Петрофизика

Государственное образовательное учреждение

высшего профессионального образования

«КАЗАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

ПЕТРОФИЗИКА

Учебно-методическое пособие для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика» по программе «Методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых в промысловой и разведочной геофизики»

Казань

2009

Г.С.Хамидуллина -составитель

Петрофизика:
пособие для самостоятельного изучения лекционного курса слушателей повышения квалификации специальности «Геофизика». – Казань: Казанский государственный университет, 2009. 90с.

Настоящее учебно-методическое пособие преднозначено для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика», изучающих курс «Петрофизика», имеющих высшее негеологическое образование. Пособие может использоваться также студентами дневного и заочного отделений, обучающихся по специальности «Геофизика, но только как составная часть полного курса «Петрофизика». В работе приведены сведения о плотностных, упругих, магнитных, электрических, тепловых и радиоактивных свойствах химических элементов, минералов и горных пород, нефти и газа.

©Казанский государственный

университет, 2009

©Хамидуллина Г.С., 2009

Оглавление

Введение	5
Глава 1. Методика петрофизических исследований	6
1.1. Цели и задачи петрофизики	6
1.2. Методы изучения физических свойств	9
1.3. Характеристика основных геофизических свойств горных пород.	9
1.4. Статистические методы обработки определений физических свойств.	11
1.5. Построение петрофизических карт и разрезов	13
Контрольные вопросы к главе 1	17
Глава 2. Плотность и пористость минералов и горных пород	18
2.1. Плотность и пористость физических тел	18
2.2. Плотность минералов	20
2.3. Плотность магматических пород	25
2.4. Плотность метаморфических пород	26
2.5. Плотность и пористость осадочных пород	30
2.6. Плотность нефтей	36
2.7. Определение плотности	36
Контрольные вопросы к главе 2	37
Глава 3. Упругие свойства минералов и горных пород	38
3.1. Упругие параметры физических тел	38
3.2. Скорость упругих волн и упругие модули химических элементов и минералов	40
3.3 Скорости упругих волн в магматических и метаморфических породах	42
3.4. Скорости упругих волн в осадочных породах	45
3.5. Методы изучения упругих свойств	47
Контрольные вопросы к главе 3	48
Глава 4 Теплофизические свойства минералов и горных пород	49
4.1 Теплофизические параметры веществ и методы их измерения	49
4.2 Теплофизические параметры элементов, минералов и горных пород	50
4.3.Теплофизические параметры горных пород	52
Контрольные вопросы к главе 4	53
Глава 5. Магнитные свойства минералов и горных пород	54
5.1. Магнитные параметры физических тел	54
5.2. Магнитные свойства химических элементов и минералов.	59
5.3. Магнитные свойства горных пород	61
5.4. Магнитная восприимчивость нефти	64
5.5. Палеомагнитная характеристика горных пород	64
Контрольные вопросы к главе 5	65
Глава 6. Электрические свойства минералов и горных пород	66
6.1 Электрические свойства веществ	66
6.2. Удельное электрическое сопротивление элементов и минералов	68
6.3. Основные факторы, оказывающие влияние на удельное сопротивление минералов и горных пород.	69
6.4. Электрические свойства горных пород	72
6.5. Электрические свойства залежи нефти и газа	73
6.6. Методы определения электрических свойств горных пород	74
Контрольные вопросы к главе 6	74
Глава 7. Ядерно-физические (радиоактивные) свойства минералов и горных пород.	75
7.1. Естественная радиоактивность	75
7.2. Радиоактивность минералов и горных пород.	78
7.3. Искусственная радиоактивность, используемая в ядерной геофизике.	78
Контрольные вопросы к главе 6	81
Глава 8. Петрофизическое моделирование	82
8.1. Понятие о петрофизической модели	82
8.2. Формирование петрофизической модели	83
8.3. Выделение структурно-вещественных комплексов	84
Контрольные вопросы к главе 8	89
Список используемой литературы.	90

Введение

Учебно-методическое пособие предназначено для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика». В учебно-методическом пособии излагаются теоретические основы общефизических свойств горных пород: плотностных, упругих, тепловых, магнитных, электрических и ядерно-физических. В составлении учебно-методического пособия использовалась хрестоматийная литература по курсу «Петрофизика» ведущих отечественных геофизиков и петрофизиков: Кобрановой В.Н., Дортман Н.Б., Зинченко В.С., Вахрамеева Г.С. и др. В первой главе рассматриваются методы изучения петрофизических параметров и методы статистического анализа петрофизических данных. В последующих главах со второй по седьмую рассматриваются основные физические свойства. В главах сначала рассматриваются основные свойства веществ и минералов (минеральных ассоциаций) и завершаются обзором общих свойств горных пород и нефтей. Восьмая глава посвящена петрофизическому моделированию. В конце каждой главы предложены контрольные вопросы, на которые слушателям необходимо ответить в письменном виде.

Глава 1. Методика петрофизических исследований

1.1. Цели и задачи петрофизики

Для того чтобы правильно истолковывать измеренные физические поля, необходимо знать физические свойства среды, обусловившие физическое поле. То есть необходимо изучать физические свойства горных пород, слагающий изучаемый объект. Физические свойства это характерные качества, присущие веществам – твердым, жидким и газообразным: это плотность, упругость, магнитность, электропроводность, теплопроводность, радиоактивность и др /4,6,8/.

Исследование физических свойств веществ являются задачей физики твердых тел, жидкостей и газов, а также ее частных наук как магнетизм, электричество, и др.

В различных областях науки и техники изучаются разные физические свойства и параметры веществ, главным образом с целью их использования в промышленности.

Исследования физических свойств в геологии и геофизики, ведущиеся для изучения горных пород и руд, являются специфическими и характеризуются своими задачами, теорией, методикой. Эта область знаний выделена в науку петрофизику. Петрофизика изучает, главным образом, свойства геологических образований (пород) создающие физические поля, которые могут быть измерены геофизическими методами. Таким образом, можно считать, что прикладная геофизика базируется на такой науке как петрофизика.

Понятие «Петрофизики» было введено немецким геофизиком Ф. Фрёлихом в 1953 году, как прикладной раздел наук о Земле. Петрофизика находится на стыке таких наук как геология (петрология, литология, гидрогеология, инженерная геология и др.), геофизика (глубинная, региональная, разведочная) и физика вещества. В «западной» терминологии петрофизика имеет более широкое понятие и включает так же интерпретацию данных геофизических исследований скважин (ГИС).

Петрофизика предусматривает изучение /8/:

· физических величин (проницаемость, электропроводность, радиоактивность и др.), включающие понятия этих величин, единиц измерений;

· физических и физико-химических процессов, происходящих в горных породах, во время которых проявляется их физические и физико-химические свойства;

· предельные, средние, медианные и модальные значения (вариационные ряды) петрофизических величин и характеристик для типов и групп пород;

· связей петрофизических величин между собой и с другими величинами;

· локальных и региональных площадных изменений петрофизических величин, связанных с особенностями геологического строения тел или регионов, процессами магматизма, седиментации, деятельностью подземных вод, залежами полезных ископаемых;

Петрофизическая характеристика геологических образований составляет основу геофизики /4,6,8/. Характер распределения значений отдельных петрофизических величин в пределах геологических тел необходимо знать как для правильного проектирования полевых геофизических исследований, так и для истолкования их результатов. Важнейшее значение петрофизика имеет при геофизических исследованиях скважин, когда по комплексу измеряемых в скважине физических величин определяют вскрытые породы, выделяют среди них полезные ископаемые и оценивают их запасы.

Петрофизика применительно к геологическим наукам это область исследований физических свойств горных пород и руд с целью изучения геологического строения отдельных регионов, поисков и разведки полезных ископаемых.

Основными разделами петрофизики являются /4,6,8/:

· исследования природы каждого из многочисленных физических свойств горных пород, зависимости их от факторов различной природы;

· построение физической модели среды как непосредственно через измеренные свойства, так и по данным физико-математической интерпретации результатов различных геофизических методов;

· построение физико-геологических моделей среды (ФГМ) в ходе геологического истолкования геофизических материалов.

Физические свойства по природе и характеру закономерных изменений подразделяются на три группы (рис.1.1) (Дортман Н.Б., 1992):

I группа – плотность, упругость (скорость упругих волн, упругие модули), температура плавления – эти свойства обусловлены электронным строением и массой ядер атомов;

II группа – электрическая проводимость (и электрическое сопротивление), магнитная восприимчивость и намагниченность, теплопроводность и другие тепловые свойства – связаны с особенностями строения электронных орбит;

III группа – радиоактивные свойства – зависят от строения атомных ядер.

В общем случае периодичность изменения атомных радиусов элементов в периодической системе Д.И.Менделеева определяет периодичность изменения физических свойств I и II групп, направленное возрастание массы атомов обуславливает направленное изменение свойств II группы.

Рис.1.1. Схема связи физических свойств пород с атомным строением химических элементов

Комплекс работ при изучении петрофизических характеристик района (или целого региона) включает следующие виды исследований (Дортман Н.Б., 1984):

1. Определение физических свойств (плотности, намагниченности, скорости упругих волн, электрических свойств, радиоактивности, теплопроводности) различных геологических тел (однородных по физической характеристике) по геофизическим данным in situ (на поверхности и в скважинах).

2. Лабораторные исследования физических свойств горных пород и полезных ископаемых совместно с изучением петрографических и минералогических особенностей, включающих:

· Отбор образцов горных пород, в том числе коллекторов нефти и газа, руд, углей.

· Измерение физических свойств; петрографические, минераграфические определения;

· Статистическая обработка данных.

3. Изучение физических свойств горных пород на установках высокого давления и температуры.

4. Построение петрофизических карт и петрофизических разрезов на основании петрофизической классификации пород региона.

1.2. Методы изучения физических свойств

Физическую характеристику можно определить по полям, измеренных на поверхности земли, в воздухе, в скважинах, по физическим свойствам образцов горных пород. Аэро- и наземные съемки позволяют получить физическую характеристику пород в естественном залегании на различных глубинах, в том числе на глубинах недоступных бурению. Геофизические исследования скважин (ГИС) устанавливают характер линейного распределения исследуемых свойств в естественных условиях /4,6,8/.

Лабораторные методы позволяют получить высокую точность определения физического параметра в образце. Свойства образца при этом не всегда точно отражают свойства породы в естественном залегании. Так как физическое состояние образца в лабораторном эксперименте не соответствует породе, находящейся в естественном залегании в условиях обводненности, механических и тепловых напряжений и т.д. Кроме того, образец имеет различные приделы изменения состава. Играет роль и масштабный коэффициент, т.е. несовпадение малых объемов изучаемых образцов (истинные свойства) и больших объемов массивов (пластовые и осредненные свойства толщ) горных пород. Поэтому величины физических свойств, измеренных на образцах в лабораторных условиях и в естественном залегании, отличаются.

Однако большинство геологических (литология, механический состав, глинистость, пористость, статические деформационно-прочностные, некоторые водные свойства), а также физических (плотность, магнитные, электрические, упругие, тепловые, ядерные) свойств горных пород определяются в лабораторных условиях на образцах, взятых из обнажений, горных выработок и скважин (керн).

Некоторые свойства, например, деформационно-прочностные, магнитные (каппа-метрия), упругие (ультразвуковые) и др., определяются на опытных площадках, где коренные породы выходят на поверхность.

Водные свойства изучаются с помощью специальных гидрогеологических исследований (наливы воды в шурфы, откачки ее из скважины).

1.3. Характеристика основных геофизических свойств горных пород.

Свойства горных пород, получаемые в результате интерпретации данных геофизических методов исследования, необходимы в начале для петрофизического, а в последствии для геологического истолкования результатов и определения геологических свойств. Остановимся на краткой характеристике основных физических свойств горных пород /9/.

Латеральные (плановые) изменения плотности
горных пород приводят к появлению гравитационных аномалий, или аномалий приращения силы тяжести. Плотность разных пород изменяется в диапазоне от 1 до 3,5 г/см3
в зависимости от плотности минерального скелета, пустотности (пористости и трещиноватости), водогазонасыщенности, а также других факторов.

Все горные породы, находящиеся в магнитном поле, намагничиваются по-разному, так как обладают различными магнитными свойствами. Основным магнитным параметром горных пород является магнитная восприимчивость (каппа), представляющая собой коэффициент пропорциональности между интенсивностью намагничивания и напряженностью намагничивающего геомагнитного поля. Есть еще физическая величина как намагниченность, которая является магнитным моментом единицы объема и состоит из двух компонентов- индуцированного и остаточного магнитных моментов.

Большинство методов электроразведки основаны на определении удельного электрического сопротивления, измеряемого в Ом*м, или обратного ему параметра - электропроводности, измеряемой в сименсах (См). В практике электроразведки сопротивление часто определяют по кажущемуся сопротивлению (КС или ρ
k
), являющемуся сложной функцией параметров геологического разреза.

Главными факторами, влияющими на величины продольной скорости и поперечной скорости, являются: наличие структурных связей в породах жестких и отсутствие связей в рыхлых песчано-гравийных породах. Скорости увеличиваются с уменьшением пустотности (первичной пористости и вторичной трещиноватости), а для продольных волн - и водонасыщенности. Скорости поперечных волн не зависят от того, чем заполнены пустоты: воздухом или водой, а в жидкостях они не распространяются.

В терморазведке измеряемыми параметрами являются температура горных пород в градусах Цельсия (С°) или Кельвинах (К), градиенты температуры и величины теплового потока из земных недр в Вт/м2
. По ним рассчитываются основные тепловые (теплофизические) свойства: теплопроводность (в Вт/К*м), теплоемкость, температуропроводность.

Ядерно-физические свойства горных пород разделяются на естественные (радиоактивность) и искусственные (гамма-лучевые и нейтронные). Среди более 200 радиоактивных элементов наиболее распространены в земной коре: уран (U) - ~2*10-4
%, торий (Th) - ~7*10-4
% и калий-40 (К) - ~1,8 % (вместе около 99 %). Количественную оценку радиоактивности в радиометрии чаще всего рассчитывают в единицах уранового эквивалента: 1 eU = 1 Ur = 10-4
% U. Урановый эквивалент - это такая концентрация (масса) естественных радиоактивных элементов (ЕРЭ), которая эквивалентна излучению урановой руды с концентрацией урана 10-4
%. Радиоактивность горных пород определяется радиоактивностью минералов, содержащих ЕРЭ.

Гамма-лучевыми и нейтронными свойствами горных пород определяется их реакция при облучении их гамма-лучами или нейтронами разных энергий и длительности. По эффектам взаимодействия с ядрами и электронами атомов минералов, приводящим к замедлению, рассеянию и поглощению нейтронов, можно судить о химическом составе элементов, а также о плотности, пористости.

1.4. Статистические методы обработки определений физических свойств.

Статистическая обработка материалов состоит из двух этапов: предварительной обработки и математического анализа. Предварительная обработка заключается в составлении каталогов данных о составе и физических свойствах пород. Математический анализ позволяет установить основные закономерности изменения физических параметров и выделить петрофизические группы и ассоциации /4,8/.

При выделении петрофизических групп пород применяется метод группирования по наиболее общим и устойчивым признакам: генетическому типу, составу, текстурно-структурными особенностями, диагенезу и метаморфизму.

Для выяснения распределения физического параметра в пределах предварительно выделенной петрофизической группы используют вариационный ряд, где каждому значения параметра x или интервалу его изменения ΔN соответствует определенная повторяемость значений параметра (частота).

Оптимальная ширина интервала может быть вычислена по формуле Стерджесса :

, (1.1)

где xmax
,
xmin
– пределы распределения параметра; N – число значений в распределении.

Для характеристики петрофизической группы требуется не менее 20-30 образцов. Приведенный пример (таблица 1.1 и рис.1.2) взят из «Справочника геофизика. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых» под ред. Н.Б.Дортман, 1984г.

Таблица 1.1.

Пример составления вариационного ряда плотности пород

Интервал изменения плотности, г/см3	Частота ΔN	Частость , %	Накопление частоты ΣΔN	Накопление частоты , %
2,5-2,52 2,52-2,54 2,54-2,56 2,56-2,58 2,58-2,6 2,6-2,62 2,62-2,64	0 7 19 33 24 6 0	0 8 21 37 27 7 0	0 7 26 59 83 89 89	0 8 29 66 93 100 100

На вариационных кривых частость обозначена через N

На основании вариационного ряда может быть построена вариационная кривая и гистограмма или кривая накопления частот (рис.1.2).

Рис.1.2. Вариационные кривые и гистограммы распределения плотности

Форма вариационной кривой или гистограммы служат основным качественным критерием для выяснения правильности выделения петрофизической группы. Распределение параметра плотности и скорости распространения упругих волн в породах, не подвергшихся вторичным изменениям, обычно подчиняются нормальному закону, магнитная восприимчивость и намагниченность – логнормальному. Нормальный закон описывается функцией:

, (1.2)

где x
– значение параметра; - среднее арифметическое значение параметра; St
- стандарт распределения параметра.

Логнормальный закон описывается функцией:

, (1.3)

где y
– значение параметра; - среднее арифметическое значение логарифмов параметра; St
- стандарт распределения логарифмов параметра.

С целью проверки соответствия распределения тому или иному закону используют кривые накопленных частот, построенные в специальном вероятностном масштабе. В случае соответствия исследуемого распределения нормальному или логнормальному законам график будет выражаться прямой линией. Резкое несоответствие является показателем неоднородности совокупности/8/.

Вариационные кривые распределения петрофизических свойств пород, состоящих их нескольких максимумов, каждый из которых соответствует той или иной группе.

1.5. Построение петрофизических карт и разрезов

В данном параграфе представлены основные требования и положения для составления петрографических карт и разрезов рекомендованные «Справочником геофизика. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых» под ред. Н.Б.Дортман, 1984г.

Наиболее полное и наглядное представление о распределении физическох свойств геологических образований в дают карты:

1) петрофизические, отражающие распределение в плане петрофизических групп горных пород (или геологических формаций);

2) физических параметров, показывающие значения физических параметров пород (толщ) без учета их типа и состава;

3) специализированные – карты приведенных аномальных значений физических свойств горных пород, палеомагнитные и др.

Петрофизические карты

В основе легенд петрофизических карт лежит петрофизическая классификация горных пород, т.е. подразделение и группирование по физической характеристике пород различных генетических типов и петрографического (литологического) состава.

Классификацию пород района проводят с учетом их возраста или структурно-формационных комплексов. Карты строят раздельно – петроплотностные, петромагнитные, петроскоростные и др.

При построении карт стремятся:

· возможно полнее показать физическую латеральную неоднородность геологических образований района;

· отразить наиболее существенные закономерности изменения физической характеристики пород разного генезиса и состава;

· с наибольшей детальностью показать физическую характеристику рудоносных, угленосных и нефтегазоносных формаций и зон околорудных изменений (на крупномасштабных картах).

Петрофизические карты или карты физических свойств пород (петроплотностная, петромагнитная, петроэлектрическая, петроскоростная и др.), полученные по данным лабораторных измерений на образцах, являются фактической основой для петрографического (литологического) картирования изучаемой площади.

Масштабы карт определяются густотой точек наблюдения (средние расстояния между точками должны быть не больше 1 см в масштабе карты). Сечение изолиний на картах зависит от точности съемки и должно быть в 3 раза больше среднеквадратических или арифметических ошибок наблюдений.

Рекомендуется группировать физические свойства по интервалам их изменения буквенными индексами в алфавитном порядке.

Так, для плотности

при σ<2 г/см3
вводится индекс а
, далее с ростом σ на 0,05 г/см3
группам придаются индексы в виде букв русского алфавита: при σ = 2-2,05 (б
), 2,05-2,10 (в
), 2,10-2,15 (г
), ..., >3,2 (я
).

Магнитная восприимчивость

большинства ферро- и парамагнитных пород с χ < 100*10-5
ед. СИ обозначается заглавной буквой А
, а далее обозначают: при χ = 100-300 (Б
), 300-700 (В
), 700-1500 (Г
) и т.д. (с увеличением интервала группирования вдвое при χ >40000*10-5
ед. СИ (К
)).

Для скоростей продольных волн

вводится латинский алфавит: при Vp

= 2,0-2,3 км/с (а
) и далее скорости с интервалом 0,3 км/с обозначаются 2,4-2,7 (b
), 2,8-3,1 (с
), 3,2-3,5 (d
), ..., 7,6-7,9 (v
).

