金属具有强腐蚀性。因此，在工程设计中应考虑地热流体对金属的强腐蚀性。

6.2 地热开发的结垢趋势评价

根据垢层的化学成分，水垢可分为碳酸钙垢、硫酸盐垢和硅酸盐垢。

6.2.1 碳酸钙垢结垢趋势评价

影响碳酸钙结垢的主要因素有 pH 值、压力（CO₂分压力）、温度及共存盐浓度（总固形物）。根据天津地热研究培训中心（天津大学）所做的大量分析研究表明：当地热水中氯离子的摩尔分数超过25%时，同样可以采用拉伸指数（LI）判断地热水中碳酸钙结垢趋势，当拉伸指数LI＞0.5时，不结垢，反之可能结垢。由于本区地热流体的拉伸指数为19.28，大于0.5，因此，本区的地热水在开发利用过程不会产生碳酸钙结垢问题。

6.2.2 硫酸钙垢结垢趋势评价

硫酸钙垢以无水硫酸钙和二水硫酸钙（石膏）两种形式析出，无水硫酸钙的溶解度比二水硫酸钙小，但由于动力学的原因，无水硫酸钙在低于93℃时不会析出。影响硫酸钙沉积的主要因素为水温和水中总固形物的含量。地热流体中硫酸钙生成趋势可由石膏（CaSO₄·2H₂O）的相对饱和度（S_r）定性估算，其表达式：

石膏的相对饱和度

山东省环境地质文集

经计算（图3），石膏S_r＝0.13＜1，地热流体为未饱和，不会生成石膏垢。

图3 低温地热水中CaSO₄·2H₂O的溶解度积

溶解度积按质量表示而不按摩尔表示，并对离子强度和温度作了修正（Radian Corporation，1979）

6.2.3 硅酸盐垢结垢趋势评价

硅酸盐垢的成分比较复杂，通常含有40%～50%的SiO₂、25%～30%铁和铝的化合物以及10%～20%的Na₂O，地热流体中硅酸盐的结垢趋势可用无定形SiO₂的相对饱和度（S_r）的大小来判断。其表达式为：

无定形SiO₂的

经计算，本区地热水中无定形SiO₂的S_r＝0.0013＜1，所以无硅酸盐水垢生成。

7 结语

德州市城区馆陶组热储层中的地热流体，在开发利用过程中存在的主要问题是地热流体对金属的强腐蚀问题，在设计地热系统时，应伴以防腐工程设计，遵循简便可行、使用寿命长、成本低、经济性好的原则，在地热系统中安装热交换器，使地热流体将热量传递给洁净无腐蚀性的循环水而不直接进入系统，不失为一种较经济的方法。

参考文献

白丽萍，孟宪级.1992.地热水碳酸钙结垢趋势的判断.见：第一届天津地热学术研究会论文集.天津：天津大学出版社

蔡义汉.2004.地热直接利用.天津：天津大学出版社

❽ 地热资源勘查的基本理论和方法

地热资源的预测和寻找，要从地质、水文地质、地球化学和地球物理四个方面来进行。地质和水文地质是地热勘查的基础资料，是进行地球化学分析研究和部署物探工作的依据。地质、水文地质资料的分析要注意地层岩性的特点，导水性、渗透性、保温性、热导率等指标，基本判断该区断裂的分布和走向，可能赋存地下水的地质条件和特征。地球化学分析，要寻找具有地热显示的化学组分，通过地表水的水质类型分析水中的总溶解固体的多少、地表水温度、钠镁离子含量、偏硅酸含量分析，推断地热存在的可能性和概率，热源深浅和多少，为综合分析提供基础和依据。通过各种物探结果，分析该区断裂存在的可能性、位置、深度、性质，分析其岩性厚度和断裂的走向（延伸方向），判断断裂的储水性质。通过地热地质条件的综合论证分析，判定深部裂隙的导水、渗透性，影响出水量的原因，主要解决热储、盖层和热源条件。基岩的断裂裂隙是复杂的，即使最精密的预测也可能遇上意想不到的变化，地质体是世界上最大的不均质体，所以会存在一定的风险，特别是钻井温度可能不够理想和出水量偏小的风险，这些需要随着钻井的地质观察和研究，再适当调整设计，尽量减少和规避风险。

