Глава 4 Теплофизические свойства минералов и горных пород

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.
   

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:

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:

где Q – количество теплоты, m – масса тела; T₂-T₁ разность температур на которую изменилась температура тела массой m при проведении к нему количества теплоты Q.

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

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]
  

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)).
  

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.
  

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).
  

Контрольные вопросы к главе 4.

2. 
   Какие факторы оказывают влияние на теплопроводность горных пород?
   
3. 
   От чего зависит и от чего не зависит теплоемкость горных пород?
   

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:

Реакция вещества на приложенное магнитное поле характеризуется магнитной восприимчивостью æ:

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.

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 χ_М, приходящую на грамм-моль вещества, и атомную χ_а, 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 T₀ (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.

Диамагнитная восприимчивость большинства элементов составляет

(-10÷0)*10^-5СИ. 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^-5ед.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

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 MnFe₂O₄ – 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 совйства пород характеризуются широким диапазоном значений до десятков тысяч 10^-5СИ. 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.
   

Магнитные характеристики горных пород определяются следующими факторами:

• 
  концентрацией ферромагнитных материалов.
  

• 
  их составом и структурой.
  
• 
  особенностями их магнитного строения.
  

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 J_n. В настоящее время наибольшее развитие получило изучение истории изменений направления магнитного поля Земли, которое отражается в направлениях J_n 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 J_n⁰ , возраст которой совпадает с возрастом породы, и вторичная J_n^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 J_n⁰ 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?
   

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:

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.

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

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

Если диэлектрическая проницаемость вакуума обозначить через ε₀, то относительная диэлектрическая проницаемость среды:

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 ΔU_ВП 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.

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 =10²-10⁷Ом.м
   
3. 
   Хорошие проводники ρ<10 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.

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.
  

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

1- перидотит с пористостью k_п =1,4%; 2 – гранит, k_п = 2,8%; 3 – габбро, k_п = 2,8%; 4 – диабаз, k_п = 2,7%; 5 – порфирит, k_п = 2,7%; 6 – кварцевый порфир, k_п = 3,2%; 7 – базальт k_п = 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 ρ_в водного раствора электролита рассчитывается по формуле:

где С_a и C_k – число грамм-эквивалентов анионов и катионов; U_a и U_k – подвижность анионов и катионов; f_a и f_k – 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:

где ρ_n и ρ_l- 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.

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%).

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.

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?
   

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 (T_1/2= 1620 лет) и самый долгоживущий радиоактивный газ - радон (T_1/2= 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 N₀, тогда:

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

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 (T_1/2= 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.