При необходимости дается более дробная индексация: a1, a2, ..., A1, A2, ..., d1, d2
и т.п.

Один или несколько интервалов группирования физических свойств, соответствующие определенным литологическим или стратиграфическим образованиям на геологической карте, заштриховываются или закрашиваются в соответствии с правилами оформления геологических карт. При достаточном количестве и качестве геологических данных, в том числе петрографических определений образцов, ведется петрографическое (литологическое) группирование пород по физическим свойствам.

Сначала выделяются основные генетические типы пород: магматические (интрузивные и эффузивные), метаморфические и осадочные, затем их подразделения (ультраосновные, основные, кислые, карбонатные, песчано-обломочные, глинистые) и, наконец, при достаточной информации дается более точный петрографический (литологический) состав.

Наиболее важно на картах выделить полезные ископаемые, характеризующиеся экстремальными значениями физических свойств. :

Окраска карт

Окраска карт подчинена принципу – показать наиболее выразительными средствами основное их содержание. Для петроплотностной карты принимается гамма цветов, отражающая плотность: сине-зеленые – желтые – желтые – коричневые - темно-коричневые. Интенсивность окраски усиливается от среднего значения плотности пород (2,5 г/см3
) в сторону ее уменьшения (до 1,8 г/см3
). И увеличения (до 3,2 г/см3
). Гамма цветов на петромагнитной карте более многообразна. Различным цветом показывается химический (литологический) состав пород:

Розово-красным

– кислый;

коричневым

– средний и высокоглиноземистый;

зеленым

– основной;

фиолетовым

– ультраосновной;

желтым

– щелочной;

желто-оранжевым

– песчаный;

голубым

– карбонатный;

серым

- глинистый и угленосный.

Увеличение интенсивности окраски каждого цвета соответствует повышению намагниченности пород. Например, слабомагнитное габбро окрашиваются в светло-зеленый цвет, магнитные – в зеленый, сильномагнитные – в темно-зеленый. Разный характер окраски обусловлен различным содержанием карт; наиболее информативно сопоставление плотности пород разного состава и намагниченности пород близкого состава.

Карты физических параметров

Карты плотности, магнитной восприимчивости, намагниченности, радиоактивности и других параметров строят по данным измерения образцов или по данным расчетов с использованием геофизических карт. Геологическая и петрофизическая характеристика пород на картах не отражается; она может быть приведена в обобщенных показателях.

Карты плотности и магнитной восприимчивости для складчатых районах и древних щитов строят в изолиниях по значениям параметра в каждой точке или по средним значениям для площади с определенным радиусом. Для платформенных областей карты строят в изолиниях параметров (преимущественно плотности) по средним значениям в целом для осадочного покрова или отдельных стратиграфических единиц.

Основное значение этих карт – использование при интерпретации гравитационного и магнитного полей с целью изучения глубинного строения земной коры. Кондиционность карт определяется равномерностью расположения точек исходных данных, а также проведением изолиний с учетом точности измерения параметров, возможности случайных ошибок из-за использования данных по выветрелым образцам.

Специализированные карты

Специализированные карты строят по величине параметров, выраженных в статистических характеристиках, в частности в отклонениях от среднего значения в единицах стандарта. Например, при построении карты приведенных аномальных значений плотности измеренное значение плотности σ переводится в значение плотности, нормированное по стандарту:

,

где - среднее арифметическое значение плотности данной группы пород; St
0
– стандарт распределения плотности данной группы пород.

Аномальными значениями петрофизического параметра считаются отклонения от среднего более чем на три стандарта. Карты строят для каждого параметра для отдельных участков. Они могут совмещаться и с петрофизическими картами.

По данным палеомагнитных исследований строятся палеомагнитные карты. Они отражают возраст пород по палеомагнитным данным, прямое или обратное направление вектора древней (синхронной) остаточной намагниченности, положение древнего магнитного полюса.

Петрофизические разрезы

Петрофизические разрезы дают представление об изменении физических свойств горных пород с глубиной залегания. Отличием петрофизических разрезов от геолого-геофизических является предварительное выделение петрофизических групп пород, т.е. дифференциация геологических комплексов (серий, свит) по петрофизической характеристике, оценке фациальных, структурных и текстурных изменений каждой петрофизической группы /9/.

Петрофизические разрезы условно подразделяются на:

· картировочные петрографические разрезы, которые строят в процессе геологической съемки с использованием геологических петрофизических данных и геофизических карт;

· петрофизические разрезы отдельных скважин, разрез которых составляют с использованием геологического изучения керна, данных определения петрофизических параметров по керну и каротажу, результатов опытно-фильтрационных работ в скважине.

· профильные петрофизические разрезы. Строятся схемы межскважинной корреляции пластов или горизонтов. В этом случае разрез отражает изменение петрофизической характеристики по вертикали и по латерали.

Контрольные вопросы к главе 1

1. Назовите три группы физических свойств отличающихся по природе и характеру закономерных изменений.

2. Отличаются ли физические свойства измеренные в лабораторных условиях от свойств пород в естественных условиях? Если да, то почему?

3. Чем отличаются карты физических параметров от специализированных карт?

Глава 2 Плотность и пористость минералов и горных пород

2.1. Плотность и пористость физических тел

Плотность является одним из основных физических параметров вещества /4,6,8/.. Плотность – это свойство вещества, характеризующиеся отношением его массы m к занимаемому объему V:

(2.1)

Плотность горных пород является параметром, который определяет гравитационное поле (Федынский В.В., 1967):

(2.2)

Таким образом, потенциал U
является ньютоновским потенциалом притяжения объемных масс, распределенных в объеме V
с плотностью σ
.

Плотность горной породы обозначается «σ
», и определяется как отношение массы горной породы (минерала) к объему породы (минерала), т.е. отношение массы твердой, жидкой и газовой фаз к его объему:

, (2.3)

где m
п
- масса образца породы, состоящей из массы твердой m
тв
, жидкости m
ж
и газа m
г
. Объем образца V
складывается из объема твердой V
тв
, жидкой V
ж
и газовой V
г
фаз.

Отношение твердой фазы породы к занимаемому объему твердой фазы называется минеральной плотностью
, и обозначается «δ
»:

. (2.4)

Единицей измерения плотности в системе СГС является г/см3
, в СИ – кг/м3
. В полевой геофизике плотность обычно обозначается «σ», и используют единицу измерения г/см3
.

Горная порода является многофазной системой, состоящей из твердой фазы (минерального скелета) и порового пространства, заполненного воздухом и жидкостью. Поры в горной породе могут сообщаться друг с другом или быть изолированы минеральным скелетом.

Пористость горной породы определяется совокупностью пустот в минеральном скелете породы и обозначается как «n
»:

. (2.5)

Отношение объема пор V
п
ко всему объему образца V
называется коэффициентом общей пористости:

. (2.6)

Единицей измерения пористости и коэффициента пористости являются проценты (%).

Масса жидкой фазы определяется с введением понятия относительной влагонасыщенности образца «p
». Если , то масса жидкой фазы определяется по формуле:

(2.7)

Плотность образца определяется по формуле:

(2.8)

Плотность водонасыщенных пород σв

определяется отношением массы горной породы с максимальной влажностью к объему породы. Принимая σж
=1
, p
=1
, определяем плотность водонасыщенного образца:

(2.9)

Плотность газонасыщенных σг

пород определяется отношением массы твердой фазы горной породы к объему, лишенной поровой влаги. То есть p
=0
и плотность газонасыщенного образца:

(2.11)

Плотность газоводонасыщенных пород σгв
определяется отношением горной породы с лабораторной влажностью к объему породы.

С плотностью связано понятие удельного веса. Однако в отличие от плотности удельный вес не является физико-химической характеристикой вещества, так как зависит от места измерения. Определяется как отношение веса горной породы (
P
)
к объему породы:

, (2.12)

где g – ускорение свободного падения в данной местности. Плотность равна удельному весу вещества на ширине 45° на уровне моря.

Плотность химически простых твердых веществ характеризуется постоянным, строго определенным значением. Плотность обусловлена электронным строением и массой ядер атомов. Большая часть массы атомов (99,95-99,97%) сосредоточены в ядрах. Масса атомов каждого химического элемента численно возрастает в порядке их расположения в Периодической системе элементов Д.И.Менделеева. Плотность элементов изменяется с определенной периодичностью. Для каждого периода (т.е. для ряда элементов имеющих одинаковые квантовые числа) наблюдается возрастание плотности и уменьшение атомного радиуса элементов в первой половине периода, и понижение плотности и увеличение атомного радиуса – во второй половине периода. Плотность увеличивается в каждой группе элементов по мере повышения атомной массы. Для каждого периода наблюдается свой уровень значений плотности, что соответствует дискретному изменению главных квантовых чисел электронов внешних орбит на единицу. Прослеживается закономерность в периодичности изменения орбитального квантового числа. Для sp
–
элементов наиболее существенное влияет изменение атомного радиуса. Эти элементы входят в состав большинства породообразующих минералов. Для d
–
элементов (все химические d
-
элементов принадлежат к металлам) плотность зависит преимущественно от массы ядер атомов (Дортман Н.Б., 1984).

Плотность твердых химических элементов изменяется в пределах 0,5 – 22,5 г/см3
. Наименьшую плотность имеет литий – 0,53 г/см3
и калий 0,86 г/см3
, наибольшую – иридий 22,5 г/см3
.

Плотность воздуха при нормальных условиях (температура 20°С и давление 0,1МПа) равна 0,0012 г/см3
(Зтнченко В.С., 2005).

Для углеводородных газов метана и пентана значения плотности составляют соответственно 0,000715 и 0,000317 г/см3
. Плотность природных подземных вод при нормальных условиях изменяется от значений 1,01 г/см3
(пресная вода) до 1,24 г/см3
(рассол). Дистиллированная вода при температуре 20°С характеризуется значением σ,
равным 0,9982 г/см3
.

Плотность нефти в зависимости от ее химического состава меняется в пределах 0,5-1 г/см3
.

2.2 Плотность минералов

Плотность минералов определяется массой составляющих их химических элементов и строением электронных оболочек атомов этих элементов, которые обуславливают, в свою очередь, формы кристаллической связи, конституцию и габитус кристаллов. Плотность минералов тем выше, чем больше они содержат атомов с повышенной относительной атомной массой и чем меньше их атомные (ионные) радиусы. С уменьшением атомных радиусов плотность упаковки атомов в единице объема возрастает.

Большинство породообразующих минералов имеют ионную или ковалентную форму кристаллической связи.

Породообразующие минералы характеризуются большим разнообразием структур и габитусов кристаллов. Повышение плотности обуславливается главным образом увеличением упаковки атомов в кристаллической решетке.

Плотность рудных минералов в основном зависит от их средневзвешенной относительной атомной массы. Увеличение плотности происходит главным образом за счет изменения массы при подчиненном влиянии структуры, что соответствует электронному строению атомов типа d для хрома, железа, свинца и других тяжелых элементов. Для них характерно ковалентно-металлическая и ионно-металлическая химическая связь. Значения плотности составляют 3,5-7,5 г/см3
. Самородные минералы (золото, серебро, платина, медь и др.) с металлической связью имеют самые высокие значения плотности (золото 19,32 г/см3
, серебро – 10,5 г/см3
, медь 8,9 г/см3
).

Примерами взаимосвязи между плотностью и структурой минералов могут служить любые полиморфные модификации: алмаз (плотность 3,51 г/см3
) и графит (2,23 г/см3
), пирит (2,013 г/см3
) и марказит (4,875 г/см3
), низкотемпературный α- кварц (2,65 г/см3
) и высокотемпературный β- кварц (2,51 г/см3
). При одинаковом химическом составе на плотность оказывают влияние межатомные расстояния и координационные числа*, зависящие также от характера химической связи, а при прочих равных условиях – и взаимное расположение групп атомов в разных полиморфных модификациях.

Для многих породообразующих и особенно рудных минералов типичны микропримеси. Эти включения незначительно сказываются на плотности минералов (менее 0,01 г/см3
).

Пористость минералов при образовании, как правило, близка к нулю. Однако при последующих процессах преобразования и стрессовых нагрузках, характерных для зон разломов, зон смятия и в других случаях, наблюдается не только трещиноватость пород, но и проявление микротрещиноватости минералов, что снижает плотность. К снижению плотности приводят химическое и механическое выветривание пород и гидротермально-метасоматические процессы, затрагивающие также минералы. Наиболее типичные значения плотности минералов и пределы вариации плотности приведены в таблице 2.1 (использованы данные Н.Б.Дортман, 1984).

Плотность, определенная для большинства минералов, изменяется от 0,98 г/см3
(лед) до 22,5 г/см3
(группа осмистого иридия – невьянскит, сысертскит). Минералы классифицируются на плотные ( >4 г/см3
), средние (от 2,5 до 4 г/см3
) и малой плотности ( <2,5г/см3
). К плотным минералам относятся: самородные металлы, сульфиды, за редким исключением (аурипигмент, реальгар), более половины из окислов и гидроокислов, редкие из силикатов (циркон), фосфатов (монацит, ксенотим), вольфраматы, некоторые из карбонатов (смитсонит), сульфатов (барит, англезит).

___________

* координационное число- в кристаллографии число ближайших к данной атому или иону соседних атомов или ионов в кристалле, находящихся от него на одинаковом расстоянии.

Плотность г/см3
, породообразующих и рудных минералов Таблица 2.1

Минерал	Химическая формула	Плотность чистых или наиболее распространенных разновидностей минерала	Вариации плотности минерала
Самородные элементы
Медь	Cu	-	8,5-8,9
Серебро	Ag	-	10,3-11,0
Золото	Au	-	15,0-19,5
Платина	Pt	-	13,1-21,5
Сера	S	2,0	-
Алмаз	C	3,52	-
Графит	C	2,2	2,09-2,25
Сульфиды
Халькозин	Cu2 S	-	5,5-5,8
Галенит	PbS	-	7,4-7,6
Сфалерит	ZnS	3,9-4	3,5-4,2
Киноварь	HgS	-	8,0-8.2
Никелин	NiAs	-	7,6-7,8
Халькопирит	CuFeS2	-	4,1-4,3
Станин	Cu2 FeSnS4	-	-
Борнит	Cu5 FeS4	-	4,9-5,2
Аурипигмент	As2 S2	-	3,4-3,5
Реальгар	As4 S4	-	3,5-3,6
Антимонит	Sb2 S3	-	4,5-4,6
Висмутин	Bi2 S3	-	6,4-6,7
Молибденит	MoS2	-	4,6-5,0
Пирит	FeS2	-	4,9-5
Марказит	FeS2	-	4,7-4,9
Арсенопирит	Fe[AsS]	-	5,9-6,0
Галогениды
Флюорит	CaF2	3,18	3,01-3,25
Галит	NaCl	2,168	-
Сильвин	KCl	1,99	-
Окислы, гидроокислы
Куприт	CuO2	6-6,15	5,85-6,15
Корунд	Al2 O3	4,0	-
Ильминит	FeTiO3	4,79	4,7-5,2
Гематит	Fe2 O3	-	5,0-5,3
Шпинель	MgAl2 O4	3,6	3,5-3,7
Магнетит	FeO4	-	5,0-5,2
Хромит	FeCr2 O4	-	4,8-5,2
Минерал	Химическая формула	Плотность чистых или наиболее распространенных разновидностей минерала	Вариации плотности минерала
Хризоберилл	BeAl2 O4	-	3,5-3,9
Рутил	TiO2	4,23	4,18-4,18-4
Касситерит	SnO2	7,03	6,8-7,1
Пиролюзит	MnO2	-	4,7-5
Перовскит	CaTiO3	-	4,0-4,2
Самарскит	(YU)(TaNb)2 O8	-	5,5-6,5
Уранинит	UO2	-	7,5-10,6
Опал	SiO2 *nH2 O	1,9-2,1	1,9-2,5
Бёмит	AlO(OH)	3,01	3,01-3,11
Диаспор	AlOOH	3,3-3,5	3-3,5
Гидроаргиллит	Al(OH)3	2,43	2,3-2,43
Карбонаты
Кальцит	Ca[CO3 ]	2,715	2,6-2,8
Арагонит	Ca[CO3 ]	2,9-3	2,85-3
Магнезит	Mg[CO3 ]	2,96	2,9-3,1
Доломит	CaMg[CO3 ]2	2,87	1,8-3,15
Сидерит	Fe[CO3 ]	3,89	3-3,9
Смитсонит	Zn[CO3 ]	-	4,1-4,5
Малахит	Сг[CO3 ](OH2 )	-	3,9-4,03
Сульфаты
Барит	Ba[SO4 ]	4,5	4,3-4,7
Целистин	Sr[SO4 ]	-	3,9-4,0
Ангидрит	Ca[SO4 ]	2,9	2,8-3
Англезит	Pb[SO4 ]	-	6,1-6,4
Гипс	Ca[SO4 ]2H2 O	2,3	2,3-2,4
Тенардит	Na[SO4 ]	-	2,6-2,7
Мирабилит	Na[SO4 ]10 H2 O	1,5	-
Алунит	KAl[SO4 ]2 (OH)6	2,58	2,5-2,8
Ярозит	KFe[SO4 ]2 (OH)6	-	3,1-6,3
Хроматы
Крокоит	Pb[CrO4 ]	6,0	-
Вольфраматы, молибдаты,
Шеелит	Ca[WO4 ]	-	5,8-6,2
Вольфрамит	(Mn,Fe)WO4	7,1-7,5	6,7-7,5
Повеллит	Ca[MoO4 ]	-	4,2-4,5
Вульфенит	Pb[MoO4 ]	-	6,3-7,0
Минерал	Химическая формула	Плотность чистых или наиболее распространенных разновидностей минерала	Вариации плотности минерала
Фосфаты, арсенаты, ванадаты
Монацит	Ce[PO4 ]	5,3	4,9-5,5
Ксенотим	YPO4	4,45-4,51	4,4-4,56
Апатит	Ca5 [PO4 ]3(F,Cl,OH)	3,18-3,21	3,16-3,27
Эритрин	Co[AsO4 ]2 8H2 O	-	2,9-3,1
Карнотит	K2 [UO2 ]2 [VO4 ]3H2 O	4,46	-
Бораты
Борацит	Mg3 B7 O13 Cl	2,9	-
Силикаты
Циркон	Zn[SiO4 ]	4,68-4,7	3,8-4,86
Дистен		3,5-3,7	-
Андалузит	Al[SiO4 ]O	3,1-3,2	3,1-3,22
Силлиманит	Al [Si Al O5 ]	3,23-3,25
Гранаты:
альмандин	Fe3 Al2 [SiO4 ]3	4,25	3,69-4,33
андрадит	Ca3 Fe2 [SiO4 ]3	3,75-3,78	3,64-3,9
гроссуляр	Ca3 Al2 [SiO4 ]3	3,53	3,53-3,71
пироп	Mg3 Al2 [SiO4 ]3	3,51	3,5-3,8
спессартин	Mn3 Al2 [SiO4 ]3	4,18-4,27	3,8-4,25
Сфен	CaTi[SiO4 ]O	3,4-3,56	3,29-3,56
Антофиллит	(MgFe)7 Ca [Si4 O11 ]2 [OH]2	3-3,15	2,8-3,4
Эпидоты:	Ca2 Al3 [Si2 O7 ] [SiO4 ]O[OH]
цоизит		3,25-3,36	-
Ортит		4,1	3,5-4,1
Кордиерит	(MgFe)2 [Si5 AlO18 ]	3,57-2,66	2,57-2,78
Турмалины:	(Na,Ca) (Mg,Al)6 [B3 Al3 Si6 (O,OH)
дравит		3,05	-
шерл		3,16	2,9-3,2
Пироксены:
волластонит	Ca [Si3 O9 ]	2,8-2,9	2,79-2,91
генденбергит	CaFe[Si2 O6 ]	3,55	3,5-3,6
эгирин	NaFe[Si2 O6 ]	3,5-3,56	3,43-3,6
Тальк	Mg3 [Si4 O10 ][OH]2	2,78	2,7-2,8
Пирофиллит	Al2 [Si4 O10 ][OH]2	-	2,66-2,9
Мусковит	KAl2 [AlSi3 O10 ][OH]2	2,76-3,1	2,5-3

В составе плотных минералов значительна концентрация частиц с большой атомной массой (свинец, ртуть, серебро, медь и др.) и малым атомным (ионным) радиусом. Большая часть всех минералов имеет среднюю плотность. Незначительное число минералов (10-15%) малой плотности. К ним относятся: самородные неметаллы – графит и сера; некоторые из окислов и гидроокислов (лед, опал); многие минерала класса силикатов (монтмориллонит, галлуазит); некоторые из галогенидов (галит, сильвин), карбонатов, боратов. Хорошая дифференциация минералов по плотности позволяет использовать эту величину для их распознавания.

