Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
У навчальному посібнику викладені фізичні властивості мінералів, гірських порід, нафтових та газових покладів, розглянуті взаємозв’язки між фізичними властивостями, наведена велика довідникова інформація з окремих фізичних параметрів. Додатком до посібника є лабораторний практикум методики та техніки виміру фізичних властивостей гірських порід. Кожна тема закінчується питаннями для самоконтролю.
В посібнику приведена тематика домашніх контрольних завдань для студентів заочної та дистанційної форми навчання.
Навчальний посібник з курсу "Фізичні властивості гірських порід" для студентів всіх форм навчання за напрямком 0707 "Геологія" спеціальності "Геофізика" (освітньо-кваліфікаційний рівень бакалавр – 6.070700 та спеціаліст – 7.070709 і 7.070702) складений за темами навчального плану і охоплює всі розділи курсу.
Комп’ютерний набір та технічне оформлення виконали інженери: Тацакович С. Т. і Ружило К.М .
Автор: професор Степанюк В.П.
Відповідальний за випуск
зав. кафедри ПНГГ, професор Степанюк В.П
Рецензенти:
доктор геологічних наук Федоришин Д.Д.
професор, д-р геол.-мінерал.наук Маєвський Б. Й.
Нормоконтролер Гургула О.Г.
Коректор Будуйкевич Н.Ф.
Висновки члена експертно-
рецензійної комісії університету
Навчальний посібник
рекомендується до друку Рудий Р.М.
Дане видання є власністю ІФНТУНГ . Забороняється тиражувати та розповсюджувати без відома автора.
В. П. СТЕПАНЮК
ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ
ГІРСЬКИХ ПОРІД
НАВЧАЛЬНИЙ ПОСІБНИК
МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ УКРАЇНИ
ІВАНО-ФРАНКІВСЬКИЙ НАЦІОНАЛЬНИЙ
ТЕХНІЧНИЙ УНІВЕРСИТЕТ
НАФТИ І ГАЗУ
Кафедра польової нафтогазової геофізики
В. П. СТЕПАНЮК
ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ
ГІРСЬКИХ ПОРІД
Навчальний посібник з курсу "Фізичні властивості гірських порід" для студентів всіх форм навчання за напрямком підготовки 0707
“Геологія” спеціальності “Геофізика“
МВ 02070855-962-2002
Івано-Франківськ
2002
Степанюк В.П. "Фізичні властивості гірських порід", Навчальний посібник, Івано-Франківськ: Факел, 2002 с.
У навчальному посібнику викладені фізичні властивості мінералів, гірських порід, нафтових та газових покладів, розглянуті взаємозв’язки між фізичними властивостями, наведена велика довідникова інформація з окремих фізичних параметрів. Додатком до посібника є лабораторний практикум методики та техніки виміру фізичних властивостей гірських порід. Кожна тема закінчується питаннями для самоконтролю.
В посібнику приведена тематика домашніх контрольних завдань для студентів заочної та дистанційної форми навчання.
Навчальний посібник з курсу "Фізичні властивості гірських порід" для студентів всіх форм навчання за напрямком підготовки 0707 "Геологія" спеціальності "Геофізика" (освітньо-кваліфікаційний рівень бакалавр – 6.070700 та спеціаліст – 7.070709 і 7.070702) складений за темами навчального плану і охоплює всі розділи курсу.
Рецензенти: професор доктор геолого-мінералогічних наук Б.Й. Маєвський (Івано-Франківський національний технічний університет нафти і газу, м. Івано-Франківськ), доктор геологічних наук Д.Д. Федоришин (Івано-Франківський національний технічний університет нафти і газу, м. Івано-Франківськ).
Комп’ютерний набір та технічне оформлення виконали інженери: Тацакович С.Т. і Ружило К.М .
Дане видання є власністю ІФНТУНГ. Забороняється тиражувати та розповсюджувати без відома автора.
ISB № 966-7327-96-5
Зміст
|
Вступ |
5 |
|
Тема 1. Методика петрофізичних досліджень |
6 |
|
1.1 Методи вивчення фізичних властивостей |
6 |
|
1.2 Відбір зразків гірських порід і руд у польових умовах |
11 |
|
1.3 Метрологічні вимоги до вимірів фізичних параметрів |
12 |
|
1.4 Статистичне опрацювання даних визначення фізичних властивостей |
16 |
|
1.5 Побудова петрофізичних карт і розрізів |
25 |
|
Питання для самоконтролю |
28 |
|
Тема 2. Густина і пористість мінералів і гірських порід |
30 |
|
2.1 Густина і пористість фізичних тіл і методи їх виміру |
30 |
|
2.2 Густина хімічних елементів і мінералів |
43 |
|
2.3 Густина магматичних порід |
46 |
|
2.4 Густина метаморфічних порід |
53 |
|
2.5 Густина і пористість осадових порід |
55 |
|
Питання для самоконтролю |
59 |
|
Тема 3. Магнітні властивості мінералів і гірських порід |
60 |
|
3.1 Магнітні параметри фізичних тіл і методи їх визначення |
60 |
|
3.2 Магнітні властивості хімічних елементів і мінералів |
69 |
|
3.3 Магнітні властивості магматичних порід |
79 |
|
3.4 Магнітні властивості метаморфічних порід |
88 |
|
3.5 Магнітні властивості осадових порід |
89 |
|
3.6 Палеомагнітна характеристика гірських порід |
95 |
|
Питання для самоконтролю |
97 |
|
Тема 4. Електричні властивості мінералів і гірських порід |
98 |
|
4.1 Електричні властивості речовин і методи їх визначення |
98 |
|
4.2 Питомий електричний опір хімічних елементів і мінералів |
107 |
|
4.3 Питомий електричний опір гірських порід різних генетичних типів і складу |
119 |
|
4.4 Діелектрична проникність мінералів і гірських порід |
129 |
|
4.5 П’єзоелектричний ефект мінералів і гірських порід |
135 |
|
4.6 Природна і викликана поляризація гірських порід |
137 |
|
Питання для самоконтролю |
144 |
|
Тема 5. Пружні властивості мінералів і гірських порід |
146 |
|
5.1 Пружні параметри фізичних тіл |
146 |
|
5.2 Швидкість пружних хвиль і пружні модулі хімічних елементів і мінералів |
151 |
|
5.3 Залежність пружної характеристики магматичних і метаморфічних порід від їхнього складу і будови |
156 |
|
5.4 Швидкість пружних хвиль у магматичних і метаморфічних породах |
159 |
|
5.5 Швидкість пружних хвиль і пружні модулі осадових порід |
161 |
|
Питання для самоконтролю |
168 |
|
Тема 6. Теплофізичні властивості мінералів і гірських порід |
170 |
|
6.1 Теплофізичні параметри речовин і методи їхнього виміру |
170 |
|
6.2 Теплофізичні параметри елементів, мінералів і гірських порід |
174 |
|
Питання для самоконтролю |
184 |
|
Тема 7. Фізичні властивості газу, нафти, нафтогазоносних порід і структур |
186 |
|
7.1 Фізичні властивості пластових вод нафти і газу |
186 |
|
7.2 Фізичні властивості покладів нафти, газу та колекторів |
191 |
|
Питання для самоконтролю |
201 |
|
Тема 8. Взаємозв’язок між фізичними властивостями |
202 |
|
Питання для самоконтролю |
215 |
|
Тематика домашніх завдань для студентів заочної та дистанційної форм навчання |
216 |
|
Література |
217 |
Вступ
Розвідувальна геофізика вивчає будову земної кори фізичними методами з метою пошуку та розвідки корисних копалин. Кожна гірська порода є джерелом фізичних полів, які є вираженням дії різноманітних фізичних властивостей гірських порід (густина, пружність, електропровідність та ін.) на середовище, що їх оточує.
Будь-яка гірська порода створює низку фізичних полів в просторі оточення її (зовнішні поля) і в середині самої себе (внутрішнє поле). Вимірюючи параметри зовнішніх фізичних полів гірських порід, ми отримуємо інформацію про джерела цих полів. Всіляке геологічне тіло завдяки диференціації фізичних властивостей його створює навколо себе аномальне геофізичне поле (гравітаційне, магнітне, радіоактивне), а у випадку механічного, електричного, термічного і другого діяння на нього стає джерелом полів пружних коливань, електричних струмів, теплового випромінювання та інше. Гірські породи в залежності від фізичних властивостей по різному перетворюють отриману ними ззовні енергію, а тому стають специфічними фізичними полями.
Фізичне поле характеризує гірську породу лише у відношенні тих фізичних властивостей, які роблять її джерелом поля. Отже, фізичні властивості гірських порід є основою геофізичних методів вивчення земної кори.
Природою фізичних властивостей і закономірних змін їх є мінералогічний склад та текстурно-структурні особливості гірської породи, умови їх утворення і різноманітні метаморфічні процеси та інше.
Базовими предметами фізичних властивостей гірських порід є хімія, фізика, мінералогія і кристалографія, петрографія і літологія.
ТЕМА 1. МЕТОДИКА ПЕТРОФІЗИЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ
Комплекс робіт при вивченні петрофізичних характеристик гірських порід включає наступні види досліджень.
1. Визначення фізичних властивостей (щільності (густини), намагніченості, швидкості пружних хвиль, електричних властивостей, радіоактивності, теплопровідності) різноманітних геологічних тіл (однорідних за фізичною характеристикою) за геофізичними даними in situ: на поверхні й у підземних виробітках.
2. Лабораторні дослідження фізичних властивостей гірських порід і корисних копалин
а) добір зразків гірських порід, у тому числі колекторів нафти і газу, руд, вугілля;
б) вимір фізичних властивостей;
в) статистичне опрацювання даних.
3. Побудова петрофізичних карт і петрофізичних розрізів відповідно до петрофізичної класифікації порід регіону.
1.1 Методи вивчення фізичних властивостей
Фізичну характеристику геологічних утворень визначають за даними фізичних полів, виміряними на поверхні землі, у повітрі й у підземних виробітках, за фізичними властивостями зразків гірських порід.
Аеро- і наземні геофізичні методи дозволяють одержати об'ємну фізичну характеристику порід у природному заляганні на різноманітних глибинах, у тому числі на глибинах, які недоступні бурінню. Каротаж дає можливість встановити характер лінійного розподілу дослідних властивостей у природних умовах.
Лабораторні методи дозволяють одержати високу точність визначення фізичного параметра зразка під час детального вивчення його складу і текстурно-структурних особливостей у термодинамічних умовах, що змінюються. Властивості зразка при цьому не завжди точно відображають властивості породи в природному заляганні. Розбіжність властивостей може бути зумовлена різноманітними межами зміни складу і текстурно-структурних особливостей зразка досліджуваного геологічного утворення, невідповідністю фізичного стану взірця в лабораторному експерименті і породи, що знаходиться в природному заляганні в умовах обводнення, механічних і теплових напруг і т.п. Тому при лабораторних дослідженнях необхідно враховувати.
1. Ряд фізичних властивостей кристалічних і осадових порід залежить від фазового стану їхнього порового заповнювача. Всі гірські породи є багатокомпонентними середовищами, що складаються з мінерального скелета (тверда фаза) і порового простору, заповненого рідкою або газовою фазою. Кожна фаза характеризується різноманітними фізичними властивостями і по-різному реагує на зовнішні впливи. Тому урахування співвідношення різноманітних фаз у породі має дуже велике значення для вивчення тих фізичних властивостей, що зумовлені значною мірою складом порового заповнювача. До таких властивостей відносяться густина, пружні, електричні і термічні параметри.
Заміна газового заповнювача порового простору гірських порід значно більш густою, пружною і провідною рідиною призводить до збільшення зазначених параметрів. Це збільшення становить в середньому 10-30 %, а для електричних властивостей воно може досягати декілька порядків.
Таким чином, усі розглянуті властивості повинні вимірюватися на взірцях з природною вологістю, газо- або нафтонасиченністю
2. Фізичні властивості зразків, відібраних з приповерхневої зони, зміненої гіпергенними процесами, можуть суттєво відрізнятися від утворень, що не зазнали змін.
Зміна густини (щільності), зумовлена варіаціями пористості і складу, може коливатися від одиниць до 10-15 %. Зміна пружних, термічних і електричних властивостей, зумовлена, головним чином, тріщинуватістю і пористістю, може досягати 50 % і вище. Зміна намагніченості і радіоактивності порід зумовлена зміною їхнього складу, у більшості випадків різниця складає 25-50 %.
Для радіоактивності розходження зумовлене різноманітним вмістом радіоактивних елементів у приповерхневому прошарку і у утвореннях, що не зазнали змін. При цьому в зоні гіпергенезу можливо як зменшення, так і збільшення радіоактивності порід.
Таким чином, для характеристики незмінених утворень необхідно вимірювати зразки, які незачеплені гіпергенними процесами, або вводити в значення фізичних параметрів відповідні поправки.
3. Фізичні властивості гірських порід змінюються у випадку високих змін термодинамічних параметрів. Розробка нових установок високого тиску і температури дозволила більш обґрунтовано досліджувати зворотні зміни фізичних властивостей, що виникають при пружньо-структурних деформаціях. Величина зміни фізичних властивостей під дією на породу високих тисків і температури залежить від дослідного параметра, мінерального складу, текстурно-структурних особливостей, фазового стану порового заповнювача і співвідношення тиску і температури.
У межах земної кори зміна, зумовлена впливом термодинамічних параметрів, зазвичай, не перевищує для густини 5-10 %, для пружних параметрів - 20-30 %. Зміна електричного опору, зумовлена впливом температури, може перевищити 100 % . Зміна намагніченості під дією тиску і, головним чином, температури може бути дуже значною через перехід феромагнітних мінералів у парамагнітний стан. Тому, для характеристики фізичних властивостей порід, що залягають на великих глибинах, у значення фізичних параметрів, виміряних у нормальних термодинамічних умовах, уводяться поправки за вплив тиску і температури.
Густина. Густину в лабораторних умовах визначають методом гідростатичного зважування. Для одержання густини порід у природних умовах залягання застосовують методи визначення усередненої густини гірських порід - гамма-гамма-метод у польовому і свердловинному варіантах.
Середню густину порід можна визначити за даними гравіметричних зйомок вздовж профілів, що перетинають характерні форми рельєфу. Густину проміжного прошарку визначають способами Неттльтона, найменших квадратів, рішенням систем надлишкових рівнянь за методом Коші. Середню густину гірських порід знаходять також за даними прискорення сили тяжіння в гірських виробках і свердловинах. Для визначення густини гірських порід у природному заляганні використовують також мюонний метод.
Пористість. У лабораторних умовах загальну пористість визначають пікнометричним методом, відкриту пористість - методом насичення зразків рідиною під вакуумом.
Відкриту пористість у природних умовах визначають зазвичай в осадових породах за допомогою каротажних методів: питомого опору, власної поляризації, радіоактивного каротажу.
Магнітні властивості. Найбільше важливими магнітними параметрами гірських порід і руд є магнітна сприйнятливість , індукована і природна залишкова намагніченість Ji, Jn. У лабораторних умовах параметри вивчають індукційним і магнітометричним методами.
Для вивчення усередненої намагніченості гірських порід у природному заляганні широко використовують карти графіків аномального магнітного поля, отримані за допомогою магнітної зйомки.
Пружні властивості. У практиці лабораторних і польових сейсмічних досліджень в основному вивчають швидкість повздовжніх хвиль Vp. Швидкість поперечних хвиль Vs, а також згасання повздовжніх і поперечних хвиль визначають у меншому обсязі і для рішення спеціальних задач. У лабораторних умовах застосовують ультразвукові (динамічні) методи вивчення пружних властивостей зразків.
Для визначення пружних характеристик гірських порід у природному заляганні застосовують вертикальне сейсмічне профілювання (ВСП), сейсмічний каротаж (СК), акустичний каротаж (АК) і польові сейсмічні методи.
Електричні властивості. З електричних властивостей найбільше значення для електричних методів розвідки має питомий електричний опір і викликана поляризація . Вивчення діелектричної проникності і природної поляризації здійснюють у менших обсягах. У лабораторних умовах питомий електричний опір визначають методами опорів з чотирьохелектродними і двохелектродними установками, методом потенціалів і індукційним методом.
Для визначення питомого електричного опору гірських порід у природному заляганні використовують діаграми бокового каротажного зондування (БКЗ), мікрозондів (МКЗ), позірного опору (ПО), а також дані інтерпретації кривих зондування на свердловинах, або виміри електричного опору на відслоненнях порід.
Для підвищення точності визначення питомого електричного опору гірських порід доцільно проводити комплексний розгляд даних зазначених методів.
Термічні властивості. Основними параметрами, що характеризують термічні властивості речовин, є коефіцієнти теплопровідності, теплоємності і температуропровідності. Найбільше поширений метод вивчення термічних властивостей - метод стаціонарного режиму і динамічного розігріву.
Термічні властивості визначають у лабораторних умовах. У польових умовах за допомогою термокаротажу вимірюють температуру у свердловинах. Знаючи термічні параметри, вивчені на зразках, і розподіл температури в свердловині, яка вистоялась, можна визначити тепловий потік.
Радіоактивність. У лабораторних умовах радіоактивність визначають на зразках і в порошкових пробах. Методика вивчення радіоактивності в порошкових пробах застосовується найбільше. Використовують в основному імпульсні гамма-, бета- і альфа-методи та спектрометричні методи.
Для вивчення радіоактивності гірських порід у природному заляганні застосовують гамма-каротаж і радіометричну зйомку.
1.2 Відбір зразків гірських порід і руд у польових умовах
Для вивчення фізичних властивостей гірських порід і руд збір кам'яного матеріалу при комплексних геолого-геофізичних роботах здійснюють з метою упорядкування петрофізичної класифікації порід району, встановлення закономірних зв'язків між фізичними властивостями порід і геолого-петрографічними особливостями, побудови петрофізичних карт і розрізів, встановлення основних опорних поверхонь зміни фізичних властивостей порід, що дозволяють використовувати дані геофізики для структурних побудов.
Для упорядкування петрофізичної класифікації порід і встановлення закономірних зв'язків необхідно одержати представницький кам'яний матеріал головних петрофізичних (літологічних) груп порід і основних стратиграфічних комплексів у кількості, достатній для статистичного опрацювання. Для побудови петрофізичних карт і встановлення основних опорних горизонтів варто мати кам'яний матеріал із різних місць. Для побудови розрізів необхідно отримати керновий матеріал із свердловин.
У петрофізичних дослідженнях використовуються головним чином зразки порід. Для упорядкування петрофізичної класифікації гірських порід району зразки доцільно відбирати по опорним приблизно лінійним профілям, що перетинають інтрузивні масиви і проходять вхрест простягання метаморфічних, ефузивних і осадових товщ. Обов'язкова вимога до опорних профілів - перетинання магнітних, локальних гравітаційних, радіоактивних і електричних аномалій у їхньому максимумі з виходом на безаномальне поле. На кожному відслоненні варто відбирати два-п’ять зразків з основних різновидів порід і один-два зразка - з другорядних.
Для побудови петрофізичних карт зразки відбираються геолого-знімальними і геофізичними партіями з усієї площі робіт.
До зразків пред'являють такі вимоги: вони повинні бути без видимих слідів поверхневої руйнації і вивітрювання, приблизно ізометричної форми, з майже плоскими гранями, по можливості без каверн і виступів на поверхні. Для відбору зразків використовують природні відслонення порід на профілі, маршруті або поблизу нього, кар'єри, виробки і свердловини.
Петрографічне вивчення зразків здійснюють у два етапи - макроскопічне визначення і вивчення породи в шліфах. У межах кожного петрографічного різновиду мікроскопічно вивчають приблизно 25 % зразків, які характеризуються як середніми, так і граничними значеннями фізичного параметра.
1.3 Метрологічні вимоги до вимірів фізичних параметрів
З розвитком геофізичних і геологічних методів дослідження, збільшенням їхньої точності і надійності підвищуються вимоги до точності виміру фізичних параметрів.
Вивчення фізичних властивостей гірських порід починають з вимірів їхніх характерних величин. На практиці одержують значення параметра з певною точністю, тому що в процесі виміру допускають випадкові або систематичні похибки (x)
xxX, (1.1)
де: x - абсолютна похибка, яка виражається в тих же одиницях, що і вимірювальна величина; х - результат виміру; Х – дійсне значення параметру. Відношення
(1.2)
називається відносною похибкою; воно, зазвичай, дається у відсотках і визначає точність вимірів.
Похибки зумовлені:
Похибки, пов'язані з методикою вивчення, умовно називають методичними похибками. Вони визначаються ступенем відповідності даних лабораторного вивчення фізичних властивостей зразків властивостям порід у природному заляганні. У зв'язку з цим методична похибка залежить від того, наскільки використаний лабораторний метод враховує чинники, що впливають на фізичні властивості порід у природному заляганні, - вологість, тиск, температура, ступінь однорідності речовинного складу порід, рівномірність розподілу магнітних або провідних компонентів і порових каналів і т.д.
Похибки, пов'язані з недосконалістю техніки виміру фізичних параметрів, умовно називаються метрологічними. Вони складаються з похибок вимірювальної апаратури і похибок, внесених оператором. Ці похибки можуть бути систематичні або випадкові. Систематичні похибки, зазвичай, пов'язані з дефектами приладу або устаткування, з неточністю еталона, узятого для градуювання апаратури і для контролю одержаних розмірів фізичних параметрів. Вони мають той самий знак. Систематичну похибку можна виключити або зменшити, поліпшивши умови виміру, уточнивши еталон. Випадкові похибки, зазвичай, викликані або невідомими, або частково відомими причинами. Випадкову похибку не виключають з результатів виміру.
Нижче наведені приклади розрахунку загальної максимальної відносної похибки визначення фізичного параметра зразка.
1. Найбільша відносна похибка виміру густини методом гідростатичного зважування (в3кг/м3)
, (1.3)
де: в – густина води; - густина зразка; m/m – відносна похибка виміру маси зразка.
2. Найбільша відносна похибка виміру швидкості пружних хвиль методом прозвучування
, (1.4)
де: V – швидкість пружних хвиль у зразку; l/l – відносна похибка виміру довжини зразка; l – довжина зразка; 0+3 і 3 – похибки визначення часу поширення імпульсу в зразку й в апаратурі. Основна метрологічна похибка визначення швидкості пружних хвиль зумовлена похибками виміру часу поширення імпульсу.
3. Найбільша відносна похибка виміру намагніченості магнітометричним методом (на магнітометрі МА-21)
, (1.5)
де: - відносна похибка виміру ціни поділки магнітометра; - абсолютна похибка візуального відліку числа поділок n; n поділок); V/V – відносна похибка визначення об’єму зразка.
Основна метрологічна похибка виміру намагніченості пов’язана з визначенням ціни поділки магнітометра і об’єму зразка.
Коли вимірюється магнітна сприйнятливість індукційним методом (на капометрах)
00nnn0n0, (1.6)
де: 00 – відносна похибка виміру магнітної сприйнятливості еталона; nn і n0n0 – відносні похибки визначення числа поділок при накладенні на датчик еталона і зразка.
При вимірі особливу увагу необхідно приділяти розмірам зразка, вимоги до яких наведені у відповідних інструкціях з експлуатації магнітометрів.
4. Найбільша відносна похибка виміру електричного питомого опору мостовим двоелектродним методом перемінного струму
RRSSll, (1.7)
де: RR, SS, ll – відносні похибки виміру активного опору зразка породи, його перетину і довжини.
5. Найбільша відносна похибка виміру теплопровідності стаціонарним методом
QQSS(T1+T2)T1+T2, (1.8)
де: - QQ, SS, (T1+T2)(T1+T2) - відносні похибки визначення кількості тепла, що виділяється, перетину пластини і різниці температур.
Основна метрологічна похибка виміру теплопровідності пов'язана з визначенням різниці температур.
Розрахунок максимальної відносної похибки виміру фізичного параметра зразка необхідний для з'ясування залежності загальної похибки від похибок, внесених окремими вузлами приладу, а також для визначення залежності розміру похибки приладу від різноманітних характеристик зразка.
У практиці лабораторних досліджень для визначення похибки вимірювальної апаратури, зазвичай, проводять багатократні виміри еталонів. При числі повторних вимірів більш 20 розподіл випадкових похибок повинен підпорядковуватися нормальному закону. Значне відхилення від нормального закону свідчить про наявність систематичних похибок. За результатами вимірів можна оцінити середню квадратичну похибку приладу
St=, (1.9)
де: xi - окреме значення еталона; - середнє значення еталона; n - число вимірів.
Для оцінки систематичних похибок визначення фізичного параметра виконують також контрольні виміри на інших приладах в інших лабораторіях (міжлабораторний контроль). Обсяг контрольних вимірів повинен складати 1-2%.
Для оцінки випадкової похибки визначення фізичного параметра при вивченні колекції зразків виконують повторні виміри зразків на тих же приладах в обсязі 5-10 % від загального числа спостережень. При числі повторних (парних) вимірів більш 30 розподіл випадкових похибок повинен підпорядковуватися нормальному закону і характеризувати всю сукупність вимірів. Для оцінки випадкових похибок обчислюють середню квадратичну (St) або середню арифметичну () похибки.
; (1.10)
, (1.11)
де: xi і yi основний і повторний виміри фізичного параметра; N - число повторних вимірів.
Оцінка точності виміру фізичного параметра визначається відносною середньою арифметичною похибкою цього параметра x
x. (1.12)
1.4 Статистичне опрацювання даних визначення фізичних властивостей
Статистичне опрацювання матеріалів складається з двох етапів: попереднього опрацювання і математичного аналізу. Попереднє опрацювання полягає головним чином в упорядкуванні каталогів даних про склад і фізичні властивості порід, планів і розрізів з нанесеними точками відбору і величиною фізичного параметра. Математичний аналіз петрофізичних даних дозволяє встановити основні закономірності зміни фізичних параметрів досліджуваних гірських порід і об'єктивно виділити петрофізичні групи й асоціації порід.
Для виділення петрофізичних груп порід застосовується метод групування по найбільше загальних і стійких ознаках: генетичному типу, складу, текстурно-структурним особливостям, діагенезу і метаморфізму. Для з'ясовування розподілу фізичного параметра в межах попередньо виділеної петрофізичної групи використовують варіаційний ряд (таблиця 1.1), де кожному значенню параметра x або інтервалу його зміни х відповідає визначена повторювальність значень параметра (частота). Оптимальна ширина інтервалу може бути обчислена за формулою Стерджеса
х, (1.13)
де: – межі розподілу параметра; N – число значень у розподілі.
Для характеристики петрофізичної групи потрібно не менше 20-30 зразків.
На підставі варіаційного ряду може бути побудована варіаційна крива або гістограма (рисунок 1.1), або крива накопичених частот (рисунок 1.2). Форма варіаційної кривої або гістограми слугує основним якісним критерієм для з'ясовування слушності виділеної петрофізичної групи. Розподіли параметра густини і швидкості поширення пружних хвиль у породах, які не зазнали повторних змін, зазвичай підпорядковуються нормальному закону, магнітна сприйнятливість і намагніченість - логнормальному закону. Нормальний закон описується функцією
, (1.14)
де: хі - значення параметра; - середнє арифметичне значення параметра; St - стандарт розподілу параметра.
Таблиця 1.1
Приклад упорядкування варіаційного ряду густини порід
|
Інтервал зміни густини, 103×кг/м3 |
Час-тота, N |
Частість, % |
Накопи-чення частоти |
Накопичення частості , % |
|
2,50-2,52 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
2,52-2,54 |
7 |
8 |
7 |
8 |
|
2,54-2,56 |
19 |
21 |
26 |
29 |
|
2,65-2,58 |
33 |
37 |
59 |
66 |
|
2,58-2,60 |
24 |
27 |
83 |
93 |
|
2,60-2,62 |
6 |
7 |
89 |
100 |
|
2,62-2,64 |
0 |
0 |
89 |
100 |
|
Примітка. На варіаційних кривих частість позначена через N. |
2,50 2,54 2,58 2,62 ,103кг/м3 2,50 2,54 2,58 ,103кг/м3
1 - теоретична крива; 2, 4- гістограми;
З - експериментальна крива
Рисунок 1.1 Варіаційні криві і гістограми нормального розподілу густини граніту.
2.5 2,54 2,58 ,103кг/м3
Рисунок.1.2. Комулятивна крива (накопичених частот) розподілу густини граніту
Логнормальний закон описується функцією
, (1.15)
де: yi – значення параметра; - середнє арифметичне значень логарифмів параметра; St' - стандарт розподілу логарифмів параметра.
З метою перевірки відповідності розподілу до того чи іншого закону використовують криві накопичених частот, побудовані в спеціальному ймовірному масштабі (див. рисунок 1.2). У випадку відповідності досліджуваного розподілу нормальному або логнормальному законам графік буде виглядати, як пряма лінія. Різка невідповідність є показником неоднорідності сукупності.
Прикладом неправильного вибору сукупності можуть служити криві, що мають складну форму і полімодальний розподіл параметра (рисунок 1.3). Кожний з максимумів варіаційної кривої підпорядковується логнормальному закону,
характерному для розподілу магнітної сприйнятливості, і зумовлений різними етапами процесу мігматизації.
а) бімодальний розподіл магнітної сприйнятливості магнітів Карелії;
б) асиметричний розподіл швидкості Vp для різновиду сієнітів.
Рисунок 1.3. Складні варіаційні криві розподілу фізичних параметрів гірських порід
Після уточнення виділених груп обчислюють наступні узагальнені показники розподілу.
Середню арифметичну величину визначають за формулою
, (1.16)
де: хi - фізичний параметр зразка; N - число зразків.
Середньозважену величину обчисляють за формулою
, (1.17)
де: Ni - число зразків в окремих групах; m - число груп.
У якості показника розміру відхилення окремих значень від середнього і відмінності окремих значень один від одного, тобто розміру варіації параметра, слугують дисперсія або стандарт (середнє квадратичне відхилення), що є розмірними величинами
(1.18)
Якщо розподіл підпорядковується нормальному закону, то ординати варіаційної кривої з абсцисами ±St ( - координата вершини варіаційної кривої) складають 0,606 максимальної ординати.
При співставленні дисперсій декількох груп, що мають різні одиниці виміру, доцільно користуватися безрозмірним коефіцієнтом варіації (у %)
V= (1.19)
Для характеристики значення фізичного параметра , що зустрічається часто, використовують формулу
, (1.20)
де: x0 - початок модального інтервалу;x - ширина інтервалу; 1, 2, 3 - частоти значень предмодального, модального і післямодального інтервалів.
Наближене значення моди можна оцінити через інтервал з найбільшою частотою. У випадку нормального розподілу значення моди і середньої арифметичної збігаються. Розбіжність моди і середньої арифметичної характеризується мірою асиметрії
(1.21)
Асиметрія може свідчити про характер і інтенсивність прояви в породі різноманітних накладених процесів. Прикладом негативної асиметрії може служити наявність зруйнованих тріщинуватих різновидів у петрошвидкісній групі сієнітів Хівинського масиву (див. рисунок 1.3,б). З розвитком процесу тріщинуватості негативна асиметрія може переходити в нормальний розподіл окремої групи порід.
Для більш точної оцінки відповідності емпіричного розподілу до нормального або логнормального використовують критерії Колмогорова, Пірсона й ін. У ряді випадків доцільно порівнювати різні групи фізичного параметра. Це може бути виконано за допомогою перевірки гіпотез про рівність середніх і дисперсій.
Гіпотезу про рівність середніх значень і двох нормально розподілених значень перевіряють за допомогою критерія Стьюдента
, (1.22)
де: N1, N2 - число значень параметра в першому і другому розподілах.
Обчислений розмір критерію t порівнюють з табличним значенням при заданому рівні значущості Р (у %) і числі ступенів свободи
K=(N1+N2-2). (1.23)
Для перевірки гіпотези про рівність дисперсій двох нормальних розподілів можна скористатися критерієм Фішера (F)
якщо (1.24)
Обчислене значення F порівнюють з табличним значенням з заданим рівнем значущості P (у %) і ступенях свободи K1=N1-1 і K2=N2-1. Таблиці є у всіх посібниках з математичної статистики.
Якщо обчислені значення t і F менше табличних, то припущення про несуттєву розбіжність між середніми і дисперсіями двох розподілів варто прийняти.
При опрацюванні матеріалів петрофізичних досліджень виникає задача вивчення зв'язку різноманітних фізичних параметрів між собою або з іншими характеристиками досліджуваної породи (мінеральний склад і т.д.). Варто мати на увазі, що зв'язок звичайно має не функціональний, а стохастичний (ймовірний) характер, і тому для рішення зазначеної задачі варто користуватися теорією кореляційного аналізу. За допомогою кореляційного аналізу оцінюють ступінь близькості кореляційної залежності до функціональної. Вона характеризується коефіцієнтом лінійної кореляції r, обчисленим за формулою
r=(xy-x y)/StxSty, (1.25)
де: х і у - середні арифметичні значення х і у у відповідних розподілах; xy - середнє арифметичне значення добутку х і у; Stx і Sty - стандарти розподілів х і у.
Коефіцієнт кореляції r змінюється від -1 до +1. При r=0 лінійний зв'язок між х и у відсутній. При r=±1 зв'язок між х и у функціональний. Достовірність виявленого зв'язку оцінюється спеціальними прийомами.
Для з'ясовування ступеня достовірності виявленого кореляційного зв'язку при невеличкій вибірці (N<50) використовують також критерій, запропонований В.И.Романовським
r. (1.26)
Якщо нерівність має місце, то коефіцієнт кореляції рахується значущим. За допомогою кореляційного аналізу вивчають характер зв'язків і використовують лінійне рівняння регресії
(1.27)
Емпіричний розподіл двох безперервних величин може бути поданий графічно у виді поля кореляції, на якому дані лінії регресії. На рисунку 1.4 подане поле кореляції і лінія регресії густини і швидкості повздовжніх хвиль у серпентинізованих гіпербазитах. Для з'ясовування ступеня зв'язку між двома параметрами був обчислений коефіцієнт кореляції r = 0,965 і визначене рівняння регресії: Vp=(3,44-3,6)км/с. Лінія регресії, побудована за рівнянням, близька до лінії регресії, проведеної по точках.
Рисунок.1.4. Поле кореляції густини і швидкості повздовжніх хвиль у серпантинізованих гіпербазитах Уралу.
Для визначення характеру залежності між параметрами, пов'язаними криволінійно, може бути застосована методика добору теоретичної формули, близької до такої, щоб відповідала фактичній кривій залежності. Вона полягає в порівнянні фактичної згладженої кривої, наприклад Vp=f(), із різноманітними графіками функціональних залежностей, які подані у довідниках. Придатність обраної за графіком формули перевіряють методом вирівнювання, зміст якого зводиться до того, що на базі зв'язку між параметрами х і у знаходять величини х=f(х,у) і y=f(х,у), що пов'язані між собою лінійно. Потім за допомогою методу найменших квадратів або методу середніх визначають параметри підібраної формули.
У практиці петрофізичних досліджень нерідко зустрічаються випадки, коли шукана ознака залежить від двох інших ознак і більше. Кореляція таких значень є множинною. При подвійному лінійному зв'язку однієї ознаки z із двома іншими х і у коефіцієнт множинної кореляції визначається за формулою
(1.28)
де: rxz, rxy, ryz - коефіцієнти кореляції між х і z, х і у, у і z; R - змінюється від 0 до +1.
Для статистичного опрацювання даних на ЕОМ існує велике число програм, що дозволяють обчислити статистичні характеристики і кореляційні залежності.
1.5 Побудова петрофізичних карт і розрізів
Найбільше повне і наочне уявлення про розподіл фізичної характеристики геологічних утворень у плані дають карти:
1) петрофізичні, що відображають розподіл у плані петрофізичних груп гірських порід (або геологічних формацій); 2) фізичних параметрів, що показують значення фізичних параметрів гірських порід (товщ) без урахування їхнього типу і складу; 3) спеціалізовані карти наведених аномальних значень фізичних властивостей гірських порід, палеомагнітні та інші.
Петрофізичні карти є основними для вивчення геологічної будови районів; вони несуть найбільшу інформацію. Інші карти складають у залежності від розв'язуваних геологічних і геофізичних задач або при обмеженні даних для упорядкування петрофізичних карт.
Петрофізичні карти. У основі легенд петрофізичних карт лежить петрофізична класифікація гірських порід, тобто розділення і групування фізичних характеристик порід різноманітних генетичних типів і петрографічного (літологічного) складу. Класифікацію порід району проводять з урахуванням їхнього віку або структурно-формаційних комплексів. Карти будують роздільно - петрогустинні, петромагнітні, петрошвидкісні та ін.
При побудові карт намагаються: а) по можливості повніше показати фізичну латеральну неоднорідність геологічних утворень району; б) відбити найбільш істотні закономірності зміни фізичної характеристики порід різного генезису і складу; в) з найбільшою детальністю показати фізичну характеристику рудоносних, вугленосних і нафтогазоносних формацій і зон навколорудних змін (на великомасштабних картах).
Масштаби петрофізичних карт. У залежності від геологічних або геофізичних задач петрофізичні карти можуть складатися в різних масштабах - від детальних до дрібномасштабних. Виділяють дві групи масштабів карт, що різняться детальністю виділення петрофізичних груп порід і типом легенд: група I - карти значного масштабу (1:50 000 і крупніше), середнього (1:100 000-1:500 000) і дрібного масштабів (1:1 000 000-1:1 500 000); група II - карти дрібного й оглядового масштабу (менше 1:1 000 000-1:1 500 000).
Петрофізичні групи - петрогустинні, петромагнітні, петрошвидкісні й інші групи порід виділяють у результаті петрофізичних досліджень.
Стратиграфічні одиниці, комплекси і формації, показані на геологічних картах, як правило, включають породи різноманітного складу, що мають різну фізичну характеристику.
Диференційовність стратиграфічних одиниць і формацій через фізичну характеристику і склад порід визначається по варіаційним кривим розподілу параметрів. Одномодальний розподіл густини і магнітної сприйнятливості свідчить про однорідність складу, що, наприклад, типово для однієї фази ін’єкції інтрузивного комплексу. Полімодальний розподіл варіаційної кривої або вказує на неоднорідність складу або різноманітність умов утворення порід, а розходження в розмірі і напрямку вектор Jn може служити додатковим критерієм для визначення віку геологічних утворень. На підставі варіаційних кривих розподілу параметрів, середніх значень і інших статистичних характеристик виділяються петрогустинні і петромагнітні групи у середині стратиграфічних одиниць, комплексів або формацій.
Слід зазначити, що виділення петрофізичних груп порід усередині стратиграфічних одиниць, комплексів або формацій дозволяє одержати надійну фізичну характеристику геологічних утворень, що складають район. Метод розрахунку, що застосовується іноді, середніх значень параметрів у цілому для геологічних підрозділів (товщ, масивів) призводить до істотних похибок в інтерпретації геофізичних даних - магнітні і гравітаційні аномалії помилково зв'язують із породами, що не виходять на поверхню.
Різноманітні петрофізичні групи порід на картах фарбують у різний колір.
Серед різноманітних геологічних утворень виділяються такі генетичні типи порід - інтрузивні, ефузивні (вулканогенні), осадові, регіонально метаморфізовані, ультраметаморфічні та ін.
Карти фізичних параметрів. Карти густини, магнітної сприйнятливості, намагніченості, радіоактивності й інших параметрів будують за даними виміру зразків або за даними розрахунку з використанням геофізичних карт. Геологічна і петрографічна характеристика порід на картах не показується; вона може бути приведена в узагальнених показниках.
Карти густини і магнітної сприйнятливості для складчастих районів і древніх щитів будують в ізолініях за значеннями параметра в кожній точці або по середніх значеннях для площі з визначеним радіусом. Для платформних областей карти будують в ізолініях параметрів (переважно густини) по середнім значенням у цілому для осадового покрову або окремих стратиграфічних одиниць.
