Размещено на http://www.allbest.ru/

Реферат

Свойства горных пород

Содержание

1. Физика горных пород как наука, основные понятия и определения

2. Плотность

3. Пористость

4. Проницаемость

5. Естественная радиоактивность

Литература

1. Физика горных пород как наука, основные понятия и определения

Физика горных пород (петрофизика) - одна из основных дисциплин разведочной геофизики, наиболее тесно связанная с физикой веществ и петрологией. Из многих физических свойств горных пород петрофизика изучает главным образом свойства, создающие физические поля, которые могут быть измерены геофизическими методами.

Определение науки о физике горных пород представляется как дисциплины естествознания, в которой изучают закономерности изменений физических свойств горных пород и связи между этими свойствами.

Физика горных пород очень тесно связана с другими естественными науками: с одной стороны - физикой и математикой; с другой - геологией и петрологией. Результаты петрофизических исследований - неотъемлемая часть геофизических работ. петрофизика горный порода

Все основные физические константы и параметры в петрофизике взяты из классической физики и соответственно нормируются в международной системе единиц СИ. Задача петрофизики - изучить физические свойства в конкретной горной породе (в классической физике в основном изучаются однородные (квазиоднородные) вещества). В понятие "изучить" вкладывается понятие "выявить закономерности".

Физические свойства горных пород - это их способность взаимодействовать с естественными физическими полями Земли (гравитационным, магнитным, тепловым) или с искусственно созданными физическими полями (сейсмоволновым, радиоактивным, электромагнитным, оптическим и др.).

Геофизические дисциплины разделяются в соответствии с физическими свойствами и созданными ими полями. Основные физические свойства (петрофизические показатели):

- плотность (дп) - изучается в гравиразведке;

- магнитная восприимчивость () - изучается в магниторазведке;

- удельное электрическое сопротивление (с), диэлектрическая проницаемость () - изучаются в электроразведке;

- скорость распространения упругих волн (Vп) - изучается в сейсморазведке;

- естественная и искусственная радиоактивности (I), (I) - изучаются в радиометрии;

- теплоемкость (С), теплопроводность (л) - изучаются в термометрии.

Место петрофизики при геофизических исследованиях связано с их технологическим циклом:

1) измерение параметров физических полей в неоднородной среде;

2) геофизическая интерпретация полученных измерений с целью определения физических свойств и построение вероятностной физической модели;

3) геологическая интерпретация физической модели и построение физико-геологической модели.

В основе геофизической интерпретации лежат методы решения прямых геофизических задач, позволяющие учесть влияние различных неоднородностей в земной коре. Для геологической интерпретации геофизических данных служат петрофизические связи, позволяющие перейти от неоднородностей, обусловленных физическими свойствами среды, к геологическим объектам.

Неоднородность горных пород

В геологии горная порода - это природный агрегат минералов постоянного состава, образующий самостоятельные геологические тела, слагающие земную кору.

В петрофизике горную породу следует характеризовать как гетерогенную многокомпонентную многофазную термодинамическую систему.

Основные виды неоднородности:

1) фазовый состав;

2) компонентный (минеральный) состав;

3) химический состав;

4) текстурно-структурное строение.

Фазовый состав: три фазы - твердая, жидкая, газообразная. В породах разного состава разные соотношения фаз. Как правило, породы бывают трех- и двухфазные.

Компонентный состав: твердая фаза состоит из минералов, жидкая фаза из жидкостей, газообразная фаза представлена газами.

Химический состав: минералы, жидкости и газы различаются соответственно по химическому составу.

Текстурно-структурное строение: сложные геологические образования, состоящие из двух или более различных включений (слоев, микрослоев, полостей), чередующихся в объеме изучаемого объекта (породы, пласта).

Неоднородность горных пород - их природное свойство, где фазовый, компонентный, химический и т.д. составы имеют фазовую, компонентную, химическую и т.д. неоднородности. То есть различают масштабы неоднородности, которые зависят от ее природы и образуют различные уровни неоднородности. Эти уровни ранжируются в порядке возрастания: атомы (ионы)> молекулы> моно- и полиминеральные слои> поры, заполненные жидкостью или газом> зерна твердого скелета> полости выщелачивания> прослои, линзы, включения.

Фазовые превращения и диаграмма состояний веществ

Всякое вещество может находиться в трех агрегатных состояниях: твердом, жидком и газообразном. Эти состояния называются фазами.

Соотношение между средней кинетической и средней потенциальной энергиями частиц вещества (ионов, атомов, молекул) определяет фазу вещества. Это соотношение зависит от температуры T и давления P (рис. 1).

Рис. 1. Диаграмма фазового состояния веществ

Линии диаграммы называются кривыми фазового равновесия. Они соответствуют условиям сколь угодно долгого существования (равновесия) двух смежных фаз. Точка Д называется тройной точкой; она соответствует условиям существования всех трех фаз вещества. Например, тройная точка воды соответствует одновременному существованию льда, воды и водяного пара, соприкасающихся между собой (Т=273,15 К и Р=4,58 мм рт. ст.).

Лабораторные и полевые геофизические методы исследуют и отражают разные уровни неоднородности исследуемых геологических объектов. Например, ядерные методы (нейтронно-активационный анализ) "работают" на атомном уровне и дают информацию о количественном содержании элементов. Электрические и электромагнитные методы "работают" на уровне зерен минерального скелета и пор (можно изучать соотношение твердой фазы и флюидов.

Уровни неоднородности высоких порядков (атомы, ионы, молекулы), как правило, изучаются в лаборатории на образцах. Обычно имеют дело с образцами размером от 1 до 10 см.

Физические свойства горных пород обусловливаются внутренней энергией систем, а также влиянием внешних факторов таких, как температура, давление, магнитное поле Земли. Физические свойства зависят от строения внешних или внутренних электронных орбит атомов, особенностей электронной оболочки и массы ядер, строения ядер (рис. 2).