2. 3. Плотность магматических пород

Основными факторами, определяющими плотность горных пород, являются: минералогический и химический состав главных породообразующих минералов; структурно-текстурные особенности; степень диагенеза и метаморфизма /4,6,8/.

Плотность магматических пород зависит главным образом от состава пород и растет с увеличением их осносвности:

· у кислых пород (64-78 % кремнезема SiO2
) плотность 2,5 – 2,7 г/см3
;

· у основных (44-53%) пород 2,8 – 3 г/см3
;

· ультраосновных (<44%) пород 3,0-3,3 г/см3
.

Возрастание плотности пород в нормальном ряду гранит-перидотит происходит в результате постепенного уменьшения содержания микроклина и кварца, увеличения количества основности плагиоклазов, появление пироксенов. При одинаковом количестве кремнезема плотность пород щелочного ряда ниже плотности пород нормального ряда, что объясняется высоким содержанием щелочных элементов с большим атомным радиусом, обусловливающим менее плотную упаковку атомов.

В плотностном отношении интрузивные породы одного типа достаточно однородны и сравнительно хорошо выдержаны. Их плотность слабо зависит от структурно-текстурных особенностей и возраста. Некоторое увеличение плотности наблюдается при наличии значительного количества акцессорных рудных минералов.

Примеры плотности изверженных и магнитных пород с увеличением основности:

Туф
средняя плотность 1,8 г/см3
;

Гранит
от 2,52 г/см3
до 2,81 г/см3
, средняя 2,67 г/см3
;

Сиенит
2,63 г/см3
до 2,9 г/см3
, средняя 2,76 г/см3
;

Диорит
2,8 г/см3
до 3,11 г/см3
, средняя 2,96 г/см3
;

Перидотит
3,15 г/см3
до 3,28 г/см3
, средняя 3,23 г/см3
Дунит
3,25 г/см3
до 3,33 г/см3
, средняя 3,39 г/см3
.

Эффузивные породы в целом подчиняются тем же закономерностям, что и интрузивные: плотность увеличивается от кислых к ультроосновным образованиям. Однако вследствие более высокой пористости плотность эффузивных пород меньше плотности их интрузивных аналогов.

2.4. Плотность метаморфических пород.

Под метаморфизмом понимают глубокое изменение и преобразование горных пород, происходящее под воздействие различных эндогенных процессов/4,6,8/.

Главными факторами метаморфизма горных пород являются: температура
, давление
всестороннее, и гидростатическое (в значительной степени определяется глубиной), стресс (давление, ориентированное в одном направлении или одностороннее), химически активные флюиды и газы, выделяющие из внедряющихся магм и поступающие с больших глубин из мантии.

Повышение температуры может быть связаны с погружением горных пород на большую глубину по мере накопления мощных осадков, тепловым воздействием магмы, проникающей в земную кору, местным повышением теплового потока, поступлением глубинных флюидов и др. процессами.

Давление приводит к деформации минералов и вызывает закономерную

пространственную ориентировку их в горных породах. Благодаря деформации возникают пути для перемещения паров воды и газов, что увеличивает интенсивность химических реакций.

Стресс способствует перекристаллизации минералов и горных пород.

В зависимости от сочетания перечисленных факторов форма проявления метаморфизма весьма разнообразна.

При метаморфических преобразованиях горных пород, приспосабливающихся к новым термодинамическим условиям, происходит изменение их физических свойств и, прежде всего, плотности.

Плотность изменяется за счет структурных перестроек при изохимических процессах. Изохимическим

метаморфизмом (ísos - равный) называют метаморфизм, когда не происходит привноса и выноса химически активных веществ (или их мало), состав горных пород почти не изменяется (например, преобразование известняка в мрамор) или изменяется в незначительной степени.

В том случае, когда метаморфические изменения сопровождаются значительным привносом вещества и выносом вещества, происходит замещение одних минералов другими, то есть происходит метасоматоз.

Изменение химического состава тоже приводит к изменению плотности.

Динамометаморфизм

(дислокационный), или катакластический

(от греч. катаклазо - разрушаю) метаморфизм

(приразломный) — происходит в верхних зонах земной коры, главным образом под влиянием сильного одностороннего давления - стресса. Он связан с тектоническими движениями, вызывающие разрывы в земной коре и перемещение по ним отдельных блоков. Вследствие этого катакластический метаморфизм локализуется вдоль разрывных тектонических нарушений, особенно с полого падающими поверхностями сместителей. В процессе перемещения пород по разломам при сравнительно низкой температуре происходит их разрушение и дробление. Изменяются текстурно-структурные особенности пород, но минеральный состав почти не меняется (или в малой степени). Все это сопровождается понижением плотности за счет текстурных изменений.

В более глубоких зонах, где температура повышается, механическое разрушение пород сменяется пластическими деформациями. Совместное воздействие высоких температур и давлений приводит к некоторому изменению минерального состава, вследствие перераспределения вещества. Сопровождение приноса вещества приводит, наоборот, к возрастанию плотности пород.

Автометаморфизм

— происходит в период застывания интрузивной магмы и становления магматических горных пород. Такой метаморфизм протекает в самом интрузивном теле (при его остывании и кристаллизации). Широко развиты процессы амфиболизации (замещение пироксена амфиболом), альбитизации основных плагиоклазов, серпентинизации ультраосновных пород (перидотитов, дунитов).

Серпентинизация пород характерна для большинства известных массивов гипербазитов. Изменение пород отмечается преимущественно с поверхности, но в ряде массивов оно захватывает глубокие горизонты (до 1000-1500 м), особенно вдоль разломов. В процессе серпентинизации происходит разложение минералов с высокой плотностью (пироксенов, оливина) и образование малоплотного серпентина при небольшом содержании магнетита и других акцессорных минералов. Процесс протекает постепенно и характеризуется также постепенным уменьшением плотности пород. Наименьшую плотность имеют серпентиниты. Их дальнейшее изменение – карбонатизация приводит к новому увеличению плотности.

Процесс амфиболизации наиболее характерен для габбро и габбро-норитов, но наблюдается также и в гипербозитах. При амфиболизации происходит разложение пироксена с образованием амфибола и плагиоклазов с кристаллизацией хлорита, серицита и эпидота, т.е. минералов с меньшей плотностью. Измененные породы, как следствие характеризуются пониженной плотностью.

Контактовый метаморфизм

. Этот тип метаморфизма связан с внедрением магмы в земную кору. Он наблюдается на контакте интрузий и вмещающих горных пород. При этом изменение происходит не только во вмещающих породах, но и в верхней части самих магматических интрузий. Изменение и преобразование горных пород, окружающих интрузивное тело, называют экзоконтактным

метаморфизмом. А изменение, происходящие в краевой части интрузии эндоконтактным

метаморфизмом. Здесь присутствуют широко идущие процессы метасоматоза и образование метасоматитов.

Процессы контактового метаморфизма могут быть без существенного изменения химического состава исходной породы, например при образовании роговиков (термальный метаморфизм); иногда они сопровождаются значительными метасоматическими изменениями. Возникающие при метаморфизме осадочных пород роговики характеризуются повышенной плотностью. Степень увеличения плотности определяется минеральным составом роговиков. Кристаллические сланцы, возникающие в результате контактового метаморфизма (с проявлением метасоматоза) глинистых и известково-глинистых осадочных пород, отличаются резко повышенной плотностью по сравнению с исходными породами, что обусловлено появлением минералов с высокой плотностью и резким уменьшением пористости пород.

Региональный метаморфизм

проникает на большую глубину и захватывает значительные площади. Факторами регионального метаморфизма являются подъем температуры, давления, воздействием флюидов. В зависимости от их соотношения меняется и степень метаморфизма.

Усиление степени метаморфизма от зелено-каменной фации к эклогитовой сопровождается увеличением плотности. Главное свойство является снижение пористости. Пористость становится 1-2%. Дальнейшее повышение степени метаморфизма, сопровождается увеличением плотности. Это происходит вследствие образования полиморфных модификаций минералов с более уплотненными кристаллическими решетками. При этом первоначальный состав оказывает настолько существенное влияние, что кислые породы высоких стадий метаморфизма имеют меньшую плотность, чем основные породы более низких стадий.

Ультраметаморфизм

особая крайняя стадия регионального метаморфизма, происходящего в глубоких зонах складчатый областей. Процессы ультраметаморфизма вызывают наиболее глубокое изменение горных пород, при котором происходит перекристаллизация, метасоматоз, селективное или полное расплавление. Все эти преобразования сопровождаются разуплотнением

пород, что свидетельствует об их приспособлении к условиям более низких давлений и о протекании процессе в условиях повышенных температур.

Частично- или полно- расплавленные горные породы проникают во вмещающие породы. Образуются смешанные породы, состоящие из материала исходной породы и расплава. Эти породы называют мигматиты. Разновидностью мигматитовой формации является чарнокитовая формация. Считается, что чарнокитизация и гранитизация пород – одно из наиболее ярких проявлений ультраметаморфизма. Процессы чарнокитизации и гранитизации (мигматизации) приводят к существенному изменению физических характеристик пород в связи с образованием иных минеральных ассоциаций.

Наблюдается непрерывный ряд формаций:

· габбро-диорит-чарнокитовая
формация, типичная для архея, характеризуется в среднем повышенной плотностью (σср
= 2,75 г/см3
) при больших дисперсиях параметра.

· Чарнокит-диорит-гранитовая
формация (также развитая в архейских структурах) имеет плотность 2,65-2,74 г/см3
.

· Плотность пород чарнокит-гранитовой
формации, характерной для протерозоя, составляет 2,6-2,7 г/см3
.

· Мигматит-гранитовые
формации характеризуются выдержанной плотностью, преимущественно равной 2,6-2,65 г/см3
.

Таким образом, в процессе чарнокитизации и гранитизации происходит понижение основности и плотности пород, связанное с уменьшением давления и температуры при подъеме блоков из нижних горизонтов земной коры к ее верней части.

Регрессивный метаморфизм или диафторез

- связан с изменением термодинамических условий в сторону уменьшения температуры и давления.

Метаморфические горные породы, образовавшиеся при высоких температурах и давлениях вследствие восходящих тектонических движений или других причин, могут оказаться в иных термодинамических условиях. В этих случаях происходит процесс наложения низкотемпературных минеральных ассоциациях на породы, сформированные при более высоких температурах. Это регрессивный метаморфизм.

При регрессивном метаморфизме и диафторезе плотность пород уменьшается. Если эти процессам сопутствует милонитизация, то есть процесс раздробления и перетирания горных пород, то образующиеся кристаллические сланцы отличаются резко пониженной плотностью. Так как вследствие микротрещиноватости увеличивается пористость. Таким образом, низкотемпературные минералы характеризуются более низкой плотностью по сравнению с высокотемпературными минералами.

2.5. Плотность и пористость осадочных пород.

Плотность осадочных пород определяется в первую очередь их пористостью, обусловленной структурой и диагенезом пород, в меньшей степени минеральным составом /4,6,8/.

Пористость в широком смысле этого слова это доля объема пор в общем объеме пористого тела.

Зависимость между плотностью и пористостью горных пород выражается уравнением 2.11 и 2.8.

В целом точность определения плотности комплексов горных пород по корреляционным зависимостям составляет 0,02-0,06 г/см3
. Для осадочных пород И.Н.Михайловым и Э.О. Тарасовой установлена зависимость:

(2.13)

Плотность минералов, образующих горные породы, может отличаться от плотности химически чистых самородных кристаллов. Вариации плотности минералов могут составлять 0,01-0,1 г/см3
, иногда достигают 0,3г/см3
за счет неоднородности химического состава, наличия посторонних микропримесей и микротрещиноватости.

Пористость скальных пород незначительна и обычно изменяется от долей процента до нескольких процентов: у полускальных она может достигать 15-20%. Исключение составляет некоторые эффузивы: базальты, туфы, туффиты, а также некоторые известняки-ракушечники, мел, опоки и др., пористость которых достигает 30-35% (Зинченко В.С., 2005).

Общая пористость песчаных и глинистых пород изменяется в довольно широких пределах в зависимости от формы и размера слагающих их частиц, плотности сложения, сечения и характера цементации.

Пористость неоднородных по гранулометрическому составу пород обычно меньше, чем однородных, хорошо отсортированных, так как в неоднородных породах более мелкие частицы располагаются среди более крупных и общая плотность упаковки повышается. Чем меньше коэффициент неоднородности гранулометрического состава пород, тем выше их пористость (Зинченко В.С., 2005).

Существенное слияние на пористость пород оказывает плотность сложения. В зависимости от плотности укладки равновеликих частиц шарообразной форме независимо от их размера коэффициент пористости может изменяться от 26% при тетраэдрической укладке частиц до 48% при кубической (рис.2.2).

а б в

Рис.2.1. Изменение пористости породы, состоящей из равновеликих частиц шаообразной формы, в зависимости от плотности их сложения:

а – наиболее рыхлое сложение (kп
=48%), б – средней плотности (kп
=40%), в – наиболее плотное (kп
=26%) (Зинченко В.С., 2005).

У пород тонкозернистых (тонкодисперсных) пористость выше, чем у пород грубодисперсных с меньшей удельной поверхностью. В соответствии с этим общая пористость глинистых пород обычно выше, чем пористость песков, гравелитов и других обломочных пород, хотя поры и пустоты у последних крупнее. У некоторых типов глин она может достигать 60%.

По общей пористостью горные породы подразделяются на три группы:

1) с низкой пористостью, k
п
<5%;

2) со средней пористостью k
п
=5-20%;

3) с высокой пористостью k
п
> 20%.

По условиям происхождения различают пористость первичную (сингенетичную) и вторичную (эпигенетичную). Первичная пористость возникает в процессе формирования породы. Вторичная пористость в горных породах (каверны, трещины, каналы) возникают в результате перекристаллизации элементов, составляющих породу, растворения и выщелачивания отдельных минералов и цемента, уплотнения и разуплотнения при воздействии тектонических сил, физического выветривания.

В зависимости от причин, порождающих трещиноватость горных пород, а также от структуры, текстуры, минералогического состава в горных породах образуются различные трещины по ширине (раскрытости), длине и ориентировке в пространстве. Отсюда выделяются следующие типы пород, пустотное пространство образовано межгранулярными (межзерновыми, первичными) порами, то есть коллекторами (Зинченко В.С., 2005):

1) коллекторы кавернозного типа, приуроченные, в основном, к карбонатным породам с кавернами и карстом, связанными между собой микротрещинами, по которым осуществляется фильтрация жидкостей и газов;

2) коллекторы трещинного типа, приуроченные к карбонатным породам, плотным песчаникам, хрупким сланцам, пронизанным трещинам, из которых фильтрация происходит только по трещинам с раскрытостью 0,005-0,01 мм;

3) коллекторы смешанные, представляющие собой сочетания и переходы по площади к размеру первого, второго типа и пористого коллектора.

Поры в породах могут быть связаны между собой и с атмосферой или изолированы друг от друга. В первом случае говорят об открытой, а во втором – о закрытой пористостью. Сумма объемов открытых и закрытых пор породы является ее общей пористость:

V
пор
=
V
п.о
+
V
п.з
(2.14)

В слабоглинистых, высокопористых рыхлых породах общая и открытая пористости отличаются незначительно. В глинистых породах, в которых присутствуют, в основном, субкапилярные поры, различие может быть значительным.

В нефтепромысловой геологии при гидродинамических расчетах используют понятие эффективной и динамической пористости.

Коэффициент эффективной пористости k
пэф
характеризует полезную емкость породы по отношению к нефти или газу и представляет собой объем открытых пор за исключением объема заполненного физически связанной и капиллярно-удерживаемой водой:

(2.15)

где kп.св
– коэффициент водонасыщения, определяющий содержание связанной воды в единице объема пор; Vв.св
- объем связанной воды.

Динамическая пористость kп.д.
представляет собой отношение объема фильтрующейся жидкости в породе к объему породы при заданной градиенте давления:

, (2.16)

где V
д
– объем фильтрующейся жидкости; V
– объем образца в породе. Объем V
д
определяет количество извлекаемой нефти и газа.

Плотность породообразующих минералов песчано-обломочных и глинистых пород 2,5-3 г/см3
, а карбонатных и гидрохимических 1,9-3 г/см3
. Минеральная плотность пород, т.е. средняя плотность минерального скелета, изменяется в пределах 2,58-2,86 г/см3
в песчано-обломочных и 2,16—3 г/см3
в хемогенных образованиях.

Значения плотности некоторых типов осадочных пород:

Глина 2,2-2,5

Аргиллит 2,3-2,4

Песок 1,5-1,7

Алевролит 2,1-2,5

Песчаник 2,1-2,4

Мергель 2,2-2,4

Известняк 2,4-2,6

Доломит 2,5-2,6

Гипс 2,4-2,5

Ангидрит 2,6-2,8

Плотностная характеристика геологического разреза также зависит от плотности жидкой и газообразной фаз и от геохимической деятельности пластовых вод. В естественном залегании осадочные породы, расположенные ниже уровня грунтовых вод, характеризуются относительной влажностью ω=0,8÷1. Основными факторами, определяющими плотность воды, является ее минерализация и температура. Например, увеличение общей минерализации на каждые 40 г/л приводит к увеличению плотности воды на 0,025 г/см3
(Зинченко В.С., 2005).

При пористости песчаников в 20% и заполнении пор газом их плотность будет ниже на 10-15%, чем у водонасыщенных песчаников. Зависимость плотности воды от температуры заметно проявляется при замерзании воды. Плотность воды при этом уменьшается примерно на 0,1 г/см3
. При высокой весовой влажности изменение воды на 0,1-0,15 г/см3
может обусловить изменение плотности породы до 0,12 г/см3
.

Минеральная плотность большинства осадочных пород изменяется в пределах 2,56-2,88 г/см3
, т.е. относительное изменение составляет примерно 15 %. Влияние минеральной плотности проявляется лишь в породах с низкой пористостью. Для осадочных пород характерна высокая пористость, достигающая 30-40%.

Таким образом, плотность осадочных пород в значительной мере определяется их пористостью. В общем случае диапазон изменения плотности осадочных пород составляет 1,2-3 г/см3
. Наиболее характерные значения находятся в пределах 1,5-2,8 г/см3
.

На плотность песчано-глинистых пород существенное влияние оказывает степень их диагенеза*. К причинам, обуславливающим диагенез пород, относится гравитационное уплотнение, вызванное нагрузкой вышележащих толщ, давлением при складчатых деформациях, тектонической деятельностью. Закономерность изменения пористости и плотности одновозрастных водонасыщенных пород одинакового состава может быть описана с помощью эмпирических соотношений (М.Л.Озерская):

(2.17)

, (2.18)

где - предельное значение пористости при H
=0
; H – глубина залегания пород; - минеральная плотность.

Наибольшей способностью к уплотнению обладают глины. В свежееотложенных глинистых осадках пористость составляет 80%, а плотность уменьшается на 35-40%, а плотность возрастает до 1,8-2,08 г/см3
. При значительных нагрузках и мощности толщи перекрывающих пород около 3 км плотность аргиллитов может составлять 2,4-2,5 г/см3
. Дальнейшее уплотнение возможно лишь при перекристаллизации частиц, наблюдаемой в глинистых сланцах.

Пески и песчанки, в отличие от глин, более резко реагируют на гравитационное уплотнение. Хорошо отсортированный песок на дне водоема может иметь пористость около 40%. На глубинах 1-1,5 км пористость песка под действием нагрузки вышележащих толщ уменьшаться до 6-10% за счет перегруппировки и дробления зерен. Резкое уплотнение песчаников происходит преимущественно при небольших нагрузках. На глубинах 1-2 км их плотность достигает значений 2,4-2,6 г/см3
.