Основне призначення цих карт - використання при інтерпретації гравітаційного і магнітного полів з метою вивчення глибинної будови земної кори. Кондиційність карт визначається рівномірністю розташування точок вихідних даних, а також проведенням ізоліній з урахуванням точності виміру параметрів, можливості випадкових помилок через використання даних вивітрених зразків і ін.
Петрофізичні розрізи. Петрофізичні розрізи (колонки) свердловин і розрізи по профілях будують за даними виміру керну і матеріалів каротажних робіт.
Петрофізичні розрізи середнього і дрібного масштабів складають за даними інтерпретації геофізичних зйомок, наявних свердловин, результатів каротажу, типової петрофізичної характеристики гірських порід і зміни фізичних властивостей порід з глибиною. При побудові петрофізичних розрізів на відміну від геолого-геофізичних використовують фізичну характеристику для уточнення петрографічного складу, фаціальних, текстурних і структурних змін гірських порід у вертикальному і латеральному напрямку.
Петрофізичні розрізи дрібного масштабу, що характеризують земну кору або всю літосферу, будують, головним чином, на підставі даних ГСЗ, оцінки по швидкості пружних хвиль, густини порід і введення поправочних коефіцієнтів за вплив термодинамічних умов середовища.
Питання для самоконтролю
1. Перерахуйте різновиди методів вивчення фізичних властивостей і дайте їх порівняльну характеристику.
2. В чому причина розбіжності значень фізичних властивостей гірських порід визначених різними методами?
3. Основні вимоги для відбору зразків гірських порід для виміру фізичних параметрів.
4. Які фактори впливають на точність виміру фізичних параметрів гірських порід?
5. Запишіть формули розрахунку загальної максимальної відносної похибки визначення фізичного параметра зразка.
6. За якими параметрами оцінюють величину випадкових похибок визначення фізичних властивостей гірських порід?
7. Якими законами описується розподіл фізичних параметрів порід і як визначати відповідність розподілу до того чи іншого закону?
8. Що слугує показником розміру відхилення окремих значень фізичних властивостей від середнього?
9. Яким параметром характеризується розбіжність моди і середнього арифметичного значення фізичних властивостей гірських порід?
10. З якою метою при вивченні фізичних властивостей гірських порід використовують критерії Стьюдента, Фішера?
11. Якими критеріями оцінюють кореляційні зв’язки між різними фізичними параметрами?
12. Які будуються петрофізичні карти і розрізи?
ТЕМА 2. ГУСТИНА І ПОРИСТІСТЬ МІНЕРАЛІВ
І ГІРСЬКИХ ПОРІД
2.1 Густина і пористість фізичних тіл і
методи їх виміру
Густина - це властивість речовин, що визначається їхньою масою m (фізичною характеристикою матерії) і об’ємом V
=m/V. (2.1)
Густина твердих хімічних елементів і мінералів змінюється в межах (0,5-22,5)·103 кг/м3, гірських порід - в межах (1,6-3,5)·103 кг/м3. Середня щільність Землі дорівнює 5,52·103 кг/м3.
Густина гірських порід є основним фізичним параметром, що визначає гравітаційне поле
U= (2.2)
У кожній заданій точці простору густина речовини визначається як відношення маси речовини в деякому достатньо малому об’ємі простору m до величини цього об’єму V
lim. (2.3)
Отже, при V0 dm=dV.
У загальному випадку щільність є величина перемінна
= (х, у, z). (2.4)
Маса зразку складається з маси твердої фази mт і рідини mр; масою газоподібної фази mг можна знехтувати. З іншого боку, об’єм зразку складається з об’єму твердої фази Vт і об’єму пор Vп. Отже,
(2.5)
Відношення маси твердої фази породи до загального її об’єму називається мінералогічною густиною
mт/Vт . (2.6)
Пористість n (у %) гірської породи характеризує сукупність пустот у мінералогічному скелеті породи
(2.7)
де: г- щільність газонасичених порід.
Відношення об’єму пор Vп до всього об’єму зразка V називається коефіцієнтом загальної пористості
kп=Vп/V. (2.8)
Якщо відносна вологонасиченість зразка p то маса рідкої фази у зразку
mр=pрVп , (2.9)
де: р - густина рідини, що заповнює пори.
Густина зразка визначається за формулою
kп kп рр . (2.10)
Для водонасиченого зразка (р=1, р=1·103кг/м3) густина
вн = - kп. (2.11)
Для газонасиченого зразка (р=0)
г kп. (2.12)
У залежності від структури і текстури порід структура порового простору може бути різною. Вона характеризується відкритою й ефективною пористістю.
З густиною речовин тісно пов'язана їхня питома вага, яка визначається як відношення сили ваги тіла (ваги тіла Р) до його об’єму
вVg, (2.13)
де: g - прискорення вільного падіння.
Густина дорівнює питомій вазі речовин на широті 45о, на рівні моря, тобто при тих умовах, для яких еталон одиниці маси дорівнює еталону одиниці ваги. Розбіжність між густиною і питомою вагою гірських порід і руд у середніх широтах при невеличких перевищеннях рельєфу складає 0,2-0,4%.
Таблиця 2.1
Параметри густини і пористості
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниця виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Густина |
Відношення маси гірської породи (мінералу) до об’єму породи (мінералу), тобто відношення маси твердої, рідкої і газової фаз до його об’єму |
кг/м3 (г/см3) |
г/см3 |
|
Густина: мінеральна |
Відношення маси твердої фази гірської породи до об’єму твердої фази |
кг/м3 (г/см3) |
г/см3 |
|
Густина: газонасичених порід г |
Відношення маси твердої фази гірської породи до об’єму породи, в якій відсутня порова волога |
кг/м3 (г/см3) |
г/см3 |
|
Густина: газоводонаси-чених порід гв |
Відношення маси гірської породи з лабораторною вологістю до об’єму породи |
кг/м3 (г/см3) |
г/см3 |
|
Густина: водонасичених порід в |
Відношення маси гірської породи з максимальною вологістю до об’єму породи |
кг/м3 (г/см3) |
г/см3 |
|
Питома вага в |
Відношення ваги гірської породи (мінералу) до об’єму породи (мінералу) |
Н/м3 |
дін/см3 |
|
Пористість n |
Сукупність всіх пустот у мінеральному скелеті породи |
% |
% |
|
Пористість: відкрита n0 |
Сукупність пустот у мінеральному скелеті породи з'єднаних між собою та атмосферою |
% |
% |
Продовження таблиці 2.1
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниця виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Пористість: ефективна nеф |
Частина порового простору, заповненого рідиною, що рухається по ньому при вирівняному тиску |
% |
% |
|
Коефіцієнт пористості kп |
Відношення об’єму пор до об’єму породи |
- |
- |
|
Примітка. В таблиці в дужках наведені застосовувані дольні одиниці |
Визначення густини зразків порід
Густина зразків визначають методом гідростатичного зважування. Для визначення щільності породи , яку вона мала в природному заляганні, зважуванню піддають свіжезапарафінований зразок. Якщо порода практично для води непроникна, то обходяться без парафінування. Для одержання густини водонасиченого зразка вн його попередньо насичують водою, а густину газонасиченої породи г вимірюють після тривалого її просушування в лабораторній печі. Критерієм водонасиченості зразка (як і видалення вологи із зразка) є стабілізація його маси. В усьому іншому техніка виміру параметрів вн і г нічим не відрізняється від визначення .
При зважуванні послідовно одержують: масу зразка без парафінової оболонки m1, масу зразка після парафінування m2, масу зразка, зануреного у воду, m0. Густину зразка обчисляють за формулою
(2.14)
де: k=; п – густина парафіну.
Якщо парафінування не проводилося або масою парафіну можна знехтувати, то
m1/(m1 m0. (2.15)
Зважування виконується з похибкою до 0,0001кг.
Густина сипучої породи (піску, ґрунту і т.п.) одержують пікнометричним методом, тобто зважуванням певного її об’єму
mmV, (2.16)
де: m - маса пікнометра (циліндра) із породою; m' - його власна маса; V – об’єм породи.
Вимір густини осадових порід по керну безпосередньо на свердловинах доцільно проводити на денситометрах, розрахованих на масу зразків 50-500г. Недолік денситометрів - можливість внесення систематичних похибок, для виключення яких необхідна перевірка на еталонах 2-4 рази в день.
Зважування пористих і рихлих зразків замість парафінування або покриття лаком може провадитися у гасі. Зразок зважують у повітрі (m), потім насичують гасом, після чого вимірюють масу зразка, насиченого гасом, у повітрі (m1) і у гасі (m2). Густину зразка визначають за формулою
mгm1 m2, (2.17)
де: г - густина гасу.
Цей спосіб може бути рекомендований для визначення густини вугілля, кам'яної солі і сильно засолонених порід.
При заданій точності зважування можлива похибка визначення густини у залежності від маси зразка і його густини і оцінюється за формулою
(2.18)
Показання денситометра перевіряють шляхом порівняння з даними вимірів на вагах або по еталонах, якими можуть бути гирі ваги.
Густину, заміряну на зразках із різноманітним водонасиченням (kВ1, kВ2), перераховують на густину зразків із максимальною вологістю ВЛ шляхом внесення поправки , розрахованої за формулою
nВ kВ1-kВ2, (2.19)
де: n - пористість, %; В - густина води.
При слабкій мінералізації води В1·103 кг/м3 для максимально вологих порід kВ1=1, а для позбавлених порової води kВ2=0; =n. Густина максимально вологого зразка визначають за формулою
ггn. (2.20)
Густина газонасичених зразків визначають за значеннями гв вологого зразка і вагової вологості
г=гв/(1+), (2.21)
де: гв - густина газоводонасиченого; - вологість.
Для визначення мінералогічної густини породу дроблять до величини зерен, що проходять через сито з отвором 0,25мм2. Об’єм скелета знаходять шляхом зважування тарованого пікнометра з рідиною і порошком породи. Рідина і порошок породи попередньо вакуумуються для видалення повітря. У якості рідини застосовують гас, воду, спирт. Мінералогічну густину обчислюють за формулою
(2.22)
де: m0, m1, m2, m3 - маса пікнометра, наповненого рідиною, із довільною кількістю рідини; із довільною кількістю рідини і породи; наповненої рідиною з породою, кг; р - щільність рідини, кг/м3.
Похибка визначення мінералогічної густини не повинна перевищувати 0,01103 кг/м3.
Таблиця 2.2
Густина (в кг/м3)породоутворюючих та рудних мінералів
|
Мінерал |
Густина чистого або більш розповсюдженого різновиду,103 |
Межі зміни густини,103 |
|
Алофан |
- |
1,85-1,89 |
|
Алмаз |
3,52 |
- |
|
Алуніт |
2,58-2,75 |
2,5-2,8 |
|
Амфібол: астрофіліт актиноліт тремоліт рогова обманка |
3-3,15 3,1-3,2 2,99-3 3,15-3,25 |
2,8-3,4 2,9-3,35 2,9-3,1 3-3,47 |
|
Амфібол лужний: арведсоніт гастингсит рибекіт |
3.44-3.46 3.37 3.44 |
3.3-3.46 3-3.45 3.3-3.46 |
|
Анальцим |
2.22-2.23 |
2.2-2.36 |
|
Ангідрит |
2.96 |
2.8-3 |
|
Андалузит |
3,1-3,2 |
3,1-3,22 |
|
Антигорит |
2,56-2,58 |
2,5-2,7 |
|
Апатит |
3,18-3,21 |
3,16-3,27 |
|
Барит |
4,5 |
4,3-4,7 |
|
Беміт |
3,01 |
3,01-3,11 |
|
Борніт |
- |
4,9-5,2 |
|
Вольфраміт |
7,1-7,5 |
6,7-7,5 |
|
Галіт |
2,168 |
- |
|
Галуазит |
2,0-2,2 |
1,9-2,6 |
|
Гідроаргіліт (гібсит) |
2,43 |
2,3-2,43 |
|
Гіпс |
2,3 |
|
|
Глауконіт |
2,3-2,7 |
Продовження таблиці 2.2
|
Мінерал |
Густина чистого або більш розповсюдженого різновиду,103 |
Межі зміни густини,103 |
|
Гранат: альмандин андрадит гросуляр піроп спесартин |
4,25 3,75-3,78 3,53 3,51 4,18-4,27 |
3,69-4,33 3,64-3,9 3,53-3,71 3,5-3,8 3,8-4,25 |
|
Графіт |
2,2 |
2,09-2,25 |
|
Дістен |
3,5-3,7 |
- |
|
Діаспор |
3,3-3,5 |
3-3,5 |
|
Ільменіт |
4,79 |
4,7-5,2 |
|
Каолініт |
2,58-2,6 |
- |
|
Карбонат: анкерит арагоніт доломіт кальцит магнезит сидерит |
- 2,9-3 2,87 2,715 2,69 3,89 |
2,9-3,1 2,85-3 1,8-3,15 2,6-2,8 2,9-3,1 3-3,9 |
|
Каситерит |
7,03 |
6,8-7,1 |
|
Кіаніт (дістен) |
3,59 |
3,59-3,68 |
|
Ковелін |
4,59-4,65 |
4,5-4,76 |
|
Кордієрит |
2,57-2,66 |
2,57-2,78 |
|
Ксенотим |
4,45-4,51 |
4,4-4,56 |
|
Куприт |
6-6,15 |
5,85-6,15 |
|
Лейцит |
2,5 |
2,45-2,5 |
|
Лімоніт (гідро гетит) |
3,5-3,8 |
2,7-4,4 |
|
Магемит |
4,88 |
- |
|
Малахіт |
- |
3,9-4,03 |
|
Монацит |
5,3 |
4,9-5,5 |
|
Монтморилоніт |
2,5 |
2,04-2,52 |
Продовження таблиці 2.2
|
Мінерал |
Густина чистого або більш розповсюдженого різновиду,103 |
Межі зміни густини,103 |
|
Нефелін |
2,62 |
2,55-2,65 |
|
Нонтроніт |
1,727-1,87 |
1,72-2,5 |
|
Опал |
1,9-2,1 |
1,9-2,5 |
|
Піроксен: воластоніт геденбергіт піжоніт егірин |
2,8-2,9 3,55 3,2-3,4 3,5-3,56 |
2,79-2,91 3,5-3,6 - 3,43-3,6 |
|
Піролюзит |
- |
4,7-5 |
|
Пірофіліт |
- |
2,66-2,9 |
|
Піротин |
4,7 |
4,58-4,7 |
|
Преніт |
- |
2,66-2,9 |
|
Рутил |
4,23 |
4,18-4,0 |
|
Серпентин |
- |
2,5-2,6 |
|
Силіманіт |
3,23-3,25 |
- |
|
Сильвін |
1,99 |
- |
|
Скаполіт: діпір міцоніт мейоніт |
2,6-2,68 2,68-2,75 2,75-2,8 |
- 2,6-2,8 - |
|
Слюда: біотит лепідоліт мусковіт флігопіт |
3-3,12 2,8-2,9 2,76-3,1 2,75-2,83 |
2,69-3 - 2,5-3 2,7-2 |
|
Ставроліт |
3,74 |
3,65-3,77 |
|
Сфалерит |
3,9-4,0 |
3,5-4,2 |
|
Сфен |
3,4-3,56 |
3,29-3,56 |
|
Тальк |
2,78 |
2,7-2,8 |
|
Титаномагнетит |
4,72 |
4,4-4,9 |
Продовження таблиці 2.2
|
Мінерал |
Густина чистого або більш розпов-сюдженого різновиду,103 |
Межі зміни густини,103 |
|
Турмалін: дравіт шерл |
3,05 3,16 |
- 2,9-3,2 |
|
Уранініт |
- |
10,3-10,6 |
|
Флюорит |
3,18 |
3,01-3,25 |
|
Халцедон |
- |
2,59-2,64 |
|
Халькозин |
- |
5,5-5,8 |
|
Халькопірит |
- |
4,1-4,3 |
|
Хлорит: пенін амезит клинохлор |
2,6-2,84 2,71 2,65-2,78 |
2,6-3,0 - - |
|
Хлоритоїд |
3,4-3,6 |
3,3-3,6 |
|
Циркон |
4,68-4,7 |
3,8-4,86 |
|
Шеєліт |
- |
5,8-6,2 |
|
Шпінель |
3,6 |
3,5-3,7 |
|
Епідот: цоізит клиноцоізит ортит |
3,25-2,36 3,35-3,38 4,1 |
- 3,07-3,5 3,5-4,1 |
Для обчислення пористості порід необхідно виміряти щільність газонасиченої породи г- і мінералогічну густину способами, розглянутими вище. Якщо похибка визначення складає ±0,005, а ±0,01, то пористість може бути обчислена з похибкою, що не перевищує 0,1 %. За тими ж даними може бути обчислений коефіцієнт пористості kп. Відкриту пористість визначають шляхом виміру маси рідини, що заповнює при насиченні пори дослідного взірця. У рідинному методі зразок висушують до втрати порової вологи і зважують (m); потім його поміщають під вакуум і насичують водою або гасом. Після усунення зайвої рідини з поверхні зразок знову зважують (mк).
Для визначення відкритої пористості необхідно знати об’єм зразка, для чого його зважують у гасі (mк.к). Відношення об’єму пор до об’єму зразка дає шукану пористість
. (2.23)
Визначення густини порід у природному заляганні
Практично застосовують чотири методи визначення густини порід у природному заляганні: гравіметричні виміри у свердловинах; гамма-гамма-метод у свердловинах і в поверхневих прошарках земної кори; метод Неттльтона.
Різниця прискорень вільного падіння
g21=g1-g2
на двох глибинах H1 і H2 в свердловині або шахті дорівнює
g21= (2.24)
де: z - анормальний градіент прискорення сили ваги; gz - аномальний градіент прискорення вільного падіння; і - кут між віссю свердловини і нормаллю до площинно-паралельного прошарку порід, що проходить через точки Н1 і Н2 (визначається нахилом прошарку до обрію і відхиленням осі свердловини від вертикальної лінії); gР - різниця поправок за рельєф у пунктах 2 і 1; gгв - різниця поправок за вплив гірських виробіток.
Знехтувавши невідомим членом (Н2 – Н1), що може дати похибку до 3 %, можна визначити густину
(2.25)
Член добавляється тільки при спостереженнях у шахті.
Точність визначення за спостереженнями у свердловинах і шахтах залежить від точності гравіметричних визначень і різниці глибин, а також від розміру самої густини. Для визначення порід осадового комплексу (кг/м3) із відносною похибкою не менше 3 % необхідний вимір g із похибкою ±0,01мГл на інтервалі глибин не менше 10м, а для визначення шару товщиною 1м із тією же відносною похибкою 3 % точність гравіметричних вимірів повинна бути підвищена до ±0,001мГл.
Прискорення вільного падіння g у свердловинах вимірюють свердловинними гравіметрами з телекеруванням, що опускаються на кабелі. Відлік показань свердловинних гравіметрів проводиться на поверхні землі. Фактично досягнута середня квадратична похибка вимірів із свердловинними гравіметрами складає 0,01-0,1мГл.
Густина порід може бути визначена гамма-гамма-методами, у модифікації просвічування чи розсіяного гама випромінювання. У модифікації просвічування послаблення первинного потоку гама-випромінювання описується формулою
J=J e-x, (2.25)
Для -променів з енергією 0,6-2,0 МеВ значення приблизно пропорційне густині порід . У модифікації просвічування гамма-гамма-метод визначення густини застосовують у шпурах. У модифікації розсіяного гама-випромінювання можливе визначення густини порід у розрізі свердловини, на відслоненнях у лабораторних умовах.
Для вивчення густини ґрунтів й рихлих порід на невеличких глибинах (перші метри) використовують пенетраційні установки, змонтовані на автомашинах або тракторах. Принцип виміру подібний свердловинному варіанту.
Безпосередньо з даних польових гравіметричних вимірів можна знайти ефективну середню густину проміжного прошарку, розташованого між рівнями висот самих нижніх і найвищих точок зйомки в даному районі. Це буде таке значення густини проміжного прошарку, при якому кореляція аномалій Буге з оцінками висот окремих точок буде найменшою.
Для цього вибирають профіль із можливо великим діапазоном зміни висот, проводять уздовж нього гравіметричну зйомку й обчислюють аномалії Буге, варіюючи густиною проміжного прошарку в деяких межах 12. З отриманих кривих вибирають ту, що найменше відбиває зміну рельєфу місцевості уздовж профілю.
З графіків визначають відповідну середню ефективну густину еф.ср.. Ефективною ця густина називається тому, що вона визначається на підставі апріорного припущення про відсутність зв'язку між топографічними і глибинними аномальними масами, а дійсна густина проміжного прошарку може від неї відрізнятися.
Шифр кривих - значення проміжного шару.
Рисунок 2.1 Визначення густини проміжного прошарку по методу Неттльтона (пунктирна лінія - регіональний гравітаційний фон).
2.2 Густина хімічних елементів і мінералів
Залежність густини хімічних елементів від їхньої атомної будови. Густина хімічно чистих простих твердих речовин характеризується постійним, строго визначеним значенням. Найменшу густину мають літій (0,533 кг/м3) і калій (0,863 кг/м3), найбільшу - осмій і іридій (22,53 кг/м3).
Атоми всіх елементів дуже неоднорідні за густиною. Велика частина маси атомів (99,95-99,97 %) зосереджена в ядрах. Маси протонів і нейтронів рівні 1,67210-27 кг і 1,67510-27 кг при масі електронів 9,10910-31 кг, тобто маса останніх менше в 1836 разів. Радіуси атомів елементів складають 10-8 см; радіуси ядер значно менше і рівні 10-13-10-12см. Тому густина ядра атома є величезною, округлено рівною 1,161014кг/м3, при вкрай малій густині електронної хмари, що оточує ядро.
На відміну від постійних констант елементарних часток маса атомів різноманітна для кожного елемента, чисельно дорівнює відносній атомній масі ma; вона поступово зростає від елемента до елемента, у порядку їхнього розташування в Періодичній системі елементів Д. И. Менделєєва від 1 до 227. Зосередження всієї маси атомів у ядрах визначає дуже велику залежність густини елементів від їхнього об’єму. Останній змінюється приблизно в 3 рази і залежить від атомного радіуса і форми кристалічних зв'язків.
Атомний радіус вільного (не пов'язаного) атома дорівнює відстані від області максимальної щільності електронної хмари до центру ядра. У з'єднаннях із металевою і ковалентною формами кристалічного зв'язку міжатомні відстані близькі до подвоєного атомного радіуса; для іонних з'єднань спостерігається істотне розходження в орбітальних і ефективних іонних радіусах.
Для кожного ряду елементів, що мають однакові головні квантові числа, тобто для кожного періоду Періодичної системи елементів, спостерігається зростання густини і зменшення атомного радіуса елементів у першій половині ряду і зниження густини і збільшення атомного радіуса - у другій половині ряду. Максимальна густина елементів у кожному ряду збільшується від періоду до періоду в міру підвищення атомної маси.
Різноманітний зв'язок густини елементів з атомним радіусом і атомною масою добре узгоджується з їхніми іншими властивостями.
Хімічні елементи: 1 - s, 2 - p, 3 - d, 4 - літофільні I типу, 5 - літофільні ЇІ типу, 6 - халькофільні, 7 - сидерофільні; області переважного поширення елементів: А - літофільних I типу, Б - літофільних II типу і халькофільних, В - сидерофільних; 2-7 - періоди Періодичної системи елементів Д.І.Менделєєва
Рисунок 2.2 Залежність густини елементів різних геохімічних типів від їхнього атомного радіуса.
Одним із характерних явищ для мінералів, що утворюють породу, є ізоморфізм, який може приводити як до збільшення (від альбіту до анортиту), так і зменшення (від альбіту до мікрокліна) густини.
Дуже характерна зміна густини мінералів в ізоморфному ряду олівіну. Густина від магнезіального мінералу форстериту поступово зростає за рахунок заміщення магнію залізом. Збільшення густини визначається більш високою атомною масою заліза в порівнянні з магнієм; розмір іонних радіусів цих елементів близький, густина упаковування атомів і структура мінералів усієї групи однакові. Подібні ізоморфні заміщення, що призводять до зміни густини мінералів, характерні для групи гранатів, шпінелі й ін.
Поліморфізм, при якому спостерігається зміна структури мінералів без зміни їхнього хімічного складу, виражається в зміні ряду фізичних властивостей і насамперед густини мінералів.
Утворення різноманітних поліморфних з'єднань пов'язано зі зміною температури і тиску й особливо характерно при регіональному метаморфізмі порід.
Характерним прикладом поліморфних з'єднань є дві модифікації вуглецю - графіт і діамант.
Складний поліморфний ряд утворюють модифікації кремнезему – SiO2. Фазові переходи між кварцом, тридимітом, кристобалітом і кварцом, коеситом і стишовітом відбуваються з істотною зміною структури мінералів (реконструктивні перетворення) і відбиваються в густині. Об’єм речовини скорочується в 1,8 рази.
У природних мінералах, що складають гірські породи, у результаті ізоморфізму, поліморфізму, дефекту структур, наявності хімічних і механічних домішок, спостерігаються коливання густини мінералів, що складають у загальному випадку десяті частки грама на кубічний сантиметр. Проте для кожної петрографічної групи порід, яка утворюється у певних умовах (комплекс, формація), характерно певний склад мінералів, що приводить до більш постійної густини останніх і породи в цілому.
2.3 Густина магматичних порід
У породах нормального (лужноземельного) ряду найбільш низькою середньою густиною характеризуються граніти. За хімічним складом вони відрізняються від інших інтрузивних порід найбільшим вмістом кремнезему і найменшим - фемічних окислів.
Рисунок 2.3 Межі зміни густини і схема мінерального складу середніх типів інтрузивних порід (цифрами вказані густини мінералів г/см3)
Характерно також найменше (за винятком порід ультраосновного складу) утримання окислів алюмінію і кальцію. Від гранітів до габбро спостерігається поступове зростання густини, що визначається збільшенням вмісту в породах фемічних окислів і зменшенням кремнезему. Велике значення має також збільшення вмісту окислів кальцію (від альбіту до битовніту), тобто спрямований їхній ізоморфізм. У групі ультраосновних порід зміна густини відбувається більш різко і визначається головним чином великим вмістом фемічних компонентів.
Таблиця 2.3
Густина (в г/см3) і мінеральний склад інтрузивних порід
|
Порода |
ср |
min-max |
Мінеральний склад, % |
|||||
|
Кварц |
Калієвий польовий шпат |
Плагіоклаз |
Біо-тит |
Амфібол, олівін |
Піро-ксен |
|||
|
Граніт (фане-розойські області) |
2,58 |
2,55-2,67 |
35-25 |
60-35 |
0-40(альбіт-олікоглаз) |
0-10 |
- |
- |
|
Граніт (докем-брійські області) |
2,60 |
2,56-2,68 |
- |
- |
35-60(альбіт-олікоглаз) |
- |
- |
- |
|
Гранодіорит |
2,69 |
2,62-2,78 |
25-20 |
20-10 |
- |
10-20 |
- |
- |
|
Діорит кварцовий |
2,75 |
2,65-2,81 |
20-5 |
10-0 |
45-65(андезин) |
- |
20-30 (амфібол) |
- |
|
Діорит |
2,81 |
2,67-2,92 |
5-0 |
- |
50-65 (анде-зин-лабрадор) |
- |
20-30 (амфібол) |
10-20 |
Продовження таблиці 2.3
|
Порода |
ср |
min-max |
Мінеральний склад, % |
|||||
|
Кварц |
Калієвий польовий шпат |
Плагіоклаз |
Біо-тит |
Амфібол, олівін |
Піро-ксен |
|||
|
Габбро |
2,95 |
2,85-3,05 |
- |
- |
40-65(лабрадор) |
- |
- |
35-50 (діопсид авгіт) |
|
Піроксеніт |
3,19 |
2,90-3,40 |
- |
- |
- |
- |
0,5 (олівін) |
95-100 |
|
Перидотит |
3,19 |
2,88-3,29 |
- |
- |
- |
- |
50-90 (олівін) |
|
|
Сієніт |
2,62 |
2,57-2,65 |
0-5 |
35-75 |
0-45 |
10-20 |
- |
- |
|
Сієніт нефеліновий |
2,66 |
2,55-2,70 |
20-25 (нефе-лін) |
55-65 |
- |
20-45 (біотит, лужні амфіболи і піроксени) |
||
|
Примітка. Число виміряних зразків кожної породи – від декількох сотень до декількох тисяч |
Густина порід лужного ряду при однаковому вмісті кремнезему з породами нормального ряду нижче, що обумовлено високим вмістом лужних елементів із великим атомним радіусом, що утворюють мінерали менш щільних упаковувань.
Ущільнені текстури і повнокристалічні структури інтрузивних порід обумовлюють їхню невелику пористість, що для невивітрених порід змінюється від 0,2-2% у гранітах до 0,1-1,5% у габбро і 0,1-0,3% у гіпербазитах. Дещо підвищена пористість порід у відслоненнях пов'язана з їхнім механічним вивітрюванням, що фіксується по густині і швидкості пружних хвиль навіть у свіжих відколах.
Вплив структури порід на їхню густину спостерігається рідко. Для більшості інтрузивних порід розходження виражається в тисячних частках грама на кубічний сантиметр.
Густина інтрузивних порід різноманітних петрографічних груп, комплексів і формацій у процесі утворення складчастих областей і платформ, що супроводжується проявами магматизму, відбувається закономірна зміна одних природних асоціацій магматичних порід іншими, які відрізняються за речовим мінералогічним складом і фізичними властивостями.
Ультраосновні породи за вмістом кремнезему підрозділяються на три значні групи: олівініт-дуніти, перидотити і піроксеніти. Кожна з груп включає різноманітні породи, що відрізняються мінералогічним складом і густиною. Для всіх різновидів порід характерна висока густина - найбільша для олівінітів і дунітів, дещо менша для перидотитів і піроксенітів. При загальній залежності густини від утримання SiO2 дуже велике значення має залізність мінералів у рядах піроксенів і олівінів.
Більшість масивів гіпербазитів піддано процесу серпентинізації, розвиненому в різній мірі. Більш типова слабка серпентинізація порід із збереженням високої густини (3,0-3,2103 кг/м3). Встановлена і інтенсивна серпентинізація, що розвивається на значну глибину (більш 1 км), при якій відбувається пониження густини до 2,6-2,7103 кг/м3.
Породи основного і середнього складу за вмістом мінералів, що утворюють породу, підрозділяються на різновиди, які характеризуються різноманітною густиною.
Залежність густини від утримання кольорових мінералів у групі середніх і особливо основних порід істотна, тому що кольорові мінерали, представлені роговою обманкою або піроксеном, помітно відрізняються за густиною від плагіоклазів, а в зв'язку з їх високим відсотковим вмістом (до 50 %) можливі великі варіації у значеннях.
Аномальну низьку густину для порід основного складу мають анортозити - істотно полевошпатові породи. Пояси і значні масиви анортозитів поширені в докембрійських складчастих областях і щитах (масивах).
Породи кислого складу за вмістом мінералів і густиною підрозділяються на більш вузькі групи.
Інтрузивні комплекси порід, які утворюються в процесі магматичної диференціації як багатофазні інтрузії, супроводжуються закономірною зміною густини. Густина зменшується від фази до фази зі зменшенням основності порід. Незалежно від основності і густини порід першої фази породи останньої фази кожного комплексу мають найбільше кислий (нормальний або лужний) склад і густину 2,57- 2,60, рідше 2,62103кг/м3.
Густинна характеристика інтрузивних комплексів залишається в більшості випадків постійною в межах складчастої області і відрізняється від щільнісної характеристики інших комплексів.
Густиннна характеристика інтрузивних комплексів різноманітних складчастих областей є витриманою для типових формацій різних стадій тектоно-магматичного циклу.
Підвищена густина характерна для формацій ранньої стадії, середня - для формацій середньої стадії і знижена - для типових формацій пізньої стадії. У платформних формаціях густина порід знову зростає.
Рисунок 2.4 Межі зміни густини середніх типів ефузивних порід (в порівнянні з інтрузивними)
Широкий діапазон зміни густини ефузивних порід близького мінералогічного складу зумовлений: 1) розходженням початкової структури і текстури; 2) наступним діагенезом. При швидкому охолодженні лав і значній кількості газів утворюються пористі текстури (пемзові, пухирчасті, миндалекам’яні й ін.) і скловидні структури. При більш повільному охолодженні скло встигає розкристалізуватися, і породи стають кристалічними. Різноманітні структури і текстури порід можуть спостерігатися в одному лавовому потоці (у різноманітних його частинах), що призводить до великої неоднорідності порід за густиною.
У цілому для густини ефузивних порід різноманітного складу і віку характерна значна диференціація.
Таблиця 2.4
Густина (в кг/м3) ефузивних порід
|
Порода |
ср103 |
min-max103 |
|
Ліпарит пемзовий: |
2,10 |
1,90-2,20 |
|
миндалекам’яний |
2,30 |
2,15-2,45 |
|
масивний |
2,50 |
2,40-2,60 |
|
Порфір кварцовий |
2,60 |
2,55-2,65 |
|
Андезит пемзовий: |
2,10 |
1,90-2,20 |
|
миндалекам’яний |
2,35 |
2,15-2,50 |
|
масивний |
2,60 |
2,45-2,65 |
|
Порфірит андезитовий |
2,75 |
2,60-2,80 |
|
Кератофір, альбітофір |
2,65 |
2,60-2,70 |
|
Базальт пемзовий: |
2,10 |
2,00-2,15 |
|
бульбашковий |
2,30 |
2,10-2,45 |
|
миндалекам’яний |
2,50 |
2,40-2,60 |
|
масивний |
2,75 |
2,60-2,80 |
|
Діабаз |
2,85 |
2,75-3,10 |
|
Меймечит |
2,90 |
2,90-3,00 |
|
Примітка. Число виміряних зразків кожної породи – більше декількох сотень |
Встановлюється чітка залежність між густиною і складом палеотипних ефузивів і підвищення густини від молодих до древніх.
При метаморфічних перетвореннях гірських порід, що пристосовуються до нових термодинамічних умов, відбувається зміна їхніх фізичних властивостей і насамперед густини як за рахунок структурних перебудов при ізохімічних процесах, так і внаслідок істотної зміни хімічного складу при метасоматичних перетвореннях. Метасоматично утворені породи часто виділяються в особливу групу - метасоматитів.
За загальним хімічним складом метаморфічні породи близькі до магматичних, але в окремих групах порід він менше постійний. Мінералогічний склад порід характеризується великою розмаїтістю. Це призводить до значних варіацій густини однойменних петрографічних груп порід; у ряді випадків характерні безперервні ряди з поступово мінливою густиною від вихідної до цілком зміненої породи.
Регіональний метаморфізм порід виникає внаслідок зміни температури і тиску в земній корі в межах значних площ; він проникає на велику глибину і виявляється при складчастих процесах. У залежності від температури і тиску, а також хімічного складу вихідних порід (осадових, інтрузивних, ефузивних) виникають асоціації мінералів, що утворюють породи певного складу, які об'єднуються у фації регіонального метаморфізму. Посилення ступеня метаморфізму порід супроводжується збільшенням густини.
При регресивному метаморфізмі і діафторезі густина порід зменшується. Якщо цим процесам супроводжує милонітизація, то кристалічні сланці, що утворюються, відрізняються різко зниженою густиною. Останнє зумовлено збільшенням пористості внаслідок мікротріщиноватості, що розвивається при милонітизації, і утворення низько-температурних мінералів, які характеризуються більш низькою густиною в порівнянні з високотемпературними мінералами гнейсів і амфиболітів.
Процеси ультраметаморфізма викликають найбільш глибокі зміни гірських порід, при яких відбувається перекристалізація, метасоматоз, селективне або повне розплавлювання. Всі ці перетворення супроводжуються розущільненим порід, що свідчить про їхнє пристосування до умов більш низьких тисків і про протікання процесу в умовах підвищених температур.
Процеси динамометаморфізму розвиваються уздовж тектонічних порушень, надвигів або скидання й особливо характерні для зон глибинних розломів. Зміна порід виникає внаслідок стресу (спрямованого тиску) і виявляється в їхній розсланцюванні і перекристалізації.
2.5 Густина і пористість осадових порід
Густина осадових порід залежить від густини мінералогічного скелета, пористості, зумовленою структурою і діагенезом порід, і густини рідкої або газової фази, що заповнює пори. Густина мінералів піщано-уламкових і глинистих порід складає 2,5-3,0103кг/м3, а карбонатних і гідрохімічних 1,9-3,0103кг/м3. Мінералогічна густина порід, тобто середня густина мінерального скелета, змінюється від 2,56 до 2,88103кг/м3 у піщано-уламкових і від 2,12 до 3103кг/м3 у хімогених утвореннях.
Таблиця 2.5
Мінеральна густина (в кг/м3) основних типів
осадових порід
|
Порода |
ср103 |
min-max103 |
|
Пісковик |
2,67 |
2,58-2,76 |
|
Алевроліт |
2,69 |
2,62-2,76 |
|
Глина |
2,68 |
2,58-2,78 |
|
Аргіліт |
2,68 |
2,60-2,78 |
|
Мергель |
2,70 |
2,58-2,80 |
|
Вапняк |
2,72 |
2,62-2,80 |
|
Крейда |
2,69 |
2,56-2,80 |
|
Ангідрит |
2,96 |
2,92-3,00 |
|
Гіпс |
2,37 |
2,31-2,48 |
|
Сіль кам’яна |
2,16 |
2,12-2,22 |
|
Опока |
2,45 |
2,20-2,50 |
|
Доломіт |
2,80 |
2,76-2,88 |
|
Кремінь |
2,59 |
2,46-2,75 |
Розбіжність в мінералогічній густині порід складає приблизно 15%. Це розходження виявляється в загальній густині порід при низькій пористості і стає несуттєвим у випадку високої і різноманітної пористості порід.
Таблиця 2.6
Густина (в кг/м3) осадових гірських порід
|
Порода |
Межі зміни густини103 |
Значення, що най-більш частіше зустрічаються103 |
|
Глинисті породи |
||
|
Глина |
1,2-2,4 |
- |
|
Аргіліт |
1,7-2,9 |
2,3-2,4 |
|
Глинистий сланець |
2,3-3,0 |
2,4-2,6 |
|
Пісково-уламочні породи |
||
|
Пісок |
1,3-2,0 |
1,5-1,7 |
|
Алевроліт |
1,8-2,8 |
2,3-2,5 |
|
Пісковик |
2,0-2,9 |
2,5-2,6 |
|
Пісковий сланець |
2,3-3,0 |
2,6-2,7 |
|
Брекчія |
1,6-3,0 |
- |
|
Конгломерат |
2,1-3,0 |
- |
|
Карбонатні, гідрохімічні, кремнієві породи |
||
|
Мергель |
1,5-2,8 |
2,2-2,4 |
|
Вапняк |
1,8-2,9 |
2,6-2,7 |
|
Доломіт |
1,9-3,0 |
2,6-2,8 |
|
Гіпс |
2,1-2,5 |
2,4-2,5 |
|
Ангідрит |
2,4-2,9 |
2,5-2,6 |
|
Сіль кам’яна |
2,2-2,3 |
- |
|
Опока |
1,0-1,6 |
- |
|
Кремінь |
2,3-2,6 |
- |
Розміри пор і форма їх залежать від розмірів і форми часток, що утворюють породу. При однаковому розмірі часток найбільшою пористістю володіють породи з кутастими і плоскими частками, найменшою - із скачаними зернами. Із зменшенням розмірів часток і зі збільшенням відсортованості пористість породи зростає. Пористість осадових уламкових порід змінюється від 60 до 40% у період їхніх утворень і від 40 до 2% у період їх основної геологічної історії. Пористість може змінюватися внаслідок ущільнення осадових порід, геостатичного і геотектонічного впливу, стресу або розтріскування при тектонічних процесах, а також у результаті вилуження або, навпаки, випадання мінеральних часток із розчинів у пустотах порід.