Рис. 2. Взаимосвязь физических свойств со строением атомов

Такие физические свойства, как плотность дп, упругость Vп и др. характеризуются направленными и периодическими изменениями, соответствующими изменению химических свойств в порядке периодической системы элементов Д.И. Менделеева (рис. 3).

Рис. 3. Соотношение физических (упругих, плотностных и тепловых) и химических свойств в порядке периодической системы элементов Д.И. Менделеева

(mа - относительная атомная масса, Rа - атомный радиус,

Vп - скорость продольных упругих волн, дп- плотность)

По результатам изучения физических свойств пород составляются петрофизические классификации. В их основу должны быть положены: природа, величина, дисперсия физических параметров, генетический тип и минеральный состав пород. Для выяснения пространственного распределения горных пород с определенной физической характеристикой принципиально важно составление петрофизических карт и разрезов.

Схема изучения физических показателей

Структуру рассмотрения физических показателей горных пород в свете изучения геологических условий их образования и размещения в земной коре и взаимодействия с геофизическими полями удобно представлять в последовательности, иллюстрируемой следующей схемой (рис. 4):

Рис. 4. Схема изучения физических свойств на уровне фазового и вещественно-петрографического составов пород

Как правило, физический показатель природных объектов характеризуется свойством, зависящим от других физических показателей, которые дают представление о том или ином физическом состоянии или явлении и характеризуют взаимодействие природных объектов с физическими полями. Например, пористость, плотность, магнитная проницаемость и. т. д. - это свойства природных объектов, определяемые отношением: а) для пористости - объема пор к объему всей породы; б) для плотности - массы к объему; в) для магнитной проницаемости - магнитной индукции к напряженности магнитного поля.

Физические показатели фазовых компонент природных объектов - следующий этап структуры их рассмотрения. Первоначально рассматривается твердая фаза, то есть минеральный состав горных пород. С позиций изучения тенденции закономерностей изменения физических свойств, целесообразно составлять последовательные ряды минералов, близких по петрологическим характеристикам: минералы угольной, силикатной, карбонатной, глинистой, рудной и других групп.

История формирования петрофизики

Разработка методических основ, теории и техники определения физических свойств горных пород осуществлялась одновременно с созданием и развитием разведочной геофизики в 1920-1950 гг. многими отечественными (Б.А. Андреев, Г.А. Гамбуруев, И.И. Гурвич, В.Н. Дахнов, А.Н. Заборовский, С.Г. Комаров, В.В. Федынский и др.) и зарубежными (Э. Вихертт, К. Шлюмберже и др.) учеными.

С 60-х годов минувшего столетия петрофизика формулируется как новая область геофизики. Были изданы первые книги, посвященные физической характеристике горных пород и полезных ископаемых и методике их изучения (Н.Б. Дортман, В.Н. Кобранова и др.). Начали и продолжают проводиться исследования в специализированных лабораториях, включая зарубежные.

2. Плотность

Физическая сущность

Плотность (д) характеризует свойство природных объектов, в том числе горных пород, определяемое отношением их массы (m) к объему (V):

.

Плотность - количественный показатель минералов, горных пород, других природных и естественных образований. В разведочной геофизике д используется при интерпретации результатов: а) гравиразведки; б) гамма-гамма каротажа. В геологии знание д необходимо при дефектоскопии аномальных зон при геолого-геофизической корреляции.

Единица измерения д - г/см 3 или кг/м 3Ч103.

В гравиразведке применение плотности определяется следующими предпосылками.

Известно, что две элементарные массы m1 и m2 на расстоянии r притягиваются по закону всемирного тяготения Ньютона:

где f - гравитационная постоянная, равна 6,67·10-8 г-1 см 3 с-2.

Гравитационный потенциал выражается формулой

Этот потенциал обладает свойством аддитивности (складываемости) и для суммы дискретных масс получаем:



Следовательно, для физического тела (геологического объекта) любой формы потенциал может быть получен предельным переходом от суммы дискретных материальных точек к совокупности элементарных масс dm, на которые может быть разделено тело:

Поскольку в прямоугольной системе координат

где д - плотность (масса в единице объёма), то:

или

где V - объём.

При анализе геологических объектов в последовательности от минералов к горным породам плотность можно расписать по уровням неоднородности, учитывая, что в каждой точке пространства д определяется приращением массы Дm в некотором достаточно малом объеме ДV:

Следовательно, при ДV>0

В общем случае плотность есть величина переменная:

д= д(x,y,z).

Для полифазных пород

mп = mтв+mж+mг; Vп =Vтв+Vж+Vг,

соответственно:

или

Здесь индексы п - полифазность, тв - твердая фаза, ж - жидкая фаза, г - газовая фаза.

Твердая фаза

Плотность твердых минералов дтв изменяется в пределах от 0,5 до 22,5 г/см 3 и определяется относительной атомной массой входящих в их состав химических элементов. Средневзвешенная дтв является суммой плотностей, составляющих твердую фазу минералов:

Рудные минералы (золото-пирит) обладают ковалентно-металлической и ионно-металлической формами ковалентной связи. Их дтв преимущественно от 3,5 до 7,5 г/см 3, а у золота и платины при металлической форме валентной связи дтв достигает 15-19 г/см 3.

Породообразующие минералы (сфалерит-халцедон) характеризуются ионной или ковалентной формой связи и имеют плотность от 2,2 до 3,5 г/см 3.

Мономинералы (опал-янтарь) имеют ионную форму связи и относительно низкую дтв (менее 2,0 г/см 3).

Тенденции изменения плотности у минералов различных групп приведены на рис. 5.

Жидкая фаза

Вода

Пресный раствор при t = 20° имеет дж, равную 1,01 г/см 3, а при полном насыщении солью -1,24 г/см 3.