__________

* Под диагенезом понимается только преобразование осадка в собственно осадочную породу

Нужно заметить, что средняя плотность нередко уменьшается к своду локальных положительных структур в связи с тенденцией обломочных пород становиться в этом направлении грубее. К своду локальных структур обычно уменьшается глинистость обломочных пород и возрастает их отсортированность и пористость, что приводит к снижению плотности пород.

Превращение карбонатных осадков в породу и их уплотнение происходит также при сравнительно небольших статических давлениях. На глубинах до 1 км плотность известняков и доломитов составляет 2,5-2,6 г/см3
.

За счет дальнейшего диагенеза и перекристаллизации плотность карбонатных пород увеличивается незначительно.

Плотность карбонатных пород положительных структур тесно связана с их положением на структуре. Обычно на своде структур развиты преимущественно известняки, а по направлению к крыльям возрастает содержание доломитов, что способствует росту плотности. Уменьшение плотности к своду также связано с возрастанием их трещиноватости (Кобранова В.Н., 1986).

Определенные закономерности в распределении плотности прослеживаются и в карбонатно-глинистых толщах. При их образовании карбонатный материал размещается в повышенных, а глинистый – в пониженных участках палеорельефа дна. Это приводит к увеличению плотности на участках развития карбонатных пород.

Для гидрохимических осадков диагенез пород не имеет существенного значения, поскольку эти породы уже на стадии осадконакопления характеризуются минимальной пористостью. Как следствие диагенеза пород с глубиной отмечается повышение плотности с увеличением возраста пород.

Влияние литологического состава на плотность осадочных пород сравнительно невелико, но для некоторых разновидностей заметно: ангидрит 2,9 г/см3
, гипс - 2,3 г/см3
, каменная соль – 2,1 г/см3
.

Наличие акцессорных минералов (сидерита, пирита и др.) повышает на 0,1-0,2 г/см3
. Особенно это характерно для осадочных образований складчатых регионов и областей сноса в платформенном чехле. Большое влияние на величину плотности пород оказывает состав цемента. Замена глинистого цемента в песчаниках и конгломератах на карбонатный увеличивает их плотность на 0,2 г/см3
. В то же время присутствие глинистого цемента в карбонатных породах снижает их плотность. Широкие предела изменения плотности в рамках даже одной литологической разности свидетельствуют о необходимости выделения более дробных петроплотностных групп. Например, по плотности среди песчаников до сильносцементированных. Группа известняков может вмещать 4-5 разностей от известняка рыхлого с плотностью 1,8-2,25 г/см3
до известняка кристаллического с плотностью 2,7-2,9 г/см3
.

Обогащение породы рудными минералами ведет к увеличению ее плотности до 3,5-4,0 г/см3
в зависимости от их плотности и процентного содержания. Плотность руд, как правило, очень высокая (3,5- до 5 г/см3
) но окисленные руды имеют небольшую плотность (1,5-2,0 г/см3
).

2.6. Плотность нефтей

Плотность нефтей колеблется в пределах 0,75-0,98 г/см3
(t=20°С), чаще всего в пределах 0,82-0,92 /4,6,8/. Она зависит, во-первых, от содержания в ней легких низкокипящих – бензиновых и лигроиновых фракций, во-вторых, от содержания асфальтово-смолистых компонентов, обладающих плотностью порядка 1 и выше, в-третьих, от химической природы углеводородов, составляющих основную массу нефти. Первая зависимость обратная, вторая – прямая, при этом первая зависимость в общем случае имеет большее значение, чем вторая. Третья зависимость проявляется в том, что метановые нефти (ряд алканов Сn
H2
n
+2
) легче нафтеновых (ряд циклоалканов С2
H2
n
-2
), а последние в свою очередь легче ароматических (Сn
H2
n
-
p
, p=6,12 ..36).

Величина эффективной плотности залежи может быть по следующей формуле:

, (2.19)

где σз
– эффективная плотность залежи; σв
– плотность пластовой воды; σн.г
– плотность нефти и газа в естественных условиях; k
п
– коэффициент пористости; k
н.г.
– коэффициент нефтегазонасыщения, определяющий степень заполнения объема пор нефтью и газом.

Проведенные рядом исследователей расчеты позволяют считать, что для газовых залежей σз
в среднем составляет –(0,1-0,25) г/см3
, а для нефтяных залежей – (0,05-0,1) г/см3
. С глубиной при увеличении всестороннего давления плотность пород-коллекторов увеличивается, а пористость уменьшается, хотя довольно медленно (Березкин В.М.).

2.7. Определение плотности

Для определения плотности отбирают образцы горных пород из обнажений, горных выработок, скважин. Масса образцов должна быть 150-200 г. Для каждой разновидности породы отбирают до 50-100 образцов. Отбираемые образцы должны достаточно полно характеризовать геологический разрез. Для влагоемких пород плотность следует определять по свежим образцам с сохранением их естественной влажности.

Плотность твердых пород определяют гидростатическим взвешиванием с помощью специального прибора – денситометра Самсонова. Прибор позволяет определять плотность быстро и с высокой точностью (0,01-0,02 г/см3
).

Для измерения плотности пород в условиях их естественного залегания используют радиоактивные методы (гамма-гаммма-метод в полевом и скважином варианте). Среднюю плотность пород можно определить по данным гравиметрических съемок вдоль профилей, пересекающие характерные формы рельефа. Плотность промежуточного слоя определяют способами Неттльтона, наименьших квадратов, путем решения систем избыточных уравнений по способу Коши. Среднюю плотность горных пород находят также по данным ускорения силы тяжести в горных выработках и скважинах.

Контрольные вопросы к главе 2.

1. От каких факторов зависит плотность горных пород?

2. Охарактеризуйте связь между плотностью и пористостью?

3. Какие закономерности плотности наблюдаются в сводах структур?

Глава 3. Упругие свойства минералов и горных пород

3.1. Упругие параметры физических тел

Упругость – свойство вещества оказывать влияющей на него силе механическое сопротивление и принимать после её спада исходную форму. Противоположность упругости называется пластичность /1,4,6,8/.

Упругость тел – одна из основных физических констант, связанная с внутренним строением вещества.

Упругость характеризует свойство веществ сопротивляться изменению их объема и формы (твердые тела) или только объема (жидкости, газы) под воздействием механических напряжений, что обуславливается возрастанием внутренней энергии веществ.

При упругих деформациях вещество восстанавливает свои первоначальные объем и форму после прекращения действия сил, вызывающих их деформацию. Количественными характеристиками упругих свойств являются модули упругости. В простейших случаях малых деформаций зависимость линейная – и действует закон Гука, на котором основана теория упругости. Согласно этой теории малые деформации пропорциональны приложенной нагрузке:

(3.1, 3.2 )

где Δ
l
/
l
и Δ
d
/
d
–относительная продольная и поперечная деформация; - приложенная к телу нагрузка в кг, S
– площадь поперечного сечения тела в м2
; /S
– напряжение.

1) модуль Юнга E
(модуль продольной упругости) – это отношение нормального напряжения к относительному удлинению, вызванному этим напряжением в направлении его действия. Модуль Юнга характеризует способность тел сопротивляться деформации растяжения или сжатия: , (3.3)

где p – нормальное растяжение, - относительное удлинение.

Единица измерения модуля Юнга в системе СИ: Па (паскаль), в системе СГС дин/см2
.

2) коэффициент Пуассона σП

(коэффициент поперечного сжатия) – отношение поперечного сжатия тела при одноосном растяжении к продольному удлинению. Коэффициент Пуассона равен абсолютному значению отношения относительной поперечной деформации тела к относительной продольной деформации:

, , (3.4, 3.5)

где ε
x
, ε
y
, ε
z

– деформации по соответствующим осям.

В твердых породах коэффициент Пуассона изменяется от 0,1- до 0,4. Чем больше значение коэффициента Пуассона, тем больше порода может деформироваться. Более однородные по минеральному составу породу характеризуются более низкими значениями коэффициента Пуассона.

3) константы Ламе λ:

, (3.6)

где K
модуль объемного сжатия.

4) модуль сдвига G. Модуль сдвига определяет способность тел сопротивляться изменению формы при сохранении их объема:

, (3.7)

где r
– касательное напряжение; α
– угол сдвига.

Модуль сдвига численно равен другой константе Ламе:

(3.8)

Возникающие в телах под действием механического напряжения деформации имеют различный характер и вызывает разные по природе деформации растяжения – сжатия, поперечные – деформации сдвига. Скорость упругих волн равна отношению длины пути соответствующей волны к времени пробега этого пути:

;
(3.9, 3.10)

Для геофизиков большое значение имеют скорости, которые связаны с модулями упругости и плотностью.

Скорость продольных упругих волн или упругих колебаний, возникающих вследствие деформаций растяжение-сжатие в любой среде:

(3.11)

Скорость поперечных волн или упругих колебаний, возникающих вследствие деформаций сдвига в твердой среде:

(3.12)

Скорости vp
и vs
в принципе независимые величины. Связь между ними осуществляется через коэффициент Пуассона:

(3.13)

При сейсморазведочных работах вычисляют ряд скоростных параметров разреза: граничную, пластовую, среднюю, эффективную и лучевую скорости.

Распространение упругих колебаний сопровождается затуханием их амплитуды по мере удаления от источника. Амплитуда A
гармонической волны с частотой w
убывает с расстоянием l
в однородной поглощающей среде по закону:

, (3.14)

где A
0
– амплитуда волны в некоторой фиксированной (начальной) точке; n
- показатель расхождения фронта волны; α
– коэффициент поглощения.

Коэффициент поглощения измеряется м-1
. Коэффициент поглощения упругих колебаний зависит от свойств среды. Чем ниже скорость распространения упругих колебаний в породе, тем выше значение коэффициента поглощения. С увеличением пористости коэффициент поглощения растет.

3.2. Скорость упругих волн и упругие модули химических элементов и минералов

По упругим характеристикам химические элементы весьма неоднородны. В упругой характеристике элементов играют роль их электронная оболочка, которая является упругой средой, и ядра атомов, обладающие различной массой. Данные о скорости распространения продольных упругих волн в элементах были получены экспериментально или рассчитаны по модулям упругости.

Наблюдается корреляция с плотностью и атомными радиусами в пределах периода. Скорость увеличивается в элементах первой половины каждого периода и уменьшается в элементах второй половины каждого периода. Наибольшая зависимость скорости от атомного радиуса установлена у sp-
элементов с большим размерами атомов. Зависимость скорости у sp-элементов от атомной массы – незначительна. Для d-
элементов скорость в основном определяется атомной массой вещества. Скорость уменьшается при увеличении массы вещества. Это справедливо и для скоростей продольных волн и для скоростей поперечных волн. Поскольку они связаны соотношением .

Упругие модули в элементах изменяются, как и скорости продольны волн, в зависимости от величины атомного радиуса элемента и его атомной массы.

Упругие свойства минералов определяются характеристиками их внутреннего строения. Наиболее информативной характеристикой является плотность упаковки атомов ω в единице объема вещества. Параметр ω обратно пропорционален атомному радиусу. Чем больше плотность упаковки, тем меньше атомный радиус. Значение параметра вычисляется по формуле (Н.З.Евзикова, Ю.В.Казицин, В.А. Рудник):

. (3.15)

Скорость упругих волн увеличивается с ростом плотности упаковки и уменьшается с ростом средней атомной массы, являющейся мерой инерционности вещества.

Скорость продольных волн в минералах изменяется от 2000 до 18000 м/с, поперечных от 1100 до 10000 м/с. Низкие скорости характерны для самородных металлов (золото, платина), высокие – для алюмосиликатных и окисных безжелезистых минералов (топаз, шпинель, корунд), наибольшая скорость упругих волн установлена в алмазе.

Характер изменения скорости упругих волн в элементах, минералах и горных породах имеет два типа связи между скоростью продольных волн и плотностью твердых образований: ; .

К первому типу относятся большинство твердых петрогенных элементов и породообразующие минералы (силикатные и частично окисные), состоящие преимущественно из элементов со структурой типа sp
. Скорость упругих волн и плотность этих элементов в значительной степени зависят от плотности упаковки атомов в кристалле и его структуры. Плотность минералов первого типа со

ставляет 0,5-4,5 г/см3
, то есть они относятся к минералам с малой и средней плотностью. Скорость продольных волн изменяется от 1км/с до 18 км/с. Для минералов первого типа по мере возрастания плотности минералов наблюдается увеличение скорости упругих волн, то есть прямая зависимость, несмотря на то, что плотность в формуле (3.11) входит в знаменатель. Это как будто противоречит рассматриваемым формулам.

Уравнение связи между σ
и vP
в образованиях первого типа имеет вид:

, (3.16)

где vp
0
=6 км/с.

По мере возрастания плотности минералов наблюдается еще большее увеличение модуля Юнга и модуля сдвига. Это возрастание параметров связано, главным образом, с увеличением плотности упаковки атомов ω в кристаллах. Для породообразующих минералов ω изменяется от 72 до 94, а в алмазе достигает 176. В результате происходит увеличение скоростей. Для коэффициента Пуассона закономерных изменений не наблюдаются. Однако в формулы, определяющие скорости продольных и поперечных волн величина коэффициента Пуассона входит таким образом, что даже небольшие его вариации сильно сказываются на значения vP
и vS
. Наименьшие значения коэффициента Пуассона характерно для кварца (0,05-0,10). Пониженные значения σП
свойственны гематиту и пириту ( в среднем 0,15).

Ко второму типу относятся тяжелые металлы, сульфиды, окисные рудные минералы и самородные металлы, состоящие преимущественно из элементов со структурой типа d
. В этих элементах и минералах существенное слияние на физические параметры оказывает атомная масса. Модуль Юнга и модуль сдвига, скорость упругих волн уменьшается с ростом плотности. В минералах второго типа наблюдается некоторое уменьшение плотности упаковки атомов в веществе и значительное увеличение их средней атомной массы (от 20 до 200 а.е.м).

Таким образом, наиболее информативными характеристиками для определения упругих свойств элементов являются плотность упаковки и атомная масса. В общем виде зависимость скорости упругих волн может быть представлена выражением: (3.17).

3.3 Скорости упругих волн в магматических и метаморфических породах.

Упругие характеристики магматических и метаморфических пород определяются в значительной мере:

· химическим и минеральным составом;

· текстурно-структурными особенностями;

· характером порового заполнителя.

Основными химическими компонентами горных пород являются окислы кремния, калия, натрия, алюминия, кальция, магния и железа. Наименьшей скоростью упругих волн характеризуются породы, обогащение такими легкими окислами, как окислы кремния, калия, натрия. С уменьшением их содержания в породах возрастает содержание окислов кальция, магния, железа. Для ассоциаций горных пород, сложенных малоупругими минералами кислого состава (кварц, калиевой полевой шпат, альбит, олигоклаз), характерны минимальные скорости упругих волн. Максимальными скоростями обладают горные породы, представленные высокоупругими минералами основного состава (лабрадор, амфибол, пироксен, оливин). Таким образом, скорость упругих волн увеличивается с увеличением основности. То есть в ряду гранит-габбро-перидотит наблюдается возрастание средней скорости продольных и поперечных волн с ростом основности.

Однако следует заметить, что на упругие свойства горных пород воздействует множество факторов и не существует однозначной связи между геологическим определением породы и ее скоростной характеристикой. Породы сложенные одними и теми же минеральными ассоциациями могут отличаться по своим скоростям, так же как и совершенно разные породы могут иметь одинаковые значения скоростей. Поэтому обычно указываются пределы вероятных скоростей.

Наиболее часто встречающиеся в магматических породах величины VP
и VS
составляют соответственно: гранитоидах 5,4-6,1 км/с и 2,9-3,5 км/с, в диоритах 6,1-6,2 и 3,4-3,7 км/с, анортозитах и габброидах 6-7,2 км/с и 3,5-4,1 км/с, в гипербазитах 7,4-8,2 км/с и 4-4,6 км/с; то же в метаморфических породах: в разнообразных гнейсах 5,6-5,9 км/с и 2,7-3,7км/с, в разнообразных амфиболитах 6,2-6,8 км/с и 3,6-4 км/с, в гранулитах среднего и основного состава 6,2-6,8 км/с, в эклогитах 7,2-7,8 км/с и 4,1-4,4 км/с.

Для эффузивных пород характерен широкий диапазон значений скоростей, обусловленный различной пористостью, первоначальной структуры пород и их последующим диагенезом.

Для метаморфических пород в целом также наблюдается зависимость скорости упругих волн от минерального состава основности пород. При региональном метаморфизме скорость упругих волн возрастает от низших стадий метаморфизма к высшим за счет уплотнения пород. Причем, в кислых породах скорость упругих колебаний увеличивается на 3-5%, у пород основного состава возрастание скорости может достигать 15-25 %.

Автометаморфизм приводит к снижению скорости упругих колебаний. Процесс серпентинизации сопровождается разложением высокоупругого оливина с образованием структурно-рыхлого серпентина. Скорость снижается с 8,2 км/с до 5,5 км/с. При амфиболизации габбро-норитов и гипербазитов образуется амфиболы плагиоклазы, структурно-рыхлые хлориты, серициты, эпидоты, что также уменьшает скорость продольных волн. В неизмененных гипербазитах скорость продольных волн достигает 8,2 км/с. Скорость амфиболизированных гипербазитов равна 7,6км/с.

Процессы ультраметаморфизма приводят к уменьшению скорости упругих волн. Величина скорости продольных волн при чарнокитизации и гранитизации уменьшается до 5,5-6 км/с.

Существенное влияние на скоростные характеристики оказывают гипергенные процессы, приводящие к росту трещиноватости и образованию структурно-рыхлых минералов. Породы кислого состава в большей степени подвержены процессам выветривания. Уменьшение скорости упругих волн может при этом достигать 200-300%.

Анизотропия упругих свойств магматических и метаморфических пород обусловлена закономерных расположением порового пространства и минеральных зерен, а также кристаллической решеткой минералов. Значения скорости распространения продольных волн вдоль слоистости выше, чем измеренные перпендикулярно направлению слоистости. Коэффициент анизотропии для продольных волн достигает значений 1,2-1,3 и обычно превышает значение анизотропии для поперечных волн. Изверженные породы с массивной структурой характеризуются слабой анизотропией. Значение коэффициента анизотропии составляет 1,0-1,06. Наибольшие значения коэффициентов анизотропии наблюдаются в метаморфических породах, обладающих гнейсовидной и сланцевой текстурой. В частности биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы характеризуются значениями коэффициентов анизотропии 1,02-1,19, а высокоглиноземные гнейсы 1,04-1,23.

Скорости продольных волн в уплотненных осадочных породах (метаморфизованные песчаники, кристаллические известняки, доломиты) практически не отличается от скорости продольных волн, измеренных в магматических и метаморфических породах при одной и той же плотности.

В магматических и метаморфических образованиях наблюдается четко выраженная положительная корреляционная связь между скоростью продольных и поперечных волн и плотностью пород. Для большинства кристаллических образований характерна плотность 2,5-3г/см3
. Рядом исследователей установлено, что зависимость между vP
и σ
близка к линейной. При изменении плотности пород на 0,1 г/см3
скорость изменяется в среднем на 0,25 км/с (если ), в более плотных породах изменение скорости значительнее.

3.4. Скорости упругих волн в осадочных породах.

Упругие свойства осадочных пород определяются составом, пористостью, диагенезом пород и свойствами порового заполнителя. В общем случае скорость продольных волн в осадочных породах изменяется от 0,3 до 6,9 км/с. Отношение vP
/
vS
различна у различных пород: в глине 0,07-0,6, в лессе 0,3-0,6, в песке 0,1-0,3. Модуль Юнга изменяется от 3 ГПа в глине до 165 ГПа в доломите. Коэффициент Пуассона изменяется в пределах 0,1-0,45.

Максимальные скорости упругих волн и модулей упругости отмечаются в уплотненных карбонатных породах, меньше величины этих параметров наблюдаются в уплотненных песчано-глинистых и гидрохимических образованиях. Зависимость между vP
и σ
для осадочных пород выведена М.Л.Озерской (1965):

, (3.18)

По предложенному выражению составлены палетки со значениями vPmin
,
vPmax
, σ
max
.