Густина осадових порід змінюється в межах 1,2-3,0103кг/м3, але більш часто в межах 1,5-2,8103кг/м3. На зміну густини піщано-глинистих порід в основному впливає ступінь їхнього діагенезу (катагенез і метагенез). Густина карбонатних порід у більшій мірі залежить від структури і ступеня тріщинуватості.
Співвідношення між густиною осадових порід і їхньою мінералогічною густиною при різноманітній постійній пористості n, а також між густиною і пористістю при постійній мінералогічній густині виражається рівняннями
гn; (2.26)
внn. (2.27)
У природному заляганні осадові породи, розташовані нижче рівня ґрунтових вод, характеризуються відносною вологістю =0,8-1,0. Волога, що насичує породи в природному заляганні, за винятком нафтонасичених порід, представлена водою різноманітної мінералізації з густиною 1,01-1,20103кг/м3 при температурі 200 С. Тому приблизно можна прийняти =1, в=1103кг/м3. Розбіжність в густині газонасиченої та водонасиченої порід чисельно дорівнює пористості.
Для осадового покрову платформ спостерігається чотири стадії діагенезу: ранній діагенез, що перетворює осади в породи; ранній катагенез, що виражається в ущільненні і цементації порід; пізній катагенез, що призводить до утворення порід із сильно ущільненими текстурами; метадіагенез, при якому відбувається часткова зміна складу порід, що спостерігається при складчастих процесах.
Діагенез і катагенез порід відбуваються під дією зростаючого геостатичного тиску і виражаються в поступовому зменшенні пористості, збільшенні густини порід. Тому одновікові осадові утворення одного типу (але з різних глибин) можуть істотно різнитися за пористістю і густиною. Найбільше ущільнення відчувають глинисті породи, що володіють пластичними зв'язками, тому і більш пористі в початковому стані. При наявності в глинах піщаної фракції знижується мінералогічна густина породи і збільшується жорсткість внутрішніх зв'язків. Серед пісковиків найбільше інтенсивне ущільнення характерно для пісковиків із глинистим цементом. Пісковики з більш жорстким кварцовим чи карбонатним цементом ущільнюються значно менше. При наявності жорстких зв'язків між частинками , що породоутворюють, висока пористість пісковиків може зберігатися і на великих глибинах. Карбонатні породи в залежності від ступеня глинистості різняться за характером ущільнення.
Для осадових порід характерно зворотне компресійне ущільнення, інтенсивність якого сповільнюється в міру збільшення глибини залягання порід. Загальна закономірність зміни пористості і густини однотипних і одновікових порід із глибиною може бути виражена емпіричними експоненціальними рівняннями
(2.28)
де: nmax - крайнє значення пористості при Н=0; Н – глибина залягання порід; - мінералогічна густина.
Вплив тектонічного режиму на діагенез осадових порід платформи і прогинів відбивається на характері зміни параметрів із глибиною в регіонах різної будови. Проте більш яскраво цей вплив фіксується за наявністю щільнісних меж (швидкісних і електричних), зумовлених стрибкоподібними змінами літологічного складу і пористості порід. Останнє визначається підйомом порід , що глибоко залягають, їхнім розмивом і накопиченням на них менш ущільнених осадів, тобто при наявності різних структурних поверхів.
У складчастих регіонах густина осадових порід характеризується різкими змінами - у залежності від ступеня діагенезу в окремих структурно-тектонічних зонах і в різних структурних поверхах. Найбільшою густиною характеризуються породи, що піддалися метагенезу в період головної фази тектогенезу району, тобто породи, що складають ранні флішоїдні формації, найменшою - слабко дислоковані утворення (моласові й інші формації). Спостерігається також латеральна зональність густини порід.
Питання для самоконтролю
1. Дайте визначення густини порід. В яких одиницях вимірюється густина порід та мінералів?
2. Які Ви знаєте параметри густини та пористості та їхні одиниці виміру?
3. Проаналізуйте методи визначення густини порід у природному заляганні.
4. Вкажіть на зв’язок густини хімічних елементів від їхньої атомної будови.
5. Як впливає ізоморфізм, поліморфізм, дефект структур, наявність хімічних і механічних домішок на густину мінералів?
6. Які фактори впливають на густину магматичних порід?
7. Проаналізуйте залежність між густиною і складом палеотипних ефузивів.
8. За рахунок яких факторів змінюється густина магматичних порід при метаморфічних перетвореннях? Наведіть приклади.
9. Які чинники визначають густину осадових порід? Співставте густину теригенних, карбонатних і хемогенних відкладів.
10. Проаналізуйте вплив різних стадій діагенезу на густину осадових порід.
ТЕМА 3. МАГНІТНІ ВЛАСТИВОСТІ МІНЕРАЛІВ І
ГІРСЬКИХ ПОРІД
3.1 Магнітні параметри фізичних тіл і
методи їх визначення
Магнетизм речовини пов'язаний з особливостями будови зовнішніх і внутрішніх атомних орбіт, а магнетизм гірських порід, крім того, і з кристалохімією їхніх мінералів. За типом магнетизму виділяються діа- і парамагнітні хімічні елементи, що складають його усі головні породотвірні мінерали і феромагнітні елементи і мінерали, магнітні властивості яких у багато разів сильніше магнітних властивостей перших і володіють низкою специфічних рис.
У речовині, поміщеній у магнітне поле, з'являється внутрішнє магнітне поле, що накладається на зовнішнє (що намагнічує). Напруженість сумарного магнітного поля (зовнішнього і внутрішнього) називається магнітною індукцією. Магнітна індукція
(3.1)
Намагніченість речовини J є функцією зовнішнього поля. Для парамагнетиків зв'язок між J і Н в широкій області поля носить лінійний характер
J=H, (3.2)
де: - безрозмірна величина, вона зветься магнітною сприйнятливістю, для феромагнетиків умовно застосовують ту ж форму запису, але їх складніше залежить від поля.
Зв'язок між величиною магнітної індукції і зовнішнім полем виражається через магнітну проникність
(3.3)
Для характеристики магнітної проникності вакууму використовується величина 0, рівна 107/4.
Магнітні властивості речовини зумовлюються, головним чином, магнітними моментами електронів. Магнітні моменти протонів і нейтронів у багато разів менше. Як відомо, одночасно з обертанням електронів навколо своєї вісі (спіновий рух), вони також рухаються по орбіті навколо позитивно заряджених ядер (орбітальний рух). Обидва види руху еквівалентні коловому струму, що створює магнітний момент. Зовнішнє магнітне поле взаємодіє з магнітними полями атомів, у результаті чого виникає додатковий момент, який або співпадає із напрямком зовнішнього поля, або протилежний йому (діамагнетики). Сприйнятливість діамагнітних речовин негативна, тобто наведені магнітним полем магнітні моменти послабляють його. Сприйнятливість парамагнітних речовин позитивна, і магнітні моменти посилюють зовнішнє поле. Серед парамагнітних речовин виділяється особлива група речовин, названих феромагнітними. Внаслідок особливості будови внутрішніх електронних орбіт у речовин цієї групи взаємодія між атомами настільки велика, що магнітні моменти всіх атомів навіть при відсутності зовнішнього магнітного поля розташовуються паралельно один одному, тому що сили, що обумовлюють взаємодію атомів (обмінні сили) при температурах нижче критичної, сильніші теплового руху, що його дезорієнтують.
Магнітні моменти групи атомів, орієнтуючись паралельно, утворюють елементарні об’єми (домени), характерною рисою яких є їх самодовільна (спонтанна) намагніченість, що не залежить від величини зовнішнього магнітного поля. Кожний домен характеризується магнітним моментом
Ms= VJs , (3.4)
де: V – об’єм домену; J - спонтанна намагніченість.
Під дією зовнішнього магнітного поля межі між доменами зміщуються. При високих значеннях напруженості поля відбувається поворот усередині доменів на 90o. У ще більш високих полях магнітний стан феромагнетиків змінюється шляхом поступового обертання Js у напрямку прикладеного поля. При насиченні магнітні моменти розташовуються паралельно зовнішньому полю. Зміна намагніченості при підвищенні напруженості зовнішнього поля графічно зображується кривою намагнічування (рис.3.1). Оскільки зсув меж доменів переважно носить оборотний характер, то в малих полях, де ці процеси переважають, намагніченість також в основному зворотна. У випадку стрибкоподібної зміни намагніченості процес необоротний.
1 – початкова крива намагнічування; гістерезисна петля (повний гістерезисний цикл): 2 – висхідна крива; 3 – спадаюча крива; 4 – частковий гістерезисний цикл
Рисунок 3.1 Криві намагнічування феромагнітної речовини (а) і залежності диференціальної магнітної сприйнятливості від напруженості поля (б)
У залежності від розмірів, конфігурації, величини чинного поля і температури кожна окрема частинка феромагнітної речовини може бути однодоменною або багатодоменною. Ізометричні частинки магнетиту можуть існувати як однодоменні лише до розмірів, що не перевищують долів мікрометра. У сильних полях домени, у яких спонтанна намагніченість орієнтована в напрямку зовнішнього поля, розростаються, поглинаючи сусідні домени з антипаралельним напрямком Js, і частинки за магнітною структурою і властивостями поступово наближаються до однодоменних. Витягнуті в одному напрямку частинки спроможні залишатися однодоменними, навіть маючи об’єм, що помітно перевищує критичний, визначений для ізометричних часток. Властивість однодоменності особливо різко проявляється в частинках, що мають форму «вусів». При підвищенні температури межі між доменами «розмиваються», що також проявляється у зміні властивостей як окремих часток, так і їхніх ансамблів.
Необоротні процеси призводять до залишкових явищ і зберігання в речовині деякої частини намагніченості при зменшенні зовнішнього поля до нуля. Намагніченість, що зникає з припиненням дії на речовину поля Н, одержала назву индуцірованої Ji. Намагніченість, що залишається і після зменшення поля до нуля, називається залишковою Jп. Для приведення залишкової намагніченості феромагнетику до нуля необхідно прикласти деяке обернене за напрямком поле. Величина цього поля зветься коерцитивною силою Нc і є мірою стабільності залишкової намагніченості. Подальше збільшення оберненого магнітного поля знову призводить феромагнетик у стан магнітного насичення. При зменшенні оберненого поля весь цикл намагнічування повторюється, у результаті чого утвориться замкнута петля, названа петлею гістерезису. Якщо в процесі намагнічування зразок не доводиться до стана магнітного насичення, криву називають петлею часткового гістерезисного циклу.
Однодоменні частинки характеризуються найбільше яскраво вираженою властивістю зберігати залишкову намагніченість. За інших рівних умов залишковий ефект (реманентність, магнітна жорсткість) виявляється тим сильніше, чим більша кількість однодоменних частинок містить взірець. Магнітна жорсткість окремих частинок або їхніх сукупностей тим менше, чим більше частинки відрізняються від однодоменних. Магнітна жорсткість зменшується не тільки зі збільшенням розмірів частинок, але і при їхньому помітному зменшенні (у порівнянні з однодоменними). Ультрамаленькі частинки, які не спроможні зберігати залишкову намагніченість протягом хоча б декількох секунд, називаються суперпарамагнітними.
Намагніченість феромагнетиків нелінійно залежить не тільки від зовнішнього поля, але і від додаткових чинників - часу, температури, механічних напруг і т.п.
Підвищення температури приводить до зменшення спонтанної намагніченості. При певній температурі, названою температурою (точкою) Кюрі (Тс), у феромагнетиків відбувається порушення орієнтації спінових моментів, і вище цієї температури феромагнетик поводиться як парамагнетик.
Деякі речовини (наприклад, окисли заліза) завдяки специфічній структурі кристалічної решітки мають особливі магнітні характеристики. Маючи однорідну кристалографічну решітку, вони можуть складатися з декількох «магнітних підрешіток», як би вмонтованих одна в одну. Елементарні осередки кристалографічної і магнітної структур тієї ж самої речовини, характеризуючись у загальному випадку різною періодичністю, містять, як правило, різноманітне число елементів. У кожній із підрешіток магнітні моменти окремих іонів (атомів) розташовуються паралельно, а в сусідніх підрешітках - антипаралельно або під деяким певним для даної речовини кутом, так що сумарні магнітні моменти окремих підрешіток можуть частково або цілком компенсувати один одного. Речовини, у яких магнітні моменти підрешіток цілком компенсовані, називаються антиферомагнетиками; до них відноситься, наприклад, гематит. Речовини, у яких відбувається часткова компенсація магнітних моментів сусідніх підрешіток, відносяться до класу незкомпенсованих антиферомагнетиків, названих також феромагнетиками, або феритами. Класичний приклад такої речовини - магнетит. У обох згаданих випадках речовини мають дві магнітні підрешітки (А і В), магнітні моменти яких розташовуються антипаралельно один одному. Відомі і більш складні випадки магнітної упорядкованості.
Залишкова намагніченість, що виникає у феромагнетиків при короткочасній дії зовнішнього поля і постійній температурі, називається нормальною Jr. Феромагнетик, нагрітий вище температури Кюрі охолоджується в постійному магнітному полі, набуває повну термостатичну намагніченість (Jrt). Якщо температура, до якої нагрівався феромагнетик, була нижче температури Кюрі, то в ньому утвориться при охолодженні парціальна, або часткова термонамагніченість Jrtp. Одноразовий вплив постійного і перемінного поля приводить до виникнення у феромагнетика ідеальної, або безгістерезисної намагніченості Jri. Існують також динамічна залишкова намагніченість Jrd, обумовлена короткочасними, але періодично повторюваними напругами (наприклад, ударами); п’єзозалишкова намагніченість Jrp, що виникає під дією постійного за величиною і напрямком механічної напруги; в’язка залишкова намагніченість Jrv, пов'язана з релакційними процесами у феромагнетику. Якщо в процесі хімічних перетворень утвориться феромагнетик, на який протягом усього часу кристалізації діє магнітне поле, то така залишкова намагніченість називається хімічною Jrc.
З різноманітних видів залишкової намагніченості, отриманої в тому самому постійному полі Н, найбільшою за величиною і найбільш стабільною стосовно будь-яких наступних впливів є термонамагніченість Jrt, а найменшою і найменш стабільною - нормальна намагніченість Jr. Розмір і стабільність інших видів залишкової намагніченості залежить також від перемінного поля, динамічних напруг, часу дії постійного поля і т.п. При зростанні напруженості поля Н розбіжність між різними видами залишкової намагніченості поступово згладжується.
Під дією дуже сильного постійного магнітного поля Н (поля насичення Hs) у речовині виникає намагніченість насичення Js - гранична величина намагніченості. Залишкова намагніченість, що зберігається у феромагнетику після зменшення поля Н до нуля, називається залишковою намагніченістю насичення Jrs. Діа- і парамагнітні речовини на відміну від феромагнітних ніякої залишкової намагніченості придбати не можуть. Залишкова намагніченість не зберігається також у згаданих вище суперпарамагнітних частинках феромагнетика.
Індукція, обумовлена намагніченістю самого тіла, у різних точках тіла різноманітна і є складною функцією форми тіла. Величина індукції максимальна для витягнутого еліпсоїда або замкнутого однорідного тороїда. У інших випадках вона менше.
Таблиця 3.1
Магнітні параметри
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниці виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Намагніче-ність J |
Магнітний момент одиниці об’єму; скла-дається з двох компо-нент індуцірованого і залишкового магнітних моментів |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Магнітна сприйнятливість χ |
Здатність речовин на-магнічуватись (зміню-вати свій магнітний мо-мент) під дією зовні-шнього магнітного поля |
Од. СІ (10-5од. СГС) |
Од. СГС (10-6од.СГС) |
|
Питома намагніче-ність Jпит , питома маг-нітна спри-йнятливість |
Намагніченість і маг-нітна сприйнятливість одиніці маси з густиною JпитJ/; χ/ |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Намагніче-ність наси-чення Js |
Максимальна намагні-ченість, виникаюча в речовині під дією силь-ного магнітного поля |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Індуцірова-на намагні-ченість Ji |
Намагніченість, ство-рювана магнітним по-лем, зникаюча після припинення його дії |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Залишкова намагніче-ність Jr |
Намагніченість, ство-рювана магнітним по-лем, що зберігається після припинення його дії |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
Продовження таблиці 3.1
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниці виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Залишкова намагніче-ність - при-родна Jn |
Залишкова намагніче-ність, створювана давнім або сучасним полем Землі |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Залишкова намагніче-ність – нор-мальна (ізо-термічна) Jr |
Залишкова намагніче-ність, яка утворилась під дією постійного магніт-ного поля при постійній температурі |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Залишкова намагніче-ність – тер-мозалишко-ва Jrt |
Залишкова намагніче-ність, яка зберігається після нагріву при пони-женні температури в постійному магнітному полі |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Залишкова намагніче-ність – хімі-чна Jrc |
Залишкова намагніче-ність, яка утворилась при мінеральних змінах, які проходять в умовах дії магнітного поля |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Залишкова намагніче-ність – в’язка Jrv |
Залишкова намагніче-ність, яка виникає внаслідок релаксаційних процесів в постійному магнітному полі |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
П’єзонамаг-ніченість Jrp |
Намагніченість, виника-юча внаслідок пружних деформацій в постійно-му магнітному полі |
А/м (10-3 А/м) |
Гс (10-6од.СГС) |
|
Коерцитив-на сила Hc |
Величина магнітного по-ля, необхідна для повно-го розмагнічування фе-ромагнетика |
А/м |
Е |
Продовження таблиці 3.1
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниці виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Температу-ра Кюрі (точка Кю-рі) Tc |
Температура, вище якої феромагнітний стан ре-човин переходить в па-ромагнітний (зокрема Jr0) |
К |
0С |
|
Параметр (фактор) Q |
Відношення залишкової намагніченості до індуцірованої |
- |
- |
Основна крива намагнічування феромагнітних речовин дозволяє обчислити магнітну сприйнятливість або диференціальну магнітну сприйнятливість як функцію поля H, що намагнічує. Обидві функції мають максимуми, що розташовуються в області найбільшої інтенсивності процесів намагнічування й у загальному випадку не збігаються. Кожна з цих двох функцій характеризується двома значеннями: початковою магнітною сприйнятливістю о або о диф при Н0 і відповідно максимальною сприйнятливістю. При масових визначеннях магнітної сприйнятливості гірських порід за допомогою магнітометричного або індукційного методів у багатьох випадках можна в першому наближенні вважати о.
Феромагнітні матеріали, намагнічування яких пов'язано з процесами оборотного зсуву меж, мають високу магнітну сприйнятливість. Вони мають малі втрати на перемагнічування і називаються магнітом’якими.
При намагнічуванні феромагнетиків відбувається пружна деформація кристалічної решітки, зумовлена зміною магнітної взаємодії між атомами. Зміна форми й об’єму феромагнетика при його намагнічуванні називається магнітострикцією. У випадку позитивної магнітострикції, тобто при збільшенні розмірів кристала в процесі намагнічування, вплив механічного навантаження призводить до збільшення намагніченості. При негативній магнітострикції вплив механічного навантаження зумовлює зменшення намагніченості в заданому зовнішньому полі (рисунок 3.2). У деяких матеріалах, наприклад залізі, магнітострикція може
змінювати знак: у малих полях вона позитивна, у сильних - негативна.
0 2 4 Н·103,А/м
Шифр кривих – значення р, Мпа
Рисунок 3.2 Вплив одностороннього пружнього розтягу на намагнічування пермалою при s а та нікелю s б.
Більшість хімічних елементів є діа- і парамагнітними за рахунок орбітальних і спінових магнітних моментів електронів. Магнітні моменти протонів і нейтронів набагато менше магнітних моментів електронів. На рисунку 3.3 приведений графік зміни магнітної сприйнятливості та інших фізичних властивостей хімічних елементів у порядку Періодичної системи елементів Д.І.Менделєєва.
mа- відносна атомна маса; Rа- атомний радіус; - густина; Vp – швидкість повздовжніх пружних хвиль; Тпл – температура плавлення; - електропровідність; - теплопровідність; χ – магнітна сприйнятливість; Сгр, Са – модифікації граніту і алмазу; елементи з будовою електронних орбіт: І – s; ІІ – р; ІІІ – d; 2-6 періоди Періодичної системи елементів Д.І.Менделєєва
Рисунок 3.3 Характеристика фізичних властивостей і атомної будови хімічних елементів
Продовження рисунка 3.3 Характеристика фізичних властивостей і атомної будови хімічних елементів
Характерна дуже чітко виражена періодичність зміни діамагнетизму на парамагнетизм елементів. Елементам першої половини періодів властивий парамагнетизм у зв'язку з незаповненістю електронами зовнішньої орбіти, елементам другої половини - діамагнетизм, що визначається цілком заповненими орбітами. Діамагнітна сприйнятливість більшості елементів невелика і складає (-100)10-5 од. СІ. Спостерігається спрямована зміна парамагнітної сприйнятливості - її підвищення в елементів 4-го періоду в напрямку до групи заліза, так само як і в елементів 5-го періоду. Елементи групи заліза (залізо, нікель, кобальт) феромагнітні у зв'язку з незаповненістю електронами внутрішніх орбіт. Таким чином, спрямована зміна відрізняється від спрямованих змін хімічних і інших фізичних властивостей елементів, а елементи групи заліза, різко відрізняються за своїми магнітними властивостями, підпорядковуються загальній закономірності за іншими хімічними і фізичними параметрами.
Встановлено зв'язок магнітної сприйнятливості хімічних елементів із валентністю, зумовлений їхньою загальною залежністю від вільних елементів. Так, Cu, C, Ti, що мають вільні електрони на внутрішніх орбітах (- електрони), характеризуються підвищеним магнітним моментом і є парамагнітними. У з'єднаннях іони 2Cu, 26C, 4Ti не мають незв'язаних електронів, у зв'язку з чим утворять діамагнітні мінерали (таблиця 3.2).
Таблиця 3.2
Магнітна сприйнятливість (в 10-5 од. СІ) діамагнітних
та парамагнітніх беззалізних мінералів
|
Мінерал |
Магнітна сприйнятливість |
Мінерал |
Магнітна сприйнятливість |
|
Кварц |
-1,6 |
Корунд |
1,8 |
|
Мікроклін |
0 |
Топаз |
1,9 |
|
Ортоклаз |
-0,6 |
Циркон |
-1,2 |
|
Плагіоклаз |
0 |
Галенит |
-3,3 |
|
Мусковіт |
4-21 |
Каситерит |
-2,0 |
Продовження таблиці 3.2
|
Мінерал |
Магнітна сприйнятливість |
Мінерал |
Магнітна сприйнятливість |
|
Шпінель |
2,8 |
Ковелін |
-1,2 |
|
Рутил |
10,6 |
Флюорит |
-1,2 |
|
Барит |
-1,8 |
Апатит |
-10,3 |
|
Сфалерит |
-6,5 |
Графіт |
-0,5 |
Більшість мінералів діа- або парамагнітні. Їхня магнітна сприйнятливість визначається хімічним складом і структурою решітки, а також типом кристалічного зв'язку. Ковалентні з'єднання володіють, як правило, дуже слабким магнетизмом; магнітна сприйнятливість іонних з'єднань вимірюється в більш широких межах і пов'язана з валентністю іонів.
Беззалізні мінерали гірських порід , що утворюють породу (кварц, калієві польові шпати, плагіоклази, епідот, скаполіт, хлорит), діамагнітні або слабопара-магнітні. Парамагнітна сприйнятливість залізовмісних силікатів і алюмосилікатів пов'язана головним чином із двох- і тривалентним залізом (таблиця 3.3).
Таблиця 3.3
Магнітні властивості залізоскладаючих породоутворюючих
мінералів ( в 10-5 од.СІ; Jn,Jrs в 10-3 А/м)
|
Мінерал |
Природні матеріали |
Хімічно чисті мінерали |
|||||||
|
max- min |
ср |
Jn |
Jrs max |
Jrs ср |
max- min |
ср |
Jn |
Jrs |
|
|
Біотит: із гранітів із гранодиоритів |
65-10 100-10 |
20 40 |
5 5 |
7700 4500 |
2200 2000 |
12-8 20-10 |
10 15 |
0 0 |
0 0 |
|
Аніт |
950-575 |
750 |
5 |
10 |
7 |
10-6 |
9 |
0 |
0 |
Флагопит |
100-25 |
50 |
5 |
1700 |
900 |
- |
7 |
0 |
0 |
|
Амфібол: із гранітів із гранодиоритів |
140-10 105-7 |
50 75 |
5-100 5-200 |
50900 36400 |
3000 1800 |
15-10 - |
12 18 |
0 0 |
0 0 |
|
Піроксен(із базальтів) |
450-30 |
80 |
- |
44500 |
1400 |
20-10 |
15 |
0 |
0 |
Двовалентне залізо має чотири неспарені електрони і його магнітний момент дорівнює 4,9, тривалентне залізо має п'ять таких електронів і його магнітний момент 5,92. Двох- і тривалентне залізо, входячи до складу слюд, олівінів, піроксенів, гранатів і інших залізистих мінералів, створює підвищену парамагнітну сприйнятливість. Вміст феромагнетиків Сфм у мінералах складає 10-5-10-1 % і корелюється з залишковою намагніченістю насичення Jrs. Мікродомішки феромагнетиків, переважно магнетиту, у мінералах магматичних порід постійні. При цьому їх більш високий вміст, а відповідно і велика магнітна сприйнятливість у темноколірних мінералів, типових для магнезіальних різновидів і більш низькі - для залізистих різновидів. Темноколірні мінерали метаморфічних порід у залежності від вихідних утворень містять різноманітну кількість мікродомішок феромагнетиків.
Таблиця 3.4
Магнітні властивості породоутворюючих мінералів
магматичних і метаморфічних порід
|
Мінерал |
103, од. СІ |
Jn, А/м |
Jrs, А/м |
|
Біотит: із гранітів і гранодиоритів із гнейсів із кристалічних сланців |
85 10 10 |
5 5 5 |
2100 0-16000 0-230 |
|
Гранат |
0-100 |
0-10 |
0-15000 |
|
Сфен |
0-10 |
0-10 |
0-1500 |
|
Андрадит |
75 |
5 |
285 |
|
Хлорит |
3-10 |
5 |
0-2000 |
|
Турмалін |
0-40 |
0-5 |
0-1300 |
|
Гросуляр |
3-5 |
0-10 |
0-10 |
|
Епідот |
2 |
- |
0 |
|
Піроп |
1 |
- |
0 |
|
Апатит |
6 |
0-10 |
0-10 |
Продовження таблиці 3.4
|
Мінерал |
103, од. СІ |
Jn, А/м |
Jrs, А/м |
|
Топаз |
3 |
0-10 |
0-10 |
|
Олівін |
1-2000 |
0-750 |
0-100000 |
|
Рубін |
0 |
5 |
140 |
|
Альмандин |
0 |
5 |
2000 |
|
Амфібол |
10-100 |
5-200 |
1800 |
|
Піроксен |
30-450 |
0-400 |
15000 |
Найбільш поширеними феромагнітними мінералами є окисні з'єднання заліза - магнетит, титаномагнетит, магемит, гематит; із сульфідних мінералів - піротин. Слабкі магнітні властивості має ще ряд поширених феромагнітних мінералів заліза. Нікель і кобальт природних феромагнітних мінералів не утворюють.
Найбільш постійними параметрами для хімічно чистих феромагнітних мінералів є намагніченість насичення Js, температура Кюрі Тс. Інші параметри - магнітна сприйнятливість, залишкова намагніченість насичення, коерцитивна сила змінюються в значних межах. Магнітні властивості мінералів залежать від хімічного складу, механічних домішок, дефектів кристалічної решітки, а також від розмірів кристалів.
З феромагнітних мінералів (крім якобсита) магнетит має найвищу магнітну сприйнятливість і намагніченість насичення. Коерцитивна сила змінюється в широких межах, Тс=578оС.
Таблиця 3.5
|
Мінерал |
Формула |
, од. СІ |
JS, А/м |
НС103, А/м |
ТС, 0С |
|
Магнетит |
Fe3O4 |
8.8-25 |
4.9·105 |
0.8-1.2 |
578 |
|
Титаномагнетит |
x Fe3O4(1-x)Ti Fe2O4 |
1.310-4 |
(0.8-4.3)·105 |
- |
100-578 |
|
Треволіт |
Ni Fe2O4 |
6.3 |
2.4·105 |
- |
590 |
|
Якобсит |
Mn Fe2O4 |
250 |
3.2·105 |
- |
510 |
|
Магнезіоферит |
Mg Fe2O4 |
10 |
1.4·105 |
- |
310 |
Продовження таблиці 3.5
|
Мінерал |
Формула |
, од. СІ |
JS, А/м |
НС103, А/м |
ТС, 0С |
Магемит |
Fe2O4 |
3.8-25 |
4.4·105 |
0.8-10 |
675 |
Гематит |
Fe2O4 |
(1.3-13)·10-3 |
(1.5-2.5)·103 |
550-640 |
675 |
Піротин |
FeS1+x |
0.13-1.30 |
(1.7-7.0) ·104 |
1.2-8.8 |
300-325 |
Гетит |
FeOOH |
2.5·104 |
4.8·103 |
56 |
- |
Лепідокрит |
FeOOH |
0.01-0.03 |
- |
- |
- |
Гідрогематит |
Fe2O3H2O |
2.3 |
- |
- |
|
Сидерит |
FeCO3 |
(2.5-7.5)·10-3 |
- |
- |
238 |
і хімічного складу
Магматичні породи характеризуються дуже широким діапазоном значення магнітної сприйнятливості - від одиниць до десятків тисяч 10-5од.СІ. Це зумовлює дуже різноманітну намагніченість порід (індуковану і природну залишкову) і тим самим різноманітну інтенсивність аномального магнітного поля.
Загальний статистичний характер розподілу магнітної сприйнятливості інтрузивних порід ряду граніт-габбро можна бачити на рисунок 3.4.
1 – незмінені породи; 2 – серпентизовані гіпербазити.
Магнітна сприйнятливість в 1,2610-2 од. СІ
Рисунок 3.4 Загальна статистична характеристика магнітної сприйнятливості і залишкової намагніченості інтрузивних та ефузивних порід
В область слабомагнітних і магнітних порід потрапляють усі найголовніші типи інтрузивних порід, що говорить про відсутність загальної закономірної залежності між магнітною сприйнятливістю й основністю інтрузивних утворень.
Для дуже слабомагнітних порід [-5од.СІ] закономірного зв'язку між магнітною сприйнятливістю порід і вмістом феромагнітних мінералів не виявляється.
У магнітних породах [>510-5од.СІ і вмісту феромагнітної фракції >0,01] феромагнітний ефект створюється головним чином значними зернами магнетиту (титаномагнетиту). Для цих порід спостерігається закономірний кореляційний зв'язок між порід і Сфм. Середній коефіцієнт пропорційності Кфм між магнітною сприйнятливістю порід і вмістом феромагнітних мінералів дорівнює 1,310-3. У зв'язку з різним складом феромагнетиків, їхньою структурою і текстурою Кфм зменшується для гранітоїдів до 0,910-3 і зростає для габбро до 1,510-3. Для різноманітних петрографічних груп порід статистичний закон розподілу є логнормальним.
Різноманітний статистичний характер розподілу магнітної сприйнятливості порід, різний зв'язок з мінералогічним складом, різна генерація феромагнетиків дозволяють розділити інтрузивні утворення на два класи: феропарамагнітні і феромагнітні. За принципом аналогічній характеристиці ефузивні утворення також підрозділяються на два класи порід.
Через слабку магнітну взаємодію діамагнітних і парамагнітних мінералів утворюваний ними магнітний ефект визначиться як добуток сприйнятливості на концентрацію.
Вивчення зв'язку між магнітною сприйнятливістю і хімічним складом порід дуже складно в зв'язку з недостатньою чутливістю хімічних аналізів до тих тонких змін, що впливають на магнітні властивості порід. Надійні результати можуть бути отримані лише при великому статистичному матеріалі.
Не встановлено і чітко вираженого кореляційного зв'язку між магнітною сприйнятливістю порід і вмістом заліза, а також кисню.
Найбільш загальною і чітко вираженою закономірністю є зв'язок коефіцієнтів, що відображають відношення двох- і тривалентного заліза із магнітною сприйнятливістю порід.
Для ефузивних порід спостерігається загальний характер розподілу магнітної сприйнятливості, подібний інтрузивним.
Близький хімічний і кількісно-мінералогічний склад ефузивних порід і їхніх інтрузивних аналогів знаходить свій відбиток в ідентичності загальної характеристики магнітної сприйнятливості. Проте в силу розходження умов кристалізації, а також перетворення кайнотипних ефузивів у палеотипні, магнітна сприйнятливість вулканогенних порід відрізняється від магнітної сприйнятливості інтрузивних порід.
Для вулканогенних утворень, так само як і для інтрузивних порід, характерна залежність від умов утворення в різних формаціях і наявність у всіх групах порід феромагнітних і феро-парамагнітних різновидів.
Швидке і нерівномірне охолодження ефузивних порід, що мало відбивається на складі породотворних мінералів, позначається на характері феромагнетиків. Тому за магнітною сприйнятливістю ефузивні товщі, складені парамагнітними породами, істотно не відрізняються від інтрузій; ця відмінність чітко проявляється для феромагнітних порід. Велика швидкість кристалізації сприяє утворенню в ефузивних породах не тільки магнетиту, але і титаномагнетиту, особливо в основних різновидах; часто спостерігається розпад останнього з утворенням ільменіту або ульвошпинелі. Феромагнетики, як правило, кристалізуються в дрібних зернах - від пилевидних до 0,01-0,5 мм. Як вислід, середня магнітна сприйнятливість різноманітних груп ефузивних порід нижче, ніж їхні інтрузивні аналоги. Крім того, різний розмір зерен, а також їхній нерівномірний розподіл у різних частинах потоків, лав і вулканічних глибах визначають велику дисперсію магнітної сприйнятливості порід.
Особливістю ефузивних утворень є залежність магнітної сприйнятливості від умов кристалізації порід у різноманітних фаціях: покривної, пірокластичної, екструзивної.
На зміну магнітної сприйнятливості істотний вплив мають також повторні гідротермально-метасоматичні і гіпергенні процеси. Вони призводять до новотвору феромагнетиків, їхній руйнації або окислюванню первинних феромагнітних мінералів з утворенням менше магнітних різновидів. Останнє характерно для рудних родовищ і є наслідком зміни окисно-відновних умов.
Загальна намагніченість порід J є векторною сумою индуцірованої і природної залишкової намагніченості.
Індуцірована намагніченість порід Jі - пропорційна магнітній сприйнятливості і величині сучасного магнітного поля; за напрямком відповідає останньому. У загальному випадку для України, де магнітне поле дорівнює 0,5нТл, величина Jі може бути прийнята як половина магнітної сприйнятливості.
Природна залишкова намагніченість Jn інтрузивних й ефузивних порід характеризуються широким діапазоном зміни значення Jп. Полярність і напрямок вектора Jn для різних утворень різноманітні, але в інтрузивних і древніх ефузивних породах переважає прямий напрямок Jn, що відповідає сучасному магнітному полю Землі. Найбільшою характерною рисою природної залишкової намагніченості магматичних порід є її висока чутливість до різноманітних чинників, зумовлених як особливостями утворення порід, так і зовнішнім впливом.
Таблиця 3.6
Намагніченість (в 10-3 А/м) інтрузивних порід
|
Порода |
В природ-ному стані (до намаг-нічення) |
Після намагнічення |
|||
|
в полі 200 нТл, 200С |
при охолодженні від 7000С, в полі 0,5 нТл |
||||
|
Ji |
Jn |
Jrs |
Ji |
Jrt |
|
|
Феро-парамагнітний клас Граніт: двослюдяний біотитовий лейкократовий Гранодіорит Діорит Габро Габро амфіболізовані |
25 10 10 20 50 40 0 |
10 10 0 10 5 25 0 |
50 35 140 2600 160 160 1600 |
30 10 10 15 65 95 105 |
130 40 1170 240 510 1790 1870 |
|
Феромагнітний клас Граніт: біотитовий лейкократовий Гранодіорит Габро-діорит Габро |
720 520 1670 2100 8000 |
130 120 160 1120 990 |
132000 92300 207000 119000 319000 |
1040 570 2120 3390 6000 |
820 2760 1630 8250 240 |
За статистичними характеристиками і Jn магматичних порід установлюється ймовірна пропорційність параметрів, що є наслідком їхньої залежності від відсоткового вмісту феромагнітних мінералів. Проте при наявності кореляційного зв'язку між середніми значеннями Jn і в окремих групах порід (комплексах, масивах) спостерігається велике розсіювання граничних значень Jn, і функціональна залежність між параметрами спостерігається рідко.
Для класу феромагнітних інтрузивних порід характерний широкий діапазон зміни значень природної залишкової намагніченості, що збільшується від кислих різновидів до основних і ультраосновних за рахунок збільшення максимальних значень. Типова особливість феромагнітних порід - більш низька природна залишкова намагніченість у порівнянні з індуцірованою намагніченістю, що встановлюється в більшості випадків для інтрузивних порід різного складу, віку і тектонічно різноманітних регіонів.
Загальна статистична характеристика природної залишкової намагніченості ефузивних порід і їх окремих петрографічних груп подібна до характеристики інтрузивних порід. У той же час відмінність у кристалізації еффузивів позначається на природній залишковій намагніченості порід, особливо феромагнітних молодого віку. Ця відмінність виражається у значенні параметра Q, а також у напрямку й орієнтуванні вектору Jn.
У більшості випадків для докембрийских і ранньопалеозойских ефузивних утворень середня величина Q низька (0,1-1); чітко вираженої залежності від віку не встановлюється. У молодих вулканогенних породах - від мезозою до четвертинних спостерігається більш високе значення Q у порівнянні з древніми, особливо різко зростаючи в неоген-четвертиних утвореннях. Дисперсія значень Q порівняно невелика в древніх утвореннях, підвищена у молодих вулканітах покривної фації і дуже висока в пірокластичній фації і екструзивних тілах.
Полярність вектора Jn в інтрузивних породах у більшості випадків пряма; переважне орієнтування відповідає магнітному полю Землі. Обернена полярність вектора Jn у магматичних породах і магнетитових рудах уперше була виявлена в Ангаро-Ілімському районі Сибіру. Проте випадки, коли обернена полярність Jn, характерна для цілих інтрузій, викликає негативні магнітні аномалії, порівняно рідкісні.
Обернена полярність вектора Jn характерна для порід екструзивних тіл і метасоматитів і пов'язана із самоповоротом вектора Jn.
У деяких випадках спостерігається відповідність напрямку природної залишкової намагніченості порід їхній тріщинуватості у зв'язку зі стресовими напругами; відзначається вплив на полярність і орієнтацію Jn перемагнічування порід при розрядах блискавки, лісових пожежах і ін. Зазначені чинники мають істотне значення, але відносне локальне поширення.
Намагніченість порід. Значні межі коливання відношення Jn до Ji (Q = 020 і більше) визначають різноманітну питому вагу кожної складової в загальній намагніченості різних інтрузивних і ефузивних утворень і тим самим обумовлюють закономірності зміни, характерні для магнітної сприйнятливості або природної залишкової намагніченості, або обох параметрів.
Виділяються наступні групи магматичних порід, що різняться за намагніченістю:
а) слабомагнітні (феро-парамагнітні) інтрузивні й ефузивні породи з Qcp=00,3 (рідше до 1), намагніченість J яких обумовлена головним чином індуцірованою складовою;
б) магнітні (феромагнітні) інтрузивні й ефузивні породи з Qcp=0,10,5, намагніченість яких обумовлена переважно індуцірованою складовою;
в) магнітні (феромагнітні) пізнопалеозойські і більш молоді ефузивні породи покривної фації, матасоматично змінені породи, рідше інтрузивні з Qcp=13, намагніченість яких обумовлена Ji і Jn;
г) магнітні (феромагнітні) молоді покривні ефузивні утворення переважно основного складу, породи пірокластичної фації і екструзивних тіл із Qcp=120, дуже рідко інтрузивні породи. Намагніченість порід обумовлена, головним чином, залишковою складовою.