Нефть

дж нефти меняется в пределах 0,5-1,0 г/см 3 и зависит от объема растворенного газа и пластового давления.

Рис. 5. Тенденции изменения плотности у минералов различных групп

Газовая фаза

Плотность природного газа (смесь углеводородных газов) и чистого воздуха имеют один порядок, определяемый тысячными долями г/см 3. При температуре Т = 20° и давлении Р = 0,1 МПа плотность воздуха равна 0,0012 г/см 3, метана - 0,0007 г/см 3, пентана - 0,00317 г/см 3.

При повышенном давлении плотность природных газов резко возрастает. Например, для метана, при Т = 40° и Р = 70 МПа дг = 0,3 г/см 3.

Магматические породы

Магматические породы наряду с метаморфическими относятся к разряду кристаллических и характеризуются инфранизкой пористостью, не превышающей 2-5%. Следовательно, их плотность зависит преимущественно только от совокупного минерального состава. То есть диапазон изменения дп магматических пород находится в интервале предельных плотностей породообразующих минералов кварцево-апатитовой группы (дп = 2,5-3,5 г/см 3). При этом дп у интрузивных пород в 1,1-1,3 раза больше чем у эффузивных.

В щелочно-земельном ряду от кислых к основным, в зависимости от содержания кварца (SiO2), прослеживается тенденция увеличения дп (рис. 6). Породы кислого состава (гранит) имеют плотность 2,5-2,7 г/см 3, породы среднего и основного состава (диорит, габбро) - 2,8-3 г/см 3, а породы ультраосновные (пироксенит, перидотит) - 3-3,4 г/см 3.

Рис. 6. Изменения плотности магматических пород в щелочно-земельном ряду от кислых к основным

Плотность магматических пород может значительно изменяться в зависимости от присутствия акцессорных минералов, трещиноватости, степени выветрилости.

Метаморфические породы

Метаморфические породы (кроме метасоматитов) близки к химическому составу исходных (осадочных, эффузивных, интрузивных) пород, т.к. метаморфизм протекает в условиях изменения термодинамических условий (в основном под действием давления и температуры).

Наибольшие изменения плотности пород происходят при метаморфизме эффузивных и осадочных пород (на 8-12%). По мере увеличения степени метаморфизма д увеличивается, что в первую очередь связано с уменьшением пористости вследствие процессов складкообразования на больших глубинах. Изменение плотности в зависимости от стадий метаморфизма происходит по квазилинейному закону (рис. 7).

Рис. 7. Тенденция изменения плотности метаморфических пород по стадиям метаморфизма

Осадочные породы

Плотность осадочных пород складывается и зависит от:

1) плотности твердой фазы, определяемой минералогической плотностью дтв или дм;

2) плотности насыщающих породу жидкостей дж;

3) плотности содержащихся в породах газов дг.

Сухие осадки и осадочные породы обычно классифицируют по плотности на пять групп:

1) плотность очень низкая, д = 0,5-1,5 г/см 3 (илы, мел, трепел, опока, торф, туфы, угли);

2) плотность низкая, д = 1,5-2,5 г/см 3 (каменная соль, гипс, биотиты, метаморфизованные угли);

3) плотность средняя, д = 2,5-3,5 г/см 3 (плотные осадочные высоко преобразованные породы, известняки, доломиты с рудными вкраплениями, ангидриты);

4) плотность повышенная, д = 3,5-4,5 г/см 3 (невыветрелые металлические руды);

5) плотность высокая, д > 4,5 г/см 3 (очень плотные разности свинцовых, оловянных, сульфидных, медно-никелевых, полиметаллических руд с высоким содержанием рудных минералов).

Для осадочных пород в пределах одноименных стадий литогенеза тенденция изменения плотности определяется вещественно-петрографическим составом и соответствует изменению ? твердой фазы (рис. 8).

Рис. 8. Тенденция изменения плотности осадочных пород при одинаковой степени их преобразования (окаменения)

Осадочным породам присуще свойство уплотнения с глубиной залегания под действием давления и температуры. Уплотнение пород - часть общего процесса окаменения (литификации), наиболее ярко проявляется в синклинальных структурах (рис. 9).

Рис. 9. Схема литификации

Стадии окаменения:

1. Накопление осадков - сингенез.

2. Преобразование осадков в осадочные породы - диагенез.

3. Литификация - эпигенез (катагенез и метагенез).

В пределах отдельных групп осадочных пород вторая тенденция проявляется в зависимости от стадий преобразования (литогенеза). Классической схемой литификации являются угольные месторождения (рис. 10).



Рис. 10. Тенденция изменения плотности осадочных пород для одноименных литологических разностей в зависимости от стадии их преобразования (окаменения)

В зависимости от состава (фазный и компонентный уровни) и строения (текстурные неоднородности) на каждой стадии та или иная литологическая разность имеет вариации (разброс) значений плотности. Кроме того, влияют погрешности измерений, а также степень сохранности (близость к естественным условиям).

Разброс значений при массовых определениях в каждом пласте (слое) подчиняется нормальному закону, который в графическом виде можно отобразить в виде вариационных кривых (рис. 11).



Рис. 11. Вариационные кривые для различных групп горных пород, отличающихся по степени однородности литологического состава

Методы определения плотности

I. Метод определения плотности абсолютно сухих пород дс способом гидростатического взвешивания

Согласно определению для дс имеем формулу

Первоначально для определения mс образец высушивают в сушильном шкафу и взвешивают на аналитических весах.

Объем Vс определяется взвешиванием предварительно запарафинированного образца в жидкости (воде), плотность которой известна. Образцы парафинируют, чтобы избежать при взвешивании заполнение пор водой.