В значительной мере определяет скорость упругих волн в осадочных породах - пористость. Пористость может изменяться от 0 до 50%. С увеличением пористости породы сейсмические скорости в ней уменьшаются. Особенно эта закономерность справедлива для терригенных отложений, у которых величина пористости может достигать 30-40%.

При пористости 1-2% скорости упругих волн в осадочных породах близки к скоростям в магматических и метаморфических породах кислого состава. В ряде случаев скорости упругих волн в доломитах сравнима со скоростями в габброидах.

Существует ряд теоретических и экспериментальных зависимостей, позволяющих оценить влияние пористости, трещиноватости, типа заполнителя пустот в породах на скорость продольных волн. Широко применяется уравнение «среднего времени», связывающего время распространения волны в объеме распространения волны в заполнителе порового пространства и минеральном скелете:

, (3.20)

где VP
,
VP
з
,
VP
т
,
- скорости распространения продольных волн соответственно в пористой (трещиноватой) породе, в заполнителе пустот и в твердой фазе породы; k
п
– коэффициент общей пористости.

Осадочные породы – преимущественно анизотропные среды. Анизотропия скоростей упругих волн обуславливается слоистостью и направлением трещиноватости пород. Особенно ярко выражено явление анизотропии для образований с тонким переслаиванием в них глинистых пород. Коэффициент анизотропии продольных волн в этих случаях может достигать 1,2-1,3.

Фактором, влияющим на скорость упругих волн в осадочных породах, является тип заполняющего породу флюида. Насыщение порового пространства среды жидкостью, химически не взаимодействующей с минеральным скелетов породы, обуславливает увеличение скорости упругих волн. При насыщении песчаников и алевролитов раствором соли NaCl не приводящим к большому эффекту размокания присутствующих в породе глинистых минералов, скорость продольных волн увеличивается с 5-10 до 100 –120%. Влияние насыщающей жидкости на скорость связано с пористостью породы, то количественно эффект насыщения пропорционален коэффициенту пористости породы.

Насыщение глин и глинистых песчаников водой приводит к разбуханию глинистых минералов, потере связанности породы и уменьшение скорости.

Резкое возрастание сейсмических скоростей в породе вызывает замерзание воды, находящиеся в порах, кавернах, трещинах. Так как скорость продольных волн во льду почти в 2,5 раза выше, чем в воде. Поэтому скорость может возрастать на 1- 2 км/с.

Скорость увеличивается с возрастом пород, глубиной залегания, степенью цементации. Увеличение скорости с глубиной происходит из-за роста горного давления. Поскольку уменьшается пористость пород, увеличивается модуль Юнга и, соответственно, увеличивается скорость продольных волн. Это явление наиболее выражено для терригенных пород, которые отличаются высокой начальной скоростью. В карбонатных отложениях это свойство проявляется слабо, и практически не заметно для хемогенных осадков.

Переход осадочных пород из газонасыщенного в водонасыщенное состояние сопровождается изменением упругих модулей. Модуль Юнга в низкопористых образцах увеличивается до 100-120%. Модуль сдвига может как увеличиваться (на 20-30%), так и уменьшаться (до 20%).

Экспериментально установлен рост процесса поглощения α
с увеличением пористости пород. Установлен рост значений α
P
и α
S
с увеличением глинистости осадочных образований.

Скорость распространения сейсмических волн в нефти меньше, чем в воде и изменяется от 1300 до 1400 м/с. Нефть и газ оказывают определенное влияние на скорость и поглощение волн при прохождении их через залежь. Установлено, что скорость в нефтегазовых отложениях по сравнению со скоростью в водоносной части уменьшается в среднем на 0,5км/с (на 15-20%, в отдельных случаях может достигать и 30-35%). Среднее значение коэффициента поглощения в водоносной толще составляет первые единицы 10-3
м-1
. В нефтегазовых залежах коэффициент поглощения достигают больших величин.

Большое значение имеют термодинамические условия залегания нефти и газа. С повышением температуры скорость распространения упругих волн уменьшается, причем наиболее ярко в нефтенасыщенных породах (до 30%) по сравнению с газо- и водонасыщенными. Увеличение давления (глубины), наоборот, ведет к повышению скорости.

3.5 Методы изучения упругих свойств

Методы измерения упругих свойств можно подразделить на две большие группы, относимые к измерениям в естественном залегании и в лабораторных условиях.

Упругие модули горных пород измеряются двумя методами: статическим (изотермические) и динамическим (адиабатические модули).

Статический метод применяется для определения:

· модуля Юнга при одноосном сжатии, растяжении и изгибе стержня из породы;

· модуля сдвига при кручении образца;

· коэффициента Пуассона при измерении продольных и поперечных деформаций при одноосном сжатии;

· модуля объемного сжатия при сжатии образца всесторонним давлении.

Во всех случаях измерение упругих параметров сводится к непосредственному измерению деформации сжимаемых образцов тензометрами различной конструкции.

С помощью динамического метода измеряют различные виды упругих волн в веществе и их затухание. Различают:

· динамический резонансный способ, где используют стоячие волны, возбуждаемые внешним источником на основной частоте;

· способ вращающей пластины на пути непрерывной упругой волны;

· способ последовательных ультразвуковых импульсов.

Для определения упругой характеристики горных пород в естественном залегании применяют вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП), сейсмический каротаж (СК), акустический каротаж и полевые сейсмические методы. Ценные сведения о скоростных характеристиках дают сейсмические исследования методом преломленных и отраженных волн, особенно в районах, где общие черты геологического строения достаточно хорошо известны.

Контрольные вопросы к главе 3.

1. Как объяснить положительную корреляцию между плотностью среды и скоростью сейсмических волн в ней?

2. Какие параметры используют для характеристики упругих свойств горных пород?

3. Почему для осадочных пород характерно возрастание скоростей с глубиной их залегания?

Глава 4 Теплофизические свойства минералов и горных пород

4.1 Теплофизические параметры веществ и методы их измерения

Тепловое состояние земных недр является первопричиной многих геологических процессов. Его изучение включает теоретическое и экспериментальные исследования параметров теплового поля /4,6,8/.

Распределение температур на поверхности Земли и в ее недрах, то есть естественное тепловое поле Земли – определяется:

1. пространственным распределением и мощностью источников тепла. Этими источниками являются солнце, атмосферные осадки, радиоактивные элементы, химические реакции, кристаллизация, уплотнение и другие процессы.

2. способностью пород к теплообмену – передаче тепловой энергии;

3. пространственным распределением пород с различной теплопроводностью.

Теплопроводность
– процесс распределения теплоты от более нагретых к менее нагретым объемам неравномернонагретого вещества, способствующий выравниванию температуры среды.

В 1822 году Жан Батист Фурье установил связь градиента температуры с плотностью теплового потока. Эта связь стала называться Законом Фурье, который формулируется, как количество переносимой энергии определяется как плотность теплового потока, пропорциональное градиенту температуры:

q=
λ
·grad T
, (4.1)

где q
– плотность теплового потока, grad
T
– температурный градиент, λ
- коэффициент пропорциональности, названый коэффициентом теплопроводности или просто теплопроводность.

Иными словами теплопроводность λ
– это физический параметр, характеризующий интенсивность процесса теплопроводности в веществе, численно равный плотности теплового потока q, при градиенте температуры grad
T
, равном единице. Формула коэффициента пропорциональности:

. (4.2)

Плотность теплового потока q
- это вектор направленный в сторону, противоположную градиенту температуры и, численно равный количеству теплоты, проходящий через единицу площади изометрической поверхности в единицу времени.

Единица измерения теплопроводности в системе СИ Вт/(м·К), в системе СГС кал/(см·°С).

Теплоемкость
– количество теплоты, которое необходимо подвести к телу, чтобы повысить его температуру на 1 К. Теплоемкость единицы массы вещества называется удельной теплоемкостью. Единица измерения в системе СИ Дж/кг·К, в системе СГС кал/г°С.

Формула:

c= Q/m (T2
-T1
)
, (4.3)

где Q
– количество теплоты, m
– масса тела; T
2
-
T
1
разность температур на которую изменилась температура тела массой m
при проведении к нему количества теплоты Q
.

Температуропроводность –
это величина, характеризующая скорость изменения (выравнивания) температуры. Численно равна отношению теплопроводности к теплоемкости единицы объема вещества. Выражается в единицах м2
/с. Вычисляется:

a=λ/cσ
, (4.4)

где cσ
–
объемная теплоемкость.

Наиболее распространенный способ изучения термических свойств –метод стационарного режима и динамического разогрева. Термические свойства обычно определяется в лабораторных условиях. В полевых условиях с помощью термокаротажа измеряют температуру в скважинах. Зная термические параметры, изученные на образцах, и распределение температуры в вышестоящей скважине, можно определить тепловой поток

4.2.Теплофизические параметры элементов и минералов.

Тепловой режим земной коры зависит главным образом от теплопроводности минерального вещества. Самая высокая теплопроводность наблюдается у самородных элементов. Значения их λ
мало отличаются от соответствующих чистых элементов. Наибольшее значение λ
наблюдается у серебра и численно равна 418-420 Вт/(м·К). Высокая теплопроводность (до 30 Вт/(м·К)) наблюдается у золота, меди некоторых других самородных элементов, таких как графит (268-389 Вт/(м·К)), алмаз (121-163 Вт/(м·К)), за исключением серы (0,85 Вт/(м·К)). Высокая теплопроводность (от 100 до 200 Вт/(м·К)) наблюдается у минеральных соединений с металлами: алюминий, калий, натрий, магний, кальций.

Однако некоторые из самородных металлов, а также другие элементы, встречающиеся и не встречающиеся в свободном состоянии, имеют:

- средние [от 10 до 50 Вт/(м·К) для свинца, сурьмы, марганца, тория, урана, цинка];

- пониженные [от 1,5 до 10 Вт/(м·К) для ртути, висмута, кадмия];

- низкие [0,5 до 1,5 Вт/(м·К) для бора];

- очень низкие [<0,5 Вт/(м·К) для водорода, фтора, хлора, кислорода]

значения коэффициента теплопроводности (Кобранова В.Н., 1986).

Высокая теплопроводность самородных элементов связана с тем, что тепловая энергия в них передается через твердую фазу непосредственным соприкосновением молекул, атомов и ионов, находящихся в тепловом движении, или диффузией свободных электронов (в самородных металлах) (У.И. Моисеенко, «Петрофизика», 1992 г.).

Существует тесная связь между электропроводностью и теплопроводностью. Отношение считается примерно постоянным.

Присутствие в составе минералов элементов с высокой теплопроводностью (от 50 до 300 Вт/(м·К)) нередко повышает минеральную теплопроводность. Неодинаковая плотность упаковки тоже влияет на теплопроводность. Чем больше межатомное расстояние, тем меньше теплопроводность.

Большинство минералов, слагающих горные породы обладают значительно меньшей теплопроводностью. Теплопроводность породообразующих минералов изверженных пород ниже, чем акцессорных и рудных. Породообразующие минералы метаморфических пород (сподумен, андалузит, кианит и др) по сравнению с породообразующими минералами интрузивных образований имеют значительно большую теплопроводность.

Главнейшие изученные классы минералов по величине теплопроводности располагаются следующим образом в порядке убывания:

· самородные металлы, а также графит алмаз (>120 Вт/(м·К));

· сульфиды ( ~ 19 Вт/(м·К));

· окислы (~ 11,8 Вт/(м·К));

· галогениды (~ 6 Вт/(м·К));

· карбонаты (~ 4,0 Вт/(м·К));

· силикаты (~3,8 Вт/(м·К));

· сульфаты (3,3 Вт/(м·К));

· нитраты (2,1 Вт/(м·К));

· самородные неметаллы (~0,85 Вт/(м·К)).

Теплоемкость минералов изменяется от 0,125 до 2-4 кДж/кг·К и зависит, в основном от их состава и структуры.

По среднему значению теплоемкости основные классы минералов можно расположить в следующий ряд: самородные металлы (от 0,13-0,2 для Pt, Au, Bi, Pb до 0,35-0,45 для Cu, Fe, Zn) < сульфиды и их аналоги (от 0,21-0,22 для галенита, киновари до 0,5-0,6 для ковелина, вюрцита) < окислы (от 0,22-0,24 для лимонита, пиролюзита, уранита до 2-4 льда и воды) < сульфаты ( 0,35 для англезита) < карбонаты (1-1,5 для гипса, эпсомита) < силикаты ( от 0,5-0,6 для турмалина до 0,9-0,98 для сподумена, циркона) (Кобранова В.Н., 1986).

4.3.Теплофизические параметры горных пород

Тепловые свойства горных пород в значительной мере определяются особенностями их внутреннего строения:

· свойствами и соотношением слагающих минералов;

· соотношением различных фаз (твердой, жидкой и газообразной);

· текстурой породы, ее анизотропией;

· структурой порового пространства, формой и размерами пор;

· свойствами цемента.

Наличие в горных породах порового пространства, заполненного флюидом, резко снижает процент переноса тепла, складывающегося из кондуктивной теплопередачи внутри отдельной твердой частицы, в местах соприкосновения частиц.

Анализ данных показал, теплопроводность λ
возрастает в ряду глины→ аргиллиты→ пески→ алевролиты→ известняки→ доломиты→ каменная соль. В этот ряд не входят песчаники. Диапазон изменения теплопроводности у песчаника очень большой.

Для интрузивных магматических пород наблюдается снижение теплопроводности в ряду ультраосновные→ основные → средние рост у сиенита, и гранита.

Метаморфические породы отличаются широкими пределами изменения коэффициента теплопроводности. Причем особенно они значительны у роговиков и кварцитов. Исключение составляют некоторые кристаллические сланцы серпентиниты и эклогиты.

Теплоемкость пород варьирует от 0,42 (известняк) до 4,65 (каменная соль) Дж/кг·К.

Для отдельных же групп пород теплоемкость изменяется следующим образом:

· от 0,42 до 4,65 Дж/кг·К (осадочные породы)

· от 0,45 до 2,13 Дж/кг·К (магматические породы)

· от 0,3 до 1,72 Дж/кг·К (метаморфические породы).

Наибольший диапазон теплоемкости среди осадочных пород имеют каменная соль, песчаники, мел, известняки и глины, а наиболее узкий – ангидриты, гипсы, аргиллиты. Для большинства осадочных пород вариации теплоемкости связаны с коэффициентом пористости и влажности. Чем больше их значения, тем выше теплоемкость. Вариации теплоемкости магматических и метаморфических пород также связаны с влажностью. Теплоемкость пород не зависят от их зернистости, слоистости, состояния (аморфности или кристалличности) минералов.

Контрольные вопросы к главе 4.

1. Чем объясняется высокая теплопроводность самородных элементов?

2. Какие факторы оказывают влияние на теплопроводность горных пород?

3. От чего зависит и от чего не зависит теплоемкость горных пород?

Глава 5. Магнитные свойства минералов и горных пород

5.1. Магнитные параметры физических тел

Магнетизм вещества связан с особенностями строения внешних и внутренних атомных орбит. По типу магнетизма выделяются диа- и парамагнитные химические элементы /4,6,8/.

В веществе, помещенном в магнитное поле, появляется внутреннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничивающее). Напряженность суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего) называется магнитной индукцией. Магнитная индукция численно равна:

(5.1)

J
–намагниченность вещества, которая является функцией внешнего поля.

Реакция вещества на приложенное магнитное поле характеризуется магнитной восприимчивостью æ:

, (5.2)

Магнитные свойства вещества обуславливаются главным образом магнитными моментами электронов. Одновременно с вращением электронов вокруг своей оси (спиновое движение) они (электроны) совершают также движение по орбите вокруг положительно заряженных ядер (орбитальное движение). Оба вида движения эквивалентны круговому току, создающему магнитный момент.

Внешнее магнитное поле взаимодействуют с магнитными полями атомов, в результате чего возникает дополнительный момент, либо совпадающий с направлением внешнего поля, либо противоположный ему (диамагнетики).

Восприимчивость диамагнитных веществ отрицательна, то есть наведенные магнитным полем магнитные моменты ослабляют его. Таким образом, диамагнетик, вещество обладающий отрицательной магнитной восприимчивостью (порядка –10-5
÷-10-6
). Диамагнетизм является наиболее универсальным магнитным свойством, присущим всем веществам. Физическая суть этого явления состоит в следующем. Под действием внешнего магнитного поля в замкнутом токовом контуре (орбите вращения электрона) возникает электродвижущая сила, порождающая дополнительный индукционный ток. Этот ток создает индукционный момент, направленный в соответствии с законом электромагнитной индукции противоположно внешнему магнитному полю, что проявляется в отрицательных значениях магнитной восприимчивости. Магнитная индукция B
в диамагнетике меньше напряженности поля H
.
Однако ослабление поля незначительно. Поскольку индуцированный полем отрицательный магнитный момент значительно меньше орбитального или спинового момента электронов, явление диамагнетизма можно обнаружить лишь у тех атомов, у которых орбитальные и спиновые моменты взаимно скомпенсированы.

Восприимчивость парамагнитных веществ положительна, и магнитные моменты усиливают внешнее поле. Природа парамагнетизма заключается в ориентации элементарных магнитных моментов внешним магнитным полем: происходит ориентировка собственных магнитных моментов атомов. Поэтому рост намагниченности не прекращается даже в сильных полях. При выключении поля намагниченность парамагнетика исчезает.

Среди парамагнитных веществ выделяется особая группа веществ, называемая ферромагнитными. Вследствие особенности строения внутренних электронных орбит у веществ этой группы взаимодействие между атомами настолько велико, что магнитные моменты всех атомов даже при отсутствии внешнего магнитного поля располагаются параллельно друг другу и одинаково ориентированы. Это так называемая спонтанная намагниченность. То есть, обладают магнитным моментом даже при отсутствии внешнего магнитного поля. В высоких полях магнитное состояние ферромагнетиков изменяется путем постепенного вращения спонтанной намагниченности в направлении магнитного поля. При насыщении магнитные моменты располагаются параллельно магнитному полю. Изменение намагниченности при повышении напряженности внешнего магнитного поля графически изображают кривой намагничивания (рис.5.1). В малых полях намагниченность в основном обратима. В случае скачкообразного изменения намагниченности процесс необратим.

Рис. 5.1. Кривая намагничивания ферромагнетика

Необратимые процессы приводят к остаточным явлениям и сохранению в веществе некоторой части намагниченности при уменьшении внешнего поля до нуля.

Намагниченность, остающаяся и после уменьшения поля до нуля, получила название остаточной намагниченности

.

Для приведения остаточной намагниченности ферромагнетика к нулю необходимо приложить некоторое обратное по направлению поле. Величина этого поля носит название коэрцитивной силы

. Дальнейшее увеличение обратного магнитного поля снова приведет ферромагнетик в состояние магнитного насыщения. При уменьшении обратного поля весь цикл намагничивания повторяется. В результате образуется петля названная петлей гистерезиса

.

Повышение температуры приводит к уменьшению спонтанной намагниченности. При определенной температуре, названной точкой Кюри, в ферромагнетике происходит ориентации спиновых моментов, и выше этой температуры ферромагнетик ведет себя как парамагнетик.

Существуют вещества, у которых энергетически более выгодно антипараллельное расположение спинов соседних атомов (отрицательное обменное взаимодействие). При параллельном расположении спинов (ферромагнетики) их магнитные моменты складываются, в то время как антипараллельное расположение (антиферромагнетики) дает результирующий момент равный нулю (рис5.2). Наконец, известны вещества, в которых при антиферромагнитном порядке атомных магнитных моментов их взаимной компенсации не происходит. Такие вещества получили название ферримагнетиков,

и среди природных минералов они встречаются чаще, чем ферромагнетики. Во внешнем магнитном поле ферримагнетик намагничивается подобно ферромагнетики.

Рис 5.2. Схема ориентации атомных моментов, обусловленной обменными взаимодействием: I – ориентация моментов; II – результирующая спонтанная намагниченность решетки; а - ферромагнетик, б – антиферромагнетик, в – ферримагнетик, г – антиферромагнетик с некомпенсированным магнитным моментом.

Если рассматривать горные породы, то они характеризуются способностью изменять действующее на них магнитное поле или возбуждать собственное поле. Наиболее важными параметрами горных пород и руд являются магнитная восприимчивость æ и индуцированная и естественная намагниченность.