Інтрузивні петрографічні групи порід формуються в дуже різноманітних умовах; вони зустрічаються в утвореннях від архейського до кайнозойського часу і складають масиви в древніх щитах, у складчастих областях і зонах тектонічної активізації. При ідентичності складу порід, що характерно для різновікових, але аналогічних формацій, магнітна сприйнятливість петрографічних груп порід є значно більш постійною.
Інтрузивні породи, що впевнено відносяться до гранітової формації, повсюдно феро-парамагнітні. Магнітна сприйнятливість гранодіоритів, як правило, не перевищує 5010-5од.СІ.
У пізній стадії гранодіорит-гранітова формація підрозділяється на дві субформації - парамагнітну і феромагнітну; у більш пізньої граніт-лейкогранітової формації переважають феромагнітні породи.
Таким чином, наприкінці середньої - початку пізньої стадій тектоно-магматичних циклів, тобто під час завершення складчастості, утворюються породи з дуже слабкою магнітною сприйнятливістю. Інтрузії цих формацій і субформацій складають батолітоподібні масиви найбільших антиклінорних зон складчастих областей, розвинутих у фундаментах серединних масивів і в багатьох випадках у докембрійських утвореннях древніх щитів.
Для інтрузивних комплексів різноманітна магнітна сприйнятливість характерна не тільки для однойменних петрографічних груп порід, що утворилися на різних стадіях тектоно-магматических циклів, але і для багатофазних комплексів у цілому.
Магнітні властивості всіх груп і петрографічних різновидів ефузивних порід характеризуються широким діапазоном зміни значень магнітних параметрів і великою дисперсією (у порівнянні з інтрузивними аналогами), що залежить від фаціальної і формаційної приналежності порід. Намагніченість порід, крім того, залежить від віку.
Породи покривної фації мають порівняно постійний хімічний і мінералогічний склад у межах товщ (комплексів), що витримується по простяганню на значні відстані - десятки кілометрів і більше. Магнітна сприйнятливість таких товщ порівняно стабільна, а середній розмір залежить від складу порід і від приналежності комплексу до визначеної формації.
Породи пірокластичної фації, вулканічні конгломерати, брекчії, агломерати, туфи і попіл відрізняються дуже великою дисперсією магнітної сприйнятливості, обумовленої різним вмістом феромагнетиків і зміною процентного співвідношення останніх.
Типові ультраосновні ефузивні породи - пікрити зустрічаються в ранніх формаціях (дуже рідко). Вони мають низькі значення і Jn. Що ширше ультраосновні ефузивні породи представлені в платформних формаціях лужного складу - меймечитів і кімберлітів. Меймечити мають високу магнітну сприйнятливість і високу залишкову намагніченість (тисячі 10-5 од.СІ і 10-3 А/м). Для кімберлітів характерні значні розбіжності і Jn, як наслідок різної інтенсивності автометаморфізму, у результаті якого вони утворюються. Первинні породи - пікрити і піропи мають високі значення і Jn, але зустрічаються тільки у виді одиночних дрібних зерен. Кімберліти навіть в одній трубці вибуху мають магнітну сприйнятливість, що змінюється від одиниць до 600010-5 од.СІ, і залишкову намагніченість, що варіює від нуля до 5000-1000010-3 А/м. У різних районах переважають різновиди порід із більш-менш високими магнітними параметрами. Типово для кімберлітових трубок кільцеве розташування порід із різною намагніченістю, що відбивається на кільцевій будові магнітних аномалій.
Породи основного і середнього складу - базальти й андезити сучасних геосінклінальних систем і молодих вулканогенних поясів переважно магнітні. Для них характерно більш високе значення Jn, стосовно спостерігається прямий і обернений напрямок вектора Jn; розмір J, як правило, позитивний.
Породи кислого складу - ліпарити, кварцові порфіри, дацити широко поширені у формаціях кінця середньої, початку пізньої стадій. Серед андезит-ліпаритової і дацит-ліпаритової формацій виділяються феро-парамагнітні і феромагнитні субформаціі відповідно зі слабкою або високою магнітною сприйнятливістю і намагніченістю. Для формацій пізньої стадії, а також для періоду тектонічної активізації складчастих областей характерно утворення феромагнітних порід.
Для платформних ефузивних утворень характерний основний склад порід і їх переважно висока магнітна сприйнятливість.
3.4 Магнітні властивості метаморфічних порід
Для метаморфічних порід характерний найбільше широкий діапазон зміни значень магнітної сприйнятливості і природної залишкової намагніченості. Зустрічаються утворення від діамагнітних до дуже сильно феромагнітних. Широкі межі зміни , Jn і J обумовлені порівняно рідко поширеними породами - мармурами і кристалічними вапняками, що характеризуються негативною магнітною сприйнятливістю і залізистими кварцитами, серпентинітами, скарнами, серед яких зустрічаються дуже сильно магнітні різновиди за значеннями , Jn і J, які наближуються до магнетитових руд. Найбільш широко розвинуті метаморфічні породи - мікрокристалічні і кристалічні сланці, гнейси, амфіболіти й інші мають менший діапазон зміни значень параметрів; вони мають більш низькі максимальні значення, ніж магматичні утворення.
Серед більшості метаморфічних порід виділяються два класи порід - феро-парамагнітний і феромагнітний. Мармури і кристалічні вапняки утворюють самостійний клас - діамагнітні породи.
Для метаморфічних порід характерні наступні значення магнітної сприйнятливості (в 10-5 од. СІ) (таблиця 3.7)
Динамометаморфізм і контактовий метаморфізм визначають утворення порід, що характеризуються дуже непостійними магнітними властивостями, що залежить як від параметрів вихідних порід, так і від тисків і температур, що обумовлюють метаморфізм.
Гідротермально-метасоматичні процеси: грейзенізація, аргіллітизація, серицитизація і хлоритизація викликають зменшення магнітної сприйнятливості і природної залишкової намагніченості порід за рахунок перекристалізації або виносу магнетиту (або титаномагнетиту). При цьому часто спостерігається зміна співвідношення J і Jn і збільшення Q до 2-3 і більше.
Таблиця 3.7
Магнітна сприйнятливість(в 10-5 од. СІ)
|
Метаморфічні породи |
Найбільш ймовірна величина |
Максимальна величина |
|
Сланець мікрокристалічний: тальковий, серицитовий хлоритовий, кварцово-хло- ритовий, серицито-хлоритовий |
10-100 10-100; 3000-4000 |
1500 700; 7000 |
Сланець кристалічний різного складу Гнейс: біотитовий, двослюдяний амфіболітовий,піроксеновий |
10-100 10-100; 1000-3000 |
500 5000 |
|
Мармур |
-2-5 |
- |
|
Амфіболіт |
10-100; 1500-3000 |
12000 |
|
Кварцит |
0-20 |
- |
|
Кварцит залізистий |
102-105 |
2·106 |
|
Роговик |
0-100; 700-1000 |
6000 |
|
Скарн |
10-12000 |
30000 |
Магнітні характеристики осадових порід зумовлені, головним чином, акцесорними мінералами, що характеризуються вираженими феромагнітними властивостями - магнетитом і його різновидами, маггемитом, гематитом і гідроокислами заліза (гетит і гідрогетит, гідрогематит і лепідокрокит). Найбільше розповсюджені породотворні мінерали осадових порід (кварц, кальцит, польові шпати, гіпс, ангідрит, галіт) є діамагнетиками або слабкими парамагнетиками, що не вносять помітного внеску в магнітну сприйнятливість порід. Серед сильних парамагнітних мінералів найбільшу роль відіграють сидерит, хлорит, пірит, ільменіт, біотит, іноді глинисті мінерали. Проте значною мірою ця роль зумовлена домішками, реліктами і новоутвореннями залізоокисних мінералів із феромагнітними властивостями. З цими включеннями і домішками пов'язані підвищені значення магнітної сприйнятливості, феромагнітні властивості зазначених мінералів, чисті різновиди яких відносяться до парамагнетиків.
Мінерали - носії феромагнітних властивостей осадових порід зустрічаються в трьох формах. Перша форма - рудне зерно магнетиту, мартиту і гематиту (спекуляриту). За розмірами ці зерна належать до пісчано-алевритової фракції (від 0,01 до 2 мм у поперечнику). До цієї ж фракції відносяться зерна кварцу і лусочки біотиту з магнетитовими включеннями. Друга форма - тонкорозсіяні в породі гематит, маггемит, іноді магнетит, а також скупчення і плівки гідроокисей заліза. Розміри цих часточок коливаються від долей мікрона до декількох десятків мікронів; усі ці часточки потрапляють у глинисту фракцію. Третя форма - різноманітні піздньодіагенетичні і епігенетичні утворення лімониту, продукти окислювання і заміщення сидериту, пириту і магнетиту.
Магнітна сприйнятливість. Магнітна сприйнятливість осадової породи, що залежить від вмісту і складу акцесорних мінералів, змінюється в широких межах. Так, для порід осадового чохла величина змінюються від -510-5 до 810-2 од.СІ. При цьому широкі варіації спостерігаються для кожного літологічного різновиду. Варіаційні криві для кожного літологічного різновиду характеризуються головним максимумом, сильно зрушеним у бік менших значень , а також пологою гілкою у бік великих розмірів, на якому спостерігається ще декілька максимумів, що відповідають, ймовірно, декільком типам порід, які відрізняються умовами утворення. Розподіл є логнормальним.
а – глини і аргіліти; б – пісковики і алевроліти;
в – вапняки, доломіти і мергелі
Рисунок 3.5 Розподіл середніх значень магнітної сприйнятливості для основних літологічних типів порід з 300 світ осадових басейнів на території Східно-Європейської платформи
Прямої функціональної залежності між концентрацією залізоокисних мінералів і магнітною сприйнятливістю осадових порід не спостерігається, проте статистична залежність такого роду існує. Високі значення магнітної сприйнятливості для пісковиків і алевролітів відзначаються поблизу джерел зносу й зумовлені підвищеним вмістом магнетиту (у виді рудних зерен), а також їхньою збереженою цільністю. Через цю причину спостерігається розбіжність в магнітних характеристиках осадових порід складчастих і платформних районів. Так, магнітна сприйнятливість осадових утворень Східно-Європейської платформи в порівнянні з магнітною сприйнятливістю рудних складчастих районів у середньому нижче на порядок. За величиною магнітної сприйнятливості можна судити про напрямок і довжину шляху зносу, а також у якійсь мірі про склад порід провінції руйнації.
Шарувата будова більшості осадових порід зумовлює анізотропію їхніх фізичних властивостей, у тому числі і магнітної сприйнятливості.
Анізотропія магнітної сприйнятливості оцінюється величиною
(3.5)
Вона є найбільшою в сильнометаморфізованих осадових породах, де досягає значень 20 од.СІ. Нормальні осадові породи мають набагато меншу величину , що залежить, насамперед, від тектонічного положення району. Анізотропія магнітної сприйнятливості осадових порід складчастих зон помітно перевищує анізотропію магнітної сприйнятливості осадових порід платформних областей.
Природна залишкова намагніченість. Майже всі осадові породи в природному стані мають залишкову намагніченість Jn, що може бути заміряна сучасними приладами. Найбільше значення Jn, що часто зустрічаються, лежать зазвичай в межах 10-3-10-1 А/м.
Процес утворення природної залишкової намагніченості теригенних порід такий. При розмиві материнської породи часточки-носії Jn цієї породи подрібнюються, стираються і переносяться водою. Найбільш дрібні з них можуть мати намагніченість, властиву областям самодовільної намагніченості - доменам. Більш значні - багатодоменні часточки зберігають ту намагніченість, яку вони мали в складі материнської породи, тобто термозалишкову Jrt або хімічну Jrc. Потрапивши у водяне середовище, частинки стараються розташуватися так, щоб їхній вектор намагніченості виявився спрямованим вздовж магнітного поля Землі. Ступінь цієї орієнтації визначається напруженістю земного магнітного поля, залишковою намагніченістю частинок, їхніми розмірами і формою і, нарешті, швидкістю і характером руху водяного середовища.
При утворенні осаду частинки-носії Jn, зберігаючи свою орієнтацію, осідають разом із немагнітними частинками. При зневодненні осаду отримана орієнтація частинок закріплюється, зумовлюючи сумарний вектор залишкової намагніченості, що збігається за напрямком поля, що діяло в момент осаду. Така намагніченість називається орієнтаційною (детритовою) Jro. Таким чином, первинна намагніченість теригенних порід за засобом утворення є орієнтаційною незалежно від намагніченості зерен, які можуть бути термомагнітного, хімічного або однодоменного походження.
Багато осадових порід набули хімічну (кристалізаційну) намагніченість Jrс у результаті хімічних змін, що ведуть до новоутворень окислів заліза, а також під час розкристалізації і дегідратації гідроокисів заліза. Це - хемогенні карбонатні породи, сингенетичні конкреції, древні ґрунти - латерити, боксити і залізні руди осадового походження.
Утворена залишкова намагніченість осадової породи не залишається постійною, первинна намагніченість Jno в результаті процесів магнітного і структурного старіння поступово зменшується. У той же час у результаті тривалого перебування породи в земному магнітному полі виникає в’язка намагніченість Jrv, що в осадових породах грає набагато більшу роль у порівнянні з магматичними, тому що при однакових концентраціях феромагнетиків орієнтаційна намагніченість значно менше термозалишкової. Так, для тонкозернистих піщаників Т. Нагата приводить значення Jro/Jrt=0,12.
Складна природа природної залишкової намагніченості Jn осадових порід приводить до різко асиметричних розподілів значень Jn майже для будь-якої вибірки. Розподіл Jn у ще більшій мірі (чим розподіл ) відповідає логнормальному. Такі розподіли характерні не тільки для дуже вузької групи порід, як, наприклад, для червонобарвних аргілітів верхнього карбону Донбасу, але і для більш широких комплексів порід, наприклад, мергелів, глин і алевролітів верхньої перми всієї півночі і сходу Східно-Європейскої платформи. Логнормальному розподілу відповідає і розподіл Jn усіх нормальних осадових порід.
а – червонобарвні аргіліти верхнього карбону Донбасу; б – мергелі, глини і алевроліти верхньої перми півночі і сходу Східно-Європейської платформи
Рисунок 3.6 Розподіл природної залишкової намагніченості для різних груп осадових порід
Прямого зв'язку між літологією порід і величиною Jn немає: як високі, так і низькі значення Jn зустрічаються в піщаниках і вапняках. У більшій мірі величина Jn пов'язана із походженням породи, з вмістом окислів заліза. Високі значення Jn зустрічаються в бокситах, залізних рудах осадового походження, у деяких породах, розвинутих у районах широкого поширення основних магматичних порід і залізних руд, а також у багатьох теригенних породах континентального походження. Дуже малими значеннями Jn (<310-4А/м) володіють білі вапняки і доломіти, кварцові пісковики, гіпси, кам'яна сіль і інші породи з незначним вмістом окислів заліза.
Особливість осадових порід як носіїв феромагнітних властивостей пов'язана, головним чином, із наявністю в складі цих порід дуже дрібних слабомагнітних частинок і присутністю нестабільних до нагрівань залізовмісних мінералів. Тому термомагнітні характеристики осадових порід, як правило, досить складні.
Вивчення магнетизму гірських порід набуло особливо великого значення для геології і геофізики в зв'язку з відкриттям і дослідженням явищ палеомагнетизму. Ці явища складають предмет галузі геофізики, що розвивається швидко в даний час - палеомагнітологіі, яка вивчає геологічне минуле магнітного поля Землі завдяки «відбитку» цього поля в гірських породах - векторам природної залишкової намагніченості Jn,. В даний час найбільший розвиток одержав вивчення історії змін спрямування магнітного поля Землі, що відбивається в напрямках Jn гірських порід різного віку.
Природна залишкова намагніченість гірських порід складається з ряду намагніченостей, що виникнули в різний час і в різній мірі зруйнованих до теперішнього моменту. Збурюючи фактори, (анізотропія, взаємодія магнітних частинок, рух лави, що застигає, і осадка, що формується, і т.п.) викликають відхилення вектора намагніченості порід від земного магнітного поля. Зміна цього поля зумовлює різноманіття і складність розподілів напрямків Jn у тих або інших групах гірських порід. Проте ці розподіли в багатьох випадках можна інтерпретувати як результат складання двох векторів - первинної намагніченості Jno, вік якої збігається з віком породи, і повторної намагніченості Jnh, що виникла нещодавно і збігається за напрямком сучасного земного магнітного поля у точці спостереження. Значно рідше зустрічаються хаотичні розподіли, зумовлені наявністю трьох або більше компонентів Jn різного віку, неоднорідністю розподілу магнітних мінералів у породі або специфікою процесу намагнічування (наприклад, при ударі блискавки).
Основи палеомагнітного методу. Надійну інформацію про древнє земне магнітне поле несе тільки первинна намагніченість гірських порід (термозалишкова, орієнтована або хімічна), тому що час її виникнення здебільшого точно відомо. Тому головною задачею будь-якого палеомагнітного дослідження є виділення первинної намагніченості Jno, визначення її напрямків і величини, установлення її відповідності віку породи. Закономірності розподілу напрямків Jn гірських порід показують, що для рішення цієї задачі потрібно застосувати статистичні і різноманітні засоби магнітного чищення з метою видалення менше стабільних компонентів Jn, що часто мають повторне походження (в’язкі, нормальні, динамічні, хімічна намагніченості). Для доказу синхронності J крім статистичних методів застосовують мінералогічні і магнітні дослідження, що дозволяють зв'язати Jn із певними мінералами і показати їхню первинність. Тому основні дані, на які спирається будь-яке палеомагнітне визначення, являють собою сукупність багатьох напрямків Jno, заміряних в орієнтованих зразках гірських порід.
Осадові і вулканогенні породи, не змінені або слабко змінені процесами метаморфізму і епігенезу, можуть бути об'єктом палеомагнітних досліджень.
Орієнтовані зразки відбирають за допомогою гірського компасу підвищеної точності або сонячного компасу. Протягом геологічної історії магнітне поле Землі перетерпіло низку змін полярності. Зміна координат палеомагнітних полюсів є віддзеркаленням руху літосферних плит щодо осі обертання Землі. При цьому для кожної плити може бути побудована своя траєкторія руху полюса.
Міграція палеомагнітних полюсів при зберіганні дипольності поля і багатократні геомагнітні інверсії призвели до того, що розріз осадових і вулканогенних товщ виявилися розчленованими на зони прямої n, що чергуються, і оберненої r намагніченостей. Кожна зона відповідає проміжку часу порядку 106 (рідко 107) років. Усередині зон часто виділяються інтервали протилежної полярності - субзони (105 років). Палеомагнітні зони групуються в суперзони (107 років) і гіперзони (5107-І08 років) із певними характеристиками: співвідношенням n-зон і r-зон і середніми координатами палеомагнітних полюсів. За цими даними зіставляють розрізи, а при наявності опорних даних - визначають геологічний вік порід.
Питання для самоконтролю
1. Чим зумовлений магнетизм речовин?
2. Як поділяються хімічні елементи за типом магнетизму?
3. Вкажіть на зв’язок магнітної індукції з намагніченістю породи, напруженістю зовнішнього магнітного поля і магнітною сприйнятливістю.
4 Дайте визначення поняття “магнітний момент”.
5. Охарактеризуйте намагнічування феромагнітної речовини.
6. Які фактори впливають на намагніченість феромагнетиків.
7. Перерахуйте магнітні параметри речовини, дайте їх визначення і вкажіть на одиниці вимірювання їх.
8. Опишіть зміни магнітної сприйнятливості хімічних елементів у порядку Періодичної системи елементів.
9. Приведіть основні феромагнітні мінерали.
10. Охарактеризуйте залежність магнітної сприйнятливості магматичних порід від їх мінералогічного і хімічного складу.
11. Які ви знаєте складові намагніченості магматичних порід, охарактеризуйте їх.
12. В чому особливість магнітних властивостей метаморфічних порід?
13. Чим зумовлені магнітні властивості осадових порід?
14. Охарактеризуйте магнітну сприйнятливість осадових порід.
15. Яка природа залишкової намагніченості?
16. Що вивчає палеомагнітологія?
ТЕМА 4. ЕЛЕКТРИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ МІНЕРАЛІВ І ГІРСЬКИХ ПОРІД
4.1 Електричні властивості речовин і методи їх визначення
З електричних властивостей речовин найбільше значення в геофізиці мають питомий електричний опір, діелектрична проникність, природна і викликана поляризації і п'єзоелектричний ефект.
Можливість спрямованого руху заряджених частинок (електронів і іонів) під дією зовнішнього електричного поля обумовлює електропровідність речовин. Опір в електричному струмі викликається хаотичним (тепловим) переміщенням заряджених частинок і залежить від будови електронної оболонки атомів, кристалохімічних структур мінералів і іонізаційних властивостей водяних розчинів солей.
Питомий електричний опір (таблиця 4.1)
[Омм], (4.1)
де: R — опір речовини, Ом; l — довжина тіла, м; s — поперечний переріз його, м2.
Питома електрична провідність .
За природою електропровідності виділяються: провідники, напівпровідники і діелектрики (електронні й іонні).
Високою електропровідністю володіють метали (=10-410-8 Омм). Електропровідність металів електронна. Вона зумовлюється специфічною металевою формою кристалічного зв'язку. Основна особливість останньої — наявність нелокалізованих електронів (чи багатоцентрових орбіт), що охоплюють весь кристал металу. Чим більше нелокалізованих електронів, тим вище провідність металів. Присутність електронопровідних елементів у з'єднаннях при ковалентно-металевій і іонно-металевій формі кристалічного зв'язку визначає високу електропровідність ряду мінералів (=10-310-6 Омм).
Характерна риса електронних провідників — збільшення опору з підвищенням температури, що зумовлюється зростаючим хаотичним рухом електронів. Спостерігається залежність опору від хімічних домішок і зростання при цьому . Наслідком сказаного є мінливість питомого опору рудних мінералів, що може мінятися на 2—3 порядки.
Ряд мінералів з іонною формою кристалічного зв'язку характеризується іонною провідністю. Найбільш типова іонна провідність для електролітів, а в природних умовах — для води, що заповнює пори гірських порід. При відриві електронів від атомів чи при їхньому приєднанні нейтральність атомів порушується і вони стають відповідно позитивно чи негативно зарядженими іонами. Рух іонів під дією зовнішнього електричного поля викликає електричний струм, що на відміну від струму в електронних провідниках супроводжується перенесенням речовини. Питомий опір іонних провідників зменшується з підвищенням температури, а у водяних розчинах солей — зі збільшенням ступеня мінералізації.
Властивості напівпровідників мають ряд хімічних елементів і більшість силікатних і окисних елементів з ковалентною чи іонною формами кристалічного зв'язку. Хоча в будові багатьох мінералів беруть участь елементи з електронною провідністю, тверді решітки мінералів зумовлюють слабку рухливість електронів і, як правило, високий опір (104—108 Омм).
Напівпровідники можуть володіти власне електронною і дірковою провідністю. Перша створюється за рахунок руху електронів, але менш вільного, ніж у провідниках. При цьому русі увесь час звільняються місця на електронних орбітах сусідніх атомів (дірки), що як би пересуваються в зворотному напрямку. У хімічно чистих елементах і мінералах кількість електронів, що пересуваються, і дірок рівна, але при наявності хімічних домішок навіть у незначній кількості ця рівновага порушується і спостерігається типово електронна чи типово діркова провідність, що розрізняється за знаком; відбувається різке збільшення чи зменшення опору з утворенням на границі запірного шару. Характерною рисою напівпровідників є зменшення опору з підвищенням температури; при дірковій
Таблиця 4.1
Електричні параметри
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниці виміру |
|
|
CІ |
СГС |
||
|
Питомий електрич-ний опір |
Опір (R) 1 м3 гірської породи (мінералу) електричному струму, що проходить через породи (мінерал) паралельно двом його граням |
Ом•м |
Ом•см |
|
Позірний питомий електрич-ний опір п |
Вимірюваний при электро-розвідувальних і каротажних роботах електричний опір, що залежить від умов виміру, типу і розмірів установки і порід |
Ом•м |
Ом•см |
|
Відносна діелектрич-на проникність |
Параметр, що показує, у скільки разів зменшується напруженість електричного поля Е в діелектрику стосовно Е в вакуумі |
_ |
_ |
|
П'єзо-електрич-ний модуль d |
Коефіцієнт пропорційності між компонентами вектора поляризації і тензора механіч-них напруг (деформацій) |
Кл/Н |
|
|
П'єзо- електрична константа l |
Відношення вектора інтен-сивності поляризації до меха-нічної деформації |
Кл/м2 |
Продовження таблиці 4.1
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниці виміру |
|
|
CІ |
СГС |
||
|
Самовільна поляризація ПС, Uпс, Uеп |
Властивість гірських порід (мінералів) створювати елек-тричне поле внаслідок окис-слювально-відновних, филь-траціних, дифузійних, адсор-бційних і інших процесів |
В(мВ) |
мВ |
|
Дифузійні UД, дифузійно-адсорб-ційні UДА потенціали |
Природні потенціали, що виникають унаслідок дифузій-них чи іонносорбційних процесів |
В(мВ) |
мВ |
|
Викликана поляризація UВП |
Властивість гірських порід (мінералів) зберігати елек-тричне поле, що виникло під дією електричного струму, після його відключення |
В(мВ) |
мВ |
|
Поляризуємість |
Параметр, дорівнює відношенню ЕРС поляризації (UВП) до різниці потенціалів збуджую-чого електричного поля |
% |
% |
провідності в деяких напівпровідниках збільшення t до 800 °С супроводжується зниженням опору в 106 раз. Для всіх напівпровідників характерна дуже велика залежність опору від найменших хімічних домішок, наприклад, надлишок кисню в 0,1 % зменшує опір куприту в 104 разів. Особливість напівпровідників виявляється у великій чутливості до різного виду опромінення (фотоефект і ін.).
Діелектриками є хімічні елементи і мінерали з ковалентною формою зв'язку і найбільш щільним упакуванням атомів у решітках (острівні і ланцюгові структури). Питомий опір мінералів 1012—1016 Омм, а деяких елементів 1023—1025 Омм. У сильних електричних полях діелектрики мають електронну провідність. Залежність їхнього опору від температури аналогічна залежності для напівпровідників. Найбільш характерна властивість діелектриків — їхня поляризація, тобто зсув заряджених часток (електронів і іонів) і орієнтування полярних молекул під впливом електричного поля. Поляризаційними властивостями володіють також багато напівпровідників.
Поляризація діелектрика характеризується вектором інтенсивності
, (4.2)
де: m — дипольний момент частинки; n — число поляризованих частинок в одиниці об'єму.
В ізотропних діелектриках збігається з вектором напруженості електричного поля і зв'язаний з ним співвідношенням
, (4.З)
де: — діелектрична сприйнятливість.
На практиці для характеристики речовини користаються поняттям відносної діелектричної проникності
. (4.4)
Відносна діелектрична проникність — безрозмірна, на відміну від абсолютної діелектричної проникності, що у СІ має розмірність Ф/м.
У залежності від будови діелектриків розрізняють два основних види поляризації: поляризацію зсуву і релаксаційну поляризацію. Перша поділяється на поляризацію електронного й іонного зсуву. Поляризація електронного зсуву, зумовлена зсувом електрона щодо ядра, виявляється практично миттєво і спостерігається у всіх твердих, рідких і газоподібних речовинах. Для діелектриків, що мають тільки поляризацію електронного зсуву, близька до квадрата показника заломлення відповідно до рівняння Максвелла:
. (4.5)
Поляризація іонного зсуву полягає в зсуві іона одного знака щодо іона іншого знака і відбувається за час 10-12-10-13 с. Вона спостерігається у твердих речовинах з іонними решітками, а також в аморфних діелектриках при наявності іонів. Діелектрична проникність таких матеріалів лежить у межах 4—15.
Релаксаційна поляризація зв'язана з наявністю в діелектриках полярних молекул чи молекул, об'єднаних у полярні радикали (диполі) слабозакріплених іонів, а також збуджених тепловою енергією надлишкових «дефектних» чи електроних «дірок». У залежності від того, які частинки викликають поляризацію, розрізняють дипольну, іонну й електронну поляризації. Матеріали, у яких спостерігається
1 - структурна s 2 - дипольна d , 3 - атомна а, 4 - електронна e.
Рисунок 4.1 Ідеалізована залежність діелектричної проникності від частоти струму при прояві різних видів поляризації.
релаксаційна поляризація, володіють високою діелектричною проникністю.
До релаксаційних видів поляризації відноситься також структурна поляризація, що виникає в неоднорідних матеріалах.
У реальному діелектрику поляризація є результуючою різних поляризаційних процесів. Виникнення того чи іншого типу поляризації визначається хіміко-фізичними властивостями речовини і діапазоном використовуваних частот (рисунок 4.1).
У перемінних електричних полях для діелектрика властиві діелектричні втрати, зв'язані з переходом частини електричної енергії в тепло. Вплив поляризації залежить від часу її встановлення й області застосовуваних частот. Поляризація електронного й іонного зсуву, що встановлюється за 10-13—10-16 с, втрат не викликає. Час установлення релаксаційної поляризації значно більше й обумовлює струм і', що є сумою активного і`а і реактивного і`r струмів. Тангенс кута діелектричних втрат реального діелектрика
, (4.6)
де: іс- ємнісний струм (струм зсуву); іа – струм провідності.
Тангенс кута діелектричних втрат у залежності від частоти і величини діелектричної проникності описується формулою Дебая:
, (4.7)
де: - час релаксації; - кутова частота; діелектрична проникність: 0 — при = 0, 0 - при .
Вимір питомого електричного опору. Для виміру питомого електричного опору порід застосовують двох- і чотирьохелектродний способи. У двохелектродному способі шляхом виміру електричного опору R, довжини l і площі поперечного переріза s зразка розраховують питомий опір за формулою (4.1). Електроди розташовують симетрично один до одного з протилежних сторін зразка. У чотириелектродному спосіб і виміряється спадання напруги U між прийомними електродами, що відбувається при пропущенні струму I через електроди живлення, тоді
, (4.8)
де: K — коефіцієнт, що залежить від форми, розмірів зразка і відстані між прийомними і живильними електродами.
Перевага чотириелектродного методу – усунення приелектродної поляризації.
Основна умова одержання на зразках даних, що відповідають питомому опору гірських порід у природних умовах залягання, — проведення вимірів з попереднім насиченням зразків водою, ідентичної до мінералізації пластовим водам. При пористості порід більш 5% насичення зразків проводиться замочуванням, при меншій пористості — під вакуумом у спеціальних ексикаторах. Методи і схеми виміру описані у методичних вказівках до лабораторних робіт.
Вимір діелектричної проникності і тангенса кута діелектричних втрат. Основним методом визначення діелектричної проникності зразків порід, а також тангенса кута діелектричних утрат є метод плоского конденсатора. Зі зразка породи виготовляється пластина, що як діелектрик розміщується між електродами вимірювального конденсатора. Розміри зразка вибираються з урахуванням збереження квазістаціонарності — ефективні розміри конденсатора зі зразком повинні бути набагато менше довжини хвилі електричного поля. Вимір ємності плоского конденсатора можна робити в звуковому діапазоні за допомогою мостових схем, а в радіочастотному — мостовим, резонансним, імпульсним методами і методом биттів. При вимірі гірських порід з великими втратами, як і при вимірі питомого електричного опору, застосовуються мости з паралельним включенням опору і ємності, з малими втратами — мости з послідовним включенням. Значення діелектричної проникності через ємність конденсатора Сх зі зразком обчислюється за формулою
, (4.9)
де: d — товщина зразка; s — площа контакту зразка.
Існують дві групи резонансних методів. Перша група заснована на настроюванні вимірювального контуру в резонанс із частотою генератора, що живить контур. Відновлення резонансу контуру на вимірюваній частоті, порушеного внесенням у контур конденсатора зі зразком, досягається зміною ємності еталонного конденсатора. Друга група методів заснована на порівнянні частот двох генераторів — еталонного (опорного) і робочого, що змінює свою частоту в залежності від величини вимірюваної ємності, включеної в його коливальний контур. До резонансних методів першої групи відноситься метод заміщення. У коливальний контур замість вимірювального конденсатора з досліджуваним зразком включається конденсатор перемінної ємності Секв і недротяний потенціометр Rекв з'єднані паралельно, чи послідовно. Двічі контур налаштовується в резонанс — зі зразком і з його еквівалентом. Конденсатором і опором еквівалента відновлюються резонанс контуру і напруга на вольтметрі, які були в контурі зі зразком. Діелектрична проникність і тангенс кута втрат обчислюються за формулами:
; (4.10)
(4.11)
де: С0 — ємність вимірювального конденсатора з повітряним діелектриком, обчислена за формулою для плоского конденсатора.
Різновидом методу заміщення є метод варіації ємності. Контур налаштовується в резонанс на одній і тій же частоті також двічі — зі зразком між пластинками вимірювального конденсатора і без нього. В другому випадку порушений резонанс відновлюється зближенням пластин вимірювального конденсатора. При вимірі мінералів використовуються також інші методи.
Вимір поляризуємості порід. Методи виміру параметра викликаної поляризації порід засновані на вивченні перехідного процесу, що виникає в гірських породах під впливом імпульсного електричного поля. Найпростіший метод виміру зводиться до осцилографічного запису напруги за допомогою світлочутливого осцилографа. Перехідний процес реєструють також у цифровій формі з подальшою обробкою магнітограм; можлива реєстрація напруги напівавтоматичним способом при проведенні каротажу і з точковим записом при проведенні польових робіт.
Лабораторні методи виміру поляризуємості аналогічні методам виміру електричного опору. Значення Uвп вимірюються через певний час після відключення струму. Режим вимірів - струм збудження і його частота, час зарядки зразка і час запису спаду напруги— визначається експериментальним шляхом.
4.2 Питомий електричний опір хімічних елементів, мінералів і гірських порід
Електричний опір хімічних елементів і мінералів. Атоми хімічних елементів характеризуються певною величиною електричного заряду, але у вільному стані є електрично нейтральними, оскільки сумарний негативний заряд електронів скомпенсований рівними за величиною позитивним зарядом протонів ядра. Кількість протонів Z і електронів збільшується від 1 до 94, а електричний заряд кожного протона й електрона дорівнює відповідно 1,610-19 і —1,610-19 Кл. Електричний струм виникає під дією зовнішнього електричного поля чи інших факторів унаслідок руху електронів зовнішньої електронної оболонки, що зумовлює періодичність зміни величини опору і характеру провідності.
На рисунку 4.2 приведений графік питомого електричного опору хімічних елементів, побудований за довідковими даними. Можна бачити, що елементи початку кожного періоду, що мають незаповнені зовнішні орбіти, характеризуються високою провідністю, а в кінці періодів — високим опором напівпровідників і діелектриків, що зумовлено малою рухливістю електронів заповнених орбіт. Найкращими провідниками є елементи початку других напівперіодів 3, 4, 5 і 6 великих періодів - А1, Cu, Аg, Аu (1,62,3x10-8Омм). Найбільш високими напівпровідниковими параметрами характеризуються германій, селен, телур і деякі рідкі елементи. Найвищий опір мають вуглець (алмаз), фосфор, силіцій.
2—6 — періоди Періодичної системи елементів Д. И. Менделєєва;
Z - порядковий номер елементів (число протонів)
Рисунок 4.2 Питомий електричний опір хімічних елементів.
Більшість рудних мінералів — галеніт, борніт, ковелін, магнетит, пірит, піротин, халькопірит і ін. (рисунок 4.3) мають електронну провідність. Їхній питомий опір 10-6—10-2 Омм. Електронну провідність має графіт (за рахунок - електронів внутрішніх орбіт). Породотвірні мінерали гірських порід — калієві польові шпати, плагіоклази, рогова обманка, піроксени, олівін, нефелін, кварц і ін. характеризуються властивостями напівпровідників чи діелектриків і мають дуже високий опір (106-1012Омм). Спостерігається зв'язок між опором і щільністю мінералів. Мінерали з найбільш високою щільністю (самородні метали, рудні мінерали) характеризуються високою провідністю в зв'язку з металевою, іонно-металевою і ковалентно-металевою формою кристаліч-ного зв'язку. Питомий опір мінералів середньої щільності може бути як дуже високим, що типово для ковалентних з'єднань, так і низьким - при змішаній формі зв'язку.
1 — діелектрики; 2 — напівпровідники; 3 — електронні провідники. Форми кристалохімічного зв'язку; 1 і 2 — ковалентна й іонна, 3 — металева, іонно-металева і ковалентно-металева.
Рисунок 4.3 Питомий електричний опір і щільність мінералів.
Мінерали відносно низької щільності, що мають іонну чи ковалентну форму зв'язку, мають найбільш високий опір. Питомі електричні опори (в Омм) головних породотвірних і рудних мінералів (по В. Н. Дахнову) наступні.
Ангідрит ………………………107—1010
Галеніт ………………………...10-5-10-3
Галіт…………………………....1012—1014
Гематит (залізний блиск) …….10-2—10-1
Графіт ………………………….10-6-10-4
Кальцит ………………………..107-1012
Кам'яна сіль…………………….1014-1015
Кварц …………………………..101-1014
Лимоніт ………………………...106 108
Магнетит………………………..10-1-10-2 Марказит………………………..10-2-10-1
Молібденіт……………………...10-1-10-3
Мусковіт………………………...10-1-101
Нафта……………………………109-1016
Пірит…………………………….10-4-10-1
Піролюзит……………………….1-10
Піротин………………………….10-5-10-4
Польовий шпат………………….1011-1012
Сірка……………………………..1012-1015
Сидерит………………………….10-103
Сильвін…………………………..1013-1015
Слюда……………………………1014-1015
Сфалерит………………………...105-107
Халькопірит……………………..10-3-10-1
Залежність питомого електричного опору гірських порід від їх фазового, мінерального складу і структурно-текстурних особливостей. Механізм електропровідності гірських порід може бути іонний, електронний і змішаний у зв'язку з розходженням їхнього фазового складу і різною природою провідності породотвірних і акцесорних чи рудних мінералів. Питомий електричний опір твердої фази (мінералогічного скелету) перевершує опір рідкої фази на 6—8 порядків; газова фаза є діелектриком. Тому вплив різних фаз, що заповнюють поровий простір порід, і структура останнього є визначальними для питомого опору більшості гірських порід. Виключення складають глини, глинисті породи і гіпс. При розвитку акцесорних чи рудних мінералів з електронною провідністю основного значення набуває структура їхніх включень.
Залежність питомого електричного опору магматичних порід від водонасиченості приведена на рисунку 4.4. Спостерігається зниження питомого електричного опору зі зростанням коефіцієнту водонасичення, що відбувається менш різко з появою в сухих породах гігроскопічної вологи і більш різко при заповненні водою усього порового простору. Зміна опору магматичних порід від газонасичених до максимально водонасичених складає 2—4 порядки.
Розглянемо характеристику водонасичених зразків порід при максимальній капілярній вологості.
У водонасичених зразках інтрузивних і ефузивних порід (див. рисунок 4.4 і таблицю 4.2) спостерігається збільшення питомого опору від кислих різновидів до основних і ультраосновних на 2—3 порядки. При цьому усіх різновидів порід залишається високим (103—106 Омм), значно перевищуючий питомий опір води насичення, (60 Омм). Криві , побудовані для водонасичених зразків, приведені на рисунку 10, б. При збільшенні пористості від нуля до 5 % установлюється закономірне зменшення опору від 106—107 до 103—104 Омм; градієнт зміни ,
1 - перидотит, n = 1,4 %; 2 - граніт, n = 2,8 %; 3 - габро, n = 2,8 %;
4 - діабаз, n= 0,7 %; 5 - порфірит,
n = 2,7 %; 6 - кварцовий порфір, n = 3,2 %; 7 - базальт, n = 4 %
; І - дані по окремих зразках; ІІ - середнє значення
Рисунок 4.4 Залежність питомого електричного опору інтрузивних і ефузивних порід від коефіцієнта водонасиченості (а) і від пористості (б) (по Н. Б. Дортман).