После парафинирования можно определить:

,где плотность парафина известна и равна 0,93 г/см 3. Тогда

Vс=Vс пар - Vпар,

где

здесь mc пар - масса парафинированного образца в воздухе;

mвс пар - масса парафинированного образца в воде.

Теперь Vс пар известно и

Метод определения минералогической плотности дм способом применения пикнометра

Проба измельчается в порошок до размеров зерен 0,25 мм. Основной инструмент лабораторных анализов пикнометр (колба).

Согласно определению для дм имеем формулу

При выполнении анализов следует знать, что mм определить обычным взвешиванием точно невозможно, так как порошок предварительно надо освободить от всех примесей, убрать влагу и воздух.

Пикнометр имеет массу и объем mп и Vп. Дополнительно к пикнометру для анализов нужна жидкость известной плотности, например вода. Тогда, имея порошок пробы, воду и пикнометр, можно определить mм, а также Vм:

mм = mпм - mп;

здесь mм, mп, mпм, mпв, mпмв - массы пикнометра, пикнометра с порошком, пикнометра с водой, пикнометра с порошком и водой;

Vм, Vпв, Vпмв - объёмы порошка, воды в пикнометре, воды и порошка в пикнометре;

дм, дв - плотность минералогическая и плотность воды.

Денситометрический метод - метод определения плотности пород дп при естественной влажности.

Используется прибор "денситометр", сконструированный Самсоновым. Он представляет собой весы с коромыслом ломаной формы, плечи которого имеют равную длину и образуют между собой угол (180°- ц). Схема прибора изображена на рис. 12.

Уравновесим Р 1 и Р таким образом, чтобы при равновесном положении плеч в положении И (индекс, то есть метка отсчёта) был угол б1 с горизонтальной плоскостью, тогда:

Р cos б1 = P1 сos(ц-б1).

При погружении образца в воду вес P1, станет P2, тогда

Pсоs б2 =P2 cos (ц - б2),

т.к. то



Рис. 12. Схема, поясняющая принцип работы денситометра

В соответствие со значениями б2 выполняется разметка шкалы денситометра в единицах плотности.

Определение плотности при гравиметрических наблюдениях производятся расчётным путем, например по результатам измерений в шахте между двумя горизонтами, находящимися на глубинах h1 и h2:

Это же выражение применимо и для гравитационного поля в скважинах.

Определение плотности по результатам гамма - гамма каротажа

Плотность пород в полулогарифмическом масштабе линейно зависит от интенсивности гамма-гамма излучения Iгг (рис. 13).



Рис. 13. График зависимости плотности пород от интенсивности рассеивания в них гамма-квантов

На основе этой зависимости созданы методики определения плотности. Измерения Iгг выполняются скважинным прибором гамма-гамма каротажа. Используются источники жесткого -излучения: Со 60, Сs137 и др.

3. Пористость

Горные породы и другие природные объекты не являются сплошными телами. Они имеют полости (поры), которые в естественных условиях заполнены жидкостями или газами. Пористость - это свойство породы содержать внутри себя не заполненные твёрдой фракцией замкнутые или сообщающиеся между собой и внешней средой пространства (объемы).

Пористость оценивается коэффициентом пористости kп, который равен

т.е. коэффициент пористости определяется отношением объёма пор Vпор к объёму породы Vп и выражаются в процентах.

Поры можно разделить на первичные (межзерновые) и вторичные, образовавшиеся в период формирования пород (трещины и каверны), а также возникшие в процессе метагенеза (литификации, то есть окаменения). Суммарная общая пористость складывается из межзерновой, трещинной и кавернозной и включает первичную и вторичную:

,

где - коэффициенты, выражающие пористость межзерновую, трещинную и кавернозную.

Формально первичную (межзерновую) и вторичную (трещины, каверны) пористости можно представить в виде срезов (рис. 14).

Рис. 14. Виды пористости

Пористость - фундаментальное свойство породы, от которого зависит большинство ее физических свойств. Как самостоятельный физический параметр kп детально изучается в нефтяной и газовой геологии. Различают общую, открытую, эффективную и динамическую пористости.

Общая пористость - интегральная характеристика всех пор, следовательно, ее можно определить так:

Образец экстрагированием и высушиванием привести в абсолютно сухое состояние и выделить единичный объем Vc.

Единичный объём образца переработать в порошок, высушить и определить объем минеральной части скелета, то есть Vм.

Определить объём пор как разность Vc и Vм, то есть:

Vпор = Vc - Vм.

Вычислить kп как отношение Vпор и Vc, поскольку при высушивании образец не меняет своего объёма.

так как mc = mм, то:

В результате лабораторных определений kп, м и с получается комплексная характеристика пород по пористости и плотности.

Открытая пористость - объем пор, сообщающихся в породе между собой и с окружающей средой. Эти поры можно выявить путем насыщения образцов керосином.

Эффективная пористость - объем пор, где могут находиться углеводороды (нефть и газ), то есть это открытая пористость за исключением пор, заполненных связанной водой.

Динамическая пористость - объем пор в той или иной части породы, где при заданном давлении может наблюдаться движение жидкости или газа. Этот объем определяют как разницу между объемом эффективных пор (Vп.о - Vв.св) и объемом пор Vн.о, то есть объемом, в которых остался керосин после вытеснения из породы воздухом или азотом:

Закономерность в величинах коэффициента пористости:

kп> kп.о> kп.эф> kп.д.

В нефтегазовой и других отраслях иногда необходимы сведения о структуре порового пространства, т.е. характере распределения пор по размерам. Используются методы:

1) оптический (окрашенные послойные шлифы);

2) ртутной порометрии (в вакуумированный образец нагнетают ртуть);

3) люминисцентно-фотометрический (изменение окраски верхнего торца образца под влиянием впитывающейся жидкости).