Магнитная восприимчивость характеризует способность вещества к намагничиванию. Появление магнитного момента тела сопровождается возникновением на его концах свободных магнитных полюсов, создающих магнитное поле внутри тела в противоположном внешнему полю направлении, т.е. размагничивающее поле. Это поле пропорционально намагниченности тела. Коэффициент пропорциональности (размагничивающий фактор N
) определяется формой тела.

, (5.3)

где - кажущаяся магнитная восприимчивость, N
– размагничивающий фактор, измеряющийся в системе СИ от нуля (для очень тонких вытянутых в направлении намагничивания тел) до 1 (для сжатых, пастообразных тел, намагничиваемых внешним полем перпендикулярно ограничивающим поверхностям). Для тел сферической формы .

Магнитная восприимчивость, отнесенная к единице массы вещества с плотностью σ, называется удельной (массовой) восприимчивостью:

(5.4)

Различают также молярную восприимчивость χМ
, приходящую на грамм-моль вещества, и атомную χа
, отнесенную к атомной массе.

Если образец поместить в магнитное поле, то есть магнитная индукция изменяется за счет ориентации магнитных диполей по направлению поля, увеличив (или уменьшив) магнитную индукцию от до . Приращение

(5.5).

представляет намагниченность, или магнитный момент . Величина, показывающая, во сколько раз изменяется магнитная индукция вещества, называется относительной магнитной проницаемостью μ
.

Магнитная восприимчивость æ и относительная магнитная проницаемость μ
связаны между собой соотношением:

μ= 1+
æ (5.6).

В природе встречается много горных пород, которые обладают остаточной намагниченностью , возникшей в древнем магнитном поле Земли за счет различных физико-химических процессов. Ферромагнитные минералы сохранили высокую остаточную намагниченность до наших дней.

Выделяют несколько остаточной намагниченности пород: термостатическую, химическую или кристаллизационную, вязкую, динамическую и др. Горные породы могут одновременно обладать различными видами намагниченности. Векторную сумму их принято называть естественной остаточной намагниченностью .

Под действием современного магнитного поля Земли все горные породы дополнительно приобрели намагниченность, которую назвали современной или индуцированной . Следовательно, горные породы, содержащие ферромагнетики, обладающие суммарной намагниченностью (5.7).

Направление определяется направлением вектора , направление может быть различно, так как оно зависит от многих причин. Вектор часто направлен навстречу T
0
(обратная полярность); в результате над рудами наблюдаются интенсивные отрицательные аномалии. Направление влияет на форму графика магнитной аномалии, поэтому его необходимо учитывать при анализе магнитных карт. С этой целью отбирают образцы в районе выявленных аномалий и в лаборатории определяют их магнитные свойства.

Характерной особенностью ферромагнитных минералов – зависимость их магнитной восприимчивости æ от температуры. С повышением температуры магнитная восприимчивость резко повышается, но определенной температуры называемой точкой Кюри (этот закон открыт Пьером Кюри). Если превысить температуру точки Кюри: железо 585°С, пирротин – 325°С, маггемит - 675°С, то минерал размагничивается и превращается в парамагнетик.

Таким образом, по определению:

Магнитная восприимчивость

– это способность веществ намагничиваться (изменять свой магнитный момент) под действием внешнего магнитного поля.

Индуцированная намагниченность

– это намагниченность создаваемая магнитным полем, исчезающая после прекращения его действия.

Остаточная намагниченность

– намагниченность, создаваемая магнитным полем, сохраняющаяся после прекращения его действия.

Естественная намагниченность

– остаточная намагниченность, создаваемая древним или современным полем Земли.

5.2 Магнитные свойства химических элементов и минералов.

Большинство химических элементов являются диа- и парамагнитными. Характерно четко выраженная периодичность смены диамагнетизма на парамагнетизм элементов. Элементам первой половины периодов свойственен парамагнетизм в связи с незаполненностью электронами внешней орбиты, элементы второй половины – диамагнетизм, определяющийся полностью заполненными орбитами.

Диамагнитная восприимчивость большинства элементов составляет

(-10÷0)*10-5
СИ. Диамагнетиками являются инертные газы, ряд металлов (медь, серебро, золото, цинк, висмут) и неметаллов (кремний, кварц, алмаз, графит, сера, фосфор), органические соединения.

Восприимчивость парамагнитных веществ положительна, и магнитные моменты усиливают внешнее поле. При намагничивании атомные моменты выстраиваются по направлению поля. Абсолютные значения æ меняются в диапазоне 10-2
÷10-5
ед. СИ.

К парамагнетикам относятся щелочные и щелочноземельные металлы, некоторые переходные металлы; ряд солей железа, кобальта, никеля и редкоземельных элементов, из газов кислород.

Среди парамагнитных веществ выделяется особая группа веществ, называемая ферромагнитными. К ферромагнетикам относится железо, кобальт, никель, и некоторые виды лантаноидов: гадолиний (64 Gd), тербий (65Tb), диспрозий (66Dy), гольмий (67 Ho), эрбий (68Er). А также ряд соединений хрома, марганца и урана с неферромагнитными элементами.

По величине æ все минералы делятся на три группы: диамагнетики, парамагнетики и ферромагнетики.

Диамагнитные минералы (висмут, медь, золото, серебро, алмазы, свинец, кварц, гипс, и другие) обладают самой малой восприимчивостью æ обычно порядка (1-2) ·10-5
ед. СИ. Такие минералы не могут создавать магнитных аномалий.

Парамагнетизмом обладают соли редкоземельных элементов, щелочные металлы ряд широко распространенных породообразующих минералов умеренно кислого и основного состава: оливина, пироксенов, амфиболов, гранатов, железосодержащих слюд, а также доломит, магнезит, каолинит. Парамагнитные минералы (платина, гранат, турмалин, мусковит, биотит) имеют магнитную восприимчивости æ порядка (20-90) ·10-5
ед. СИ. Их крупные скопления вызывают аномалии в несколько нанотесл. Магнитная восприимчивость чисто парамагнитных минералов, как правило, не превышает значений (25-35)·10-5
ед.СИ. Наличие микровключений ферромагнитных элементов, связанных с ранней стадией кристаллизации магматических пород или с высокотемпературными метасоматическими процессами, повышает значение æ. Двух- и трехвалентное железо, входя в состав слюд, оливинов, пироксенов, гранатов, создает повышенную парамагнитную восприимчивость. Для большинства известных минералов характерная смешанная параферромагнитная природа магнетизма.

Примеры магнитной восприимчивости (*10-5
ед. СИ) некоторых минералов (Н.Б.Дортман, 1984г.):

Кварц …………–1,6;

Микроклин…… 0;

Ортоклаз …….. –0,6;

Плагиоклаз ….. 0;

Шпинель …….. 2,8;

Корунд ………. 1,8;

Циркон ………. –1,2;

Галенит ……… –3,3;

Касситерит …… -2,0;

Флюорит ……… -1,2;

Сфалерит ……… -6,5;

Графит ………… -0,5

Интенсивность намагничивания , которая у диамагнитных минералов и парамагнитных минералов прямолинейно растет в увеличением магнитного поля. Если минерал вынести из магнитного поля, то он просто размагнитится.

Ферромагнетики характеризуются значениями æ>> 0, μ>>1, а также намагниченностью, являющейся нелинейной и неоднозначной функцией внешнего магнитного поля. Ферромагнитные минералы (от лат. слова ferrum –железо) обладают самыми высокими значениями магнитной восприимчивости æ. Никель и кобальт естественных ферромагнитных минералов не образуют.

Наиболее постоянными параметрами для чистых ферромагнитных минералов является намагниченность насыщения Js и температура Кюри.

Наиболее распространенными ферромагнитными минералами являются окисные соединения железа – магнетит 8,8-25 ед. СИ, титаномагнетит 1,3-10-4
ед. СИ, маггемит 3,8-25 ед. СИ; сидерит 2,5-7,5 10-3
ед. СИ; из сульфидных минералов – пирротин 0,13-1,3 ед. СИ. Большой магнитной восприимчивостью обладает минерал якобсит MnFe2
O4
– 250 ед. СИ.

Н.Б.Дортман выделяет четыре группы минералов:

1) безжелезистые диамагнитные и парамагнитные минералы, характеризующиеся очень низкой магнитной восприимчивостью, составляющие наибольшую часть (в процентном отношении) магматических и метаморфических пород кислого состава;

2) железистые минералы, ферропарамагнитные, магнитная восприимчивость которых изменяется от первого десятка до сотен 10-5
СИ за счет включений ферромагнетиков; они входят в небольшом количестве в состав кислых магматических и метаморфических пород и составляют существенную часть пород основного и ультраосновного состава;

3) ферромагнитные минералы с очень высокой восприимчивостью и часто очень высокой остаточной намагниченностью; являются характерными акцессорными минералами магматических и метаморфических пород;

4) ферромагнитные минералы с низкими магнитными свойствами; специфичны главным образом для осадочных и метасоматических измененных пород.

5.3. Магнитные свойства горных пород

Магнитные свойства горной породы зависят от ее химико-минералогического состава, структуры, соотношения в породах диа-, пара-, и ферромагнитных минералов и их количества.

Магнитные совйства пород характеризуются широким диапазоном значений до десятков тысяч 10-5
СИ. В зависимости от магнитных свойств на практике используют классификацию горных пород, предложенную Д.Л.Берсудским. Он разделил все породы по величине æ на пять групп:

1. практически немагнитные æ< 50·10-5
ед. СИ – в основном это осадочные породы.

2. очень слабомагнитные æ = (50-100)х 10-5
ед. Си – часть осадочных пород, метаморфических и кислых магматических пород;

3. слабомагнитные, æ = (100-1000)х 10-5
ед. СИ (часть осадочных, магматических, и метаморфических пород);

4. магнитные æ= (1000-5000) х10-5
ед СИ. (магматические породы и часть метаморфических);

5. сильномагнитные æ>5000 х10-5
ед. СИ.

Для определения магнитных свойств пород отбирают образцы из обнажений и измеряют в лабораторных условиях. Для измерения остаточной намагниченности отбирают ориентированные образцы по специальной методике.

Магнитные характеристики горных пород определяются следующими факторами:

· концентрацией ферромагнитных материалов.

Основные породообразующие минералы являются диа- и парамагнетиками и характеризуются значениями æ от -5*10-5
ед. СИ до 10-150*10-5
ед. СИ. Присутствие в составе породы зерен ферромагнитных минералов (магнетита, гематита, титаномагнетита, маггемита и др.) резко повышает значение магнитной восприимчивости.

· их составом и структурой.

· особенностями их магнитного строения.

Магматические породы характеризуются очень широким диапазоном значений магнитной восприимчивости – от единиц до десятков тысяч 10-5
ед. СИ. Гипербазиты неизмененные характеризируются слабой магнитной восприимчивостью, соответствующие (20-100)*10-5
.

Широкий диапазон измерения значений æ определяется составом первоначальных расплавов, термобарическими и окислительно-восстановительными условиями образования и последующих изменений пород.

В магматических породах ферромагнитные минералы присутствуют в виде зерен первично-магматических минералов – магнетита, титаномагнетита, ильменита, гемольменита и других веществ низко- и высокотемпературного окисления при кристаллизации магмы – гематита, маггемита.

Таким образом, эти минералы появляются как одновременно с образованием породы, так и в процессе ее жизни. Средние значения магнитной восприимчивости возрастают от кислых к основным и ультраосновным группам пород. Кроме того, основные и средние породы ранних фаз внедрения расплавов отличаются во всех интрузивных комплексах различных формаций более высокими значениями æ, чем у последующих фаз. Это связано с ростом кислотности пород от начальных фаз и соответственно уменьшением содержания ферримагнетиков.

Для метаморфических пород характерен наиболее широкий диапазон изменения значений магнитной восприимчивости и естественной намагниченности.

Мрамора, кристаллические известняки характеризуются отрицательной магнитной восприимчивостью. Железистые кварциты, серпентиниты, скарны по значениям магнитной восприимчивости, остаточной и естественной намагниченности приближаются к магнетитовым рудам. При этом эти метаморфические породы встречаются редко и образуют самостоятельный класс диамагнитных пород. Наиболее широко распространенные породы – микрокристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты имеют и малый диапазон изменений магнитных свойств и обладают более низкими максимальными значениями, чем магнитные образования.

Метаморфические породы имеют либо очень слабую магнитную восприимчивость, зависящую от состава породообразующих минералов, либо различное значение магнитной восприимчивости от 100 *10-5
до 10000*10-5
ед. СИ, пропорционально содержанию ферромагнитной фракции.

Все магнитные параметры метаморфических пород зависят от первоначального субстата и от различий процессов его преобразования.

В регионально-метаморфизованных породах ферромагнетики представлены магнетитом, в породах, подвергшихся гидротемально – метасоматическим процессам, - магнетитом, гематитом, маггемитом в тесной ассоциации с породообразующими железосодержащими минералами – оливином, амфиболом, пироксеном. Низкие значения магнитной восприимчивости характерны для метаморфических пород, происходящих из практически немагнитных осадочных (глинистые сланцы, филлиты, кварциты, мрамор и др.).

Магнитные характеристики осадочных пород обусловлены главным образом акцессорными минералами, обладающими выраженными ферромагнитными свойствами – магнетитом и его разновидностями, маггемитом, гематитом и гидроокислами железа.

Значения магнитной восприимчивости осадочных пород существенно меньше значений æ магматических пород, поскольку содержание в них ферромагнитных минералов ниже. Наиболее распространенные породообразующие минералы осадочных пород (кварц, кальцит, полевые шпаты, гипс, ангидрит, галит) являются диамагнетиками или слабыми парамагнетиками и естественно не вносят заметного вклада в магнитную восприимчивость пород.

Среди сильных парамагнетных минералов наибольшую роль играют сидерит, хлорит, пирит, ильменит, биотит, иногда глинистые минералы.

Однако в значительной мере эта роль обусловлена примесями, реликтами и новообразованиями железоокисных минералов с ферромагнитными свойствами. С этими включениями и примесями связаны повышенные значения магнитной восприимчивости.

Магнитные минералы присутствуют в виде зерен магнетита, мартита и гематита с эффективным диаметром от 0,01 до 2 мм. По размерам эти зерна принадлежат к песчано-алевритовой фракции.

В глинистых породах они встречаются в виде тонкорассеянного гематита, маггемита осадочно-диагенетического происхождения. Диаметры зерен в этом случае изменяются от долей микрометра до нескольких десятков микрометров. Все эти частицы попадают в глинистые фракции.

5.4. Магнитная восприимчивость нефти.

Нефть является диамагнетиком. Ее магнитная восприимчивость примерно равна (-1)*10-5
ед. СИ. В зависимости от плотности и состава магнитная восприимчивость нефти может несколько изменяться. В пластовых условиях нефть может характеризоваться даже слабыми парамагнитными свойствами, что обусловлено молекулярными свойствами органических компонент с железом и его окислами и повышенной концентрацией этих соединений.

Магнитные свойства газа неизвестны. По аналогии с другими газами можно предполагать, что значения магнитной восприимчивости имеет порядок 1*10-5
ед. СИ.

Магнитные аномалии от залежей связываются с различием магнитной восприимчивости углеводородов и законтурных вод, а также пород коллектора.

5.5. Палеомагнитная характеристика горных пород

Явления палеомагнетизма изучает отрасль геофизики, которая получила название палеомагнитологии. Палеомагнитология изучает геологическое прошлое магнитного поля Земли по «отпечаткам» этого поля в горных породах - векторам остаточной намагниченности Jn
. В настоящее время наибольшее развитие получило изучение истории изменений направления магнитного поля Земли, которое отражается в направлениях Jn
горных пород разного возраста.

Естественная остаточная намагниченность горных пород состоит из ряда намагниченностей, возникших в разное время. Обычно естественная намагниченность результат сложения двух основных векторов – первичной намагниченности Jn
0
, возраст которой совпадает с возрастом породы, и вторичная Jn
h
, которая возникла недавно и совпадает с возрастом по направлению c современным земным магнитным полем в точке наблюдения.

Главной задачей палеомагнитного исследования является выделение первичной намагниченности.

Осадочные и вулканогенные породы, не измененные или слабо измененные процессами метаморфизма и эпигенеза, могут быть объектами палеомагнитных исследований. Ориентированные образцы с помощью горного компаса повышенной точности или солнечного компаса. Установлено, что направление первичной намагниченности пород есть функция из географического положения и возраста. Распределение направлений Jn
0
одновозрастных пород в пределах стабильных в тектоническом отношении территорий соответствуют полю диполя с определенными для данного возраста координатами палеомагнитных полюсов. Изменение координат палеомагнитных полюсов является отражением движения литосферных плит относительно оси вращения Земли.

Палеомагнитные исследования применяются для изучения строения земной коры, в стратиграфии и геохронологии, при региональных геологических исследованиях и геологическом картировании.

Контрольные вопросы к главе 5.

1. Образуют ли ферромагнетики никель и кобальт естественные ферромагнитные минералы?

2. Какие факторы оказывают наибольшее влияние на магнитные характеристики горных пород?

3. Что изучает палемагнитология?

Глава 6 Электрические свойства минералов и горных пород

6.1 Электрические свойства веществ

К основным электромагнитным свойствам горных пород относятся:

удельное электрическое сопротивление (ρ), электрохимическая активность (α), поляризуемость (η), диэлектрическая (ε) и магнитная (μ) проницаемости.

Помимо основных характеристик, при изучении электромагнитных полей используются и другие электромагнитные параметры, которые могут быть определены по числовым значениям основных характеристик. К ним относятся: волновое число среды, а также его компоненты – электромагнитный коэффициент среды, фазовая постоянная и коэффициент поглощения, волновое сопротивление (импеданс) среды, диэлектрические потери и время релаксации.

Применимость различных электроразведочных методов обуславливается разницей в электрических свойствах объектов поиска и вмещающей среды. В электроразведке используют многие электрические свойства пород, но важнейшим из них, измеряемым почти во всех методах, является удельное электрическое сопротивление ρ.

Из электрических характеристик горных пород наиболее полно изучена удельная электропроводность

среды или обратная ей величина – удельное электрическое сопротивление ρ.

Удельное электрическое сопротивление это сопротивление, которое оказывает кубический метр горной породы электрическому току:

, (6.1)

где R
-
сопротивление вещества, Ом; l
– длина тела, м; s
– поперечное сечение его м2
.

Способность горных пород пропускать электрический ток определяется их электропроводностью:

(6.2)

Процесс электропроводности обуславливается направленным движением заряженных частиц (ионов, электронов, дырок) под действием внешнего электрического поля. Единицей измерений удельной электропроводности в системе СИ является См/м, а удельного электрического сопротивления – Ом*м. Оно меняется в горных породах и рудах в очень широких пределах: от 10-3
до 1015
Омм.

Диэлектрическая проницаемость

характеризует способность вещества изменять напряженность первичного электрического поля вследствие явления поляризации, т.е. упорядоченной ориентировки связанных электрических зарядов. При этом величина ε
показывает, во сколько раз в данной среде сила взаимодействия (напряженность электрического поля) между электрическими зарядами уменьшается по сравнению с вакуумом.

В высокочастотном электромагнитном поле плотность полного электрического тока является суммой токов проводимости и токов смещения:

, где . (6.3, 6.4)

Абсолютная диэлектрическая проницаемость εа
определяется отношением электрической индукции D к напряженности электрического поля E:

(Ф/м) (6.5) .

Если диэлектрическая проницаемость вакуума обозначить через ε0

, то относительная диэлектрическая проницаемость среды:

( отн. Ед), (6.6)

где диэлектрическая проницаемость вакуума

Диэлектрическая и магнитная проницаемости играют значительную роль лишь при электроразведке на высоких частотах. Относительная диэлектрическая проницаемость показывает, во сколько раз увеличивается емкость конденсатора, если вместо воздуха в него поместить данную породу.

Под электрохимической активностью

понимается свойство пород создавать естественные постоянные электрические поля. За электрохимическую активность α
условно принимается коэффициент пропорциональности между потенциалом U
или напряженностью естественного электрического поля и основными потенциал-образующими факторами, которыми они обусловлены.

Такими факторами являются: концентрация кислорода, водородный показатель кислотности подземных вод, отношение концентрации подземных вод, давление и др.