Таблиця 4.2
Питомий електричний опір (у Омм) газо- і водонасичених
інтрузивних і ефузивних порід
|
Порода |
Зразки |
nср |
nmin-nmax |
|||
|
Газонасичені |
Водонасичені |
% |
||||
|
ср |
min-max |
ср |
min-max |
|||
|
Граніт |
— |
— |
7103 |
3103-1104 |
2,8 |
1,1-5,2 |
|
Діорит кварцовий |
— |
— |
4104 |
5103-7104 |
3,3 |
2,8-3,7 |
|
Габро |
4106 |
1106-9106 |
7104 |
2104-2105 |
1,6 |
0,6-2,5 |
|
Габро-амфіболіт |
— |
— |
3104 |
1104-6104 |
2,6 |
2,6-2,9 |
|
Перидотит слабо серпентинізований |
5107 |
4107-7107 |
4105 |
1105-1104 |
1,4 |
0,7-2,0 |
|
Порфір кварцовий |
2107 |
4105-6107 |
3103 |
1103-5103 |
3,2 |
— |
|
Порфірит |
1106 |
9104-2106 |
3104 |
1104-3104 |
2,7 |
— |
|
Базальт |
3107 |
2105-6108 |
2103 |
1103-3103 |
4,0 |
— |
|
Діабаз |
1107 |
5106-4107 |
6106 |
1105-2106 |
1,4 |
0,7-2,2 |
|
Гнейс |
— |
— |
1104 |
2103-2104 |
3,2 |
2,6-3,6 |
спочатку дуже високий, а потім поступово зменшується. Зі збільшенням обсягу провідних порових каналів (від 0 до 5%) у загальній величині опору кристалічних порід зростає роль іонної провідності водяних розчинів солей і зменшується вплив напівпровідникової провідності мінерального скелету порід.
Таким чином, підвищення опору водонасичених магматичних порід від кислих різновидів до основних і ультраосновних визначається переважно зменшенням пористості і відповідно вологості. Ті ж закономірності зміни питомого опору характерні для метаморфічних порід.
У кайнотипних ефузивних породах з пористістю вище 5—10 % спостерігається ще більш різка зміна питомого опору від газонасичених до водонасичених різновидів, і досягає 4—6 порядків; опір водонасичених порід складає 102 Омм, рідше 103 Омм. За характером зміни опору ці породи близькі до осадового.
Залежність питомого електричного опору осадових уламкових і малоглинистих порід (пісковиків, пісків, вапняків, доломітів) від вологості і пористості однозначна. Чим більше пористість, тим вище вологість і менший опір порід. Ця залежність добре вивчена для порід різного літологічного складу, різної цементації і структури і використовується для визначення пористості по . Для виключення впливу мінералізації вод застосовується параметр пористості Pп, який дорівнює відношенню питомого опору пористої водонасиченої породи вп до опору її розчину, що насичує, в. Для неоднорідних порід в інтервалі пористості від 3—5 до 20 - 40 %
, (4.12)
де: ап - коефіцієнт, що змінюється від 0,4 до 1,4; m - показник ступеня, який залежить від структури порового простору і ступені зцементованості породи; kп - коефіцієнт пористості.
Структурний показник m може змінюватися від 1,3 для пухких пісків і оолітових вапняків до 2—2,2 для сильно зцементованих пісковиків з низькою пористістю.
Усереднені криві представлені на рисунку 4.5. Для малопористих порід (kп=04%) спостерігається більш різко виражена залежність від вологості, чим для високопористих. Низький відсоток порового розчину містять щільні пісковики, вапняки, доломіти, ангідрити.
Рисунок 4.5 Усереднені криві залежності параметра пористості від коефіцієнту пористості (об'ємної вологості) для піщаних і карбонатних порід (по В.Н. Дахнову).
Породи: а – піщано-глинисті, б — карбонатні;
1 — пухкі піски; 2 — слабосцементовані піщаники;
3 — середньосцементовані піщаники; 4 — ракушняки і пухкі вапняки;
5 — вапняки і доломіти крупнокристалічні, середньої щільності;
6 — вапняки і доломіти щільні, дрібнокристалічні.
Глинисті породи варто розглядати як трикомпонентні асоціації, оскільки поряд з високоомними мінералами і поровим розчином у них присутні мінерали груп цеолітів і глин, що мають відносно низький опір. Тому опір глинистої породи істотно залежить від кількості глинистого матеріалу і характеру його розподілу.
Залежність питомого електричного опору гірських порід від опору рідкої фази. У природних умовах залягання, нижче рівня ґрунтових вод, гірські породи обводнені поровими, пластовими, тріщинно-жильними чи карстовими водами, мінералізованими різними солями й у різній концентрації.
Питомий електричний опір води знаходиться в залежності від кількості і складу розчинених у ній солей. Як видно з рисунка 4.6, питомий опір зменшується по лінійному законі в міру зростання ступеня мінералізації води при будь-якому сольовому складі. Питомі опори найбільш розповсюджених у гірських породах натрієвих вод приведені в таблиці 4.3.
Найбільш характерна зміна ступеня мінералізації вод від 0,01 до 1 г/л може привести до зміни питомого опору вод у 100 разів, а при наявності солоних розчинів — на кілька порядків.
Залежність питомого опору води від температури в інтервалі 0 - 100 °С прямолінійна. На глибинах до 1000—3000 м температура води в більшості випадків змінюється на 40—50 °С, що може змінити опір води в 2— 2,5 рази, а при більш високих температурних градієнтах — у 4—5 разів. Таким чином, основний вплив на питомий електричний опір води робить ступінь її мінералізації. В окремих районах відіграють роль сольовий склад і температура.
На рисунку 4.7 приведені залежності зразків малопористих порід від мінералізації води. Найбільший вплив на порід робить зміна мінералізації від 0,01 до 0,1—0,5 %.
Залежність питомого електричного опору осадових порід від ступеня мінералізації порових і пластових вод підкоряється загальній закономірності, але трохи відрізняється для різних літологічних груп (рисунок 4.8). У глинистих породах порушується пряма залежність між опором породи і мінералізованого розчину. Опір дрібнозернистих глинистих порід при високій концентрації порового розчину завжди більше опору середньо - і грубозернистих порід, насичених цим же розчином. При низькій концентрації встановлена зворотна залежність. Зниження питомого опору глинистих порід зумовлено явищем поверхневої провідності.
Рисунок 4.6 Залежність питомого електричного опору різних розчинів від ступеня їхньої мінералізації (по В.Н.Дахнову)
Таблиця 4.3
Залежність питомого електричного опору води (в Омм) від концентрації NаС1 і температури
|
Концен-трація, г/л |
при t, oC |
Концен-трація, г/л |
при t, oC |
||||||
|
0 |
20 |
60 |
100 |
0 |
20 |
60 |
100 |
||
|
0,005 0,01 0,05 0,1 0,5 |
- 900 180 90 19 |
1050 530 110 55 12 |
- 270 60 25 5,3 |
- 170 33 18 5,3 |
1 5 10 50 100 |
10 2,2 1,1 0,28 0,18 |
5,8 1,3 0,65 0,15 0,08 |
2,7 0,6 0,4 0,08 0,05 |
1,8 3,8 0,2 0,05 0,03 |
Пори осадових порід у газоносних шарах звичайно лише частково заповнені поровим розчином. У нафтоносних же шарах поряд із провідною рідиною в порах знаходиться нафта, що має високий опір. Для виключення впливу мінералізації розчину при порівнянні колекторів за ступенню їхньої газо- чи нафтонасиченості введена безрозмірна величина — параметр насичення порового розчину породи Рн, що вказує на ступінь насиченості породи нафтою чи газом:
, (4.13)
де: kB — частина об'єму порового простору, заповненого водою, а kH — нафтою; aH = 0,6, n = 2,25 для піщано-глинистих порід (при kH <40 %); аH=0,4, n=2,1 для карбонатних порід (при kH <25%).
Зі збільшенням вмісту нафти чи газу в породах зростає опір і параметр насичення, а отже й опір гідрофобного колектора може бути на порядок більше опору гідрофільного. Високим опором володіють також породи, що містять водонафтові емульсії, тому що в них диспергірована вода ізольована нафтою і практично не приймає участі в електропровідності.
1 — габро, 2 — граніт, 3 і 4 — базальт, 5 — вода;
у дужках приведена пористість, у чисельнику — відкрита,
у знаменнику - загальна.
Рисунок 4.7 Питомий електричний опір магматичних порід при різної мінералізації капілярних вод і питомий опір води (по Н. Б. Дортман).
а - для піcковиків: 1 і 2 — глинистих, 3 і 4 — слабоглинистих чи алевритистих, 5 і 6 — чистих; б — для різних аргілітів; в — для вапняків:
1 — пелитоморфних, 2 — дрібнокристалічних.
Рисунок 4.8 Залежність параметра пористості порід від концентрації розчину хлористого натрію, що насичує пори (по В. Н. Кобрановій)
Вплив включень мінералів з електронною провідністю на питомий електричний опір гірських порід. Мінерали високої провідності впливають на питомий опір порід тільки у випадку, коли зерна їх у породі контактують один з одним. Для зміни опору породи на кілька порядків досить, щоб об'єм включень складав кілька відсотків від обсягу породи.
Найбільш розповсюдженими в породах мінералами, що характеризуються електронною провідністю, є магнетит, графіт, а в межах родовищ також і сульфідні мінерали. Включення магнетиту у виді найтонших прожилок і ксеноморфних виділень, що цементують породу, особливо характерні для серпентинізованих перидотитів і піроксенітів, дунітів, зустрічаються в рудному габро й іноді в базальтах. У цих випадках зазначені високоомні породи характеризуються порівняно низьким опором, що складає десятки чи перші сотні Омм. Так, опір серпентинизованих ультраосновних порід (за даними електропрофілювання) складає 200—400 Омм. У гранітоїдах, ефузивах середнього і кислого складу й у метаморфічних породах магнетит, як правило, включений у виді ізольованих зерен і тому не робить впливу на їхній питомий опір.
Включення графіту найбільш характерні для метаморфічних сланців і гнейсів, де він у виді найтонших лусочок пронизує породу по сланцюватості. Завдяки дуже високій електропровідності графіту опір графітизованих порід коливається від одиниць до сотень Омм. Сульфідизація порід притаманна багатьом рудним родовищам і при відповідній структурі вкрапленості знижує питомий опір порід до сотень і одиниць Омм.
4.3 Питомий електричний опір гірських порід різних генетичних типів і складу
Магматичні і метаморфічні породи. Питомий електричний опір магматичних і метаморфічних порід у природних умовах залягання залежить від ряду факторів. Вище рівня ґрунтових вод породи характеризуються гігроскопічною вологістю; їхній опір досягає 103—106 Омм. Спостерігаються значні коливання опору порід у залежності від кліматичних умов. Нижче рівня ґрунтових вод водообільність кристалічних порід визначається наявністю в них зв'язаних (капілярних) і вільних (гравітаційних) вод. Капілярна вологість характерна для непорушених масивів і товщ, головним чином, нижче зони вивітрювання. Вільні гравітаційні води в складчастих областях і древніх щитах є тріщинно-жильними; вони підрозділяються на тріщинні води зони вивітрювання (до 100 м), жильні води (до 1—2 км) і тріщинно-карстові.
1 — глинисті сланці і пісковики ; 2 — діорити; 3 — вапняки;
4 — граніти; 5 — графітизація й вуглефікація порід
Рисунок 4.9 Диференціація гірських порід за електричним опором (симетричне електропрофілювання АВ=600 м, А'В'=400 м, район Примор'я, по М.Г.Ілаєву).
Для магматичних і метаморфічних порід з капілярною вологістю характеристика питомого електричного опору, отримана в результаті вимірів у водонасичених зразках, приведена вище. При розвитку тільки зв'язаних капілярних вод різні групи магматичних і метаморфічних порід відрізняються за питомим електричним опором за рахунок їхньої різної пористості і вологості.
Диференціація за опором характерна також і для ефузивних порід.
Питомий опір кристалічних порід, обводнених тріщинно-жильними водами, у кілька разів менше опору тих же порід у непорушених масивах.
Для різних районів величина питомого опору порід у зоні розвитку тріщиних вод неоднакова в зв'язку з різною інтенсивністю процесу вивітрювання і відмінністю в ступені мінералізації вод. У більшості випадків опір порід складає десятки чи сотні Омм. У гранітах і граніто-гнейсах знижений опір визначається, крім того, їхньою каолінізацією, широко розвинутої у корі вивітрювання. У межах окремих районів інтрузивні породи можуть відрізнятися за питомим опором у випадку неоднакового ступеня їх тріщинуватості (наприклад, граніти і габро). Опір одних і тих же порід зазвичай значно змінюється по площі.
Питомий опір порід, що залягають нижче зони вивітрювання, визначається переважно їхньою капілярною вологістю, а на ділянках розвитку жильних вод — цими водами. Зниження опору порід характерно як для великих зон тектонічних розломів, так і окремих тріщин.
У зв'язку з розходженням у мінералізації природних вод опір однотипних порід у різних районах неоднаковий. Спостерігається регіональне підвищення мінералізації вод від північних районів до південних аридних областей. На Українському щиті мінералізація вод на півночі 0,5 г/л і зростає на південь до 1 г/л; в Азовському масиві — 1—3 г/л і збільшується з глибиною до 2— 4 г/л. Тому більш високі значення питомого опору порід характерні для північних районів.
В окремих районах встановлена залежність мінералізації вод від ландшафту місцевості. При рівнинному ландшафті швидко міняються сольовий склад і ступінь мінералізації вод по площі й у розрізі, відповідно питомий опір порід міняється в широких межах. Для середнього ландшафту характерні переважно прісні води з мінералізацією 0,1—0,5 г/л. Рідше зустрічаються води з мінералізацією до 6—8 г/л. З високогірним ландшафтом зв'язані дуже прісні і прісні води з мінералізацією 0,02—0,5 г/л. Питомий електричний опір порід, що складають гірські масиви, найбільш високий. У межах рудних родовищ ступінь мінералізації вод вище, ніж у регіонально-розповсюджених породах
Таблиця 4.4
Питомий електричний опір (в Омм) магматичних і метаморфічних порід
(по літературним і фондовим даним)
|
Порода |
Виміри на зразках |
Виміру за допомогою ВЕЗ і каротажу в породах |
||
|
з гігроскопічною вологістю |
з максимальною капілярною вологістю |
з максимальною капілярною вологістю |
з вкрапленням рудних мінералів, графіту, вологістю вуглистої речовини |
|
|
Граніт, гранодіорит |
1106 - 8107 |
1103 - 1104 |
1103 -2104 |
10 - 5103 |
|
Сієнит, діорит кварцовий, діорит, габро |
1106 - 3107 |
2103 - 2105 |
- |
50 - 5103 |
|
Піроксеніт, перидотит |
1106 - 1107 |
1105 - 1106 |
- |
10 - 1103 |
|
Порфир кварцовий |
5104 - 1106 |
1103 - 1104 |
1103 - 5104 |
50 - 1103 |
|
Порфірит |
5104 - 5105 |
1103 - 5104 |
1103 - 5104 |
- |
|
Діабаз |
5104 - 5106 |
1105 - 1106 |
- |
- |
|
Ліпарит |
- |
- |
1101 - 1103 |
- |
Продовження таблиці 4.4
|
Порода |
Виміри на зразках |
Виміру за допомогою ВЕЗ і каротажу в породах |
||
|
з гігроскопічною вологістю |
з максимальною капілярною вологістю |
з максимальною капілярною вологістю |
з вкрапленням рудних мінералів, графіту, вологістю вуглистої речовини |
|
|
Андезит |
5103 - 1105 |
5102 - 1104 |
1102 - 1103 |
|
|
Базальт |
5103 - 1105 |
5102 - 1105 |
5102 - 1103 |
- |
|
Сланець мікрокриста-лічний і кристалічний |
5103 - 1105 |
5102 - 1105 |
1102 - 4105 |
50 - 1103 |
|
Філіт |
1104 - 1105 |
1103 - 1104 |
- |
10 - 50 |
|
Гнейс |
1104 - 1105 |
1103 - 1104 |
- |
10 - 50 |
|
Амфіболіт |
1106 - 1107 |
1103 - 1106 |
1103 - 5103 |
- |
|
Мармур |
1106 - 1107 |
1105 - 1106 |
- |
- |
|
Кварцит |
1106 - 1108 |
1103 - 1105 |
- |
50 - 1103 |
|
Роговик |
1106 - 1107 |
1103 - 1106 |
- |
50 - 1103 |
|
Скарн |
1106 - 1107 |
1103 - 1106 |
- |
50 - 1103 |
Необхідно відзначити, що в межах які знаходяться в експлуатації рудних родовищ у результаті розкриття їх гірськими виробками і порушення природної циркуляції вод рудні води характеризуються значно більш високою мінералізацією (10—20, рідше 100 г/л) у порівнянні з водами не експлуатованих родовищ. Тому опір порід, отриманий у результаті параметричних вимірів на експлуатованих родовищах, може бути значно нижче, ніж опір аналогічних порід у межах нерозкритих родовищ.
Осадові породи. Для осадових порід характерна іонна провідність. Водоносність порід визначається розвитком пластових підземних вод. Особливостями цих вод є: форми їхнього поширення, що наближаються до форми залягання шарів порід; порівняно рівномірний розподіл води в шарах, виразна залежність розподілу води в породі від генезису, характеру шаруватості, складу і залягання породи. Режим підземних вод, сольовий склад, температура й інші характеристики значною мірою залежать від глибини залягання водомістких порід і їхнього зв'язку з денною поверхнею. У складчастих районах поширені прісні води. У напрямку до центральних частин платформ — артезіанських басейнів, з'являються двох-, трох- і чотирохзональні пояси слабосолоноватих (1—3 г/л), сильносолоноватих (3—10 г/л), солоних (10—50 г/л) вод і розсолів (понад 50 г/л).
Вплив гідрогеологічного і гідрохімічного режимів на питомий електричний опір порід різного літологічного складу по-різному. Питомий опір піщано-уламкових порід: алевролітів, пісковиків, піщанистих сланців, конгломератів, насичених порово-пластовими водами, сильно залежить від ступеня мінералізації цих вод. Їхня водонасиченність знаходиться в прямій залежності від пористості, тобто від структури і діагенезу. Однак структура і ступінь діагенезу мають значення для піщано-уламкових порід тільки при однаковому ступені мінералізації. У цьому випадку більш щільні і зцементовані алевроліти і піщаники мають більш високий питомий опір.
У вертикальному розрізі великої товщини осадового покриву платформи при наявності різних гідрохімічних зон основного значення набуває ступінь мінералізації вод. Шари пісковиків і алевролітів у більш глибоких частинах розрізу мають більш низький опір, чим у верхніх горизонтах.
Для карбонатних порід (мергелів, вапняків, доломітів) основне значення мають тріщинно-пластові і карстово-пластові води. Питомий електричний опір цих порід залежить від структури, їхньої тріщинуватості і гідрохімічного режиму вод. Найбільш високий питомий опір мають доломіти і щільні кристалічні вапняки. При закарстованості чи тріщинуватості порід питомий опір визначається мінералізацією вод, він різко знижується зі збільшенням солоності вод. У верхніх частинах розрізів у зв'язку з мінливістю водяного режиму питомий опір карбонатних порід, як правило, також коливається в значних межах. Для шарів вапняків і доломітів, які залягають на більших глибинах, спостерігається порівняно постійний питомий опір.
Для глинистих порід (глин, аргілітів, глинистих сланців), а також для гідрохімічних порід (ангідриту, гіпсу) гідрогеологічний і гідрохімічний режими мають менше значення. Глинисті породи характеризуються низькими і порівняно постійними опорами. Високий питомий опір ангідриту і дуже високий гіпсу також порівняно постійні (таблиця 4.5). Варто сказати, що в окремих районах для порід, що залягають в одній гідрохімічній зоні, ці межі значно вужчі.
Змішана електронно-іонна провідність осадових порід спостерігається в рудних районах. Електронна провідність обумовлюється вкрапленістю сульфідних мінералів і дуже часто графітизацією й вуглефікацією порід. Як правило, у цих випадках значення електронної провідності більше, ніж іонної, і породи характеризуються значно більш низьким опором, чим аналогічні різниці, не збагачені мінералами з електронною провідністю. Питомий опір осадових порід, так само як інтрузивних і метаморфічних, залежить від питомого опору мінералів з електронною провідністю, від характеру вкрапленості цих мінералів і їхньої кількості.
Для шаруватих порід — осадових і метаморфічних (глинисті сланці, кристалічні сланці, гнейси й ін.) —
Таблиця 4.5
Питомий електричний опір (в Омм) осадових гірських порід
|
Порода |
Виміри на зразках з гігроскопічною вологістю |
Виміри за допомогою ВЕЗ і каротажу в породах |
||
|
насичених прісними і слабосолоноватими водами (до 3 г/л) |
насичених со-лоними водами і розсолами |
із вкрапленнями рудних мінералів, графіту й вуглистої речовини |
||
|
Глина |
1 • 103—1 • 105 |
1 • 10—1 • 102 |
1 — 10 |
— |
|
Аргіліт |
1 • 103—1 • 105 |
2 • 10—2 • 102 |
1 — 20 |
— |
|
Сланець глинис-тий |
1 • 103—1 • 105 |
5 • 10—2 • 102 |
1 — 50 |
1 —1 • 102 |
|
Алевроліт |
1 • 104—1 • 106 |
2 • 10—2 • 102 |
5 —1 • 102 |
1 —1 • 102 |
|
Піщаник: пористий |
1 • 105—1 • 106 |
3 • 101—2 • 102 |
1 — 10 |
1 —1 • 102 |
|
щільний |
1 • 105—1 • 106 |
1 • 102—1 • 103 |
5 —1 • 102 |
|
|
Конгломерат |
1 • 105—1 • 106 |
1 • 102—1 • 103 |
5 —1 • 102 |
— |
Продовження таблиці 4.5
|
Порода |
Виміри на зразках з гігроскопічною вологістю |
Виміри за допомогою ВЕЗ і каротажу в породах |
||
|
насичених прісними і слабосолоноватими водами (до 3 г/л) |
насичених со-лоними водами і розсолами |
із вкрапленнями рудних мінералів, графіту й вуглистої речовини |
||
|
Мергель |
1 • 104—1 • 105 |
1 • 102—1 • 103 |
10 —1 • 102 |
— |
|
Вапняк: тріщинуватий |
1 • 104—1 • 106 |
1 • 102—1 • 103 |
50 —1 • 102 |
1 —1 • 102 |
|
повнокриста- лічний |
1 • 104—1 • 105 |
1 • 103—1 • 105 |
1 • 102—1 • 103 |
1 —1 • 102 |
|
Доломіт |
1 • 105—1 • 106 |
1 • 103—1 • 105 |
1 • 102—1 • 103 |
1 —1 • 102 |
|
Ангідрит |
1 • 104—1 • 105 |
1 • 103—1 • 105 |
1 • 102—1 • 104 |
— |
|
Гіпс |
1 • 105—1 • 107 |
1 • 105—1 • 106 |
1 • 105—1 • 106 |
— |
спостерігається анізотропія електричного опору; опір порід вхрест нашарування завжди більший опору || по нашаруванню. Коефіцієнт анізотропії електричного опору р
. (4.14)
У шаруватих породах він міняється в межах 1,05—1,2.
У розрізі товщ при перешаруванні шарів з високим і низьким опором також спостерігається анізотропія (макроанізотропія); досягає значення 1,2—1,4.
Приведені матеріали дозволяють виділити три класи гірських порід, що характеризуються різною природою провідності і величиною (межами зміни) питомого електричного опору.
До першого класу можуть бути віднесені більшість магматичних і метаморфічних порід з ущільненими текстурами, а також катагенізовані пісковики, кристалічні вапняки і доломіти. Їм властива змішана провідність (іонна за рахунок водяних розчинів і напівпровідникова чи діелектрична мінерального кістяка порід) і високий питомий опір. Спостерігається різний опір різних петрографічних і літологічних груп у зв'язку з відмінністю в капілярній вологоємності, що визначається структурно-текстурними особливостями порід.
Другий клас порід складають осадові й ефузивні кайнотипні утворення з пористими текстурами і невисоким опором, зумовленим в основному іонною провідністю вод при різко підлеглому впливі мінерального кістяка. За природою провідності до цього ж класу можуть бути віднесені кристалічні й ущільнені уламкові породи, що залягають у зонах розвитку тріщинно-жильних вод. Для порід першого і другого класів істотна залежність питомого електричного опору від мінералізації порових і пластових вод.
Третій клас складають гірські породи зі зв'язаної вкрапленістю рудних мінералів і графіту, провідність яких в основному електронна, а питомий електричний опір низький. Для кожного класу породи питомий електричний опір визначається на кілька порядків. Однак для окремих регіонів і районів геологічні і гідрогеологічні умови є або витриманими, або підкоряються певним закономірностям зміни по латералі і вертикальному розрізу. Це зумовлює витриманість електричної характеристики петрографічних груд порід, шарів і : товщ і геоелектричних розрізів на електричний опір може замінюватися значних площах, а також у межах родовищ різних корисних копалин.
4.4 Діелектрична проникність мінералів і гірських порід
Величина діелектричної проникності мінералів істотно залежить від типу катіона і аніона, їхнього іонного радіуса і поляризуємості і у меншій мірі від структурних особливостей мінералів.
Для мінералів у залежності від типу утворюючих їхніх частинок – атомів іонів, а також від характеру хімічних зв'язків виявляються різні види поляризації зміщення . Алмаз, сірка, селен, евксинит, шеєлит, циркон, сфен - в області радіочастот характеризуються лише однією електронною поляризацією зміщення. Діелектрична проникність цих мінералів практично збігається з квадратом показника заломлення 2. Для інших вона перевищує 2 на різну величину, що вказує на одночасний прояв двох і більше механізмів поляризації.
Мінерали з високою діелектричною проникністю спостерігаються в основному серед двох класів – сульфідів і окислів (таблиця 4.6), що зумовлено великими іонними радіусами аніонів S2 i O2. При однаковому катіоні з'єднання сірки, як правило, відрізняються більшою величиною діелектричної проникності, чим окисли, з двох причин: радіус іона S2 більше радіуса O2; іон сірки значно легше утворює слабкі гомополярні з'єднання, чим кисень.
Серед сульфідів і окислів найбільш високою діелектричною проникністю володіють мінерали важких металів, зокрема Pb, Fe i Cu. Це пояснюється не стільки перевищенням їхнього іонного радіусу над радіусом інших катіонів, скільки підвищеними значеннями їх поляризуємості ( Pb=4,32; Cu=1.81). Дуже висока діелектрична проникність рутилу й інших мінералів, що мають структуру типу перовкситу, зв'язана з особливостями будови їхніх кристалічних решіток.
Таблиця 4.6
Діелектрична проникність деяких мінералів (Е.І.Пархоменко, 1965р., А.С.Поварених, 1979р.,.,
С. Кларк, 1969р.)
|
Мінерал |
в області |
2 |
|
|
радіочастот |
оптичних частот |
||
Алмаз |
5,7 |
— |
5,76 |
|
Сірка |
4,1 |
— |
4,2 |
|
Селен |
10,7 |
— |
11,2 |
|
Графіт |
>81,0 |
— |
4,0 |
|
Галеніт |
17,0—81,0 |
— |
— |
|
Сфалерит |
6,9—12,1 |
5,6—6,1 |
5,7 |
|
Пірит |
33,7—81,0 |
— |
— |
|
Піротин |
>81,0 |
— |
— |
|
Молібденіт |
33,7—81,0 |
— |
4,0—18,5 |
|
Арсенопірит |
>81,0 |
— |
— |
|
Халькозин |
>81,0 |
— |
— |
|
Цинкіт |
11,0 |
— |
4,0 |
|
Куприт |
5,65—6,35 |
— |
8,3 |
|
Гематит |
25,0—170,0 |
8,65 (II) |
9,0 |
|
10,33 (I) |
|||
|
Рутил |
80,0—173,0 |
6,82 (II) |
8,4 |
|
8,42 I) |
|||
|
Каситерит |
23,4—24,3 |
3,98 (II) |
— |
|
4,36 (I) |
|||
|
Галіт |
5,7—6,2 |
2,39 |
2,4 |
|
Сильвін |
4,39—6,2 |
2,2 |
2,2 |
Продовження таблиці 4.6
|
Мінерал |
в області |
2 |
|
|
радіочастот |
оптичних частот |
||
|
Сидерит |
5,2—7,4 |
— |
2,6—3,5 |
|
Флюорит |
6,26—6,79 |
2,06 |
2,05 |
|
Кальцит |
7,5—8,7 |
2,21 (I) |
2,2—2,8 |
|
Магнезит |
10,6 |
2,75 (II) |
2,2—2,9 |
|
Церусит |
22,7 |
— |
4,27 |
|
Ангідрит |
6,5 |
2,48 (а) |
2,46 |
|
2,49 (b) |
3,5 |
||
|
2,61 (с) |
— |
||
|
Лимоніт |
3,2 |
— |
4,0 |
|
Олівин |
6,8 |
— |
2,56 |
|
Діопсид |
0,0 |
2,9 |
2,9 |
|
Рогова обманка |
4,9—5,8 |
— |
— |
|
Тремоліт |
7,6 |
— |
2,56 |
|
Альбіт |
5,39—5,63 |
2,33—2,36 |
— |
|
Олігоклаз |
6,03—6,06 |
2,39 |
— |
|
Андезiт |
6,2 |
2,41 |
— |
|
6,47 |
2,41 |
2,5 |
|
|
Лабрадор |
6,61 |
2,45 |
— |
|
6,51 |
2,45 |
||
|
Анортит |
7,05—7,16 |
2,49—2,51 |
2,5 |
|
Примітка . В дужках вказані оптичні осі. |
Діелектрична проникність більшості силікатів знаходиться в межах 6-7. У силікатів, у складі яких переважають катіони Са2+- і Fe2+, 3+ - вона вище і коливається близько 10, підвищений вплив катіона Са2+- на величину особливо добре простежується в ряді альбіт-анорит.
Карбонати, сульфати, фосфати, за винятком мінералів, утворених катіонами Pb (церусит, англезит, піроморфіт), мають діелектричну проникність 5-7,5.
Діелектрична проникність гірських порід. Гірські породи, позбавлені вологи, є двохфазними системами, діелектричні властивості яких, крім впливу частотного електричного поля, визначаються мінералогічним складом, кількісним співвідношенням мінералів з різною діелектричною проникністю, текстурними і структурними особливостями породи, а також коефіцієнтом пористості. Діелектрична проникність гірських порід, що представляє гетерогенну систему, може бути розрахована за формулою Максвелла, коли порода містить включення у вигляді куль, які за розміром значно менші відстані між ними. Для ізотропних порід найкращу збіжність розрахункових даних з експериментальними дають формула Ліхтенекера
, (4.15)
і формула Лорентц-Лоренца
, (4.16)
де: , 1, 2 - діелектрична проникність суміші і окремих компонентів; 1 і 2 – об'ємні концентрації компонент, що задовольняють співвідношенню 1+2=1.
При значній розбіжності діелектричних проникностей компонент суміші краще застосовувати формулу Одолевського
, (4.17)
де:
.
Таблиця 4.7
Діелектрична проникність гірських порід
Порода |
f, Гц |
|
|
Пісковик: |
||
|
сухий |
103-105 |
4,6-5,9 |
|
аркозовий сухий |
102-107 |
5,9-5,3 |
|
водонасичений |
— |
7,4-12,1 |
|
Аргіліт |
— |
5,53 |
|
Доломіт сухий |
102-107 |
11,9—7,7 |
|
Вапняк сухий |
102-107 |
15,4—9,2 |
|
Сланець роговообманковий сухий |
102- 107 |
10,3—8,9 |
|
Кварцит |
5105 |
4,4—4,9 |
|
Амфіболіт |
105-107 |
7,9—8,9 |
|
Гнейс сухий |
102 |
9,7 |
|
Силіманіт |
104 |
8,8 |
|
Гнейс гранатовий |
107 |
8,1 |
|
Серпентиніт |
102-107 |
10,1—6,2 |
|
Граніт роговообманковий |
102-107 |
11,1—8,5 |
|
Діорит сухий |
104-107 |
10,8—8,6 |
|
Дацит |
3106 |
6,8—8,16 |
|
Габро сухе |
102 |
15,0 |
|
Діабаз |
5105 |
11,6 |
|
Діабаз сухий |
102-107 |
23,5-8,5 |
|
Базальт |
105 |
18,8 |
|
Перидотит |
105-107 |
12,4-15,7 |
|
Піроксеніт |
105-107 |
6,2-9,5 |
|
Дуніт |
105-107 |
8,5-6 |
|
Ювіт |
105-107 |
11,1-8,6 |
|
Уртит |
105-107 |
8,5-7,3 |
|
Рисчорит |
105-107 |
5,8-4,9 |
|
Луяврит |
105-107 |
11,4-9,7 |
|
Граніт |
5105 |
4,5—5,4 |
Згідно з експериментальними даними діелектрична проникність полікристалічних мономінеральних порід завжди більше складових її компонент.
Основними породоутворюючими мінералами осадових порід є кварц, кальцит, доломіт і різні глинисті мінерали. Діелектрична проникність кальциту і доломіту в 1,5-2 рази більше проникності кварцу, тому карбонатні породи характеризуються більшими значеннями , чим пісковики та інші кварцовміщуючі породи (таблиця 4.7).
Високе значення діелектричної проникності (=2040 при f=102 Гц) серед вивержених гірських порід спостерігаються в габро, діабазів, базальтів, перидотитів у тому випадку, коли вони містять у значній кількості рудний компонент, особливо у вигляді дрібнодисперсної фракції, розподіленої по всьому об'єму породи.
Підвищеною діелектричною проникністю в порівнянні з гранітами володіють також деякі лужні породи за рахунок вмісту егірину, нефеліну й інших мінералів.
Діелектрична проникність сухих гірських порід зі збільшенням пористості зменшується , тому що порід дорівнює одиниці. Якщо в породі переважають тріщиноподібні пори, то вони впливають при вимірі у напрямку, перпендикулярному напряму тріщин.
У природному заляганні пори порід заповнені мінералізованим розчином, у якому, як правило, переважає NaCl. Поровий розчин у породах знаходиться у вигляді міцно зв'язаної, рихло зв'язаної і вільної води. Крім того, у деяких мінералах, а отже й у гірських породах може міститися кристалізаційна і конституційна вода, яка є хімічно зв'язаною. Наявність у порах порід мінералізованого розчину викликає збільшення діелектричної проникності гірських порід, оскільки порового розчину значно більше ( 80), чим твердої фази. Вплив вологи на величину діелектричної проникності тим більший, чим нижча частота електричного поля. Високі значення діелектричної проникності водонасичених порід зумовлені не тільки більшою величиною розчину, але і процесами в подвійному електричному шарі на контакті з твердою фазою. Зі збільшенням концентрації порового розчину діелектрична проникність порід зменшується. Особливо чуттєва до зміни концентрації порового розчину при низькій частоті струму, причому найбільше інтенсивно вона зменшується в області малих концентрацій розчину.
Діелектричні втрати. Діелектричні втрати в мінералах і гірських породах зумовлені видами релаксації, що повільно встановлюються. Останні виявляються внаслідок наявності в речовині полярних молекул, складних комплексних аніонних радикалів, хімічно зв'язаної води, а також процесів на границі твердої і рідкої фаз, на контактах діелектрика і напівпровідника і т.д. Кількісною характеристикою діелектричних втрат у мінералах і гірських породах служить тангенс кута діелектричних втрат.
4.5 П'єзоелектричний ефект мінералів
і гірських порід
П'єзоелектричний ефект – властивість визначених кристалічних речовин проявляти електричну поляризацію під дією механічних напруг або деформацій. П'єзоелектрична поляризація спостерігається як в монокристалах певного типу симетрії, так і в полікристалічних агрегатах, що вміщують орієнтовні п'єзоелектричні кристали.
П'єзоелектричний ефект характеризується пропорційною залежністю між густиною зарядів , що утворюється під впливом механічних напруг на поверхні кристалічної речовини і механічною напругою або деформацією; постійністю знаку заряду, що виникає на визначеній поверхні при дії деформації; наявності зворотного ефекту. Останній заключається у виникненні механічних напруг і деформації під дією прикладеного електричного поля.
Кількісною характеристикою п'єзоелектричного ефекту є п'єзоелектричний модуль d рівний відношенню вектора інтенсивності поляризації до механічної напруги t або заряду Q до зусилля F
, (4.18)
а також п'єзоелектрична константа l (див. таблицю 4.1)
П'єзоелектричний ефект мінералів. Найбільшим п'єзоелектричним ефектом володіють мінерали, що характеризуються напівпровідниковими властивостями (телур, селен, гринокіт, цинкіт, кадмосолит). П'єзомодулі інших мінералів відрізняються не більше ніж на порядок від п'єзомодулей кварцу.
П'єзоелектричний ефект гірських порід. П'єзоелектричним ефектом можуть володіти не тільки монокристали, але і полікристалічні агрегати за умови їхньої приналежності до однієї з просторових груп (текстур).
Гірські породи, у складі яких знаходяться п'єзоелектричні активні мінерали, утворюють велику і розповсюджену групу п'єзелектричних текстур. Тип симетрії п'єзелектричних текстур гірських порід і величина їх п'єзоефекту знаходяться в залежності від наступних властивостей п'єзоактивного мінералу: типу кристалографічної симетрії, величини п'єзомодулей, характеру просторового орієнтування полярних (електричних) і інших осей, процентного вмісту мінералу і його просторового положення щодо нейтрального компонента в природі.
До найбільш розповсюджених у природі мінералів-п'єзоелектриків відносяться кварц, турмалін, сфалерит, нефелин. Особливе місце серед них займає кварц, що є основним мінералом у кварцових жилах і пегматитових тілах, з якими, як правило, зв'язані різноманітні типи родовищ корисних копалин – золота, олова, гірського кришталю, слюди, кольорових і рідких металів.
На підставі властивостей ряду гірських порід виявляти п'єзоелектричний ефект розроблений п'єзоелектричний метод розвідки, що впроваджується у виробництво у виді наземного, шахтного і свердловинного варіантів. Метод застосований при розвідці родовищ кварцу. олова, золота, флюориту, слюди й інших корисних копалин.
4.6 Природна і викликана поляризація
гірських порід
Природна поляризація. Природні електричні поля (ПП), що спостерігаються на поверхні Землі над рудними покладами, над товщами різного складу і у свердловинах, породжуються електрохімічними процесами, що протікають у гірських породах. Розрізняють дві групи процесів: які відбуваються на контакті електронних провідників з іонним середовищем, і, такі, що утворюються в іонному середовищі внаслідок дифузійних, фільтраційних і інших явищ. Перші одержали умовну назву "рудних ПП", другі – "без рудних ПП".