Твёрдая фаза

Кристаллы или обломки минералов, слагающие горную породу, имеют как правило весьма низкую первичную общую пористость. Коэффициент пористости обусловлен включениями газов. Открытая первичная пористость у большинства минералов отсутствует, но в процессе эпигенеза может значительно возрасти, например, при разрушении полевых шпатов и переходе их в глинистые минералы. Как правило, пористость минералов не превышает 1,5ч2,0% и у большинства минералов она составляет десятые и сотые доли процента. Тенденция увеличения kп для основных групп породообразующих минералов изображена на рис. 15. Количественные значения kп некоторых минералов приведены в табл. 1.

Рис. 15. Тенденции изменения пористости основных групп породообразующих минералов

Табл. 1 Количественные значения kп некоторых минералов

Наименование минералов	kп, %
Гранат Нефелин Лабрадор Роговая обманка Биотит Мусковит	0,094 0,151 0,402 0,89 1,56 2,14

Жидкая и газовая фазы

Вода, нефть, природные газы пористости не имеют.

Магматические породы

Магматические породы образуются в результате затвердевания и остывания магмы и природных силикатов в глубинных зонах земной коры и разделяются на интрузивные (затвердевшие на глубине) и эффузивные (излившиеся на поверхность). В зависимости от вещественно-петрографического состава магматические породы образуют ряд:



Поскольку магматические породы относятся к разряду кристаллических, то пористость их невелика и незначительно уменьшается в щелочно-земельном ряду от кислых к ультроосновным (рис. 16).

За счет процессов "выветривания" (трещиноватость, выщелачивание) пористость интрузивных пород может увеличиваться до 10%, а эффузивных до 40%.

Рис. 16 . Тенденция изменения пористости в щелочно-земельном ряду магматических пород

Метаморфические породы

По условиям образования различают:

Метаморфические породы, образовавшиеся из осадочных под действием давления и температуры. Схема процесса преобразования следующая:

Если эти породы подвергаются выветриванию и воздействию фильтрующих гидротермальных вод, то они становятся высокопористыми с kп до 40 - 60%. Может, кроме того, развиваться трещиноватость под воздействием тектонических движений.

Метаморфические породы, образовавшиеся из магматических. Среди них различают:



Рис. 17. Тенденция изменения пористости в зависимости от стадий метаморфизма

(I - зеленосланцевая, II - амфиболитовая, III - гранулитовая,

IV - эклогитовая)

I - интервал "разброса" значений kп относительно среднего

Как и магматические, метаморфические породы являются кристаллическими и поэтому их пористость, за исключением выветрелых разностей, не превышает 4-5% при тенденции ее уменьшения по мере роста степени метаморфизма (рис. 17).

Осадочные породы

Для осадных пород характерен широкий спектр изменения пористости. Справедлив закон необратимого уплотнения (уменьшения пористости) пород. Можно получить расчетные формулы. Один из способов следующий.

Продифференцируем выражение для расчета kп:

(1)

(2)

Делим (2) на (1):

(3)

Поскольку м с глубиной почти не меняется, то Vм также не изменяется, следовательно, dV dVпор, тогда

(4)

Введем понятие коэффициента необратимого уплотнения породы вп (t, Т), который зависит от литологии, t - времени, T - температуры.

,

где

Р, Рпл - геостатическое и пластовое давление,

g - гравитационная постоянная,

дпi - плотность i-го пласта,

двi - плотность воды в пласте hi .

Для средних значений

Тогда

Или

(5)

Проинтегрировав (5) в интервале h = 0 до h, получим

Или

(6)

Теоретические кривые, построенные по формуле (6), имеют вид (рис. 18):



Рис. 18. Расчетные кривые изменения пористости горных пород с глубиной при разной степени их уплотнения

Для одноименных стадий преобразования уменьшение пористости наблюдается в ряду пород от углистой до рудной групп (рис. 19).

Рис. 19. Тенденции изменения пористости терригенных пород в зависимости от их вещественно-петрографического состава

Уплотнение осадочных пород наиболее интенсивно происходит в терригенных (песчаники, алевролиты, аргиллиты) и менее интенсивно в хемогенных породах (известняки, мергели, аргиллиты). Рудные образования подвержены процессам окаменения в наименьшей степени.

Тенденция изменения пористости пород с глубиной представлена на рис. 20



Рис. 20. Тенденция изменения пористости терригенных пород с глубиной

Следует отметить, что результаты лабораторных определений kп необходимо приводить к пластовым условиям, так как для пород с межзерновой пористостью, залегающих на глубинах порядка 4 км, kп на поверхности изменяется до 1%.

4. Проницаемость

Проницаемость - свойство горных пород фильтровать через себя флюиды (жидкости или газы) под воздействием P(градиента давления).

Для количественного определения проницаемости пользуются линейным законом фильтрации Дарси:

где kпр - коэффициент проницаемости;

Q - объемный расход жидкости;

F - площадь фильтрации;

µ - динамическая вязкость жидкости;

Pпл - перепад давления;

L - длина фильтрующей пористой среды.

Размерность:

В практике применяют дольное значение мкм 2. В старой системе - D (Дарси); 1 D=1,02 мкм.

Различают:

Абсолютную проницаемость, которая определяется при фильтрации единственной фазы.

Фазовую проницаемость, которая зависит от объемного соотношения фаз в поровом пространстве.

Относительную фазовую проницаемость, которая представляет отношение фазовой и абсолютной проницаемости.