❾ 地热回灌示踪试验

示踪试验是获取热储层渗流场特征、回灌流体质点运移方向和速度、采灌井之间水力联系以及研究回灌前后热储层温度场、化学场动态变化的重要技术手段之一,在地热资源开发利用中得到了广泛的应用。一般而言,示踪试验的设计、操作和示踪剂的选取因地热田具体条件不同而有所差别,但其主要目的基本相同。

天津在1999年和2001年分别在同一井场、目的层均为蓟县系雾迷山组(Jxw)热储层中进行了化学示踪和放射性示踪试验。选择的试验井场位置及各地热穗昌井基本资料见图7-3和表7-5。

图7-3 天津示踪试验井场位置图

1—断裂;2—井底位置及井号;3—对井井口位置;4—定向井方位角

(一)化学示踪试验

HX-25为开采井,HX-25B为回灌井。示踪剂投放井为HX25B地热回灌井,回灌流体为经板式换热器间接供暖后的地热循环尾水,回灌流量基本为100m³/h,回灌水温60℃左右,回灌时间为一个供暖期。观测井选择其周围的HX-25,HX-26,HX-14,HX-09共四眼生产井。示踪剂为20kg的碘化钾(KI)。投放时间为1999年1月5日。投入方法是示踪剂加供热尾水稀释后直接用铁皮桶灌入回灌井的测管中。在加入示踪剂的第二天就开始在观测孔中取热水样,每天一次,水样当天送到化验室,另外每周观测一次各生产井的水位、水温。延续一个月后,改为每周取3次样直至采暖期结束。试验结果见图7-4(曾梅香,2008)。

表7-5 示踪试验井场各地热井基础资料

(资料源于《天津市基岩岩溶裂隙热储层回灌研究》,2001)

图7-4 观测井示踪剂I^-响应曲线

从图7-4中可以看出,I^-离子浓度基本在0.09～0.15mg/L之间波动,没有出现峰值,原因可能有:

1)取样延续时间较短,没有观测到峰值。由于受深部地热地质构造、储层结构的影响,溶于回灌井中的示踪剂在岩石储层中传递速度慢,使示踪剂在较短时间内无法到达周围各观测孔中,并从观测孔的热水离子浓度中反映出来。例如HX-25井,根据1997年7月抽水资料求得的渗透系数为K=2.22m/d,HX-25生产井井底距回灌井HX-25B井底距离为850m,从回灌井HX-25B井中注入示踪剂要到达HX-25井中的时间应在一个采暖期以上(120d);

2)回灌井与观测孔之间基本没有水力联系或联系微弱。以往的各种抽水、回灌试验,都选取了观测孔进行同期观测,从监测的结果看,回灌对周围观测孔的温度场、化学场影响微小,可能与低温回灌流体进入储宴芦层后并非水平流向周围开采井有关。或者说是各井之间直接的水力联系不明显,而是回灌流体经深循环后与开采井存在间接的水力联系。因此,在观测孔中要检测到引起热水的某种离子浓度的明显变化将比较困难;

3)相对较大的热储层水体而言,示踪剂的加入剂量较少,在观测孔的离子浓度剂量上示踪剂离子峰值反映不出来。由于地热水中普遍存在碘离子,选择碘化钾作为示踪剂,示踪结果只能依靠示踪离子浓度的突变来表现示踪剂是否达到,因此,示踪剂的选择是不适宜的或者投放量应该是大剂量的。

(二)放射性示踪剂试验

2001年11月天津地热院和北京中国原子能科学研究院国家同位素工程技术研究中心工业应用实验室合晌族带作,进行了地热回灌示踪试验。示踪剂投放井仍为HX-25B,观测取样井分别选HX-25,HX-26,HX-14,HX-13共4眼生产井。选用半衰期较短的同位素³⁵S(