Електронно-іонні електричні поля утворюються в присутності електронних провідників (сульфідних, магнетитових і інших руд; графітистих, піритизованих і піритизованих товщ; шарів антрацитів і шунгітів) при зміні хімічного складу чи концентрації солей у пластових і порових водяних розчинах. Безпосередньою причиною утворення електронно-іонних ПП є розходження в стрибку потенціалу на різних ділянках границі електронного провідника з іонним середовищем. Величина UеП залежить від властивостей дотичних середовищ і від зовнішніх фізичних умов. Величина потенціалу природного електричного поля значною мірою залежить від електронної провідності рудних тіл (товщ із вкрапленим електронними мінералами). Величина і діапазон зміни потенціалу (у В) деяких сульфідних мінералів у нейтральному середовищі (нормальний розчин (КCl) наведені нижче
|
Марказит |
0,56 |
|
Пірит |
0,46; 0,48; 0,42; 0,48; 0,41; 0,46; 0,48 |
|
Халькопірит |
0,42; 0,38; 0,33 |
|
Арсенопірит |
0,35 |
|
Борніт |
0,29; 0,35; |
|
Піротин |
0,30; 0,34; 0,255 |
|
Пенталандит |
0,22 |
|
Галеніт |
0,25; 0,14; 0,25; 0,15; 0,14 |
|
Сфалерит (марматит) |
0,12 |
|
Молібден |
0,14 |
Розрізняють дифузійні і дифузійно-абсорбційні потенціали. Дифузійний потенціал утворюються на контакті двох електролітів неоднакової чи концентрації складу в результаті різної рухливості іонів. Його величина розраховується за формулою Нернста. Дифузійно-адсорбційний потенціал виникає в ланцюзі електроліт-порода-електроліт іншої концентрації. Потенціал у першому наближенні описується виразом, аналогічним рівнянню Нернста
, (4.19)
де: 1 і 2 – питомі опори контактних електролітів; kд – коефіцієнт дифузійної ЕРС, що залежить від рухливості катіонів і аніонів, їхньої валентності, іонно-сорбційної здатності порід і зв'язаної води, а також від абсолютної температури.
Дифузійно-адсорбційні потенціали визначаються через дифузійно-адсорбційну активність
. (4.20)
Величини дифузійно-адсорбційних потенціалів, а також дифузійно-адсорбційної активності залежать від мінерального складу, об'ємної вологості, ефективного діаметру частинок ємності поглинання, типу катіону, що насичує породу, і від ряду інших факторів, що справляють на них менш істотний вплив. Зі збільшенням об'ємної вологості Ада зменшується, але неоднаково для порід з різним типом цементу (рисунок 4.10). Найбільшими значеннями Ада при одній і тій же вологості характеризується піщано-глинисті породи з залізистим, піритовим і сидеритовим цементом, а також із глинистим, глинисто-серицитовим і контактово-глинистим цементом. Відзначається пряма лінія залежність між Ада і вмістом у породі окислів Fe2O3+Al2O3. Найбільші значення дифузійно-адсорбційна активність здобуває при сорбції іонів калію. Істотний вплив на Ада вносить ефективний діаметр частинок піщано-глинистих порід, з його збільшенням Ада зменшується. Зростає Ада при збільшенні електрохімічної адсорбційної поверхні частинок, а також при збільшенні ємності поглинання порід. Спостерігається кореляційний зв'язок дифузійно-адсорбційної активності з проникністю, параметрами пористості і поверхневої провідності. Дифузійно-адсорбційна активність порід змінюється від 25 до 70 мВ.
Породи з цементом: 1 – залізистим, піритовим і седеритовим, 2 – глинистим, глинисто-серицитовим контактово-глинистим, 3 – опалово-халцедоновим , 4 – доломітовим .
Рисунок 4.10 Залежність дифузійно-адсорбційної активності Ада від об'ємної вологості для поліміктових піщано-глинистих порід (по В.Н. Кобрановой)
Викликана поляризація. Електрохімічні процеси, що протікають у гірських породах у природному заляганні, значно підсилюються під дією електричного струму. Після подачі імпульсу і зняття електричної напруги спостерігаються вторинні електричні поля – викликана поляризація (ВП). Під дією електричного струму найбільш інтенсивні процеси виникають на електронних провідниках, що знаходяться в іонному середовищі.
Сульфідні руди: 1- суцільні; 2 – вкраплені гірські породи; 3 – Із вкрапленістю графіту; 4 – із вкрапленістю сульфідів; 5 – без помітної вкрапленості електронних мінералів. Трапеції - гістограми поляризуємості різних порід і руд.
Рисунок 4.11 Зведена діаграма поляризуємості гірських порід і руд за результатами вивчення зразків і параметричних вимірів (по В.А. Комарову).
Викликані потенціали утворюються також у результаті адсорбційних і дифузійних процесів. У загальному випадку величина потенціалів ВП залежить від технічних умов їхнього порушення і реєстрації – сили і частоти електричного струму, часу порушення, реєстрації спаду кривих і ін., і від природи об'єктів.
Для кількісної оцінки викликаної поляризації використовується коефіцієнт поляризуємості , який дорівнює відношенню різниці потенціалів вторинного поля UВП до різниці потенціалів зовнішнього поля UП , вираженому у відсотках
. (4.21)
За природою викликаної поляризації і величині поляризуємості виділяються чотири групи порід та корисних копалин:
1) корисні копалини з високою поляризуємістю, що утворюється за рахунок високої електронної провідності;
2) корисні копалини і гірські породи з непостійною поляризуємістю, що змінюється в залежності від вмісту і складу вкраплених електронно-провідних мінералів;
3) магматичні і метаморфічні породи зі слабкою поляризуємістю, що виникає за рахунок напівпровідниково-іонної провідності;
4) осадові породи із середньою і слабкою поляризуємістю, що утворюється в середовищах з іонною провідністю.
Суцільні сульфідні руди характеризуються високою поляризуємістю, що досягає 50-90 % (рисунок 4.11). Така ж поляризуємість типова для покладів графіту, шарів антрациту і шунгіту, що залежить, головним чином, від вмісту електронно-провідних мінералів.
Залежність поляризує мості, зумовленої електронно-провідними включеннями, від їх концентрації апроксимується формулою
, (4.22)
де: Ve – об'ємна концентрація включень; - коефіцієнт, що залежить від складу і структури включень, а також від часу виміру ВП після вимикання струму. За експериментальними даними змінюється від 0,5 до 4,5. На рисунку 4.12, що ілюструє залежність поляризуємості від вмісту в руді сульфідів, теоретична крива розрахована для середнього значення коефіцієнта =2,6.
Руда: 1 – брекчієвидна, 2 – вкраплена, 3 – зразки зі штучною вкрапленністю; 4 – розрахункові значення
Рисунок 4.12 Залежність поляризуємості мідноколчеданних руд від вмісту в них сульфідів.
Поляризуємість гірських порід, що містять вкраплені мінерали з електронною провідністю, значно менше поляризуємості вкраплених руд, але також характеризується широким діапазоном значень. Мінерали, що сприяють збільшенню поляризуємості порід, є пірит, піротин, галеніт, графіт, марказит, халькозин. халькопірит і ін. Найбільш широко поширені пірит, що визначає, зокрема, підвищену поляризуємість шарів кам'яного вугілля і графіту, характерний для вміщуючих осадових товщ рудних родовищ, і часто присутній у метаморфічних товщах докембрію. Зв'язок поляризуємості порід із вкрапленністю магнетиту залежить від його електропровідності.
Між поляризуємістю порід і вмістом акцесорної рудної вкрапленості існує лінійна залежність, при цьому велике значення має розмір провідних зерен. При однаковому їхньому об'ємному вмісті поляризуємість порід тим більша, чим менше розмір зерен. Слід зазначити дуже важливий факт відсутності залежності поляризуємості порід від структури електронно-провідної вкрапленості, що робить першорядне значення на електронний опір порід і руд. Тому, хоча в загальному випадку гірські породи і вкраплені руди з низьким опором мають підвищену поляризацію, спостерігаються розрізи, у яких відсутня диференціація порід через опір, але встановлюється за ВП.
Поляризуємість порід, що містять вкрапленості провідних мінералів, змінюється також від вологості – зі збільшенням вологості поляризуємість помітно зростає.
Магматичні, метаморфічні та осадові "чисті" породи (без вкрапленості рудних мінералів чи графіту) мають відносно не високу поляризуємість. що визначається напівпровідниково-іонною і іонною провідністю.
Рисунок 4.13 Залежність поляризуємості порошку кварцу від діаметру зерен.
На поляризуємість осадових порід істотний вплив робить глинистість і гранулометричний склад, вміст і склад порового розчину. При певній величині зерен мінералів досягає максимальної величини (рисунок 4.13). У пісках з ростом вологості спостерігається закономірне збільшення поляризує мості, а потім зменшення, коли вологість породи стає значною. Екстремальні умови – вологість 2-5 %, розмір пор 8-10 мкм, слабка концентрація солей у розчині.
При концентрації 10 г/л і більше поляризуємість менше 0,1 %. Величина викликаної поляризації піщано-глинистих відкладів в основному визначається кількістю в них глини і її іонно-сорбційною здатністю. Найбільше значення викликаної поляризації спостерігається при вмісті глини від 3 до 10 %, більш низький або більш високий вміст глини зумовлює спад викликаної поляризації. Положення максимуму потенціалу викликаної поляризації на криві UВП=f() ( - вміст глини) залежить від типу глини. Калієві та натрієві глини, що набухають, зменшують , а кальцієві – збільшують. Для піщано-глинистих порід залежність викликаної поляризації від вологи також має максимум, як і для пісковиків, але він виражений слабкіше і спостерігається при більш високому вмісті вологи.
Незважаючи на невеликий діапазон зміни поляризуємості осадових порід, їхня диференціація виявляється достатньою для реєстрації ВП при каротажі свердловин, зокрема на вугільних і нафтових родовищах. Диференціація магматичних і метаморфічних порід, окремі комплекси і товщі яких містять або підвищену глинястість, або рудну і графітисту вкрапленість, дозволяє використовувати ВП для картування, кореляції утворень, виділення ділянок перспективних на перебування родовищ рудних і нерудних корисних копалин.
Питання для самоконтролю
1. Вкажіть на електричні параметри та їх одиниці виміру.
2. Які Ви знаєте типи провідності?
3. На які класи поділяються гірські породи за провідністю?
4. На які види поділяється поляризація?
5. Яка залежність провідності елементів від заповненості зовнішньої електронної орбіти?
6. Охарактеризуйте залежність питомого електричного опору гірських порід від їх фазового, мінерального складу і структурно-текстурних особливостей.
7. З якою метою застосовуються параметри пористості Рп , і які чинники його визначають?
8. Охарактеризуйте залежність питомого електричного опору гірських порід від опору рідкої фази.
9. Як впливає на питомий електричний опір гірських порід включення мінералів з електронною провідністю.
10. Проаналізуйте фактори, які впливають на питомий електричний опір магматичних і метаморфічних порід.
11. Яка провідність характерна для осадових порід?
12. Які фактори впливають на питомий електричний опір осадових порід?
13. Дайте визначення анізотропії електричного опору гірських порід.
14. На які класи поділяються гірські породи за природою провідності і межами зміни питомого електричного опору?
15. Охарактеризуйте діелектричну проникність мінералів.
16. Які фактори впливають на діелектричну проникність гірських порід?
17. Дайте визначення п'єзоелектричного ефекту і вкажіть на його кількісні характеристики.
18. Які Ви знаєте види природної поляризації? Розкрийте механізм утворення природних потенціалів.
19. Який використовується параметр для кількісної оцінки викликаної поляризації?
20. На які групи за електричними властивостями поділяються гірські породи та корисні копалини?
ТЕМА 5 ПРУЖНІ ВЛАСТИВОСТІ МІНЕРАЛІВ І
Пружність тіл - одна з основних фізичних констант, пов'язана з внутрішньою будовою речовини. Вона характеризується низкою параметрів, із яких для геофізики найбільше значення має швидкість пружних хвиль.
Пружність характеризує властивість речовин чинити опір зміні їхнього об’єму і форми (тверді тіла) або тільки об’єму (рідини, гази) під впливом механічних напруг, що зумовлюється зростанням внутрішньої енергії речовин. При пружних деформаціях речовина відновлює свої початкові об’єм і форму (або тільки об’єм) після припинення дії сил, що викликають їхню деформацію.
Для більшості гірських порід, мінералів і елементів у загальному випадку справедливий закон Гука, на якому заснована теорія пружності. Відповідно до цієї теорії малі деформації пропорційні прикладеному навантаженню. Такі тіла одержали назву ідеально пружних. Для характеристики властивостей ідеально пружних тіл використовується одна з пар констант: модуль Юнга Е (модуль повздовжньої пружності) і коефіцієнт Пуасона п (коефіцієнт поперечного стиску); константи Ламе і G (G - модуль зсуву); швидкість повздовжніх Vp і поперечних Vs хвиль (таблиця 5.1).
Модуль Юнга характеризує здатність тіл чинити опір деформації розтягу або стиску
, (5.1)
де: р – нормальний розтяг; - відносне подовження.
Коефіцієнт Пуассона дорівнює абсолютному значенню відношення відносної поперечної деформації тіла до відносної повздовжньої деформації
; (5.2)
;
де: , , - деформації по відповідних осях.
Параметри пружності
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниця виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Швидкість повздовжніх хвиль Vp |
Швидкість пружних хвиль, виникаючих внаслідок деформацій розтягу – стиску в твердих тілах, рідинах і газах |
м/с (км/с) |
см/с |
|
Швидкість поперечних хвиль Vs |
Швидкість пружних хвиль, виникаючих внаслідок деформацій зсуву в твердих тілах |
м/с (км/с) |
см/с |
|
Модуль Юнга (модуль повздовжньої пружності) Е |
Відношення нор-мального напруження до відносного подовження, вик-ликаного цим напруженням в напряму його дії |
Па |
дін/см2 |
|
Коефіцієнт Пуасона (коефіцієнт поперечного стиску) п |
Відношення поперечного стиску при одноосному розтязі до повздовжнього подовження |
- |
- |
|
Модуль зсуву G |
Відношення дотичного нап-руження до величини кута зсуву, що характеризує здатність тіл чинити опір зміні форми |
Па |
дін/см2 |
Модуль зсуву визначає здатність тіл чинити опір зміні форми при зберіганні їхнього об’єму
G =r/, (5.3)
де: r - дотична напруга; - кут зсуву.
Виникаючі в тілах під дією механічної напруги деформації мають різноманітний характер і викликають різні за природою хвилі - повздовжні Р и поперечні S. Повздовжні хвилі є наслідком деформацій розтягу-стиску, поперечні деформацій зсуву. У вільних газах і рідинах виникають повздовжні хвилі і відсутні поперечні. Швидкість пружних хвиль дорівнює відношенню довжини шляху відповідної хвилі до часу пробігу цього шляху
; (5.4)
.
Співвідношення швидкості пружних повздовжніх і поперечних хвиль з іншими константами пружності та з густиною описуються такими формулами:
для швидкості повздовжніх хвиль
; (5.5)
для швидкості поперечних хвиль
; (5.6)
для відношення швидкостей повздовжніх і поперечних хвиль
; (5.7)
для модуля Юнга
; (5.8)
для коефіцієнта Пуасона
; (5.9)
для модуля зсуву
; (5.10)
для модуля об'ємного розширення
(5.11)
При сейсморозвідувальних роботах обчислюють ряд швидкісних параметрів розрізу: граничну, шарову, середню, ефективну і променеву швидкості, пов'язані зі швидкостями Vp і Vs певними співвідношеннями.
Методи виміру пружних параметрів
Пружні модулі гірських порід вимірюються двома методами: статичним (ізотермічні модулі) і динамічним (адіабатичні модулі).
Статичний метод застосовується для визначення: модуля Юнга при одноосьовому стиску, розтягу і вигині стрижня з породи; модуля зсуву при крутінні взірця; коефіцієнта Пуассона при вимірі повздовжніх і поперечних деформацій при одноосьовому стиску; модуль об'ємного стиску при стиску взірця всебічним тиском. В усіх випадках вимір пружних параметрів зводиться до безпосереднього виміру деформації стисливих зразків тензометрами різноманітної конструкції.
При геофізичних дослідженнях найчастіше застосовують динамічний метод. За допомогою динамічного методу вимірюють різноманітні види пружних хвиль у речовині і їхнє загасання. Розрізняють: динамічний резонансний спосіб, де використовуються стоячі хвилі, збуджувані зовнішнім джерелом на основній частоті або наступних гармоніках; спосіб обертової пластини на шляху безперервної пружної хвилі; спосіб послідовних ультразвукових імпульсів.
Швидкість пружних повздовжніх хвиль визначають за першими вступами імпульсної ультразвукової хвилі при прозвучуванні взірця з торців за допомогою аксіально-поляризованих датчиків; по першому вступі і наступних фазах цієї ж хвилі при профілюванні на різних поверхнях взірця; за резонансною частотою коливань взірця.
При профілюванні випромінювач притискається до одного з торців взірця, а приймач переміщається по його грані. За часом першого вступу на різноманітних відстанях від випромінювача будують годограф, тангенс кута нахилу якого характеризує швидкість поширення пружної хвилі у взірці. Оскільки при профілюванні швидкість оцінюється через годограф, точність оцінки тут вище, чим при способі прозвучування.
Швидкість пружних поперечних хвиль визначають по першому вступі імпульсної ультразвукової хвилі при прозвучуванні взірця з торців п’єзоелементами зсувного типу; по вступах поперечних хвиль при профілюванні п’єзоелементами поршневого типу; по резонансній частоті коливань взірця при обміні хвиль під критичним кутом (за допомогою акустичних призм); за результатами вимірів швидкості повздовжніх хвиль при зміні розмірів зразка або частот повздовжніх хвиль; динамічним імпульсним способом із використанням обмінних хвиль у циліндричних взірцях.
Всі перераховані засоби динамічного методу вивчення поширення пружних хвиль застосовуються і для виміру коефіцієнта поглинання.
У практиці сейсморозвідки швидкість пружних хвиль визначають за даними виміру у свердловинах (акустичний метод, вертикальне сейсмічне профілювання).
5.2 Швидкість пружних хвиль і пружні модулі хімічних елементів і мінералів
Залежність швидкості пружних хвиль у хімічних елементах від їхньої атомної будови. Пружна характеристика атомів як єдиного цілого визначається їхньою електронною оболонкою, що є пружним середовищем, і ядрами, які володіють різноманітною масою. Швидкість повздовжніх хвиль збільшується в першій половині і зменшується в другій половині кожного періоду періодичної таблиці елементів. Зміна Vp обернено пропорційна зміні атомного радіуса. Максимальні значення швидкості в кожному періоді зменшуються від 2 до 6 періоду, тоді як в цьому напрямі густина елементів і їхня атомна маса зростають. Найбільша залежність швидкості повздовжніх хвиль від атомного радіуса встановлюється в елементах із sp-будовою електронної оболонки з великим розміром атомів; залежність параметра від атомної маси - незначна. Для елементів із d-будовою електронної оболонки з малим розміром атома швидкість повздовжніх хвиль, в основному, визначається атомною масою речовини, зменшуючись зі збільшенням останньої.
Оскільки швидкості повздовжніх і поперечних хвиль пов'язані співвідношенням Vp/Vs1,62,2, а значення Vp в елементах змінюються в декілька разів, то отримані залежності справедливі і для швидкості поперечних хвиль.
Для характеристики міжатомних відстаней в елементах і особливо в мінералах і гірських породах замість атомного радіуса зручніше користуватися параметром щільності упаковування атомів, що характеризує кількість атомів в одиниці об'єму речовини. Зміна пружних параметрів прямо пропорційно зміні щільності упаковування речовини.
Залежність швидкості пружних хвиль у мінералах від кристалохімічних особливостей і атомної будови елементів. Швидкість повздовжніх хвиль у мінералах змінюється від 2000 до 18000 м/с, поперечних - від 1100 до 10000 м/с. Низькі швидкості характерні для самородних металів (золото, платина), високі - для алюмосилікатних і окисних беззалізистих мінералів. Найбільша швидкість Vp встановлена в алмазі (18000 м/с).
У гомогенних мінералах, що мають переважно металеву форму кристалічного зв'язку, рідше ковалентну і ковалентно-іонну, швидкість пружних хвиль дорівнює швидкості в елементах, дещо відрізняючись через хімічні і механічні домішки, дефекти у структурі й ін. При утворенні мінералів із декількох елементів швидкість пружних хвиль змінюється істотно, але якісний зв'язок параметра зі структурним чинником або масою атомів, установлена для елементів, залишається в силі.
Назагал, пружні властивості елементів і мінералів визначаються характеристиками їхньої внутрішньої будови. Найбільше інформативними характеристиками є щільність упаковування атомів і атомної маси. Швидкість пружних хвиль збільшується з ростом щільності упаковування і зменшується з ростом середньої атомної маси, що є мірою інерційності речовини.
Таблиця 5.2
Швидкість пружних хвиль в породоутворюючих і акцесорних мінералах
|
Мінерал |
VP, км/с |
VS, км/с |
103, кг/м3 |
|
Вода |
1,45 |
- |
1,00 |
|
Нафта |
1,30 |
- |
0,90 |
|
Газ |
0,26-1,28 |
- |
0,0001-0,002 |
|
Лід |
3,70 |
1,7 |
0,90 |
|
Сильвін |
4,07 |
- |
1,99 |
|
Галіт |
4,50 |
2,80 |
2,17 |
|
Кальцит |
6,70 |
3,40 |
2,73 |
|
Арагоніт |
5,67 |
3,54 |
2,94 |
|
Доломіт |
6,70 |
- |
2,85 |
|
Ангідрит |
4,98 |
- |
2,98 |
|
Барит |
4,36 |
2,26 |
4,50 |
|
Гіпс |
5,20 |
2,58 |
2,32 |
Продовження таблиці 5.2
|
Мінерал |
VP, км/с |
VS, км/с |
103, кг/м3 |
|
Каолініт |
- |
- |
2,60 |
|
Нефелін |
5,90 |
3,40 |
2,60 |
|
Скаполіт |
6,40 |
3,34 |
2,66 |
|
Калієвий польовий шпат: мікроклін ортоклаз |
5,70 5,90 |
3,15 3,20 |
2.56 2.56 |
|
Польовий шпат: альбіт (5%) олікоклаз (20%) лабрадор (60% Ап) бітовніт (80% Ап) |
6,10 6,24 6,45 6,55 |
3,35 3,40 3,50 3,54 |
2.61 2.64 2.70 2.73 |
|
Кварц |
6,50 |
4,11 |
2,62 |
|
Халцедон |
6,25 |
4,15 |
2,63 |
|
Коесіт |
7,70 |
- |
3,01 |
|
Стишовіт |
12,00 |
- |
4,29 |
|
Флюоріт |
6,80 |
3,76 |
3,18 |
|
Апатіт |
6,46 |
3,80 |
3,18 |
|
Серпентин |
5,05 |
2,70 |
2,51 |
|
Тальк |
5,00 |
- |
2,82 |
|
Слюда: флогопіт мусковіт біотит волластоніт |
5,39 5,80 6,05 7,25 |
3,10 3,36 3,10 - |
2,78 2,88 3,07 2,92 |
|
Рогова обманка |
7,21 |
3,99 |
3,26 |
|
Епідот |
7,42 |
4,25 |
3,40 |
|
Ставроліт |
7,40 |
3,90 |
3,74 |
|
Піроксен: бронзит гіперстен діопсид геденбергіт |
7,25 - 7,80 7,14 |
4,22 - 4,39 - |
3,38 3,40 3,33 3,55 |
Продовження таблиці 5.2
|
Мінерал |
VP, км/с |
VS, км/с |
103, кг/м3 |
|
авгуїт діаллаг егірин жадеїт |
7,20 7,01 7,25 8,83 |
4,17 4,25 4,06 - |
3,40 3,30 3,55 3,33 |
|
Сподумен |
9,47 |
- |
3,16 |
|
Олівін: форстеріт фаяліт |
8,45 6,90 |
5,70 - |
3,32 - |
|
Силіманіт |
9,30 |
- |
3,2 |
|
Кіаніт |
9,43 |
5,18 |
3,6 |
|
Топаз |
8,90 |
- |
3,5 |
|
Гранат: піроп альмандин спесартин гросуляр |
8,43 8,50 8,64 8,75 |
4,85 5,20 4,77 5,00 |
3,71 4,32 4,18 3,53 |
|
Периклаз |
9,70 |
- |
3,56 |
|
Шпінель |
9,95 |
5,68 |
3,55 |
|
Корунд |
11,00 |
7,10 |
4,05 |
|
Вуглець: графіт алмаз |
4,30 4,30 16,0-18,0 |
- - |
2,20 2,27 3,52 |
|
Рутил |
9,26 |
5,20 |
4,32 |
|
Циркон |
8,00 |
4,00 |
4,69 |
|
Пірит |
8,00 |
5,20 |
5,05 |
|
Хроміт |
7,70 |
- |
4,65 |
|
Магнетіт |
7,45 |
4,30 |
5,18 |
|
Гематіт |
6,95 |
4,50 |
5,26 |
|
Каситеріт |
6,95 |
3,40 |
7,02 |
|
Сфалерит |
5,20 |
3,03 |
4,00 |
|
Халькопіріт |
4,60 |
2,50 |
4,20 |
|
Піротин |
4,50 |
2,70 |
4,64 |
Продовження таблиці 5.2
|
Мінерал |
VP, км/с |
VS, км/с |
103, кг/м3 |
|
Вольфраміт |
4,20 |
1,80 |
7,50 |
|
Молібденіт |
3,90 |
1,88 |
4,85 |
|
Борніт |
3,80 |
1,68 |
5,05 |
|
Галеніт |
3,40-3,77 |
2,08 |
7,30 |
|
Кіновар |
2,40 |
1,27 |
8,04 |
Рисунок 5.1 Діаграма зв’язку повздовжніх хвиль і густини елементів (1), мінералів (2), гірських порід (3)
5.3 Залежність пружної характеристики
магматичних і метаморфічних порід від їхнього складу і будови
Основні чинники, що визначають пружні властивості гірських порід, це хімічний і мінералогічний склад скелету, заповнювач пор, текстурно-структурні особливості, агрегатний стан речовини.
Головними хімічними компонентами гірських порід є окисли кремнію, калію, натрію, алюмінію, кальцію, магнію і заліза. Співвідношення вмісту цих окислів у значній мірі визначає пружну характеристику геологічних утворень. Найменшою швидкістю пружних хвиль характеризуються породи, збагачені такими легкими окислами, як окисли кремнію, калію, натрію. Зі зменшенням їхнього вмісту у породах зростає вміст окислів кальцію, магнію, заліза; породи стають більш основними і відповідно більш пружними.
Мінімальні швидкості пружних хвиль характерні для мінеральних асоціацій, складених малопружними мінералами кислого складу (кварц, калієвий польовий шпат, альбіт, олігоклаз і ін.). Максимальними швидкостями володіють мінеральні асоціації, представлені високопружними мінералами основного складу (лабрадор, амфібол, піроксен, олівін і ін.).
Залежність пружних властивостей від хімічного і мінералогічного складів чітко виявляється в інтрузивних і метаморфічних утвореннях. У метаморфічних породах близького хімічного складу швидкість пружних хвиль збільшується від нижчих стадій метаморфізму до вищих. Ріст швидкості пружних хвиль зумовлений утворенням більш щільних і пружних мінеральних асоціацій під дією високих термодинамічних параметрів.
При серпенізації гіпербазитів, що властиво до умов високої температури і низького тиску, відбувається розкладання високо-пружного олівину з утворенням структурно-рихлого. Це призводить до значного зменшення швидкості пружних хвиль від 8,2 до 5,0 км/с.
Таблиця 5.3
Узагальнена пружна і хіміко-мінералогічна
характеристика пород нормального ряду
|
Склад пород |
, км/с |
Склад породоутворюючих окислів, % |
Головні породо-утворюючі мінерали |
||||
|
SiO2 |
Al2O3 |
Оки-сли Fe, Mg,Mn |
CaO |
K2O, Na2O |
|||
|
Кислий (гранітоїди, біотитові гнейси) |
68 |
15 |
5 |
2-4 |
8 |
Кварц, калієвий польовий шпат, альбіт, олігоклаз, біотит |
|
|
Середній (діорити, біотит-амфіболові гнейси) |
60 |
16 |
10 |
6,5 |
5,5 |
Кварц, калієвий польовий шпат, андезит і лабрадор, біотит, амфібол, піроксен |
|
|
Основний (габроіди, амфіболіти, грануліти, еклогіти) |
50 |
18 |
15,5 |
10,5 |
4 |
Лабрадор, амфібол, піроксен |
|
|
Ультраос-новний |
41 |
1,3 |
56 |
1,3 |
0,4 |
Піроксен, олівін |
Експериментальні і теоретичні дослідження показали, що магматичні і метаморфічні породи, незважаючи на їхню малу пористість, варто розглядати як диференціально пружні середовища, швидкість пружних хвиль у яких залежить від пружних властивостей мінералогічного скелета і рідини або газу, що заповнює пустоти між мінералами.
Значення швидкості у максимально насичених нафтою і водою взірцях для однакових порід виявилися рівними (у межах точності виміру Vp).
У водонасичених магматичних і метаморфічних породах спостерігається більш високе значення швидкості повздовжніх хвиль у порівнянні з газонасиченими. Різниця значень швидкості в газонасичених і водонасичених породах знаходиться в залежності від їхньої пористості і структури порового простору; зі зменшенням пористості ця різниця зменшується. Найбільша різниця у швидкостях спостерігається в породах кислого (до 2 км/с), найменша-в породах основного й ультраосновного (0,1-1 км/с) складу.
Швидкість поперечних хвиль у кристалічних породах також залежить від зміни газоводонасичення. Зміна швидкості поперечних хвиль зазвичай в 1,2-1,5 разів менше зміни швидкості подовжніх хвиль.
Різноманітний характер зміни швидкості повздовжніх і поперечних хвиль при насиченні порід рідиною призводить до збільшення відношення Vp/Vs від 1,5-1,9 до 1,6-2,2. Відповідно зростають модуль Юнга, модуль зсуву і коефіцієнт Пуассона.
Вивчення розміру поглинання прямої повздовжньої хвилі в кристалічних породах показало, що заміна газового заповнювача порового простору рідиною призводить до зменшення поглинання.
У кристалічних породах, що характеризуються усіма видами пористості, основний вплив на пружну характеристику речовин робить пористість, зумовлена тріщинами.
Магматичні і метаморфічні породи в більшості випадків є анізотропними середовищами. Анізотропія пружних властивостей, що виявляється в залежності швидкості пружних хвиль від напрямку поширення хвилі, відзначається в більшості кристалічних порід. Вона зумовлена закономірним розташуванням порового простору, мінеральних зерен і будовою кристалічної решітки мінералів.
Середнє значення коефіцієнта анізотропії швидкості повздовжніх хвиль у водонасичених зразках незмінних порід варіює в порівняно вузьких межах - від 1 до 1,23. Найменшою анізотропією характеризуються вивержені породи з масивною текстурою (=1,01,06). Більш високі значення анізотропії в метаморфічних породах масивної текстури (граніто-гнейси, амфіболіти, грануліти і еклогіти) =1,01,11.
При наявності практично непружного повітря в порах і мікротріщинах порушується пружність порід, у той час як при заповненні їх рідиною збільшується пружність середовища і створюються сприятливі умови для поширення пружних хвиль. Це, у свою чергу, призводить до росту швидкості пружних хвиль і зменшенню втрат їхньої енергії, а отже і до зменшення амплітудного коефіцієнта поглинання.
5.4 Швидкість пружних хвиль у магматичних і метаморфічних породах
У магматичних і метаморфічних утвореннях спостерігається чітко виражений позитивний кореляційний зв'язок між швидкістю повздовжніх хвиль і густиною порід; коефіцієнт кореляції між Vp і для порід, не змінених повторними процесами, складає 0,9. При густині порід 2,5103кг/м3, характерної для більшості кристалічних утворень, залежність між Vp і близька до лінійної. При зміні густини порід на 0,1103кг/м3 відбувається зміна швидкості в середньому на 0,25 км/с, у більш щільних породах зміна швидкості збільшується.
Швидкість повздовжніх хвиль зростає зі збільшенням основності порід. У інтрузивних породах швидкість Vp складає: у гранітах 5,15-6,0 км/с, у діоритах 5,3-6,5 км/с, у габро 6,1-7,2 км/с, у гіпербазитах (незмінних) 7,5-8,5 км/с. У метаморфічних утвореннях Vp дорівнює: у різноманітних гнейсах 6,1-6,3 км/с, в амфіболітах 5,5-7,2 км/с, в основних гранулітах 6,3-7,2 км/с, у еклогітах 6,6-7,5 км/с. При близьких значеннях щільності в ряді випадків породи магматичного походження характеризуються більш високою швидкістю повздовжніх хвиль у порівнянні з породами метаморфічного походження. Це в значній мірі зумовлено більшою мікротріщиннністю метаморфічних порід і менш пружними їхніми складниками-мінералами.
Таблиця 5.4
Швидкість пружних хвиль в магматичних породах
|
Порода |
VP, км/с |
VS, км/с |
Р, см-1 |
ср103кг/м3 |
|
Граніт біотитовий і біотит-амфіболовий |
5,60 |
3,20 |
0,028 |
2,62 |
|
Граніт рапаківі |
5,55 |
- |
- |
2,62 |
|
Граніт лейкократовий |
5,35 |
2,85 |
- |
2,61 |
|
Граніто-гнейс |
5,65 |
2,80 |
0,037 |
2,65 |
|
Гранодіорит |
5,95 |
3,35 |
- |
2,67 |
|
Кварцовий діорит |
6,10 |
- |
- |
2,70 |
|
Діорит, гнейсо-діорит |
6,20 |
3,55 |
- |
2,80 |
|
Анортозит |
6,0 |
- |
- |
2,73 |
|
Габро |
6,40 |
3,65 |
0,023 |
2,94 |
|
Габро-норит, олівіновий норит |
7,25 |
4,10 |
0,014 |
3,07 |
|
Метагабро, метагабро-норит |
6,60 |
3,80 |
- |
2,96 |
|
Діабаз |
6,40 |
3,65 |
0,019 |
3,02 |
|
Гіпербазит(піроксеніт і перидотит) |
8,20 |
4,60 |
0,013 |
3,31 |
|
Гіпербазит амфіболізований |
7,45 |
4,15 |
- |
3,20 |
|
Серпентиніт |
5,30 |
- |
- |
2,60 |
|
Талькіт |
5,30 |
- |
- |
2,90 |
|
Сієніт-нефеліновий сієніт |
6,15 |
3,25 |
- |
2,66 |
|
Ійоліт лейкократовий |
6,05 |
3,45 |
- |
2,80 |
|
Ійоліт мезократовий |
6,65 |
- |
- |
3,03 |
|
Ійоліт-уртит |
6,25 |
- |
0,020 |
2,91 |
|
Ліпарит |
5,0 |
3,00 |
- |
2,35 |
|
Андезито-базальт |
5,05 |
2,90 |
- |
2,71 |
|
Базальт |
5,50 |
2,95 |
- |
2,81 |
|
Обсидіан |
5,80 |
3,45 |
- |
2,33 |
Швидкість повздовжніх хвиль в ущільнених осадових породах (метаморфізовані пісковики, кристалічні вапняки, доломіти) практично не відрізняється від швидкості повздовжніх хвиль у магматичних і метаморфічних породах при одній і тій же щільності.
Швидкість поперечних хвиль у всіх групах порід відповідно нижче, чим повздовжніх, і Vp/Vs1,62,2. Загальні закономірні зв'язки швидкості поперечних хвиль із щільністю й основністю порід аналогічні вище розглянутим.
Зіставлення швидкості повздовжніх хвиль, заміряної на взірцях із природною вологістю, із швидкістю, визначеною у верхніх прошарках земної кори на глибині понад 0,2-0,5 км, показує збіжність значень Vp (для різних груп порід у межах точності методів. Різниця порівнюваних значень не перевищує 5 %.
На менших глибинах швидкості, обмірювані у водонасичених зразках керну, дещо вище швидкостей, визначених сейсмічними методами. Це пов'язано з тим, що приповерхній прошарок - зона інтенсивної циркуляції підземних вод - розбитий численними мікротріщинами, що знижують сейсмічні швидкості.
5.5 Швидкість пружних хвиль і пружні модулі
осадових порід
Швидкість в осадових породах, насичених різноманітними флюїдами (газ, вода, нафта), визначається складом породи, пористістю і типом флюїду. За розрахунками, виконаними різними авторами, розбіжність швидкостей за рахунок частотної дисперсії в насичених рідиною цементованих осадових породах невелика (менше 40 %), що дозволяє використовувати для практичних розрахунків простий вираз
; (5.12)
Тут
,
,
де: - стисливість пор, рідкої і твердої фаз породи; , - мінералогічна густина рідкої і твердої фаз породи.
Діапазон зміни швидкості пружних подовжніх хвиль в осадових породах набагато ширше, ніж у магматичних породах (таблиця 5.5). Швидкість змінюється від 300м/с для не ущільнених пісково-глинистих порід до 6000-7000м/с для карбонатних і добре зцементованих теригенних відкладів.
Є багато способів оцінки впливу пористості на швидкість повздовжніх хвиль. Найчастіше застосовується рівняння середнього часу, що пов’язує інтервальний час t із пористістю n лінійним співвідношенням
(5.13)
де: і - інтервальний час поширення хвилі в скелеті породи і рідині.
Рівняння середнього часу справедливо для добре зцементованих порід, насичених водою або нафтою, на глибинах 2,5-3,5 км.
Можна скористуватися емпіричною формулою, що зв'язує швидкість повздовжніх хвиль із пористістю
(5.14)
де: - максимальна для даного типу порід швидкість у твердому скелеті при n=0; -мінімальна, що спостерігається для цих порід, швидкість при максимальній пористості, тобто швидкість у ненавантажених породах; В- коефіцієнт, що характеризує розмір і форму пор.
При однаковій пористості швидкість VP (км/с) визначається глибиною залягання порід, типом цементації і складом породи. Для карбонатних порід важливим моментом є тип пористості. Значення стисливості пор цих порід у залежності від ступеня тріщинуватості і каверзності можуть
Швидкість поширення подовжніх хвиль в км/с в осадових породах
|
Порода |
VP min-VP max |
VS/VP |
Порода |
VP min-VP max |
VS/VP |
Алевроліт |
0,8-4,0 |
0,5-0,6 |
Конгломерат |
1,45-5,6 |
0,5-0,6 |
|
Ангідрит |
1,5-6,0 |
0,5-0,6 |
Лес |
0,3-0,6 |
0,3-0,6 |
|
Глина |
0,3-3,0 |
0,07-0,6 |
Пісок |
0,3-1,5 |
0,1-0,3 |
|
Аргіліт |
0,9-4,5 |
0,5-0,6 |
Мергель |
1,3-4,5 |
0,4-0,5 |
|
Брекчія |
1,45-5,6 |
0,5-0,6 |
Крейда |
1,7-4,2 |
0,4-0,5 |
|
Гравеліт |
1,7-5,4 |
0,5-0,6 |
Пісковик |
0,8-4,5 |
0,4-0,6 |
|
Гіпс |
1,5-4,6 |
0,5-0,6 |
Кам’яна сіль |
4,5-5,5 |
0,5-0,6 |
|
Доломіт |
0,9-6,3 |
0,5-0,6 |
Суглинок |
0,8-1,8 |
0,5-0,6 |
|
Вапняк |
1,0-5,5 |
0,5-0,6 |
змінюватися в широких межах. При однаковому значенні пористості швидкість максимальна в карбонатних породах із кавернозною пористістю, оскільки коефіцієнт стисливості каверн істотно нижче коефіцієнта стисливості гранулярних пор.
Вплив віку на швидкість поширення пружних хвиль в осадових породах зумовлене тим, що древні породи схильні більш значним діагенетичним змінам і інтенсивним впливом
Шифр кривих - Р ск, км/с
Рисунок 5.2 Залежність швидкості повздовжніх хвиль в осадових породах від пористості
на них складкотворних процесів. Тому швидкість пружних хвиль для однотипних порід у межах одного регіону менше в молодих відкладах.