Коэффициент α
измеряется в милливольтах.

Способность пород поляризоваться, т.е. накапливать заряд при пропускании тока, а затем разряжаться после отключения этого тока оценивается коэффициентом поляризуемости

η
("эта"). Величина η
вычисляется в процентах как отношение напряжения, которое остается в измерительной линии МN по истечении определенного времени (обычно 0,5-1 с) после размывания токовой цепи ΔUВП
к напряжению в той же линии при пропускании тока ΔU, т.е.:

(6.8)

Поляризация - это сложный электрохимический процесс, протекающий при пропускании через породу постоянного или низкочастотного переменного (до 10 Гц) тока.

6.2. Удельное электрическое сопротивление элементов и минералов

Атомы химических элементов характеризуются определенной величиной электрического заряда. В свободном состоянии атомы являются электрически нейтральными, поскольку отрицательные заряды электронов скомпенсированы равными по величине положительными зарядами протонов ядра.

Электрический ток возникает под действием внешнего электрического поля или других факторов вследствие движения электронов, внешней электронной оболочки, что обуславливает периодичность величины сопротивления и характера проводимости.

Элементы каждого периода, имеющие незаполненные внешние орбиты, характеризуются высокой проводимостью, а в конце периода – высоким сопротивлением. По природе электропроводности выделяются проводники, полупроводники и диэлектрики. Природа полупроводников и диэлектриков, обусловлена малой подвижностью электронов заполненных орбит.

Наилучшими проводниками являются элементы начала вторых полупериодов 3,4,5 и 6 больших периодов алюминий медь, серебро, золото (1,6÷2,3 10-8
Ом.м). Серебро имеет наивысшую среди металлов электрическую проводимость.

Наиболее высокими полупроводниковыми параметрами характеризуются германий, селен, теллур и некоторые редкие элементы.

Минералы по удельному сопротивлению можно разбить на три группы:

1. плохие проводники ρ> 108
Ом.м

2. Средние проводники ρ =102
-107
Ом.м

3. Хорошие проводники ρ<10 Ом.м

Удельное электрическое сопротивление минералов зависит от их внутрикристаллических связей. Для минералов-диэлектриков (кварц, слюды, полевые шпаты и др.) с преимущественно ковалентными связями характерны очень высокие сопротивления (1012
- 1015
Ом·м). Минералы-полупроводники (карбонаты, сульфаты, галоиды и др.) имеют ионные связи и отличаются высокими сопротивлениями (104
- 108
Омм). Глинистые минералы (гидрослюды, монтмориллонит, каолинит и др.) обладают ионно-ковалентными связями и выделяются достаточно низкими сопротивлениями (ρ<104
Ом.м). Рудные минералы (самородные, некоторые окислы) отличаются электронной проводимостью и очень хорошо проводят ток (ρ<1 Ом.м).

Первые две группы минералов составляют "жесткий" скелет большинства горных пород. Глинистые минералы создают "пластичный" скелет, способный адсорбировать связанную воду, а породы с "жесткими" минералами могут насыщаться лишь растворами и свободной водой, т.е. той, которая может быть выкачана из породы.

Удельное электрическое сопротивление свободных подземных вод (гравитационных и капиллярных) меняется от долей Ом·м при высокой общей минерализации (M>10 г / л) до 1000 Ом·м при низкой минерализации (M<0.01 г/л) и может быть оценено по формуле (Зинченко В.С, 2005):

(6.9).

Химический состав растворенных в воде солей не играет существенной роли, поэтому по данным электроразведки можно судить лишь об общей минерализации подземных вод. Удельное электрическое сопротивление связанных вод, адсорбированных твердыми частицами породы, низкое и мало меняется (от 1 до 100 Омм). Это объясняется достаточно постоянной их минерализацией (3-1 г/л). Средняя минерализация вод мирового океана равна 36 г/л.

6.3. Основные факторы, оказывающие влияние на удельное сопротивление минералов и горных пород.

В данном параграфе использованы исследования, основные положения и данные Зинченко В.С. (2005г.).

Удельное электрическое сопротивление горных пород и минералов изменяется в очень широких пределах от 10-8
до 1012
Ом·м. Численные значения удельного электрического сопротивления горных пород определяются объемными соотношениями различных фаз, составляющих породу и обладающих различной электропроводностью.

Наиболее часто приходится сталкиваться с влиянием на величину удельного электрического сопротивления следующих факторов:

· водонасыщенность породы (влажность);

· минерализация поровой влаги (степень засоленности);

· пористость, структура порового пространства;

· водопроницаемость;

· литологический состав пород, глинистость;

· температура;

· давление.

Поровая влага является обязательным компонентом горных пород. Она оказывает значительное влияние на величину удельного электрического сопротивления практически всех пород. Понижающее воздействие влаги на электрическое сопротивление пород обусловлено тем, что ее сопротивление на много порядков меньше сопротивления большинства породообразующих минералов. Характер количественной зависимости электрического сопротивления от влажности определяется типом породы, пористостью, проницаемостью (рис.6.1). Даже небольшие изменения в содержании влаги (пористость колеблется от 1,4 до 2,8 %) приводят к резкому снижению величины удельного электрического сопротивления (на 2-4 порядка).

Рис.6.1. Зависимости удельного электрического сопротивления интрузивных и эффузивных пород от коэффициента водонасыщения (н.Б.Дортман)

1- перидотит с пористостью kп
=1,4%; 2 – гранит, kп
= 2,8%; 3 – габбро, kп
= 2,8%; 4 – диабаз, kп
= 2,7%; 5 – порфирит, kп
= 2,7%; 6 – кварцевый порфир, kп
= 3,2%; 7 – базальт kп
= 4%.

Удельное электрическое сопротивление рыхлых песчано-глинистых пород плавно уменьшается с ростом влажности.

Минерализация подземных вод оказывает определяющее влияние на величину удельного электрического сопротивления. Электропроводность подземных вод зависит от их состава и, особенно, от концентрации растворенных в них солей. Значение ρв
водного раствора электролита рассчитывается по формуле:

, (6.10)

где С
a
и Ck
– число грамм-эквивалентов анионов и катионов; Ua
и Uk
– подвижность анионов и катионов; fa
и fk
– коэффициенты электропроводности для анионов и катионов, зависящие от концентрации и химического состава растворенных солей.

Насыщенность солями природных вод, а следовательно, их сопоставление зависят от состава и генезиса, от климатических условий и рельефа местности. В платформенных областях по мере удаления на юг концентрация вод увеличивается от 0,1-0,5 г/л (Балтийский щит) до 3-5 г/л (Азовский массив).

Степень засоленности пород зоны аэрации также оказывает существенное влияние на удельное сопротивление пород. Однако теснота связи определяется колебаниями влажности пород.

Литологическое расчленение разреза, учитывая многообразие факторов, влияющих на геофизические параметры, является одной из наиболее сложных задач. В песчано-глинистых разрезах литологический состав определяется в основном степенью глинистости или дисперсности пород.

В случае сильнозасоленных пород выполнить расчленение песчано-глинистого разреза по величине удельного электрического сопротивления практически невозможно. При отсутствии засоления наблюдается хорошая дифференциация разреза по величине удельного сопротивления.

В карбонатных породах основное влияние на величину удельного электрического сопротивления оказывает водонасыщенность и трещиноватость. Наличие в трещинах глинистого материала снижает величину ρ
. Наиболее высоким удельным сопротивлением характеризуются доломиты и плотнокристаллические известняки.

С ростом температуры на 40°С сопротивление уменьшается примерно в 2 раза, что объясняется увеличением подвижности ионов. При замерзании сопротивление горных пород возрастает скачком, так как свободная вода становится практически изолятором, а электропроводность определяется лишь связанной водой, которая замерзает при очень низких температурах (ниже -50° С).

Возрастание сопротивлений при замерзании разных пород различно: в несколько раз оно увеличивается у глин, до 10 раз - у скальных пород, до 100 раз - у суглинков и супесей и до 1000 и более раз - у песков и грубообломочных пород.

Глубина залегания, степень метаморфизма, структура и текстура породы также влияют на ее сопротивление, изменяя коэффициент микроанизотропии, за который принято брать:

, (6.11)

где ρn
и ρl
- сопротивления породы вкрест и вдоль слоистости. Чаще всего λ меняется от 1 до 1,5, достигая 2-3 у сильно рассланцованных пород. Величина λ может достигать нескольких единиц для мерзлых пород разной криогенной структуры и льдовыделения.

6.4. Электрические свойства горных пород

Несмотря на зависимость удельного электрического сопротивления от множества факторов и широкий диапазон изменения у разных пород, основные закономерности УЭС установлены достаточно четко.

Изверженные и метаморфические породы характеризуются высокими сопротивлениями (от 500 до 10000 Омм). Среди осадочных пород высокие сопротивления (100 - 1000 Омм) у каменной соли, гипcов, известняков, песчаников и некoторых других. Обломочные осадочные породы, как правило, имеют тем большее сопротивление, чем больше размер зерен, составляющих породу, т.е. зависят прежде всего от глинистости. При переходе от глин к суглинкам, супесям и пескам удельное сопротивление изменяется от долей и первых единиц омметров к первым десяткам и сотням oмметров.

Величина диэлектрической проницаемости меняется от нескольких единиц (у сухих осадочных пород) до 80 (у воды) и зависит, в основном, от процентного содержания воды и от минералогического состава породы. У изверженных пород ε меняется от 5 до 12 единиц, у осадочных - от 2-3 (у сухих) до 16-40 (у полностью насыщенных водой пород).

Как отмечалось выше, магнитная проницаемость громадного большинства пород равна магнитной проницаемости воздуха. Лишь у ферромагнетиков относительная магнитная проницаемость может возрастать до 10 единиц.

Естественная электрохимическая активность горных пород характеризует возникшие в горных породах электрические поля под действием ряда физико-химических процессов. К числу таких процессов относятся: диффузионные, диффузионно-абсорбционные фильтрация пластовых вод в пористой среде, окислительно-восстановительные реакции, происходящие на контакте ионных и электронных проводников.

Диффузионная активность. На границе соприкасающихся водных растворов электролитов с различной концентрацией происходит диффузия ионов в направлении меньших концентраций. Анионы и катионы электролита, обладая различной подвижностью, создают асимметрию в распределении зарядов. В менее концентрированном растворе накапливается избыток зарядов со знаком более подвижного иона. И, наоборот, в более концентрированном растворе создается избыток зарядов со знаком менее подвижного иона. Вследствие этого возникает диффузионное электрическое поле, противодействующее дальнейшему процессу диффузии и разделение зарядов. В результате взаимодействия двух противоположно направленных процессов устанавливается равновесие, при котором перемещение зарядов диффузией компенсируется обратным переносом их электрическим током.

Величина электрохимической активности (коэффициент α
) меняется от -(10-15) мВ у чистых песков, близко к нулю у скальных пород, возрастает до +(20-40 мВ) у глин и до сотен милливольт для руд с электронопроводящими минералами (сульфиды, графит, антрацит). В целом α зависит от многих природных факторов (минерального состава, глинистости, пористости, проницаемости, влажности, минерализации подземных вод и др.).

Наибольшей поляризуемостью отличаются руды с электронной проводимостью (сульфиды, сульфосоли, некоторые самородные металлы, отдельные окислы, графит, антрацит). Природа этих потенциалов связана с так называемой концентрационной и электродной поляризацией рудных минералов. Коэффициенты поляризуемости до 2-6% наблюдаются над обводненными рыхлыми осадочными породами, в которых имеются глинистые частицы. Поляризуемость их обусловлена деформациями внешних обкладок двойных электрических слоев, возникающих на контакте твердой и жидкой фазы. Большинство изверженных, метаморфических и осадочных пород, насыщенных минеральной водой, слабо поляризуются (меньше 2%).

6.5. Электрические свойства залежи нефти и газа

Удельное электрическое сопротивление нефтей достигает 1016
Ом.м. Диэлектрическая постоянная равна 2. Электрическое сопротивление залежей нефти и газа ннефтегазоносных пластов может превосходить сопротивление водоносных пластов в 100 раз и более. Наиболее вероятная величина считается равной 10.

Месторождения нефти и газа характеризуются повышенной поляризуемостью пород, как в области залежи, так и выше нее. Это связано с наличием пирита, образовавшегося благодаря сложным взаимодействиям залежей нефти и газа с вмещающими породами. Поляризуемость пород в контуре залежи может увеличиваться по сравнению с законтурной залежью до5-7 раз. Отмечено, что для нефтяных месторождений поляризуемость выше чем у газовых.

6.6. Методы определения электрических свойств горных пород

Из электрических свойств наибольшее значение для электроразведки имеет удельное электрическое сопротивление ρ
и вызванная поляризация η
. Изучение диэлектрической проницаемости и естественной поляризации проводят в меньших масштабах.

В лабораторных условиях удельное электрическое сопротивление определяют методами сопротивлений четырехэлектродные и двухэлектродные установки, потенциалов и индукционным методом.

В естественной залегании удельное электрическое сопротивление измеряется при помощи бокового каротажного зондирования (БКЗ), микрозондов (МКЗ), кажущегося сопротивления (КС). Используется также интерпретации кривых зондирования у скважин или измерение электрического сопротивления на обнажения пород.

Контрольные вопросы к главе 6.

1. Назовите основные факторы, оказывающие влияние на удельное сопротивление минералов и горных пород.

2. Как влияет на величину удельного сопротивления карбонатных пород наличие глинистого материала?

3. Почему залежи нефти характеризуются повышенными значениями поляризуемости пород?

Глава 7. Ядерно-физические (радиоактивные) свойства минералов и горных пород

7.
1. Естественная радиоактивность

Самопроизвольный распад неустойчивых атомных ядер, спонтанно превращающихся в ядра других элементов и сопровождающийся испусканием альфа-, бета-частиц, гамма-квантов и другими процессами, называется естественной радиоактивностью.

Известно более 230 радиоактивных изотопов различных элементов, называемых радиоактивными нуклидами (радионуклидами). Радиоактивность тяжелых металлов с порядковым номером в таблице Менделеева, большим 82, сводится к последовательным превращениям одних элементов в другие и заканчивается образованием устойчивых нерадиоактивных изотопов.

Основными радиоактивными рядами или семействами тяжелых элементов являются ряды урана-238, урана-235, тория-232. Перечисленные элементы (их называют материнскими радионуклидами) являются родоначальниками семейств и относятся к долгоживущим: у них период полураспада, т.е. время, необходимое для того, чтобы число атомов уменьшилось вдвое, составляет 4,5*109
; 7,13*108
; 1,39*1010
лет соответственно.

В состав семейств урана входят такие дочерние радионуклиды, как радий (T1/2
= 1620 лет) и самый долгоживущий радиоактивный газ - радон (T1/2
= 3,82 cут). Конечным продуктом превращений урана является нерадиоактивный радиогенный свинец.

Каждое радиоактивное ядро распадается независимо от других ядер. Количество ядер dN
, распавшихся за бесконечно малый промежуток времени dt
, пропорционально числу еще не распавшихся атомов N
к моменту времени t
:

, (7.1)

где λ
- постоянная распада – коэффициент, характеризующий вероятность распада ядра в единицу времени. Размерность λ
время-1
(с-1
, год-1
и т. д). Знак минус указывает на то, что с течением времени число ядер уменьшается. Количество нераспавшихся атомов в начальный момент времени t
=0
обозначается как N
0
, тогда:

(7.2).

Произведение λ
N
характеризует скорость радиоактивного распада, называемую радиоактивностью или активность А
:

(7.3)

Единицей в системе СИ выступает беккерель (Бк), в честь Александра Эдмонда Беккереля впервые обнаружившего радиоактивность в 1896 году при исследовании солей урана.

Кроме радиоактивных семейств, имеются одиночные радионуклиды, в которых радиоактивный распад ограничивается одним актом превращений. Среди них наиболее распространен калий-40 (T1/2
= 1,4*109
лет). В целом в земной коре повышены концентрации следующих трех радиоактивных элементов: урана (2,5*10-4
%), тория (1,3*10-3
%) и калия-40 (2,5 %). Поэтому в радиометрии изучают только эти элементы. Они находятся в горных породах в рассеянном состоянии в виде изоморфных примесей и самостоятельных минералов.

7.2. Радиоактивность минералов и горных пород.

Радиоактивность горных пород и руд тем выше, чем больше концентрация в них естественных радиоактивных элементов семейств урана, тория, а также калия-40. По радиоактивности (радиологическим свойствам) породообразующие минералы подразделяют на четыре группы.

1. Наибольшей радиоактивностью отличаются минералы урана (первич-ные - уранит, настуран, вторичные - карбонаты, фосфаты, сульфаты уранила и др.), тория (торианит, торит, монацит и др.), а также находящиеся в рассеянном состоянии элементы семейства урана, тория и др.

2. Высокой радиоактивностью характеризуются широко распространенные минералы, содержащие калий-40 (полевые шпаты, калийные соли).

3. Средней радиоактивностью отличаются такие минералы, как магнетит, лимонит, сульфиды и др.

4. Низкой радиоактивностью обладают кварц, кальцит, гипс, каменная соль и др.

В этой классификации радиоактивность соседних групп возрастает примерно на порядок.

Радиоактивность горных пород определяется, прежде всего, радиоактивностью породообразующих минералов. В зависимости от качественного и количественного состава минералов, условий образования, возраста и степени метаморфизма их радиоактивность изменяется в очень широких пределах. Радиоактивность пород и руд по эквивалентному процентному содержанию урана принято подразделять на следующие группы:

1. породы практически нерадиоактивные (U< 10-5
%);

2. породы средней радиоактивности (U< 10-4
%);

3. высокорадиоактивные породы и убогие руды (U< 10-3
%);

4. бедные радиоактивные руды (U< 10-2
%);

5. рядовые и богатые радиоактивные руды (U< 0,1 %).

К практически нерадиоактивным относятся такие осадочные породы, как ангидрит, гипс, каменная соль, известняк, доломит, кварцевый песок и др., а также ультраосновные, основные и средние породы.

Средней радиоактивностью отличаются кислые изверженные породы, а из осадочных - песчаник, глина и особенно тонкодисперсный морской ил, обладающий способностью адсорбировать радиоактивные элементы, растворенные в воде.

Радиоактивные руды (от убогих до богатых) встречаются на урановых или ураново-ториевых месторождениях эндогенного и экзогенного происхождения. Их радиоактивность изменяется в широких пределах и зависит от содержания урана, тория, радия и других элементов. С радиоактивностью горных пород тесно связана радиоактивность природных вод и газов. В целом в гидросфере и атмосфере содержание радиоактивных элементов ничтожно мало. Подземные воды могут иметь разную радиоактивность. Особенно велика она у подземных вод радиоактивных месторождений и вод сульфидно-бариевого и хлоридно-кальциевого типов.

Радиоактивность почвенного воздуха зависит от количества эманаций таких радиоактивных газов, как радон, торон, актинон. Ее принято выражать коэффициентом эманирования пород (Cэ
), являющимся отношением количества выделившихся в породу долгоживущих эманаций (в основном радона с наибольшим Т1/2
) к общему количеству эманаций.

В массивных породах Cэ
= 5 - 10%, в рыхлых трещиноватых Cэ
= 40 - 50 %, т.е. Cэ
увеличивается с ростом коэффициента диффузии.

Кроме общей концентрации радиоактивных элементов, важной характеристикой радиоактивности сред является энергетический спектр излучения или интервал распределения энергии. Как отмечалось выше, энергия альфа-, бета- и гамма-излучения каждого радиоактивного элемента либо постоянна, либо заключена в определенном спектре. В частности, по наиболее жесткому и проникающему гамма-излучению каждый радиоактивный элемент характеризуется определенным энергетическим спектром.

Например, для урано-радиевого ряда максимальная энергия гамма-излучения не превышает 1,76 МэВ (меггаэлектрона-вольт), а суммарный спектр 0,65 МэВ, для ториевого ряда аналогичные параметры составляют 2,62 и 1 МэВ. Энергия гамма-излучения калия-40 постоянна (1,46 МэВ).

Таким образом, по суммарной интенсивности гамма-излучения можно оценить наличие и концентрацию радиоактивных элементов, а анализируя спектральную характеристику (энергетический спектр), можно определить концентрацию урана, тория или калия-40 в отдельности.