Наблюдается тенденция увеличения kпр при увеличении kпор. При этом для разных пород зависимости неодинаковые. Для терригенных пород при их уплотнении в процессе эпигенеза зависимость между kпр и kпор следующая:

По проницаемости породы классифицируются:

проницаемые

kпр >10-2 мкм 2 грубо- и среднеобломочные

kп 20 - 40% терригенные осадочные породы;

полупроницаемые

10-4 мкм 2 < kпр< 10-2 мкм 2 терригенные уплотненные породы,

kп 10 - 15% известняки и доломиты;

непроницаемые

kпр< 10-4 мкм 2 глины, аргиллиты, мергели, магматические и

kп 6 - 8% метаморфические не выветренные породы;

породы - экраны

10-6 мкм 2 < kпр < 10-4 мкм 2 каменная соль, ангидрит, мерзлые

kп < 2 - 3% породы, глины пластичные.

5. Естественная радиоактивность

Естественная радиоактивность Iг - самопроизвольный распад неустойчивых ядер атомов, подчиненный определенному статистическому закону.

Изменяются характерные признаки:

а) строение, состав, энергия ядер;

б) происходит испускание б- и в-частиц или захват электрона K- или L- оболочки коротковолновым излучением электромагнитной природы (г-излучение)

Происходит выделение радиогенного тепла, ионизация газов жидкостей и твердых тел.

В природных условиях отмечается также спонтанное деление тяжелых ядер (урана, тория) на осколки и изомерные тренды.

Академик В.И. Вернадский отмечал: "Открытие явления радиоактивности не только открытие физическое, но и открытие геологическое…".

Основные ядерно-физические свойства элементов, используемые при геологических, геохимических и геофизических исследованиях

I. Естественные процессы
а) ионизирующее излучение	б-част. в-част. г-кванты k-захват	элементы семейств и др.	поиск и разведка радиоактивных руд, изучение радиологического возраста, определение геохимических элементов, геологическое картирование
б) спонтанное деление			определение радиологического возраста, изучение формы нахождения урана
в) наведенная радиоактивность космическими лучами			оценка радиологического возраста новейших образований (радиоуглеродный метод)
г) генерация радиогенного тепла		U, Th, K	оценка теплового поля земной коры, поиски радиоактивных руд
II. Искусственные процессы
Использование ядерных реакций		(n, г), (n,p), (б,n) и др.	Определение влажности, пористости, плотности, содержания химических элементов

Закон радиоактивного распада и радиоактивное равновесие

При радиоактивном распаде, связанном с перестройкой ядер элементов, происходит излучение - и -частиц и -лучей.

-частица имеет положительный заряд и представляет собой ядро гелия, состоит из двух протонов и двух нейтронов; при - распаде элемента его атомный номер уменьшается на 2, атомная масса - на 4 единицы.

-частица - электрон или позитрон.

-излучению приписывают волновые и корпускулярные свойства.

Скорость -квантов равна скорости света и энергия Eг определяется формулой



где h - постоянная Планка, равная 6,6262Ч10-34 ДжЧс;

н - частота электромагнитных колебаний.

Закон радиоактивного распада (Э. Резерфорд, Ф. Содди, 1902 г.) характеризуется зависимостью

(7)

где dN - число распадающихся ядер из общего количества N за время dt;

л - постоянная, характеризующая скорость распада;

- активность (число распадов в единицу времени).

После интегрирования выражения (7) получаем

имеем

=>

при t = 0

=> ,

или

где N0 - начальное число атомов.

В ядерной физике для изучения радиоактивного распада вводится единица Т 1/2 - период полураспада (абсолютная мера длительности геологических процессов):

В результате б- и в- распада основные радиоактивные элементыU, U, Th образуют радиоактивные ряды, включающие до 15 - 18 изотопов.

Остальные радиоактивные элементы и другие обладают одноактным распадом и рядов не образуют.

При распаде элементов в радиоактивных рядах возникает состояние радиоактивного равновесия:

л1N1 = л2N2 = … = лnNn

Типы взаимодействия г - квантов с веществом

Поскольку б- и в- частицы в веществе испытывают сильное кулоновское взаимодействие и обладают очень малой проникающей способностью, в радиометрии, в основном, используется г-излучение.

г-излучение ослабляется в породах вследствие процессов, именуемых фотоэффектом, комптоновским эффектом, эффектом образования электрон-позитронных пар, фотоядерными взаимодействиями.

Фотоэффект - процесс, когда г-кванты взаимодействуют с электронной оболочкой атома:



где h - постоянная Планка;

н - частота электромагнитных колебаний;

E0 - энергия связи электрона в атоме.

Процесс фотоэффекта протекает при Е < 0,5 МэВ; отмечается сильная зависимость от порядкового номера элементов Z.

Комптоновский эффект - процесс, когда г- кванты взаимодействуют с электронами, передавая им часть энергии, а затем испытывают многократное рассеяние. Процесс идет в основном при 0,2 < Е < 3 МэВ, именно в области спектра первичного излучения естественно-радиоактивных элементов.

Процесс образования электронно-позитронных пар - процесс, когда эти пары возникают из фотонов в поле ядер атомов. Процесс идет при Е > 1,02 МэВ.

Таким образом, при различных энергиях г-кванты взаимодействуют преимущественно с различными мишенями: атомами, электронами, атомными ядрами.

Спектр многократно рассеянного г-излучения в породах различного состава можно отобразить графически (рис. 21).

Рис. 21. Спектр многократно рассеянного г- излучения в породах различного состава

Для моноэлементной среды справедлива зависимость

где ne - число электронов в единице объема;

NA - число Авогадро;

A - массовое число;

Ж - порядковый номер;

д - плотность.

Условие устойчивости атомных ядер требует, чтобы

А = N + p = N + Ж = 2Ж,

где N и p - число нейтронов и протонов в ядре. Значит

и тогда

Таким образом, при взаимодействии г-квантов с веществом имеет место его жёсткая связь с плотностью.

Энергетический спектр г - излучения

Естественное г-излучение горных пород в основном определяется содержанием в них элементов К, U, Th при их следующем процентном распределении:

К = 60%;

U = 30%;

Th = 10%.