Вплив глибини залягання порід на швидкість визначається термодинамічними умовами. Зі збільшенням глибини залягання підвищуються тиск і температура, що впливає на структуру і склад порід і на їхні фізичні параметри. Швидкість поширення повздовжніх хвиль змінюється з глибиною відповідно до залежності
, (5.15)
де: - значення швидкості на глибині Н; - значення швидкості для не ущільненої породи (Н = 0).
Шифр кривих - П 10-5 МПа-1
Рисунок 5.3 Залежність швидкості повздовжніх хвиль в карбонатних породах від пористості
Значення швидкості пружних хвиль залежить також від типу флюїду , що заповнює породи. У випадку насичення порового простору породи рідиною, що хімічно не взаємодіє з твердою фазою, збільшується пружність порової системи і, отже, підвищується швидкість поздовжніх хвиль. При насичені пісковиків і алевролітів розчином солі NaCl, що не спричиняє розмокання присутніх у породі глинистих мінералів, швидкість подовжніх хвиль збільшується з 5-10 до 100-120%. Вплив насичення на VP залежить від складу основних породотворних мінералів і домішок у породі, структури і ступеня зцементованості. Відносне збільшення VP при насиченні породи водою в залежності від коефіцієнта пористості і складу цементу приведене на рисунку 5.4.
Насичення глин і глинистих пісковиків водою призводить до розбухання глинистих мінералів, утрати зв'язності породи і зменшенню швидкості.
Швидкість поширення поперечних хвиль в осадових породах при насиченні їх рідиною знижується. Спостерігається також підвищення Vs на 10-20%. При високих тисках швидкість поперечної хвилі стає нижче в насиченою водою породі в порівнянні із сухою породою.
Анізотропія швидкостей пружних хвиль зумовлюється шаруватістю і напрямком тріщинуватості порід. Особливо яскраво виражене явище анізотропії для порід із тонкими глинистими прошарками. Коефіцієнт анізотропії повздовжніх хвиль Vp в цих випадках може досягати 1,2-1,3. У більшості випадків Vp>Vs. Якщо анізотропія швидкостей зумовлена тріщинуватістю, то відповідно до теоретичних і польових спостережень індикатриса швидкостей представляє еліпс, довга піввісь якого розташована вертикально.
Процес поглинання пружної енергії гірськими породами дотепер найбільше слабко вивчений, незважаючи на численні теоретичні і експериментальні дослідження в цій області. Для осадових порід, що є пористими неоднорідними середовищами, передбачається, що поглинання пружної енергії зумовлено в’язким тертям між твердою і рідкою фазами при їхньому відносному переміщенні під впливом звукового поля, а також теплообміном між фазами. Лабораторні експериментальні дослідження підтверджують основні положення цієї теорії. Проте абсолютні значення коефіцієнта поглинання для низьких частот (сейсмічні частоти) у нафтогазових покладах, за польовими даними, на два порядки менше визначених за лабораторними і теоретичними даними. Причина розбіжності полягає в тому, що в теорії не враховується ряд чинників, як, наприклад, поглинання пружної енергії породи в скелеті, двофазність порового заповнювача, стан газу (розчинений або вільний) у шаровій рідині.
1 – цемент глинисто-слюдистий; 2 - цемент глинисто-карбонатний;
3 – цемент опаловий і кремнієвий;
4 – розрахункові значення. Шифр кривих - п 10-5 МПа-1
Рисунок 5.4 Відносне збільшення швидкості розповсюдження пружних хвиль у пісковиках і алевролітах при їх насиченні розчином солі NaCl в залежності від коефіцієнта пористості і складу цементу.
Залежність коефіцієнта поглинання від частоти визначається зцементованістю середовища. У насиченому піску коефіцієнт зростає пропорційно частоті (30-110кГц), тоді як у зцементованих двофазних середовищах за лабораторними експериментальними даними з мінюється від частоти лінійно. Тим часом відповідно до теорії Біо і Ніколаєвського значення повинно зростати з ростом частоти пропорційно . Із збільшенням пористості коефіцієнт зростає так само, як і при збільшенні діаметра зерен. Чим вище частота, тим більше це збільшення.
Коефіцієнт Пуассона П осадових порід, так само як і інші параметри, залежить від структури і складу породи, глибини залягання і т.п. У залежності від зазначених чинників значення П варіює в діапазоні 0,1-0,45. Для порід, що містять кварц, значення П мінімальне, оскільки кварц має аномально низькі значення П (П=0,07-0,09). Ще меншими значеннями П володіють високопористі газонасичені, тріщинуваті рифогенні вапняки. Якщо для водонасичених різниць П коливається від 0,2 до 0,37, то для газонасичених - від -0,3 до 0,3, тобто в ряді випадків можливі негативні значення П. Значення модуля пружності (модуля Юнга) Е при одновісьовому стиску для осадових порід змінюються від 0,031010 (глини) до 16,51010Па (доломіти). При визначенні Е методом вигину або розтягу результати відрізняються від приведених вище. При вигині модуль Юнга в 1,1-1,3 рази більше його значення при розтязі і складає 0,25-0,35 модуля пружності при стиску. Потрібно також врахувати, що статичний модуль пружності менше динамічного. Це розходження може досягати для осадових порід 20-35%. Водонасичення призводить до збільшення модуля Юнга, особливо для низкопористих взірців (збільшення досягає 100-120%). Модуль зсуву унаслідок водонасичення може як збільшуватися (до 20-30%), так і зменшуватися (до 20%). Всі розглянуті пружні параметри зі збільшенням пористості зменшуються. При цьому чим більше стисливість порід, тим більше це зменшення.
Питання для самоконтролю
1. Яку властивість речовини характеризує пружність?
2. Які константи використовуються для характеристики властивостей ідеально пружних тіл?
3. Дайте визначення параметрів пружності і вкажіть на одиниці виміру.
4. Які ви знаєте методи виміру пружних параметрів?
5. Опишіть характер залежності швидкості пружних хвиль у хімічних елементах від їхньої атомної будови.
6. Охарактеризуйте основні чинники, які визначають пружні властивості гірських порід.
7. Опишіть залежність швидкості пружних хвиль магматичних порід від ступеню і виду флюїдонасичення.
8. Який зв’язок між швидкістю пружних хвиль у магматичних і метаморфічних породах та густиною (щільністю)?
9. Чим визначається швидкість пружних хвиль в осадових породах?
10. Які ви знаєте способи оцінки пористості на швидкість повздовжніх хвиль?
11. Вкажіть на зв’язок швидкості пружних хвиль з глибиною залягання порід та їх віку.
12. Опишіть залежність швидкості пружних хвиль від типу флюїду.
13. Чим зумовлена анізотропія пружних хвиль в осадових породах?
14. Які чинники впливають і як на поглинання пружної енергії гірськими породами?
15. Охарактеризуйте залежність коефіцієнта Пуассона і модуля Юнга осадових порід від структури і складу породи.
Теплофізичні параметри визначаються наступними формулами;
теплопровідність
λ= q /grad Т, (6.1)
де: q - щільність теплового потоку; grad Т - температурний градієнт;
питома теплоємність
c=Q/m(T2-T1), (6.2)
де: Q ~ кількість теплоти; m — маса тіла; Т2 - T1 — різниця температур, на яку змінюється температура тіла масою m при підведенні до нього кількості теплоти Q;
температуропровідність
а = λ/cσ, (6.3)
де: сσ — об'ємна теплоємність [Дж/(м3К)]
Параметром теплового поля Землі, якого можна вимірити безпосередньо, є щільність теплового потоку
q = Q/St, (6.4)
де: Q — кількість теплоти; S — площа ізотермічної поверхні; t — час.
У геологічних дослідженнях щільність теплового потоку Землі знаходиться з рівняння Фур'є:
q= - λ grad T, (6.5)
де: λ — теплопровідність гірських порід; grad Т — геотермічний градієнт; знак мінус указує на те, що тепловий потік має напрямок, протилежний напрямку геотермічного градієнта.
Коефіцієнти теплового лінійного й об'ємного розширення визначаються відповідно формулами:
α = (LT -L0)/L0; (6.6)
β=(VT -V0)/V0,
де: LT і L0 - довжина тіла відповідно при температурі Т i 00С; VТ і V0 - об'єм тіла відповідно при температурі Т і 0°С. Визначення та одиниці виміру теплофізичних параметрів приведені в таблиця 6.1.
Методи визначення теплофізичних параметрів твердих тіл базуються на рішенні рівняння теплопровідності
Т/t = а2Т, (6.7)
де: 2 — оператор Лапласа
Існують методи, засновані на закономірностях стаціонарного і нестаціонарного теплових потоків, а також калориметричні. Методи стаціонарного теплового потоку більш точні, чим нестаціонарні, але використання їх утруднене через тривалість досліду, труднощі відтворення граничних умов і громіздкості апаратури. У методах стаціонарного теплового потоку вимір проводять на спеціалізованих установках і апаратурі, призначених для виміру теплопровідності гірських порід. У практиці вимірів використовують метод пластини (стрижня) при одномірному стаціонарному тепловому потоці. Теорія методу заснована на рішенні одномірного рівняння теплопровідності, записаного для пластини (стрижня) у прямокутних координатах:
. (6.8)
Робоча формула для виміру теплопровідності
λ=q (x2-x1)/(T2-T1), (6.9)
де: q — тепловий потік через плоскі поверхні чи через торцеві поверхні стрижня; x2-x1— відстань між ізотермічними поверхнями; T1 і T2 — температури ізотермічних поверхонь, розташованих на відстанях x1 і x2 від початку координат.
Таблиця 6.1
Теплофізичні параметри
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниця виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Теплопровідність |
Фізичний параметр, який характеризує інтенсивність процесу теплопровідності в речовині, чисельно рівний густині теплового потоку q , при градієнті grad T , рівному одиниці. |
Вт/(мК) |
кал/(смсоС) |
|
Питома теплоємність с |
Теплоємність тіла, яке має масу m і підвищену температуру на 1 градус при підведені до нього кількості теплоти Q. |
Дж/(кгК) |
кал/(гоС) |
|
Температуро-провідність а |
Фізичний параметр, який характеризує швидкість вирівнювання температури в речовині при нестаціонарній теплопровідності . |
м2/с |
см2/с |
Продовження таблиці 6.1
|
Параметр, індекс |
Визначення |
Одиниця виміру |
|
|
СІ |
СГС |
||
|
Густина теплового потоку q |
Вектор, направлений в бік, протилежний градієнту температури, і чисельно рівний кількості теплоти, що проходить через одиницю площі ізотермічної поверхні в одиницю часу. |
Вт/м2 |
кал/(см2с) |
|
Коефіцієнти теплового лінійного і об'ємного розширення |
Відносне прирощення довжини або об'єму тіла до зміни температури на один градус при постійному тиску |
1/К |
1/оС |
Методи нестаціонарного теплового потоку при короткочасності проведення досліду забезпечують визначення а, λ, с.
Серед калориметричних методів визначення теплоємності твердих тіл найбільш прийнятний для визначення питомої теплоємності гірських порід метод змішання
с=(m1c1 + Нк) (Тп-Т0)/т (Т'-Тп), (6. 10)
де: m — маса досліджуваного зразка; m1 — маса калориметричної рідини; Т — температура нагрівання зразка поза калориметром; Т0 — початкова температура калориметричної рідини; Тп = Т'+ — кінцева температура калориметричної системи; — виправлення на теплообмін; с1- питома теплоємність калориметричної рідини; Hк — теплове значення калориметричної системи (теплоємність калориметричної системи без обліку теплоємності калориметричної рідини).
6.2 Теплофізичні параметри елементів, мінералів, і гірських порід.
Тепловий режим земної кори залежить головним чином від теплопровідності мінеральної речовини. Інші теплофізичні властивості (його температуропровідність, теплоємність, теплове розширення) відіграють меншу роль у формуванні теплового режиму і використовуються в геології і геофізиці значно рідше.
Теплофізичні параметри елементів і мінералів. Для самородних елементів (таблиця 6.2) характерні високі значення теплопровідності (за винятком сірки), у той час як питома теплоємність самородних металів є мінімальною стосовно гірських порід. Висока теплопровідність самородних елементів зв'язана з тим, що теплова енергія в них передається через тверду фазу безпосереднім зіткненням молекул, атомів і іонів, що знаходяться в тепловому русі, чи дифузією вільних електронів (у самородних металах).
Більшість мінералів, що складають гірські породи, можна розглядати як однофазні тверді системи, у яких вирішальне значення має гратчаста теплопровідність. У порівнянні із самородними елементами мінерали мають значно меншу теплопровідність. Теплопровідність породотвірних мінералів вивержених порід нижче, ніж акцесорних і рудних. Породотвірні мінерали метаморфічних порід (сподумен, андалузит, кіаніт і ін.) у порівнянні з породотвірними мінералами інтрузивних утворень мають значно більшу теплопровідність.
Таблиця 6.2
Теплопровідність і теплоємність самородних елементів
Елемент |
, Вт/(мК) |
с, Дж/(кгК) |
|
Мідь (монокристал) |
396,0 |
384,6 |
|
Золото |
310,0 |
125,6 |
|
Срібло |
418.0 |
228,4 |
|
Свинець |
36,0 |
125,4 |
|
Ртуть |
8,0 |
138,1 |
|
Залізо |
78,0 |
459,6 |
|
Платина |
71,15 |
125,6 |
|
Цинк (монокристал) |
128,4 |
380,3 |
|
Олово |
65,0 |
230,0 |
|
Кобальт |
69,5 |
— |
|
Нікель |
67,0 |
— |
|
Алмаз (монокристал) |
121,0 –163,0 |
418,0 |
|
Графіт |
268,0 |
720,0 |
|
Сірка: |
||
|
монокристалічна |
0,46-0,48 |
— |
|
аморфна |
0,209 |
— |
Для мінералів кубічної, гексагональної і деяких інших сингоній відношення величин теплопровідності уздовж оптичних осей а, b і с близько до одиниці.
Для більшості мінералів теплопровідність у різних напрямках (уздовж шаруватості і перпендикулярно до неї) істотно різна
Теплопровідність кристалів зумовлюється коливаннями кристалічних ґрат. Теоретичні дослідження й експерименти показують, що інтенсивність переносу тепла фононами в кристалах залежить від хімічного складу, щільності, температури, кристалографічного напрямку, міжатомних відстаней, наявності дефектів у кристалічній структурі й інших факторів. При цьому перенос тепла за допомогою фононів здійснюється переважно через аніонний кістяк решіток більшості породотвірних мінералів. Зі збільшенням міжатомних відстаней відбувається зменшення теплопровідності в мінералах як з ковалентним, так і з іонним зв'язком. У загальному випадку зменшення компактності структури кристалів приводить до зменшення теплопровідності. Порушення (дефекти) кристалічної структури мінералів приводять також до зменшення теплопровідності.
У дисперсних середовищах, у ролі яких виступають багато гірських порід, фактором, що визначає їхню теплопровідність, є, крім властивості твердого кістяка, теплоізолюючі особливості міжзернового середовища. Ці речовини, так само як і нафта [=0,14Вт/(мК)], відрізняються низькою теплопровідністю. Для повітря характерно значне збільшення провідності тепла при підвищенні температури і тиску.
Осадові породи. Серед осадових відкладів найменшою теплопровідністю виділяються слаболітифіційовані, насичені вологою морські та океанічні глибоководні відкладення (глобігиринові, сапропелеві й інші мули і глини), для яких є великий матеріал практично по всіх океанічних западинах.
Знижена теплопровідність середовища, що заповнює, є головною причиною значних коливань теплофізичних характеристик осадових відкладень, що різко розрізняються пористістю, вологонасиченістю в залежності від умов утворення, ступеня літифікації, діагенезу й інших особливостей. Значення теплофізичних характеристик осадових порід приведені в таблиці 6.3.
Таблиця 6.3
Теплофізичні характеристики осадових порід
Порода |
ср , Вт/(мК) |
аср 10 –7, м2/с |
с, Дж/(кгК) |
|
Конгломерат, гравеліт |
1,92 |
7,89 |
796 |
|
Пісковик |
1,81 |
9,58 |
925 |
|
Алевроліт |
1,65 |
10,4 |
894 |
|
Аргіліт, глинистий сланець |
1,32 |
7,84 |
846 |
|
Глина |
1,60 |
5,88 |
1361 |
|
Доломіт |
3,24 |
12,44 |
1088 |
|
Вапняк |
2,37 |
10,27 |
897 |
|
Мергель |
1,96 |
7,13 |
1908,8 |
|
Крейда |
1,58 |
4,77 |
1935 |
|
Кам'яна соль |
3,64 |
15,60 |
2557 |
|
Торф |
0,07 |
16,19 |
1758 |
|
Вугілля |
0,45 |
2,19 |
1160 |
|
Мул, глина, пісок |
0,84 |
4,77 |
1604 |
Серед осадових відкладень основних геологічних структур континентів за значенням теплофізичних характеристик можна виділити три групи порід:
1) теригенно-глинисті відкладення з різко мінливою теплопровідністю, що варіює в залежності від ступеня літифікації осадків;
2) щільні (кристалічні) карбонатні, соленосні і кварцитові породи з постійно підвищеною теплопровідністю;
3) каустобіоліти (торф, буре і кам'яне вугілля, вуглеводні пальні сланці) з надзвичайно низькою теплопровідністю і високою теплоємністю.
У силу великої поширеності теригенно-глинистих відкладень їхні теплофізичні властивості мають вирішальне значення у формуванні теплового режиму земної кори. Провідна роль цих відкладень у зміні теплового режиму зв'язана ще і з тим, що в процесі літифікації і метаморфізму відбувається різка зміна їхніх теплофізичних характеристик, що приводить до значного порушення термального стану геологічних структур.
У ряді конгломерати — гравеліти — піщаники — алевроліти — аргіліти відзначається чітка залежність теплопровідності від гранулометричного складу порід — закономірне зменшення теплопровідності зі зменшенням розміру зерен (рисунок 6.1). Це зумовлено або зменшенням передачі тепла в міжзерновому середовищі за рахунок ослаблення конвективного переносу тепла водою, або збільшенням контактного теплового опору в мікропористих структурах тонкозернистих порід. На теплопровідність теригенних опадів істотний вплив робить вологість. Породи в сухому стані мають більш низьку теплопровідність, ніж водонасичені (рисунок 6.2). Теплоємність теригенних порід зменшується зі збільшенням ступеня літифікації опадів.
Хемогенні осадові відкладення (вапняки, доломіти, кам'яна сіль) відрізняються від теригенних порід більш високою середньою теплопровідністю. Наявність кристалічних структур у цих відкладеннях зближає їх по теплофізичним параметрах (насамперед по величині теплопровідності) з магматичними утвореннями. Теплопровідність і питома теплоємність кам'яної солі є найбільш високими в порівнянні з іншими вивченими типами порід земної кори. Зі збільшенням вмісту піщано-глинистого матеріалу в карбонатних і соленосних породах їхня теплопровідність істотно зменшується, а мергелі і крейда мають такі ж теплофізичні характеристики (за винятком теплоємності), що і теригенні відклади.
Рисунок 6.1 Залежність теплопровідності осадових порід від гранулометричного складу
1 – газонасичених ; 2 – водонасичених
Рисунок 6.2 Залежність теплопровідності осадових порід Західно-Сибірської плити від вологості.
Теплопровідність і інші теплофізичні параметри близьких по складу осадових відкладень у різних геологічних структурах земної кори іноді істотно розрізняються, що зв'язано з різними структурно-текстурними особливостями порід і неоднакових умов їхнього залягання і перетворення.
Існує залежність теплопровідності від віку опадів, інтенсивності їхнього перетворення в різних геологічних структурах. Так, теплопровідність теригенних опадів древніх платформ (Східно-Європейської) значно вище, ніж теплопровідність піщаників і глин чохлів молодих платформ (Західно-Сибірська плита), але нижче теплопровідності подібного типу порід, що складають складчасті області і крайові прогини. Чітка залежність теплопровідності від ступеня літифікації в різних геологічних структурах фіксується для піщаників, алевролітів, аргілітів, глин, мергелів. Для карбонатних відкладень такої чіткої залежності не встановлюється. У цілому для осадових відкладень земної кори характерна розмаїтість у величині теплофізичних параметрів — наявність окремих типів порід з найбільш низькими і надзвичайно високими їхніми значеннями.
Магматичні і метаморфічні породи. Теплопровідність кристалічних інтрузивних утворень різної основності (див. таблицю 6.4) зумовлена головним чином гратчастою провідністю твердих частинок — мінералів, що складають перидотіти, габро, діорити, граніти й інші типи порід. Підвищена (у порівнянні з осадовими) щільність цих порід, значно менші пористість і вміст води зумовлюють більш високі значення теплопровідності і менші коливання цієї величини (не більш ніж у 1,5 рази) при відносно низької теплоємності.
Для інтрузивних утворень у ряді ультраосновні — основні — середні — кислі установлені відповідно середні значення теплопровідності: 3,42; 2,31; 2,51; 2,38 Вт/(мК). Теплоємність максимальна в порід середнього [1136 Дж/(кгК)] і мінімальна в порід основного [932 Дж/(кгК)] складу. Лужні породи (сієніти, граносієніти) мають найнижчу середню теплопровідність [2,04 Вт/(мК)] серед інтрузивних утворень. Вони виділяються також найнижчими значеннями середньої теплоємності [717 Дж/(кгК)] із
|
Порода |
, Вт/(мК) |
аср 10 –7, м2/с |
с, Дж/(кгК) |
|||
|
ср |
min-max |
аср |
аmin-аmax |
сср |
cmin-cmах |
|
|
Піроксеніт |
4,33 |
3,48-5,02 |
12,80 |
9,44-14,86 |
1005 |
879-1214 |
|
Серпентиніт |
2,63 |
2,31-2,87 |
— |
— |
1005 |
963-1130 |
|
Перидотіт |
4,37 |
3,78-4,85 |
13,26 |
11,97-14,10 |
1006 |
921-1088 |
|
Перидотіт серпентинізований тріщинуватий |
2,77 |
— |
8,70 |
— |
1122 |
— |
|
Олівініт |
3,43 |
— |
— |
— |
— |
— |
|
Габро |
2,41 |
1,59-2,98 |
9,72 |
9,32-12,17 |
1005 |
897-1130 |
|
Діорит |
2,20 |
1,38—2,89 |
6,38 |
3,32-8,64 |
1136 |
1118-1168 |
|
Кварц-діорит |
3,0 |
1,98-3,80 |
7,80 |
— |
1214 |
— |
|
Граніт |
2,42 |
1,12-3,85 |
9,62 |
3,33-16,50 |
936 |
257-1548 |
|
Гранодіорит |
2,18 |
0,97-3,31 |
6,15 |
3,05-7,50 |
1057 |
741-1256 |
|
Сієніт |
2,26 |
1,74-2,97 |
6,30 |
5,40-7,90 |
— |
— |
|
Граносієніт |
2,05 |
1,30-2,97 |
8,30 |
— |
— |
— |
|
Дуніт |
1,47 |
1,11-1,85 |
7,80 |
7,16-8,47 |
717 |
586-795 |
Продовження таблиці 6.4
|
Порода |
, Вт/(мК) |
аср 10 –7, м2/с |
с, Дж/(кгК) |
|||
|
ср |
min-max |
аср |
аmin-аmax |
сср |
cmin-cmах |
|
|
Діабаз |
2,50 |
1,71-3,25 |
9,44 |
5,04-12,0 |
860 |
791-929 |
|
Базальт |
1,30 |
0,44-3,49 |
6,29 |
3,44-13,45 |
887 |
544-2135 |
|
Андезіто-базальт |
1,69 |
1,02-2,03 |
— |
— |
— |
— |
|
Порфірит |
2,12 |
0,72-3,52 |
8,81 |
2,64-12,80 |
920 |
716-1557 |
|
Порфірит роговооб-манковий |
1,82 |
1,70-1,97 |
5,52 |
5,0-5,87 |
1380 |
1256-1424 |
|
Андезит |
2,28 |
1,42-2,79 |
6,31 |
6,17-6,44 |
817 |
808-823 |
|
Трахидацит |
2,03 |
1,77-2,32 |
— |
— |
— |
— |
|
Базальтове скло |
1,52 |
1,36-1,68 |
4,68 |
4,21-5,55 |
1143 |
1046-1256 |
|
Обсидіан |
1,46 |
1,38-1,56 |
5,64 |
5,47-5,87 |
1047 |
963-1214 |
|
Порфір кварцовій |
2,11 |
1,76-2,60 |
5,97 |
5,00-6,94 |
1172 |
— |
|
Альбітофір, порфір |
2,47 |
1,17-3,37 |
11,12 |
6,59-18,80 |
886 |
710-1087 |
|
Туфобрекчія |
2,62 |
0,49-3.95 |
8,62 |
4,41-12,70 |
836 |
586-1369 |
|
Туф |
2,34 |
1,30-3,95 |
10,94 |
9,99-12,36 |
1056 |
795-1411 |
|
Лава |
0,49 |
0,25-0,73 |
2,89 |
2,35-4,13 |
1122 |
670-1382 |
усіх вивчених порід, включаючи інтрузивні, ефузивні, метаморфічні й осадові.
Для інтрузивних утворень не відзначається чіткої залежності теплопровідності від віку порід чи часу прояву складчастості. Наприклад, граніти мезозойсько-кайнозойського віку в зоні альпійської складчастості Кавказу мають приблизно таку ж теплопровідність, що і докембрійські граніти Балтійського щита-2,8-3 Вт/(мК). Граніти, гранодіоріти останнього характеризуються більш високою теплопровідністю, чим граніти Українського щита. Гранодіоріти, плагіограніти Саянської складчастої системи і південного краю Байкальської складчастої системи відзначаються значеннями теплопровідності вище середніх для цього типу порід — 3 Вт/(мК).
Ефузивні породи мають менші теплопровідність і теплоємність у порівнянні з інтрузивними породами тієї ж основності, що зв'язано зі структурними особливостями вулканітів. Теплопровідність вулканітів на відміну від теплопровідності інтрузивних порід збільшується зі зменшенням основності. Теплоємність їх також зростає від основних порід до кислих, зменшення її відзначається в туфів і туфолав. Найбільшими значеннями теплопровідності виділяються палеотипні кислі вулканіти (кератофіри, кварцові порфіри) з мікрозернистою основною масою. Теплопровідність вулканітів зменшується зі зменшенням віку порід і є мінімальною в кайнотипних пористих лавах Тихоокеанського рухомого пояса, в областях сучасного вулканізму.
Метаморфічні породи (кристалічні сланці, кварцити, гнейси, мармури, роговики й ін.) мають високу теплопровідність (таблиця 6.5), що зв'язано з наявністю в цих утвореннях щільних кристалічних структур з низькою пористістю і широким розвитком метаморфічних мінералів (андалузиту, ставроліту). Діапазон зміни теплопровідності метаморфічних порід значний - 0,55-76 Вт/(мК). Стандартне відхилення теплопровідності метаморфічних порід трохи вище, ніж осадових, і більш ніж у 3 рази перевищує таке для інтрузивних порід. У полімінеральних метаморфічних утвореннях теплопровідність нижче, ніж у мономінеральних метаморфічних породах, як це видно на прикладі чарнокитів і граніто-гнейсів (ср=1,3 і 2 Вт/(мК) відповідно). Продукти контактового метаморфізму відрізняються підвищеною теплопровідністю. Теплопровідність порід із зон гідротермального метасоматизму близька до теплопровідності продуктів регіонального метаморфізму. Метаморфічні породи мають високу теплоємність, максимальними значеннями її характеризуються роговики - 1480 Дж/(кгК). Середня теплоємність у метаморфічних порід вище, ніж у магматичних.
Таблиця 6.5
Теплофізичні характеристики метаморфічних порід
Порода |
ср , Вт/(мК) |
аср 10 –7, м2/с |
с, Дж/(кгК) |
|
Cланець |
2,34 |
9,46 |
982 |
|
Гнейс |
2,02 |
7,32 |
979 |
|
Амфіболіт |
2,22 |
6,69 |
1134 |
|
Мармур |
2,56 |
11,03 |
857 |
|
Еклогіт |
3,35 |
- |
- |
|
Кварцово-карбонатна порода |
2,71 |
9,03 |
1210 |
|
Кварцит |
5,26 |
18,08 |
1046 |
|
Гнейсо-граніт |
2,0 |
7,24 |
1113 |
|
Роговик |
3,39 |
14,54 |
1480 |
|
Скарн |
2,31 |
- |
- |
|
Чарнокит |
1,3 |
- |
- |
Вкраплені руди, що містять акцесорні і рудні мінерали, характеризуються підвищеною теплопровідністю. Особливо відрізняються суцільні сульфідні жильні тіла, що можуть розглядатися як гарні провідники — по типу металів.
Питання для самоконтролю
1. Перерахуйте теплофізичні параметри гірських порід і вкажіть на одиниці їх вимірювання.
2. Охарактеризуйте теплофізичні параметри елементів і мінералів.
3. Які чинники впливають на інтенсивність переносу тепла фононами?
4. Опишіть механізм переносу тепла гірськими породами.
5. На які групи поділяються осадові породи за значенням теплофізичних характеристик? Дайте їх характеристику.
6. Охарактеризуйте теплофізичні властивості магматичних порід.
ТЕМА 7. ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ
Пластові води. У порах породи містяться в основному вільна і зв'язана вода (міцнозв'язана і рихлозв'язана ). Густина міцнозв'язаної води набагато вища щільності вільної води і досягає 1,74103 кг/м3. Температура замерзання її -78 °С, а за деякими даними ,навіть—180°С. Міцнозв'язана вода характеризується низькими теплоємністю і діелектричною проникністю. Тиск утримання міцнозв'язаної води на поверхні твердої фази досягає 1000 МПа, а товщина шару складає 2—3 діаметри молекули води.
Неоднорідність зв'язаної води у породах обумовлена характером диференціальних залежностей енергії зв'язку. Наприклад, вода, яка адсорбується на відколах кристалів, більш міцно зв'язана, ніж вода, що адсорбується на плоских гранях. У практиці промислово-геофізичних досліджень виділяється спеціальна група вод, іменована залишковою водою, що не вилучається з пористої породи при русі в ній нафти і газу.
Води нафтових і газових родовищ (пластові води) за хімічним складом поділяються на два типи: хлоркальцієві і лужні. Основна складова хлоркальцієвих вод — це хлориди лугів; домінує хлористий натрій.
Густина дистильованої води при 4 °С прийнята за одиницю. Вище і нижче цієї температури густина води менше. Оскільки води в осадових породах містять різні солі, то їхня густина звичайно вища одиниці.
У залежності від кількості розчинених у воді солей її густина змінюється від 1103 до 1,26103 кг/м3. Зі збільшенням тиску густина води збільшується, тоді як ріст температури призводить до її зменшення. Температурний коефіцієнт розширення t, залежить від температури і змінюється від 6,510-5 при температурі 4 - 10 4С до 5810-5 при температурі 65—70 °С.
Коефіцієнт стисливості води у залежності від тиску і температури варіює в межах (3,75,0)10-4 1/МПа. Зазвичай приймається значення 4-10~4 1/МПа. Зі збільшенням кількості розчиненого газу коефіцієнт стисливості води збільшується:
'В = В (1 + 0,05Q),
де: В — коефіцієнт стисливості чистої води; Q — кількість газу, розчиненого у воді. Густина розчину з урахуванням мінералізації (NaCl) і глибини залягання порід приведена на рисунку 7.1.
Коефіцієнт динамічної в'язкості води визначає швидкість передачі імпульсу з одного місця потоку в інше. Коефіцієнт кінематичної в'язкості — це відношення коефіцієнта динамічної в'язкості до щільності середовища. Кінематична в'язкість являє собою коефіцієнт дифузії для швидкості.
Коефіцієнт динамічної в'язкості води при температурі 20°С дорівнює 1 мПас, а для пластових вод 1,6 мПас. Значення d майже не залежить від тиску, тоді як зі збільшенням температури в'язкість води знижується. Для пластових вод d = 0,4 мПаc при Т=80 °С i менш 0,2 мПаc при Т =-100 °С.
Електричний опір водяних розчинів солей у залежності від їхньої концентрації, температури і тиску змінюється в дуже широких межах. Питомий електричний опір дистильованої води дорівнює 2105 Омм, тоді як для пластових вод він змінюється від 10-2 до 103 Омм. Діелектрична постійна для води дорівнює 81. Зі збільшенням температури розчинів питомий опір зменшується. При цьому зниження опору визначається концентрацією розчинених у воді солей.
Питомий електричний опір 10%-них водяних розчинів солей при збільшенні тиску від 10 до 150 МПа при Т = 20 °С змінюється в такий спосіб:
|
NaCl |
KCl |
CaCl2 |
Na2SO4 |
MgSO4 |
|
|
150/10….. |
0,972 |
0,956 |
0,856 |
0,920 |
0,857 |
|
10, Омм….. |
0,081 |
0,070 |
0,090 |
0,141 |
0,272 |
Максимальна зміна опору в залежності від тиску спостерігається для розчинів солей СаС12 і MgSО4. Оскільки в пластових водах зміст NaСl складає більше 90 % від загальної кількості розчинених солей, зміна питомого опору для реальних величин пластового тиску не перевищує 5—8 %.
Поширення звуку в рідинах являє собою адіабатичний процес. У дистильованій воді при температурі 20 °С швидкість звуку дорівнює 1480 м/с. Зі збільшенням тиску і
Геотермічний градієнт (°С/км): концентрація 1 - 20; 2 - 30; 3 - 40; розчину NaС1 (у %): 4 - 1; 5 - 10; 6 – 26 ія
Рисунок 7.1. Густина розчину на різних глибинах з урахуванням зміни гідростатичного тиску з глибиною геотермічного градієнта і мінералізації розчину.
мінералізації розчину швидкість поздовжніх хвиль збільшується. З ростом температури до 80—100 С° швидкість збільшується, а при більш високих температурах — зменшується. Оцінити Vр можна за графіками рисунку 7.2 чи за наближеним рівнянням
Vр=1410+4,21T-0,037T2+1,14c+0,18р10-5, (7.1)
де: Т — температура води,°C; c — концентрація солей,%; р — гідростатичний тиск, Па.
У прісній воді швидкість звуку змінюється від 1404 м/с при Т 0°C до 1534 м/с при Т=35 °С.
Як у твердих тілах, так і в рідинах унаслідок незворотного переходу звукової енергії, тобто механічної енергії упорядкованих коливань часток у тепло, відбувається поглинання звуку
або , (7.2)
де: І — інтенсивність звуку в точці х; , — коефіцієнт поглинання звуку; А — амплітуда хвилі.
Коефіцієнт загасання, зумовлений теплопровідністю, пропорційний квадрату частоти звуку і коефіцієнту теплопровідності. Поглинання звуку в рідині викликається також порушенням рівноважного розподілу енергії по різних ступенях волі в молекулах багатоатомних газів і рідин. В останньому випадку відбувається не тільки дисипація звуку, а і дисперсія звуку, тобто спостерігається залежність швидкості звуку від частоти. Коефіцієнт поглинання у воді при в'язкому терті пропорційний квадрату частоти.
Нафта. Нафта є сумішшю рідини (С5Н2 С16Н34), газу (вуглеводні СН4 С4Н34) і твердих речовин (С17Н36 С15Н72 - парафіні і церезини). Густина нафти коливається від (0,76 до 0,96)103 кг/м3 (Т - 20 °С) і залежить від співвідношення зазначених складових частин. Густина древніх нафт майже завжди менше густини нафт молодих родовищ.
Підвищення молекулярної маси вуглеводню позначається на збільшенні його в'язкості. Найбільшою в'язкістю володіють нафтенові вуглеводні, меншою -ароматичні, парафінові. При підвищенні тиску в'язкість зростає незначно, тоді як ріст температури призводить до істотної зміни в'язкості. Температурний коефіцієнт розширення нафти досить значний і звичайно вище для нафти низької густини. Поправка на 1 °С для нафт із густиною близько 0,76 дорівнює 0,00083, а для нафт із густиною 0,9-0,00063. Коефіцієнт стисливості нафти вище такого для пластових вод. У залежності від складових частин фаз коефіцієнт стисливості нафти Н = (7140)10-5 МПа-1
|
, мПас……. |
20 |
22 |
84 |
84 |
86 |
130 |
|
Н 105, мПа-1.. |
290 |
270 |
122 |
125 |
135 |
104 |
|
h, мПас…… |
156 |
224 |
230 |
239 |
238 |
370 |
|
Н 105, мПа-1.. |
162 |
94 |
94 |
92 |
100 |
94 |
Зі збільшенням в'язкості стисливість зменшується. Питомий електричний опір нафт досягає 1016 Омм.
Шифр кривих - значення Т, оС
Рисунок 7.2 Залежність швидкості пружних хвиль у воді від тиску і температури (по Т.М.Булатову).
Діелектрична постійна дорівнює 2. Швидкість поширення сейсмічних хвиль в нафтах менше, ніж у воді, і змінюється від 1300 до 1400 м/с. Для Прикарпатських нафт VР=1384 м/с.
Зі збільшенням густини нафти на 0,01 г/см3 швидкість ультразвуку збільшується на 7 м/с. Вуглеводні гази, розчинність яких у нафті дуже значна, є причиною зміни фізичних параметрів нафти. Зі збільшенням кількості розчиненого в нафті газу VР знижується більш ніж на 150 м/с. Відношення коефіцієнтів поглинання нафти і води змінюється від 2 (при частоті 20 кГц) до 5,8 (при частоті 90 кГц). Коефіцієнт поглинання нафти залежить від частоти ультразвуку у квадраті і в'язкості нафт.
Природні гази. Природний газ у нафтогазових родовищах в основному складається з метану, більш важких летучих вуглеводнів і невеликої кількості азоту. Сухі гази містять 90—99 % метану (інша частина — азот). Майже всі природні гази в нормальних умовах (0,1 МПа, 20 °С) стійкі і тільки пентан легко переходить у рідкий стан. Відносна густина метану по повітрю дорівнює 0,554, ізобутану 2,006. Для сухого повітря густина дорівнює 0,00128103, для метану 0,000677103, для етану 0,00127103 кг/м3. Максимальна відносна густина з газоподібних компонентів нафти в гептану (3,459). Критична температура (при який газ не переходить у рідкий стан незалежно від тиску) змінюється для різних природних газів від 126,1 ДО (—147,06°С) для азоту 540,2 К (267,04°С) для гептану. Коефіцієнт термічного розширення для всіх газів дорівнює 0,003663. Швидкість поширення ультразвуку при нульовій температурі і тиску 0,1 МПа в сухому повітрі складає 332 м/с, у метані 500 м/с, в азоті 338 м/с, у вуглекислому газі 261 м/с, у кисні 316 м/с.
7.2 Фізичні властивості покладів нафти, газу та колекторів
Фізичні властивості покладів нафти, газу і порід, що вміщають, визначаються умовами й особливостями осадконакопичення, утворенням родовищ, мінеральними і механічними властивостями порід, термодинамічними умовами залягання і т.д. Найбільш вивчені на сьогодні родовища антиклінального типу, що в основному й будуть розглядатися.
На рисунку 7.3 приводиться узагальнена схема розподілу фізичних властивостей для антиклінального нафтогазового родовища, побудована за численними даним буріння і геолого-геофізичних досліджень.
І – поклад нафти і газ; ІІ – шар, що запечатує;
ІІІ – ореол вторгнення ; ІV – зона розущільнення порід в склепінні структури; V – субвертикальні зони різнопружених станів порід;
VІ – опірні межі між породами з різними фізичними напруженнями; VІІ – фундамент; зі знаком "+" і "-" вказане підвищення або
пониження фізичних параметрів порід покладу по
відношенню до законтурної частини.
Рисунок 7.3 Схема розпреділення фізичних властивостей порід в межах нафтогазоносних структур платформеного типу.
Великий вплив на фізичні властивості порід-колекторів як карбонатних, так і теригенних роблять вторинні (епігенетичні) процеси: ущільнення, вторинна цементація, виникнення мінеральних новотворів у поровому просторі і тріщинах. Гідроокиси заліза, що утворюються при цьому, кальцит, пірит, гіпс, кварц, аутогенні глинисті мінерали погіршують колекторські властивості порід, змінюючи тим самим їхні фізичні властивості.