=87d)作示踪剂,其检测灵敏度约为0.5Bq。2001年11月27日,通过分析试验场地的热储条件和流体动态特征,估算在HX-25B回灌井中投放³⁵S350mCi(约1.3×10¹⁰Bq)。取样方法为用5L塑料筒从生产井口取5L水样,取出后立即加1mL稳定剂,盖紧瓶盖,室温放置。样品由北京中国原子能科学研究院国家同位素工程技术研究中心工业应用实验室进行分析。该试验从2001年11月28日开始至2002年5月20日止,共取样551个。

根据样品分析结果,4个观测取样孔中只有HX-14井中分析出了³⁵S,其他3个观测取样孔均未分析出³⁵S。说明HX-14和HX-25井之间存在一定的水力联系,而与其他几眼地热井之间不存在水力联系。HX-14井³⁵S响应曲线见图7-5。从图上可以看出130天左右³⁵S浓度达到了峰值。

图7-5 HX-14地热生产井³⁵S响应曲线图

根据此次示踪试验数据,结合场地地质条件分析,可得出如下经验与认识:

1)此次试验只在HX-14井中检测出示踪剂成分,说明HX-25B与HX-14地热井在采灌条件下有一定的水力联系,间接表明两井之间(NW)有相对直接的联系通道。分析该井场的地热地质条件,海河断裂是一条区域性的深大断裂带,走向NWW。两试验井之间的联系通道除受热储本身裂隙发育、采灌水动力场影响外,主要还受海河断裂带的影响,推测海河断裂南侧影响宽度在2km以上。同时该试验结果也给我们一个提示,在采灌对井布局时,应垂直于区域主构造断裂带走向,以避免低温回灌水在短时间内对开采井的温度场造成影响。

2)试验结果显示在HX-14井中检测到的示踪剂浓度最大只有1.229Bq/L,不到总注入量(1.3×10¹⁰Bq)的十亿分之一。尽管示踪剂会被巨大的热储流场所稀释,但从检测到的浓度较低、时间较短可以看出,回灌流体进入储层后,只有一小部分沿断裂优势方向,在130天左右到达了HX-14井,而绝大部分在因密度差产生的压力下垂向深循环补给到了其他区域。历年的动态观测资料也表明,HX-14井的出水温度多年来基本稳定,没有出现降温现象,表明HX-25B回灌井的低温流体对区域温度场影响甚微。

3)将近40年的勘探、开发表明,在天津地区所有深度在4000m以浅的雾迷山组地热井均有稳定的高产地热流体,而且凡钻遇该层位(无论其在什么构造部位)均出现钻井液(清水)明显漏失现象,出水量稳定(吴铁钧,2005),说明雾迷山组热储层微观结构具岩溶裂隙型各向异性,但在宏观上具有裂隙均一、各向同性的特征,巨大的厚度和良好的渗透性能使雾迷山组成为天津地区最大的地热流体储集层。本次示踪试验雾迷山组HX-25B地热回灌井与其他同层开采井在采灌条件暂未发现水力联系,也说明它们之间无管道流现象,热储裂隙发育均一。

4)目前在地热回灌中,用作示踪剂的主要有:化学示踪剂、放射性同位素和稳定同位素示踪剂、活性示踪剂、荧光染色示踪剂。但无论哪种示踪剂,都应具备以下要求。

示踪材料在热储层中的本底低,样品中产出情况可充分识别、检验分析灵敏度高;

在热储温度、化学、压力条件下,与储层和地热流体不发生反应,具足够的稳定性;

溶于水但不被储层岩石吸附;

与被示踪流体流动特征相似、配伍性好;

放射性同位素示踪剂要有合适的半衰期,安全无毒,具有环保和安全性能;

价格合理,使用数量适中,现场可操作性强并具经济性。

5)尽管示踪试验结果给我们认识沉积盆地地下热流体运移的复杂性有一个判断依据,但仍有一些问题需要我们去思考。比如,流体在储层中运动,会有优势水流问题,那么用示踪剂的试验结果如何去反推地下水流动?