7.3. Искусственная радиоактивность, используемая в ядерной геофизике.

Под ядерно-физическими (гамма- и нейтронными) свойствами горных пород понимают их способность по-разному рассеивать, замедлять и поглощать гамма-кванты или нейтроны разных энергий /4,6,8,9/.

Эти свойства вытекают из физических явлений, которые сопровождают взаимодействие гамма-квантов с электронами и ядрами атомов или нейтронов с ядрами атомов.

Наиболее вероятные процессы взаимодействия гамма-излучения с веществом являются:

· фотоэлектрическое поглощение;

· неупругое рассеяние на свободных электронах (комптоновское взаимодействие)

· полное поглощение излучения в поле ядра (образование электронно-позитронных пар).

К взаимодействию нейтронного излучения с веществом относится неупругое и упругое рассеяние и поглощение, сопровождающееся захватом тепловых нейтронов ядрами атомов и вторичным гамма-излучением.

Вероятность того или иного взаимодействия зависит от энергии гамма-квантов или нейтронов, от пути проходящего излучения в горной породе и ее ядерно-физических свойств. Основными из этих свойств являются микро- или макроскопические сечения взаимодействия гамма-квантов и нейтронов с отдельными или всеми атомами изучаемой горной породы.

Основным гамма-лучевым свойством породы является ее способность поглощать и рассеивать гамма-лучи. Количественно это свойство описывается полным линейным коэффициентом ослабления и поглощения μγ

или суммарным (полным) макроскопическим сечением взаимодействия гамма-лучей с единицей объема горной породы.

Для узкого пучка гамма-квантов его определяют с помощью следующих уравнений:

, (7.4, 7.5)

где σγ
i
- микроскопическое сечение взаимодействия атома i
-го химического элемента с гамма-квантом при общем количестве атомов этого элемента в единице объема Ni
и общем числе элементов K
;
Iγ
,
Iγ
0
- интенсивность гамма-излучения в конце и начале поглощающего слоя толщиной L
. Практически определяют эффективный коэффициент ослабления μγэф
по экспериментально полученной интенсивности вторичного гамма-излучения:

(7.6)

Макроскопическое сечение взаимодействия, или эффективный линейный коэффициент ослабления, зависит от порядковых номеров в периодической системе Менделеева и массовых чисел химических элементов всей горной породы, а также ее плотности σ.

На изменении этих свойств основаны методы изучения химического состава и плотности горных пород по интенсивности вторичного (рассеянного) гамма-излучения:

(7.7).

При этом комптоновское рассеяние зависит от плотности, а фотоэффект - от химического состава и концентраций химических элементов

Основным нейтронным свойством горных пород и сред является их способность поглощать и рассеивать нейтроны. Количественно это свойство описывается полным линейным коэффициентом ослабления и поглощения μп
или суммарным (полным) макроскопическим взаимодействием нейтронов с единицей объема горной породы.

Величина μп

определяется микроскопическими сечениями рассеяния и поглощения нейтронов атомами или ядрами (σп
i
) всех составляющих ее химических элементов от i
= 1 до i
= k
с числом атомов i
-го элемента в единице объема Ni

по формуле:

(7.8)

где (7.9)

Здесь I
п,
I
п0
- плотность потока нейтронов в конце и начале слоя толщиной L
. Нейтронное микроскопическое сечение рассеяния и поглощения σп
i
измеряется в барнах и равно эффективной площади ядра, которая обычно больше его геометрического сечения.

Нейтронное сечение измеряют в единицах площади (10-25
м2
). Наибольшими нейтронными сечениями обладают редкоземельные элементы, например, гадолиний (46*10-25
м2
), кадмий (2,25*10-25
м2
), бор (0,769*10-25
м2
), ртуть (0,38*10-25
м2
) и др. У большинства элементов микроскопическое сечение ядра изменяется в пределах (0,1 - 10)*10-25
м2
. Практически коэффициент μп
является эффективным коэффициентом, характеризующим и замедляющие, и поглощающие свойства горной породы μпэф
при облучении ее нейтронами. Величину, обратную μпэф
, называют полной длиной пробега нейтронов (L
п
). Она включает длину замедления и длину диффузии. Средняя длина замедления нейтронов (L
з
) определяется способностью ядер рассеивать нейтроны и равна расстоянию, на котором энергия нейтронов уменьшается от исходной (у быстрых нейтронов энергия превышает 0,5 МэВ) до тепловой (0,025 эВ).

Наименьшей длиной замедления (L
з
<10 см) обладают минералы, в которых имеются бериллий, углерод, железо и водородосодержащие породы, насыщенные водой, нефтью или газом. В других породах, особенно содержащих тяжелые химические элементы, L
составляет первые десятки сантиметров.

Ослабленные до тепловой энергии нейтроны перемещаются в породе путем диффузии до тех пор, пока не поглотятся какими-нибудь ядрами. Как отмечалось выше, процесс захвата нейтронов сопровождается излучением вторичных гамма-квантов. Способность горных пород поглощать тепловые нейтроны выражаются через среднюю длину диффузии L
д
или пропорциональное ей среднее время жизни тепловых нейтронов τтп
. Наименьшими значениями этих параметров (L
д
< 5 см, τтп
<5 мкс) отличаются руды, содержащие химические элементы с высоким сечением поглощения нейтронов (редкоземельные, кадмий, бор, ртуть, железо, хлор и др.), и рыхлые осадочные породы, насыщенные минерализованными водами. Для большинства породообразующих минералов и горных пород L
д
изменяется от 10 до 30 см, а τтп
- от 10 до 3000 мкс.

Важным параметром среды является также коэффициент диффузии

(7.10)

Постоянными величинами диффузионных параметров характеризуются неглинистые и незагипсованные карбонатные отложения. Доломитизация известняков, сопровождающая повышенным содержанием магния, увеличивает значение τ
. Чистые кварцевые песчаники и доломиты характеризуются наибольшими значениями времена жизни нейтронов. Минимальными значениями τ
обладают гипсы, ангидриты и глинистые породы. Существенное влияние на величину коэффициента диффузии тепловых нейтронов в скелете оказывает наличие кристаллизационной воды. При содержании ее в породе более 5% величина D
практически не зависит от минерального состава скелета.

На изменении перечисленных нейтронных свойств химических элементов основаны нейтронные методы поэлементного анализа горных пород и их водонефтегазонасыщенности. Они сводятся к изучению плотности (интенсивности) тепловых нейтронов I
пп
или вторичного гамма-излучения I
пγ
.

Контрольные вопросы к главе 7

1. Дайте характеристику естественной радиоактивности наиболее распространенных типов осадочных пород.

2. Какие минералы обладают наименьшей длиной замедления?

3. При каких условиях коэффициент диффузии не зависит от минерального состава пород?

Глава 8 Петрофизическое моделирование.

8.1 Понятие о петрофизической модели

В данной главе представлены основные понятия и методические приемы создания петрофизической модели, разработанные и рекомендованные Г.С.Вахромеевым (1978, 1987г.г) /2,3,5/.

Оценка физических свойств горных пород необходимы для правильного определения методики постановки геофизических работ и интерпретации результатов. При анализе возможностей геофизических методов для выбора комплекса при решении поставленной задачи исследователь абстрагируется от конкретных свойств объекта, используя его некоторую абстрактную модель со статистически усредненными физическими свойствами, формой и геометрией. По определению Г.С.Вахрамеева под физико-геологической моделью понимают совокупность абстрактных возмущающих тел, обобщенные размеры, форма, физические свойства и взаимоотношение которых с той или иной степенью детальности аппроксимируют реальную геологическую обстановку. Приведенное определение является общим, в одинаковой степени пригодным для аппроксимации, любого геологического объекта, будь то блок земной коры, нефтегазоперспективная или любая иная геологическая структура, рудное поле, месторождение отдельное рудное поле и.т.д. Главная цель создания ФГМ — математическое моделирование ситуации, т.е. расчет различных физических полей.

Например, рудное тело, сложенное сульфидами, залегает в однородной вмещающей среде (рис. 8.1). Формой тела может быть шар или эллипсоид, или другая геометрическая фигура. Заданы физические свойства тела и вмещающей среды, такие как плотность, удельное сопротивление, намагниченность, поляризуемость, электрохимическая активность. Задав размер и глубину залегания можно рассчитать физические поля и определить наиболее подходящий набор геофизических методов.

Рис.8.1. Модель сульфидного тела и рассчитанные физические поля над ним.

Таким образом, физико-геологическая модель отражает взаимосвязи существенных свойств моделируемого геологического объекта с регистрируемыми в его окрестностях либо ожидаемыми полями.

Реальные ФГМ могут иметь и более сложный вид. Основой для формирования ФГМ служит петрофизическая модель.

Под петрофизической моделью понимают объемное распределение в геологическом пространстве различных физических параметров, которые с определенной степенью вероятности характеризуют строение реального геологического объекта.

Описания петрофизической модели может содержать сведения в виде разрезов, текста, таблиц, формул, графиков зависимостей. Форма представления модели зависит от геологической задачи, для решения которой эта модель разрабатывается. При изменении геологической задачи в петрофизическую модель объекта вносятся изменения либо создается новая модель.

Различают петрофизические модели априорные и апостериорные, детерминированные, статистические и стохастические, статические и динамические.

На стадии проектирования геофизических работ формируются априорные петрофизические модели, с помощью которой определяют наиболее эффективные петрофизические параметры для проведения геофизических исследований. Параметры априорной модели уточняются в процессе геолого-геофизической интерпретации, т.е. создается апостериорная модель изучаемого геологического объекта.

8.2. Формирование петрофизической модели

Под петрофизической моделью понимают объемное распределение в геологическом пространстве физических параметров, которые характеризуют главные структурно-вещественные комплексы

изучаемого геологического объекта. Под термином структурно-вещественные комплексы (СВК) понимают объединенные по одному или нескольким физическим свойствам совокупность геологических образований, наделенную соответствующими «эффективными» физическими характеристиками. Именно структурно-вещественные комплексы являются реальными объектами геофизического изучения.

Формирование петрофизических моделей предусматривает последовательное решение ряда задач:

1) Лабораторные измерения комплекса физических свойств на образцах эталонных выработок;

2) Анализ данных и выделение СВК, расчеты их обобщенных физических характеристик;

3) Получение массовой петрофизической информации по данным ГИС и выделение СВК в геологическом разрезе;

4) Построение объемной петрофизической модели по результатам корреляции выделенных СВК между скважинами.

Как правило, в результате анализа петрофизической информации устанавливают доминантное физическое свойство, наиболее контрастно выделяющее заданный класс геологических объектов.

8.3. Выделение структурно-вещественных комплексов

При изучении физических свойств основой объединения образцов в группы являются существующие геологические классификации по петрофизическим (литологическим) признакам, стратиграфической принадлежности, степени метаморфизма и другим признакам. Естественная эквивалентность различных групп пород по одному или нескольким физическим свойствам приводит к необходимости их объединения в структурно-вещественные комплексы, которые являются основами петрофизических моделей.

Объединение разновидностей горных пород в единый СВК проводят с использованием различных способов кластеризации данных физических свойств.

Для выделения структурно-вещественных комплексов по несргуппированным данным можно использовать различные способы автоматической классификации данных. Например, применяется способ построения и анализа вариационных кривых, рассмотренный в параграфе 1.4. Если для анализируемого физического свойства по всей совокупности исследованных образцов построить вариационную кривую, то можно будет предположить, что каждому максимуму этой кривой соответствует определенный СВК.

Помимо анализа вариационных кривых, для выделения СВК можно привлекать более формализованные и более сложные алгоритмы разделения смеси случайных величин на отдельные составляющие.

Для одновременного учета изменчивости отдельных петрофизических характеристик и связи между ними классифицируемые образцы необходимо рассматривать в многомерном пространстве признаков (измеренных физических свойств). Одним из таких способов является метод главных компонент (МГК), в основе которого лежит предположение о том, что если переменные величины возможно коррелируемы, то это свидетельствует о существовании «внутренних» параметров (факторов), являющихся причинами такой корреляции, но непосредственно не регистрирующихся. Модель МГК основана на линейном ортогональном разложении исходных параметров в ряд согласно выражению /5/:

Yi = Wij Xi
, (8.1)

где i
= 1,2,…r
,
j
= 1,2,…m
, причем r
>
m
,
где Xi
- случайные переменные, представляющие параметры измеренных физических свойств; Wij
– факторные нагрузки, имеющие смысл коэффициентов корреляции между исходными признаками и факторами; Yi
- гипотетические компоненты – факторы.

В случаях, когда данные о физических свойствах представлены статистическими параметрами, рассчитанными для определенных групп пород, выделение структурно-вещественных комплексов целесообразно проводить приемами, базирующимися на проверке статистических гипотез о сходстве или различии тех или иных статистических характеристик.

Такими характеристиками петрофизичечских групп чаще всего являются оценки средних значений и стандартов измеренных физических свойств. Данные первичной статистической обработки обычно представляются в виде таблиц. Пример представлен в таблице 8.1. (Примечание: 1 объем выборки по каждой разновидности пород 30-50 образцов; 2 – S стандартное отклонение; ε – безмерный стандартный множитель).

Учитывая, что основной предпосылкой для изучения разреза по геофизическим данным является дифференциация пород по средним значениям физических свойств, в качестве такого критерия целесообразно принять t – статистику Стьюдента.

Правила вычисления зависит от результатов проверки гипотезы о равенстве дисперсий сравниваемых генеральных совокупностей. Если гипотеза справедлива, то есть S1
=S2
, вычисления проводят по формуле:

, (8.2)

где S
– стандартное отклонение, A
– среднее значение, n
– количество образцов в выборке. При v
=
n
1
+
n
2
-2
степенях свободы.

Если же S
1
≠
S
2
, вычисления проводятся по формуле:

(8.3)

Таким образом, процедура объединения отдельных петрофизических групп в СВК представлена следующими операциями:

1) проверка гипотез о равенстве средних значений анализируемой физической характеристики для всех возможных попарных сочетаний петрофизических групп (классов);

2) объединение групп с незначительными различиями средних значений и вычисление для них новых генеральных значений средних;

3) повторение первых двух операций уже с укрупненными группами до тех пор, пока между всеми группами не будет статистически значимых различий в средних значениях.

Процесс последовательного слияния отдельных разновидностей пород и руд, приведенных в таблице 8.1, наглядно отражен на диаграммах (дендрограммах «дерево») их иерархической группировки по величине t
*
- статистики (рис.8.2).

t
*
Крит
=2 – уровень выделения СВК практически совпадает с соответствующим квантилем нормального распределения, так как число степеней свободы v
> 30.

На уровне соответствующем значению t
*
Крит
,
по магнитной восприимчивости выделяется семь самостоятельных комплексов, что объективно характеризует высокую дифференциацию геологического разреза по этому физическому свойству, зависящему практически только от содержания магнитного железа. Неразличимы по магнитной восприимчивости лишь оруденелые скарны и траппы, а также безрудные скарны и туфовые образования.

Число СВК выделяемых по плотности, меньше пяти, так как плотность достаточно тесно связана не только с содержанием железа, но и с пористостью, по значениям которого выделяется всего четыре СВК.

Увеличение значений пористости от руд к рудовмещающим образованиям приводит к снижению информативности удельного электрического сопротивления и скорости распространения продольных волн. По этим характеристикам выделяется соответственно четыре и три СВК.

Проверка статистических гипотез позволяет выделить реальные объекты геофизического изучения и установить возможности того или иного геофизического метода.

Таблица 8.1

Петрофизическая характеристика пород и руд Октябрьского железорудного месторождения

группа	Порода или руда; СFe , %	δ, г/см3	χ , ед.СИ	k П , %	ρ , Ом·м	vP , м/с
		S , г/см3	ε	ε	ε	S , м/с
1	Руда; 45	4,05	2,425	4,8	6,2	4900
		0,25	1,5	2,4	2,2	1000
2	Руда; 25-45	3,68	1,709	4,1	14,0	4600
		0,28	1,7	3,9	3,0	1000
3	Руда 18-25	3,25	1,181	5,5	20,0	4500
		0,25	1,9	2,3	2,3	900
4	Интенсивно оруденелый скарн; 10-18	2,95	0,4055	5,7	50,0	4550
		0,19	1,9	2,3	5,0	850
5	Оруденелый скарн; 5-10	2,76	0,0402	4,0	60,0	4500
		0,2	3,5	3,5	3,5	1000
6	Скарн; 5	0,245	0,0037	8,4	55,0	4300
		0,29	8,7	1,8	2,5	700
7	Туфы, туффиты, туфобрекчии	2,27	0,000163	12,0	40,0	4150
		0,25	5,7	1,8	2,5	1100
8	Траппы	2,84	0,0276	2,1	1500	4800
		0,19	3,3	1,2	1,4	400
9	Вмещающие осадочные породы	2,36	0,001	10,8	45,0	3900
		0,18	2,1	1,5	2,5	600

Примечание: 1 объем выборки по каждой разновидности пород 30-50 образцов; 2 – S стандартное отклонение; ε – безмерный стандартный множитель

Рис.8.2. Дендрограммы иерархической группировки при объединении групп пород и руд в СВК

Однако судить об информативности того или иного метода или комплекса в отрыве от конкретных задач исследований, бессмысленно.

Но в тех случаях, когда такие задачи сформулированы, выделенные СВК значительно облегчает и конкретизируют оценку геологической информативности геофизических методов даже на уровне экспериментальных оценок.

На стадии проектировании геофизических работ при формировании априорных ФГМ структурно-вещественные комплексы регламентируют детальность геометритизации модели. Так как именно СВК является теми элементами разреза, выделение которых принципиально возможно по данным геофизических исследований.

Основными информативными характеристиками в данном случае являются средние значения физических свойств структурно-вещественных комплексов.

Прогноз физических свойств пород по данным ГИС позволяет получить характеристику петрофизического разреза с детальностью, соответствующей фактической степени его геолого-геофизический изученности.

Следующим этапом построения объемной петрофизической модели является межскважинная увязка структурно-вещественных комплексов. Эта достаточно сложная интерпретационно-методическая задача решается с привлечением всей имеющейся геолого-геофизической информации, а нередко требует постановки дополнительных специальных методов скважинной геофизики.

Таким образом, физико-геологическая модель – это обобщенная петрофизическая модель плюс, полученные для нее любым способом (аналитическим, моделированием, в том числе натурным), физические поля.

Последовательность физико-геологического моделирования в самом общем виде выглядит следующим образом:

· выделение структурно-вещественных комплексов в пределах исследуемого геологического пространства;

· построение петрофизической модели, создание самой ФГМ исследуемого геологического объекта в целом.

Контрольные вопросы к главе 8.

1. Для чего необходимо физико-геологическое моделирование?

2. Какую роль в ФГМ играет петрофизическая модель?

3. Перечислите известные способы выделения структурно-вещественных комплексов.

4. Какую роль играют проверки статистических гипотез в геофизическом процессе?

Список используемой литературы:

1. Г.Н. Боганик, И.И.Гурвич, Сейсморазведка: Учебник для вузов. Тверь: Издательство АИС, 2006.744с., 204 ил.

2. Г.С. Вахромеев, Основы методологии комплексирования геофизических исследований при поисках рудных месторождений. М.: Недра, 1978. 152с.

3. Г.С.Вахромеев, А.Ю.Давыденко, Моделирование в разведочной геофизики, М.:Недра. 1987.191с.

3.

4. В.С.Зинченко, Петрофизические основы гидрогеологической и инженерно-геологической интерпретации геофизических данных: учебное пособие для студентов вузов. М.- Тверь: Изд. АИС, 2005. 392 с.

5. К.Иберла, Факторный анализ, М.:Статистика, 1980, 398 с.

6. В.Н. Кобанова , Петрофизика. Учебник для вузов. М.: Недра, 1986 –392 с.

7. Комплексирование методов разведочной геофизики: Справочник геофизика /Под.ред. В.В.Бродового, А.А.Никитина. М.- М.: Недра, 1984.384с.

8. Петрофизика; Справочник. В трех книгах./ Под ред. Н.Б.Дортман. – М.: Недра, 1992. – 391 с.

9. В.К.Хмелевской, Геофизические методы исследования земной коры. Международный университет природы, общества и человека "Дубна"1997 г.