У той же час нафта характеризується консервуючими властивостями унаслідок чого вона загальмовує, а в ряді випадків цілком припиняє процеси аутогенного мінералоутворення, що відбувається у водонасиченій частині. У результаті цього в області покладу пористість і проникність, як правило, зберігаються високими, що приводить до значного розходження фізичних властивостей покладу і водоносної частини колектора.
Якщо нафта надходить у пастку порціями, то в області покладу може спостерігатися горизонтально шарувата зміна колекторських властивостей (погіршення зверху вниз), а отже і фізичних властивостей. Нафта і газ, відрізняючись за своїми фізичними властивостями від пластових вод колекторів, зумовлюють розбіжність у фізичних властивостях покладу і порід, що його вміщують.
Густина. Поклади нафти і газу насамперед характеризуються густиною порід-колекторів, що у свою чергу залежить від їхньої пористості і у меншій мірі від мінерального складу.
Нафта і газ сприяють зменшенню густини у межах покладу стосовно водоносної частини колектора. Відповідно до цього величина еф є негативною. Значення еф визначається двома факторами: розбіжністю густин нафти чи газу н.г і законтурної води в , що заповнює пори, а також ступенем епігенетичних перетворень колектора. Чисельне значення `еф, за рахунок першого фактора
, (7.3)
де: kнг — коефіцієнт нафтогазонасичення.
При розрахунках kп, і kнг беруть у частках одиниці. Вважається, що для нафтових родовищ `еф, часто знаходиться в межах (0,05-0,10)103 кг/м3, а для газових родовищ – (0,05-0,15)103 кг/м3.
Чисельне значення ``еф за рахунок другого фактора визначається низкою причин і може в ряді випадків істотно перевершувати `еф (таблиця 1).
Таблиця 7.1
Ефективна густина порід, зумовлена покладом
|
Родовище |
Потуж-ність продук- тивних пластів, м |
Вид покладу |
еф , г/см2 |
Гравітацій-не поле (відносна характе-ристика) |
|
Шебелинське |
220 |
Газ |
0,07 |
Підвищене |
|
Північно-Ставропольське |
90-135 |
"——" |
0,16 |
"——" |
|
Урицьке |
80 |
"——" |
0,11-0,16 |
"——" |
|
Східно-Сусловське |
30 |
"——" |
0,18 |
Понижене |
|
Первомайське |
18 |
"——" |
0,20 |
"——" |
|
Степановське |
54 |
"——" |
0,12 |
"——" |
|
Газлинське |
270 |
"——" |
0,15 |
Підвищене |
|
Дмитровське |
84 |
Нафта |
0,05-0,08 |
Понижене |
|
Жетибайське |
200 |
"——" |
0,05-0,08 |
Середнє |
|
Анастасієвське |
100 |
Газ |
0,15-0,20 |
"——" |
З глибиною зміна густини і пористості змінюється досить нерівномірно; найбільші зміни характерні для глибини 0—3 км. Як показує досвід буріння глибоких свердловин, пористість в межах покладу залишається високою, складаючи в ряді випадків 30 % (на глибинах 5—7 км і більш).
Питомий електричний опір і поляризуємість. Електричний опір покладів нафти і газу нафтогазоносних шарів може перевершувати водоносних пластів у 100 разів і більш. Найбільш ймовірна величина, що характеризує зростання нафтогазоносних шарів, вважається рівною 10.
Мінералізація пластових вод впливає на електричний опір покладів. Так, на родовищі нафти Сурахани для сураханської світи з концентрацією NаС1 приблизно 14 % середнє значення у контурі покладу дорівнює 6,2 Омм, середнє значення для водоносної частини складає 1,2 Омм.
Вплив термодинамічних умов залягання проявляється головним чином через зміну електричних властивостей флюїду, що насичує. У загальному випадку збільшення всебічного тиску веде до зростання опору, а збільшення температури — до зменшення його, тому що підвищується провідність флюїду. У цілому електричний опір майже усіх видів порід із глибиною зменшується, оскільки вплив температури превалює над впливом тиску.
Для оцінки загального ефекту покладів продуктивна товща розглядається як єдиний електричний масив. При такому підході розходження в опорах нафтогазоносних і водоносних ділянок складає в середньому у 2—3 рази, хоча в окремих випадках воно досягає 5. При малій потужності покладу (20—50 м) різниця складає не більш 30—50 %. Опір газових покладів трохи вище опору нафтових. Величина цих аномалій у більшості випадків складає перші десятки відсотків стосовно законтурної області.
Родовища нафти і газу характеризуються підвищеної поляризуємістю порід як в області покладу, так і вище її. Це зумовлено наявністю піриту, що утворився завдяки складним взаємодіям покладів нафти і газу з породами, що вміщають. Вміст піриту в окремих шарах ряду родовищ (Радченківське) досягає 10—20 % від об'єму породи.
Поляризуемость порід у контурі покладу може збільшуватися у порівнянні з законтурною частиною до 5—7 разів. Для непродуктивних структур збільшення в області склепіння не спостерігається. Відзначено, що для нафтових родовищ коефіцієнти вище, ніж для газових (таблиця 7.2).
Таблиця 7.2
Поляризуємість порід для ряду родовищ нафти і газу і непродуктивних структур
|
Родовище , площа |
Вид покладу |
mах, % |
Величина аномалії , % |
|
|
в контурі покладу |
за кон-туром покладу |
|||
|
Газлі |
Газ |
3,5—7,3 |
1-1,5 |
250—390 |
|
Узінь |
Газ, нафта |
3,1 |
1—1,5 |
140—210 |
|
Північно-Ставропіль- ськое |
Газ |
3,0—6,4 |
1,8 |
180—260 |
|
Кен кия к |
Нафта |
12,8—15,4 |
1,5—2 |
670—750 |
|
Кумсай |
» |
5,0—6,4 |
8,5—3,5 |
80—100 |
|
Кокжиде |
» |
7,1—7,4 |
1,5—2 |
300—370 |
|
Мортук |
» |
3,2 |
1,5 |
110 |
|
Карасязь |
Рясні нафтопрояви при бурінні |
4—5 |
1,5 |
170—230 |
|
Таспас |
Непродуктивна; при бурінні відмі-чались газопрояви |
1,7 |
1,5 |
13 |
|
Беке |
Так само |
1,5 |
1,5 |
— |
|
Каракир |
Непродуктивна |
1,0 |
1 |
— |
|
Кожасай |
Нерозведена бурінням |
5,1 |
3 |
70 |
Швидкість і поглинання поздовжніх сейсмічних хвиль. Нафта і газ впливають на швидкість і поглинання хвиль при проходженні їх через поклад, хоча величина цього впливу достеменно не встановлена. Дані досліджень на низці родовищ VР i в умовах природного залягання нафтогазоносних і водоносних шарів показали, що швидкість у нафтогазових відкладaх VРнг зменшується в порівнянні зі швидкістю у водоносній частині VРв у середньому на 0,5 км/с, чи на 15—25 %.
В окремих випадках зменшення VРнг може досягати 1 км/с і більше, чи на 30—35 %. Коефіцієнт , що доцільніше називати ефективним, оскільки він характеризує дію багатьох факторів, збільшується в 10 разів і більше. Середні значення в у водоносній частині складають перші одиниці 10-3 м-1, тоді як значення нг у нафтогазових покладах досягає великих значень. Спостереження на штучних газосховищах показали збільшення поглинання в кілька десятків разів .
Наявність поглинання хвиль веде до дисперсії швидкостей, тобто їхньої залежності від частоти. Теоретичні розрахунки показують, що дисперсія VР для нафтогазових покладів звичайно складає кілька відсотків.
Велике значення мають термодинамічні умови залягання нафти і газу. З підвищенням температури VР зменшується, причому найбільше яскраво в нафтонасичених породах (до 30% і більше) у порівнянні з газо- і водонасиченими. Збільшення тиску (глибини), навпаки, веде до підвищення VР .
Магнітна сприйнятливість. Нафта є діамагнетиком. Її магнітна сприйнятливість приблизно дорівнює (-1)10-5 од. СІ. У залежності від густини і складу магнітна сприйнятливість нафти може трохи змінюватися. У пластових умовах нафта може характеризуватися навіть слабкими парамагнітними властивостями, що зумовлено молекулярними властивостями органічних компонентів і залізом та його окислами і підвищеною концентрацією цих з'єднань.
Магнітні властивості газу невідомі. За аналогією з іншими газами можна припустити, що значення газу має порядок 110-5 од. СІ.
Магнітні аномалії від покладів зв'язуються з розбіжністю магнітної сприйнятливості вуглеводнів і законтурних вод, а також порід колектора в області покладу і поза ним. Виконані розрахунки показують, що магнітні аномалії від покладів невеликі.
В області контакту покладів нафти і газу утворюється шар, який немов запечатує поклад. Густина порід тут збільшується на (0,2—0,4)103 кг/м3, іноді на 0,6103 кг/м3 у порівнянні з областю покладу.
Ореол вторгнення (зона АВПТ). Поява ореола вторгнення (див. рисунок З) чи виникнення аномально високого пластового тиску (АВПТ, тобто тиску, що перевищує на 10—20 % нормальний гідростатичний тиск) супроводжується збільшенням пористості глинистих порід-покришок.
Фізичні властивості глинистих порід в ореолі вторгнення змінюються наступним чином: збільшується пористість, зменшується густина, підвищується бітумо- і газонасиченість. Швидкість сейсмічних хвиль зменшується. Електричний опір може зменшуватися, але може і збільшуватися. У локальних глинистих перекриттях усередині самого покладу також спостерігається зміна фізичних властивостей порід, аналогічні зміни цих властивостей у глинистій товщі покришки.
Максимальні аномалії фізичних властивостей характерні для ділянки структури в межах склепіння; йому відповідає і найбільше розущільнення глинистих порід у порівнянні з позапокладними ділянками.
Вплив покладу з АВПТ спостерігається не тільки в межах глинистих товщ-покришок, які перекривають, і глинистих прошарків усередині покладу, але також і в колекторах самого покладу, з чим пов'язане збільшення їхньої пористості. У цілому характер впливу АВПТ на фізичні властивості глинистих порід неоднаковий у різних районах і залежить від ряду особливостей, у тому числі від мінералогічного складу і віку глин, швидкості осадконакопичення, геотермічної ситуації.
Переважно спостерігається зменшення щільності порід від крил до склепіння. Це явище назване пошаровою зональністю. В останні роки крім цього визначення використовуються «латеральна зональність», «латерально-пошарова зональність» і ін. Розущільнення порід у склепіннях відзначається як для окремих шарів, так і для ряду шарів, при цьому охоплюються значні об'єми осадової товщі. Величина розущільнення різна. Так, для структур Татарії зменшення щільності карбонатних порід складає (0,06—0,19)103 кг/м3, для ряду структур Азербайджану і Північного Кавказу розущільнення порід у склепіннях структур досягає (0,15-0,25)103 кг/м3. Розущільнення приводить до зменшення швидкостей сейсмічних хвиль до 0,5 км/с і збільшення їхнього поглинання. Електричний опір зон розущільнення вивчено недостатньо повно. Однак на практиці в розрізах п для зон розущільнення спостерігаються аномалії заниженого опору, що може свідчити про зменшення опору.
Магнітні властивості порід вище покладу значною мірою залежать від окислювально-відновної активності середовища, що підрозділяється на дві зони. У зоні відновлення (нижня зона) сполуки заліза частково переходять у більш розчинні двовалентні форми, які можуть виноситися до країв області над покладом і поза нею. Окисні і гідроокисні форми заліза частково відновлюються до сульфідів, в основному, піриту. Первинний магнетит під впливом сірководню переходить в інші форми і частково виноситься. Усе це призводить до зменшення магнітної сприйнятливості порід. Величина зменшення у середньому може складати (40—60)10-5 од. СІ, а в окремих випадках і більше. В зоні окислювання (верхня зона) залізо знаходиться в тривалентному стані, що знижує його мігруючі властивості, у тому числі первинного магнетиту. Тут також відбувається нагромадження гематиту й ільменіту різного генезису. Крім того, можлива поява вторинного магнетиту під впливом вуглеводнів, які мігрують з покладу. Усе це призводить до збільшення порід зони окислювання від 20 до 20010-5 од. СІ в порівнянні з породами поза областю над покладом. Подібний розподіл з урахуванням інших факторів може зумовити різні магнітні аномалії над продуктивними структурами: позитивні, негативні і знакозмінні.
Зони субвертикальних неоднорідностей чи порід різнонапружених станів. У межах крил структур наявність зон аномально-високих і низьких напруг гірських порід, що виражається насамперед у збільшенні і зменшенні щільності, пористості і швидкості пружних хвиль порід у порівнянні зі склепінням.
Кількісні характеристики цих явищ вивчені поки недостатньо. Однак зараз є упевнені дані про прояв зон неоднородностей у геофізичних полях. Так, гравітаційне і магнітні поля характеризуються підвищеною зазубреністю кривих над зонами, невеликими негативними і позитивними аномаліями. В електричних полях також спостерігається чередування відносних позитивних і негативних аномалій.
Виніс радіоактивних речовин приводить до появи «кільцевих» аномалій гамма-випромінювання. У сейсмічному полі спостерігаються сукупності позитивних і негативних аномалій поглинання.
Глибоке залягання соляного масиву може привести до утворення в надсольових відкладах звичайних антиклінальних пасток, що відрізняються від розглянутих вище наявністю в ядрах солі. Чиста сіль характеризується досить витриманими властивостями: - (2,1-2,2)103 кг/м3, = 104-105 Омм, Vр = ~ 4,25,5 км/с. Приклади подібних родовищ зустрічаються в Дніпровсько-Донецькій (Шебелинське), Прикаспійській западинах і інших районах. Наявність солі істотно позначається на фізичній характеристиці товщ і структур.
Близька картина спостерігається в районах розвитку глинистого діапиризма. Тут у ядрах антиклінальних складок можуть знаходитися глинисті діапири з густиною (1,7-1,8) 103 кг/м3 і відповідно заниженою швидкістю сейсмічних хвиль і електричним опором. Породи, що вміщають, мають густину 2,2103 кг/м3.
Поклад в рифових масивах відрізняється великою компактністю і запасами завдяки високій пористості рифових тіл (Vп до 20 % і більш). У фізичному відношенні ці родовища поки вивчені недостатньо. Установлено, що густина рифових вапняків складає в середньому (2,4—2,5)103 кг/м3. Вони можуть знаходитися у глинистих породах з меншою густиною, а також і в більш щільних вапняках.
Питання для самоконтролю
1. Які Ви знаєте типи пластових вод?
2. Які фактори впливають на фізичні властивості пластових вод? Охарактеризуйте їхній вплив.
3. Опишіть фізичні властивості нафти, як і від яких факторів вони залежать?
4. Охарактеризуйте фізичний стан природного газу у нафтогазових родовищах і його фізичні властивості.
5. Які фактори впливають на фізичні властивості нафти і газу?
6. Проаналізуйте фізичні властивості покладів нафти і газу.
7. Як змінюються фізичні властивості гірських порід у межах окремих структур?
ТЕМА 8. ЗВ'ЯЗОК МІЖ РІЗНИМИ ПАРАМЕТРАМИ ФІЗИЧНИХ ВЛАСТИВОСТЕЙ ГІРСЬКИХ ПОРІД
З'ясування взаємних зв'язків між різними параметрами гірських порід дуже важливе для правильного рішення питань методики комплексних досліджень і комплексної інтерпретації результатів різних геофізичних методів. Найбільш досліджені взаємозв'язки між швидкістю повздовжніх хвиль і густиною, між електричним опором, швидкістю повздовжніх хвиль і густиною, між густиною і магнітною сприйнятливістю. Саме ці залежності найбільш актуальні для комплексування геофізичних методів при рішенні геологічних задач.
Зв'язок між швидкістю повздовжніх хвиль і густиною. З теорії пружності відомо, що швидкість повздовжніх хвиль V для однорідного ідеально пружного тіла зв'язана з його густиною співвідношенням
, (8.1)
де: Е — модуль Юнга.
Для гірських порід зв'язок між V і звичайно має інший характер. У більшості порід зростання густини супроводжується зростанням швидкості поширення хвиль у них і навпаки. Удавана невідповідність з теорією пояснюється тим, що реальні середовища значно відрізняються від ідеально пружних. Тому, в практиці комплексних геофізичних досліджень затвердилося емпіричне правило: збільшення густини супроводжується збільшенням швидкості сейсмічних хвиль і навпаки. Це правило часто приймається аксіоматично, таке що необґрунтовано . У реальній ситуації при рішенні конкретних геологічних задач необхідно за експериментальним даним оцінювати взаємний зв'язок між швидкістю сейсмічних хвиль і густиною, маючи на увазі, що між цими параметрами можливі різні співвідношення.
Наведемо дані, що свідчать про неоднозначність зв'язку між густиною і швидкістю сейсмічних хвиль.
Швидкість пружних хвиль — величина векторна, змінюється з частотою хвиль, у той час, як густина — величина скалярна. Швидкість повздовжніх хвиль зменшується на 10—15% при насиченні пор рідиною від 75 до 100%, у той же час густина при цьому процесі продовжує збільшуватися. Розвиток систем тріщин призводить до порушення монолітності порід, погіршує контакти між часточками, що призводить до істотного зменшення швидкості, але не робить помітного впливу на густину.
При підвищенні тиску швидкість у магматичних породах збільшується на десятки відсотків, а густина залишається практично незмінною. Швидкість повздовжніх хвиль залежить від кількості атомів у одиниці об’єму і особливостей їхнього упакування, у той час, як особливості упакування атомів на густину не впливають.
Експерименти показують, що для багатьох металів спостерігається зменшення швидкості хвиль при збільшенні густини.
Із широко розповсюджених осадових порід аномальний взаємозв'язок між густиною і швидкістю спостерігається у кам'яній солі, для якої характерні високі пластові швидкості і низькі густини. На підставі фактичних даних можна зробити висновок, що відхилення від прямої залежності між змінами зазначених властивостей характерні для порід метаморфічних і хімічних, тріщинуватих, високопористих вологонасичених, а також для металів і металоносних порід.
Розглянемо тепер матеріали, що свідчать про прямий зв'язок між швидкістю і густиною.
Названі параметри тісно пов'язані з пористістю порід. Тому в пористих породах, де основним фактором зміни фізичних властивостей є зменшення об’єму пор, прямий взаємозв'язок між густиною порід і швидкістю поширення пружних коливань у них не викликає сумніву. Швидкість і густина подібно корелюються з підвищенням основності магматичних порід. Тому для даних порід зв'язок між густиною і швидкістю виявляється чітко. Багатьма авторами були запропоновані тільки такі формули, що відображали лише пряму залежність між густиною і пористістю.
Згідно Ф. Берчу, зв'язок між густиною і швидкістю визначається співвідношенням
, (8.2)
де: і — чисельні коефіцієнти. При цьому для значень >2,9103 кг/м3. і V>6,6 км/с, 3, = -2,2, тобто при зміні густини на 0.1103 кг/м3, V змінюється на 0.3 км/с. При значеннях = 2.6-2.9103 кг/м3 коефіцієнт 6, =-11. При більш низьких значеннях взаємозв'язок густини і швидкості має більш складний характер. Стосовно оцінки густини за даними про швидкість Ф.Берчем (1964 р.) були запропоновані два співвідношення:
=0,768+0,328V; =0,252+0,379V. (8.3)
Більш схематизовані оцінки взаємозв'язку швидкості та густини отримані Н.Н. Пузирьовим (1959 р.)
V=6-11, (8.4)
І.С. Вольвовським і ін. (1962 р.)
V=3,7-4, (8.6)
А.К. Курськєєвим і Б.М.Уразаєвим (1966 р.) для ефузивних порід
V=3,64-4,73, (8.7)
для метаморфічних порід (рисунок 8.1)
V=2,47-1,55. (8.8)
А.К. Курськєєвим і Б.М. Уразаєвим (1966 р.) запропоновані також кореляційні формули для всіх типів магматичних порід при різних тисках, що зв'язують зміни густини і швидкості і наведені в таблиці 8.1 (—в кг/м3, V— в км/с).
Щоб співставити дані сейсморозвідки чи сейсмокаротажу про ефективні та середні швидкості з матеріалами вивчення густини необхідно обчислювати середньозважені значення густини для того ж інтервалу розрізу. При порівнянні таких даних можлива оцінка густини осадового покрову за результатами сейсморозвідки на територіях, не вивчених бурінням. Для мезо-кайнозойських порід Південного Казахстану рівняння регресії:
. (8.8)
а – по А.К.Курськєеву і Б.М.Уразаєву для Центрального Казахстану;
б – узагальнені залежності за даними різних дослідників:
1 – по М.Тальвані, 2 – по Ю.Г.Юрову, 3 – по Н. Н. Пузирьову,
4 – по І.С.Вольвовскому і ін, 5 – по Ф.берчу, 6 – по А.К.Курскєеву для метаморфічних порід, 7 – по Вуллрду,; в – по В.К.Серову і М.С.Чадаєву (1975 р. зі змінами) для осадових порід Солікамської западини;
1 – ангідрит, 2 – доломіт, 3 – вапняк, 4 – теригенні породи,
5 – кам'яна сіль.
Рисунок 8.1 Залежність між густиною і пластовою швидкістю V гірських порід
Ці залежності в інтервалі значень середньозваженої густини (1,8-2,4)103 кг/м3 і середньої швидкості 1,7-2,6 км/с визначають значення зазначених параметрів з похибкою не більш 5%.
Для Північного Сахаліну аналогічним чином була отримана залежність
(8.9)
добре апроксимуюче співвідношення швидкості в інтервалі 2—4 км/с і густини (2,3-2,62)103 кг/м3.
|
, 100 кПа |
V=f(), км/с |
=f(V) 103 , кг/м3 |
R |
|
1 |
3,35 - 3,46 |
0,216 V + 1,54 |
0.85 |
|
1000 |
2,72 - 1,24 |
0,274 V + 1,06 |
0,86 |
|
4000 |
2,54 - 0,52 |
0,291V + 0,89 |
0,86 |
|
4000 |
2,3 - 0,06 |
— |
— |
|
6000 |
2,54 - 0,47 |
0,312 V + 0,74 |
0,89 |
|
6000 |
2,8 - 1,3 |
— |
— |
|
10000 |
2,44 - 0,08 |
0,293 V + 0,83 |
0,85 |
R — коефіцієнт кореляції.
Оцінку густини багато дослідників виконують за даними промислової геофізики, зокрема за результатами нейтронного гамма-каротажу (НГК). У зв'язку з цим широкий розвиток одержали методи визначення швидкості не через густину, що обчислюється, а безпосередньо по струму, що реєструється іНГК (таблиця 8.2).
Як видно з таблиці 8.2, найбільш тісний кореляційний зв'язок між розглянутими параметрами спостерігається для пісковиків, менш тісний зв'язок характерний для глинисто-алевролітових товщ і карбонатів, що складають значну частину розрізу Поволжя.
Взаємні зв'язки між густиною і швидкістю знаходять широке застосування при проектуванні й інтерпретації комплексних геофізичних досліджень. Відомості про густину використовуються для оцінки основних пружних параметрів середовищ і з'ясування можливостей сейсморозвідки. Дані про сейсмічні швидкості дозволяють намітити в першому наближенні розподіл густини і зробити висновок про природу гравітаційних аномалій.
Таблиця 8.2
Зв'язок між швидкістю пружних хвиль і параметром
нейтронного гамма-каротажу
|
Формула |
Автор |
Район |
Порода, R |
|
V=4,71 + 15,75 iнгк |
Г. Н. Гогоненков |
Куйби-шевське Поволжя |
Карбонати, 0,45 |
|
V=4,49 + 13,67 iнгк |
Саратовське Поволжя |
||
|
V=0,25 i2нгк-1,18 iнгк+ +2,65 |
Д. І. Рудницька |
Західний Сибір |
Пісковики 0,69 |
|
V=3,48 i2нгк + ll,9 iнгк- -6,8 |
Алевроліти, 0,56 |
||
|
V=15,21 iнгк - 1,28 |
С. С. Гацолаєва |
Кенкияк, Прикас-пійська западина |
Пісковики, 0,90 |
|
V=10,1 iнгк + 1,79 |
Глини, 0,72 |
Наведені зведення показують, що зв'язок між густиною і швидкістю не є уніфікований для різних порід. Це пояснюється розходженням фізичної сутності густини і швидкості та факторів, що їх визначають .
Характер зв'язку між швидкістю і густиною складний. Різні види зв'язку і різні оцінюючі формули мають свої обмежені області застосування.
Зв'язок між електричними і пружними властивостями. Залежність електричного опору теригенних порід осадового покрову і швидкості пружних хвиль у них від пористості зумовлює наявність кореляції між електричними і пружними властивостями гірських порід. Для непористих середовищ зазначений зв'язок відсутній. Широке використання даних електричного каротажу для вивчення пружних властивостей порід дозволило розробити методику побудови синтетичних сейсмограм, за допомогою яких для різних моделей середовищ оцінюються наявність і витриманість у розрізі горизонтів відбиття, інтенсивність різних типів однократних і багатократних хвиль.
Рисунок 8.2 Залежність між відносним опором Рп та швидкістю пружних хвиль V для теригенних порід Південного Мангишлаку по матеріалам електро- та акустичного каротажу (по А.П.Данилину)
При вивченні взаємозв'язку електричного опору і швидкості пружних хвиль останню оцінюють або по зразках керна паралельно нашаруванню і перпендикулярно до нього за допомогою ультразвукового сейсмоскопа, або за даними акустичного каротажу. Вимір опорів здійснюють великими зондами стандартного каротажу для шарів із опором до 10 Омм. Для високоомних порід опір породи п визначають при обробці кривих БКЗ. Зазвичай оцінюють кореляційний зв'язок V i п , чи V i відносного опору .Рп = п /в, де в оцінюється по довідковій таблиці при відомій мінералізації пластової води.
А. П. Данилин, вивчивши зазначені параметри для піщано-глинистих мезо-кайнозойских відкладень Південного Мангишлаку, встановив, що досліджуваний зв'язок має експоненціальний вид (рисунок 8.2)
Аналогічне співвідношення було отримано Т. С. Ізотовою для теригенних порід Дніпрово-Донецькой западини (таблиця 8.3), відносна помилка визначення швидкості по кореляційному рівнянню складає 3%, а коефіцієнт кореляції дорівнює 0,89.
Таблиця 8.3
Зв'язок між швидкістю пружних хвиль і електричними параметрами порід
|
Формула |
Автор |
Район |
Породи |
R |
|
Pп = 1,48е1,32V |
А. П. Данилин |
Південний Мангишлак |
Теригенні |
— |
|
Pп = 0,56e1,26VII |
Т. С. Ізотова |
ДДЗ |
Пісчано-глинисті |
|
|
V = 3,0+ 0,66 lnп |
Г. Н. Гогоненков |
Куйбишевське Поволжя |
Карбонати |
0,72 |
|
V=2,4+0,74 lnп |
Саратовське Поволжя |
0,83 |
||
|
V = 3,8+0,014 п |
Пермське Прикам'я |
|||
|
V = 2,0 + 6,65 п |
Л. С. Полак |
Південь Західного Сибіру |
Пісковики |
0,65 |
|
V = 1,17+ +1,69 lnп |
Д. II. Рудницька |
Західний Сибір |
0,82 |
|
|
V = l,8+ 1,5 lnп |
Л. А. Фролова |
Західний Сибір |
0,85 |
Продовження таблиці 8.3
|
Формула |
Автор |
Район |
Породи |
R |
|
V=0,32+4 lnп |
Д. II. Рудницка |
Західний Сибір |
Глини |
0,91 |
|
V = 0,81+3,4 lnп |
Л. А. Фролова |
0,82 |
||
|
V=0,47+3,3 lnп |
Д. І. Рудницка |
Західний Сибір |
Алевроліти |
0,89 |
|
V = 0,65+3,4 lnп |
Л. А. Фролова |
0,92 |
||
|
V =0,38 +0,88 lnп |
С. С. Гаполаєва |
Кенкияк |
Пісковики |
0,93 |
|
V = 1,83 lnп-2,4 |
Глини |
0,89 |
||
|
V = l,19+1,13 lnп |
Биикжал |
0,93 |
Примітка VІІ—швидкість по нашаруванню ; V дані в км/с; - в Омм.
М.Н. Гогоненков та ін. (1968 р.) найбільше детально розглянули залежність швидкості пружних хвиль від позірного електричного опору стосовно до палеозойських відкладень Поволжя. Кореляційний зв'язок між швидкістю V і п надійно апроксимується залежністю типу V = а+b ln п. Коефіцієнти а i b є константами для кожної свердловини й оцінюються емпірично.
В ряді районів при співпаданні опорних сейсмічних і електричних горизонтів можна оцінити зв'язок між середньою швидкістю пружних хвиль Vср і геоелектричними параметрами покриваючої товщі. Для границь відбиття за даними t0 і середньої швидкості Vср оцінюється глибина Н:
. (8.10)
В умовах широко розповсюджених типів геоелектричних розрізів глибина до опорного електричного горизонту Н оцінюється по сумарній повздовжній провідності S і величині середнього повздовжнього опору l:
Н=Sl: (8.11)
З формул (8.10) і (8.11) випливає, що в розглянутих умовах
. (8.12)
Величини t0 і S оцінюються звичайно з більшою точністю, чим Vср і l:, безпосередньо по експериментальних матеріалах. Тому вираз (8.5) зручно перетворити для оцінки взаємозв'язку Vср і l:
, (8.13)
де: K = t0/2S.
Зазначений взаємозв'язок, установлений В.К.Сєровим у Пермському Прикам'ї, знаходить практичне застосування для оцінки швидкості поширення пружних коливань у верхньому теригенному комплексі, підошва якого картується за даними електророзвідки з залученням результатів буріння.
Визначення швидкості пружних хвиль з багатомірних кореляційних зв'язках із промислово-геофізичними параметрами. Для вивчення пружних властивостей порід платформенних розрізів застосовуються багатомірні кореляційні зв'язки з Інгк, п, з силою струму при гамма-каротажі Ігк. Рівняння регресії, що зв'язують названі параметри, оцінені Г.Н.Гогоненковим для Саратовського і Куйбишевського Поволжя, Н.Я.Куніним, В.М.Бреннером і ін. для підсольових відкладень Биикжала, С.С.Гацолаєвою для підсольових відкладень Кенкияка (таблиця 8.4).
Тіснота кореляційних зв'язків при множинній кореляції порівнянна з тіснотою двовимірних зв'язків. Приведені кореляційні залежності не є універсальними. У кожному конкретному регіоні потрібно виявляти за експериментальними матеріалами специфічні залежності, що можуть істотно відрізнятися від вищенаведених.
Таблиця 8.4
Рівняння багатомірних кореляційних зв'язків для визначення швидкості пружних хвиль в породах
по промислово-геофізичними параметрам
|
Формула |
Район |
Порода |
R |
|
V = 3,5+0,62 ln- 0,78 Ігк |
Куйбишевське Поволжя |
Карбонати |
0,78 |
|
V = 2,9+0,66 ln-0,41 Ігк |
Саратовське Поволжя |
0,89 |
|
|
V = 3,7+0,49 ln+ 0,92 Інгк- -0,98 Ігк |
Куйбишевське Поволжя |
0,81 |
|
|
V=3,1 + 0,55 ln + 0,90 Інгк- - 0,52 Ігк |
Саратовське Поволжя |
0,91 |
|
|
V =0,99 + 0,63 ln+0,14 Інгк |
Кенкияк |
Пісковики |
0,89 |
|
V = 1,46 ln+ 4,44 Інгк- 1,77 |
Кенкияк |
Глини |
0,86 |
|
V= 1,29 + 0,7 ln + 2,6 Інгк |
Биикжал |
0,91 |
Зв'язок між густиною, електричним опором і промислово-геофізичними параметрами. Густина і електричний опір порід тісно зв'язані з пористістю і вологонасиченністю порід.
Для Жетибай-Узіньської площі залежність відносного електричного опору Рп від густини , виправленої за вологість, була отримана А.П.Данилиним. Вона виражається кореляційним співвідношенням Рп = е 8,5-16,8. Побудований за цією залежністю густинний розріз по площі Узінь у всіх інтервалах відрізняється більш ніж на 0,05103 кг/м3 від величин густини, оцінених по керну.
Виявлення зв'язку між електричним опором і густиною порід має велике значення, тому що дозволяє оцінювати густину у природному заляганні за матеріалами електрокаротажу. У ряді випадків, особливо для прогнозування і розрахунків величин аномально високих пластових тисків (АВПТ), необхідно оцінювати величину густини за матеріалами промислової геофізики. Для цього Н.Я.Куніним, С.С.Гацолаєвою і ін. були використані дані про опір (в Омм); інгк і швидкості пружних хвиль (у км/с) за даними акустичного каротажу. Отримано наступні рівняння регресії і коефіцієнти кореляції:
Биикжак, св. СГ-2, глини
= 1,98-0,008 п+0,118 Iнгк + 0,160 V при R = 0,90; Кенкияк, св. П-89, глини
= 2,28+0,128ln п - 0,36 Iнгк - 0,017 V при R = 0,75; Кенкияк, св. П-89, пісковики
= 2,20+0,081 ln п+ 0,475 Iнгк + 0,036 V при R = 0,41.
Зв'язок між густиною і магнітною сприйнятливістю. Для магматичних порід з підвищенням основності відзначається збільшення густини і магнітної сприйнятливості. Однак велика дисперсія магнітної сприйнятливості і її багатогранна залежність від умов формування магматогенних порід призводить до великого розкиду значень і на площині кореляції. На рисунку 8.3, а приведені дані про кореляцію цих параметрів за матеріалами вивчення магматичних порід Центрального Казахстану на 6300 зразках (А.К. Курськеєв, Б.М. Уразаєв, 1966 р.). Рівняння зв'язку при порівняно невисокому коефіцієнті кореляції, рівному 0,65, має вигляд
.
Г.Е.Кузнєцов (1966 р.) (рисунок 8.3, б) досліджував зв'язок між і для порід кристалічного фундаменту Волго-Камського краю. Поля кореляції в площині log і , побудовані для різних петрографічних груп порід, не дозволяють скласти кореляційних рівнянь. Однак загальна тенденція погодженої зміни густини і магнітної сприйнятливості очевидна, особливо в метаморфічних породах початкового основного складу.
Вивчення зв'язку між густиною і магнітною сприйнятливістю має велике значення при інтерпретації гравітаційних і магнітних аномалій, зумовлених магматогенними породами фундаменту. Однак наявність такого зв'язку не є обов'язковим і часто не спостерігається.
1 – метасоматичні утворення з початкових кислих і середніх порід –
біотитові гнейси і мікроклинові граніти;
2 — комплекс гнейсів з початкових осадових і магматичних порід;
3 — метаморфічні породи початкового основного складу — піроксенові гнейси, амфіболіти, чарнокіти, габбро-діабази, габбро-норіти
Рисунок 8.3 Залежності між густинною і магнітною сприйнятливістю. а — групові середні значення по 6300 зразкам для порід фундаменту Центрального Казахстану (по А.К.Курськеєву і Б. М. Уразаєву), б — для порід фундаменту Волго-Камського краю (по Г. Е. Кузнєцову):
Зв'язок між густиною і електричним опором. При вирішенні окремих прикладних задач, зокрема при інтерпретації даних високоточної гравіметрії в рамках комплексу досліджень по прямих методах пошуків, необхідно оцінити латеральну мінливість густини на добре вивчених бурінням площах. При відсутності матеріалів спеціального гравітаційного каротажу і даних таких методів, як ГГК, НГК і ГК, припустимо в ряді випадків одержання кореляційних зв'язків між густиною і електричним опором. Це відкриває шлях оцінки густини порід у природному заляганні за матеріалами електрокаротажу. В.П.Степанов і І.Ф.Мустафіна, виконавши обробку даних для 10 свердловин Бастрикського родовища Татарії, оцінивши середні електричні опори потужних порівняно однорідних пачок, одержали кореляційну залежність
(8.14)
перетворену в рівняння регресії
(8.15)
при коефіцієнті кореляції 0,98.
Існування аналогічних залежностей у конкретних умовах вимагає експериментальної перевірки.
Питання для самоконтролю
1. Охарактеризуйте зв’язок між швидкістю повздовжніх хвиль і густиною. Наведіть приклади.
2. Для яких середовищ має місце кореляція між електричними і пружними властивостями гірських порід?
3. У яких випадках можна оцінити зв’язок між середньою швидкістю пружних хвиль і геоелектричними параметрами товщі перекриття?
4. Наведіть приклади визначення швидкості пружних хвиль у породах за даними промислово-геофізичних параметрів.
5. Наведіть приклади зв’язку між густиною, електричним опором і промислово-геофізичними параметрами.
6. Який характер зв’язку між густиною і магнітною сприйнятливістю?
7. Охарактеризуйте зв’язок між густиною і електричним опором гірських порід.
Тематика домашніх завдань для студентів
заочної та дистанційної форм навчання
1. Складіть геолого-геофізичну модель розрізу району, в якому Ви працюєте. Охарактеризуйте породи через їх фізичні властивості, вкажіть на аномальні значення фізичних властивостей гірських порід у розрізі.
2. Складіть за літературними чи експериментальними даними таблицю фізичних властивостей для будь-яких 10 осадових порід. Проаналізуйте наведені дані і зробіть висновок щодо кореліруємості між окремими параметрами.
3. Проаналізуйте за літературними або експериментальними даними відповідність фізичних властивостей ефузивних порід їх інтрузивним аналогам. Вкажіть на причини розбіжності окремих параметрів для цього класу порід. Дані співставлень фізичних властивостей зведіть у таблиці.
4. Розрахуйте і побудуйте графіки зміни густини колектора – пісковика при умові зміни його пористості з 5 % до 25 % і заповнення його мінералізованою водою (В1,1103кг/м3), нафтою (Н0,90103кг/м3), газом (Г0,5103кг/м3). Проаналізуйте отримані результати і зробіть висновок щодо диференціації колектора як зі зміною коефіцієнта пористості, так і при заміні флюїда.
5. Розрахуйте електричний опір колектора пісковика, пористість якого змінюється від 5 % до 20 %, і в цих же межах змінюється мінералізація пластової води (NaCl). Покажіть, як зміниться питомий електричний опір колектора при заміні мінералізованої води нафтою.
6. Розрахуйте швидкість повздовжніх хвиль для глин, пісковика, вапняка при зміні коефіцієнта пористості від 0 до 30 %. Побудуйте за даними розрахунку графіки Vfкп і зробіть висновки із співставлення швидкостей повздовжніх хвиль для зазначених порід.
Література
1. Справочник геофизика. Под ред. Н.Б. Дортман. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых. М.: Недра, 1984, с
2. Вольвовский Б.С., Кунин Н.Я., Терехин Е.И. Краткий справочник по полевой геофизике. М.: Недра, 1977
3. Антипов В., Мельничук М.И., Лизанец В.Г. Взаимосвязь и обусловленность основных физических параметров горных пород. Изд-во Львовского Университета, 1969
4. Петкевич Г.У. Сейсмокаротажні дослідження в Передкарпатському прогині. АН УРСР, Київ, 1960
5. Справочник физических констант горных пород. Под ред. С. Кларка. М.: Мир, 1969
EMBED Photoshop.Image.6 \s
EMBED Photoshop.Image.5 \s
EMBED Photoshop.Image.5 \s
EMBED Photoshop.Image.5 \s
EMBED Photoshop.Image.5 \s
EMBED Photoshop.Image.5 \s
EMBED Photoshop.Image.5 \s
EMBED Photoshop.Image.5 \s
EMBED CorelDraw.Graphic.7
EMBED CorelDraw.Graphic.7