Массовые содержания K, U, Th можно выделить из суммарного г-излучения, поскольку указанные элементы имеют неодинаковые энергии излучения (рис. 22).

Существуют аппаратурные решения. Способ получил название гамма - спектрометрия, где спектр горных пород выражается нисходящей по энергии кривой с всплесками (аномалиями) против K, U, Th:

Рис. 22. Энергетический спектр естественного гамма-излучения

Калий образуется преимущественно из силикатов магматических пород, полевых шпатов, слюд, которые преобразуются в различные глинистые минералы. Большая часть калия поступает в породы из водных растворов.

Уран, как и калий, образуется из силикатов магматических пород. Отмечается его высокая миграционная способность благодаря образованию хорошо растворимого уран-иона (урания-иона) UО 2+.

Торий, как и калий и уран, - продукт силикатов магматических пород. Соединения Th нерастворимы, при выветривании они концентрируются в бокситах, тяжелых и глинистых минералах.

Единицы измерения радиоактивности

Беккерель 1 Бк = 1, 1 Бк = 0,27Ч10-10 Ки (Кюри), где Ки - внесистемная единица, равная 3,7Ч1010 , столько же, сколько у 1 г Ra;

2) Удельная массовая активность: ;

3) Удельная объемная активность: ;

4) Мощность экспозиционной дозы: - системная единица (ампер на килограмм);

5) - внесистемная единица, соотносимая с мощностью экспозиционной дозы как

1 = 0,0717Ч10-12 = 7,2Ч10-14 .

Твердая фаза

Породообразующие и акцессорные минералы главных типов магматических, метаморфических и осадочных пород по степени радиоактивности объединяются в четыре группы:

Слабо- и нормальнорадиоактивные минералы содержат уран и торий в рассеянной форме, а в высокорадиоактивные акцессории - преимущественно в виде изоморфных примесей.

Тенденция изменения естественной радиоактивности (Iг) для основных групп минералов следующая (рис. 23):

Рис. 23. Тенденция изменения естественной радиоактивности для основных групп минералов

Жидкая фаза

Воды поверхностные и подземные, а также нефть в их естественном состоянии характеризуются низкой радиоактивностью. Исключение составляют подземные воды, циркулирующие в зонах урановых месторождений, поскольку урановые соединения, в отличие от ториевых, хорошо растворяются в воде. Для таких вод характерно выделение эманаций радона (Rn), период распада которого T=3,8 дня.

Газовая фаза

Природные газы и воздух, как атмосферный, так и почвенный, не содержат в своем составе радиоактивных элементов. Их естественная радиоактивность может создаваться за счет эманаций радона, образующихся над урановыми месторождениями и от радиоактивных элементов, содержащихся в окружающей среде.

Магматические породы

Радиоактивность этих пород, в основном связана с присутствием акцессорных уран- и торийсодержащих минералов.

Содержание U и Th возрастает с повышением кремнекислоты и калия, что приводит к повышению г-активности с ростом К и SiO2.

Радиоактивность интрузивных и эффузивных пород известково-щелочной серии возрастает от ультраосновных пород к основным, средним и далее к кислым пропорционально увеличению содержания в них кремнезема и калия.

Интрузивные и эффузивные породы с повышенной щелочностью отличаются более значительной радиоактивностью, чем близкие по кислотности породы известково-щелочной серии. Максимальные концентрации радиоактивных элементов приурочиваются к краевым частям крупных интрузивных тел.

Урановый эквивалент eU изменяется от 3-9 до 20-30% (рис. 24).

Рис. 24. Тенденция изменения естественной радиоактивности в щелочно-земельном ряду магматических пород

Метаморфические породы

Метаморфические породы в среднем имеют радиоактивность, близкую к магматическим породам среднего, основного и ультраосновного составов с eU =2-10%. В амфиболитовой стадии eU увеличивается до 15-16%. То есть чем больше степень метаморфизма массивов, тем меньше средняя концентрация в них урана и тория.

Необходимо выделить породы пневматолитовых и гидротермальных жил. К последним приурочены многие виды и разновидности уран- и торийсодержащих минералов.

Влияние метаморфизма на концентрацию урана и тория можно проследить от эпидот-амфиболитовой до гранулитовой стадий. Зависимость имеет вид (рис. 25):

Рис. 25. Изменения естественной радиоактивности в зависимости от стадий метаморфизма пород

Осадочные породы

Радиоактивность осадочных пород связана с наличием в их составе уран- и торийсодержащих минералов, а также адсорбированных радиоактивных элементов.

По степени радиоактивности эти породы можно разделить на три группы:

1. Низкая радиоактивность: кварцевые пески, известняки, доломиты, каменная соль ангидриты, гипсы, угли, нефтенасыщенные породы.

2. Повышенная радиоактивность: глинистые разности всех терригенных пород.

3. Высокая радиоактивность: калийные соли, монацитовые и ортитовые пески, глубоководные и красные глины.

Содержание U, Th, К в осадочных породах зависит от условий их образования. Для песчано-глинистых пород наблюдается зависимость г-активности от глинистости (рис. 26):

Рис. 26. Изменение гамма-активности осадочных пород в зависимости от их глинистости

Для одноименных стадий преобразования осадочных пород тенденция изменения естественной радиоактивности следующая (рис. 27):

Рис. 27. Тенденция изменения естественной радиоактивности осадочных пород в зависимости от их вещественно-петрографического состава

Процесс окаменения пород влияет на изменение естественной радиоактивности в основном у глинистых разностей, так как песчаные являются низкорадиоактивными.

Для глинистых пород зависимость имеет вид (рис. 28):

Рис. 28. Изменение естественной радиоактивности глинистых -пород с возрастанием степени их преобразования

В заключение следует привести средние значения содержания Iг и eU для основных групп пород.

Содержание Iг в отн. ед (Th/U) Содержание eU·104,%

Магматические породы Iг = 4-2,5 0,03-4,7

Метаморфические породы Iг = 4-2,5 0,6-3,0

Осадочные породы Iг = 3,5-0,5 1,7-5,0

Воды Iг = 0 1·10-3-6·10-3

Измерения радиоактивности в лабораторных условиях

Измерение естественной радиоактивности проб горных пород в лабораторных условиях выполняется с целью определения содержания в них радиоактивных элементов. Для этого применяют сцинтилляционные лабораторные спектрометры, позволяющие определять содержание различных элементов на основе изучения спектрального распределения -, - и -излучения. Сцинтилляционные - и -спектрометры подразделяются на спектрометры с пороговой и дифференциальной дискриминацией. Среди дифференциальных спектрометров имеются как одноканальные приборы, так и многоканальные (до 100 каналов). Последние позволяют одновременно измерять -излучение в нескольких интервалах энергетического спектра.

Существуют установки, которые позволяют путем изучения спектра -излучения раздельно определять уран (равновесный) и торий в смешанных пробах с содержанием урана от 0,01% и более. Комбинированные -, -измерения позволяют определять малые содержания (3-10-4 - 5-10-4%) урана в неравновесных рудах. Путем измерения -излучения имеется возможность определить активность пробы в эквивалентных единицах равновесного урана и судить о наличии в ней тория. С помощью специальных приборов для лабораторных -измерений можно, кроме того, определять концентрации эманации в пробах воздуха. Датчиком для исследования порошковых проб является плоская прозрачная подложка диаметром 15 см с тонким слоем (4-8 мг/см 2) цинк-сульфидного люминофора. Датчиком измерения эманации является цилиндрическая камера, на внутреннюю поверхность которой нанесен светосостав толщиной 100 мг/см 2. Сцинтилляции воспринимаются фотоумножителем через прозрачную торцовую стенку камеры или с подложки (рис. 40).

Рис. 40. Схема устройства датчика лабораторных спектрометрических установок с определением концентрации эманаций

1 - плексигласовый стакан,

2 - кристалл NaJ(Tl),

3 - реперный источник

-излучения,

4 - порошок стильбена,

5 - плексигласовая пластина,

6, 7 - фотоумножители

Большие возможности для радиометрического анализа создаются с применением многоканальных спектрометров. Исследуемая порошковая проба в специальном плексигласовом стакане 1 помещается между датчиками -, -излучений. Датчиком -излучения является кристалл 2 с вмонтированным в него -реперным источником 3. Датчиком -излучения служит порошок стильбена 4, нанесенный на плексигласовую пластинку 5 слоем 50-60 мг/см 2. Световые вспышки, возникающие в датчиках, воспринимаются одновременно фотоумножителями 6 и 7. Электрические импульсы, возникающие на выходе ФЭУ, усиливаются и поступают на четыре блока дифференциальных дискриминаторов, а после них - на пересчетные устройства, которые могут уменьшать число поступающих импульсов в 2, 10 или 100 раз, и на электронные счетчики. Каждый дискриминатор имеет регулируемые начальный порог дискриминации Е 1 (от 1 до 79 В через 1 В) и ширину окна Е (2, 4, 6, 8,10 и 12 В). Гамма-излучение может быть также записано во встроенную электронную записную книжку или непосредственно в компьютер. Альфа-реперный источник 3 служит для стабилизации высокого напряжения ФЭУ. Импульсы от него с выхода ФЭУ проходят через пороговый дискриминатор на интегрирующий контур. Между интегрирующим контуром и схемой питания ФЭУ существует обратная связь. Это приводит к тому, что при изменении напряжения питания ФЭУ изменится амплитуда сигнала от реперного источника и, следовательно, величина тока в интегрирующем контуре (ибо импульсы поступают в него в ненормализованном виде). Данное явление через цепь обратной связи приводит к компенсации изменения высокого напряжения на ФЭУ, т. е. к его стабилизации.

Импульсы от бета-датчика с выхода ФЭУ через пороговый дискриминатор (срезающий шумовой фон) поступают на пересчетное устройство и электронный счетчик пятого канала. Следовательно, с помощью описанных установок путем комплексного -, -изучения пробы имеется возможность вести раздельное определение содержания урана (от 2 10-4% и выше), радия (от 10-4 до 5 -10-4% в эквиваленте равновесного урана), тория (от 10-4%), калия (от 0,2-0,3%). Длительность полного анализа одной пробы массой 150-200 г - около 30 мин.

Литература

1. Петрофизика (справочник геофизика): под ред. Н.Б. Дортман, А.А. Молчанова (в 3-х книгах). - Л.: Недра, 1992.

2. Добрынин В.Н., Вендельштейн Б.Ю., Кожевников Д.А. Петрофизика: учеб. для вузов. - М.: Недра, 1991. - 368 с.

3. Виноградов В.Г., Дахнов А.В., Пацевич С.Л. Практикум по петрофизике: учеб. пособие для вузов. 2-е изд., перераб. и доп. М.: Недра, 1990. - 227 с.

4. Вахромеев В.С. и др. Петрофизика: учеб. для вузов. - Томск: Изд.-во Том. ун-та, 1997. - 462 с.

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

6. Фоменко Н.Е. Определение физических свойств горных пород по образцам: Практикум по курсу "Петрофизика". Юж. - Рос.гос.техн.ун-т (НПИ). - Новочеркасск: ЮРГТУ, 1999. - 60 с.

7. Фоменко Н.Е., Лубянова С.И. Практикум по курсу "Физика горных пород". Юж. - Рос.гос.техн.ун-т (НПИ). - Ново-черкасск: ЮРГТУ, 2006. - 91 с.

8. Литкевич Ю.Ф., Лубянова С.И. Физика горных пород. Учебно-методическое пособие к лабораторным работам. Юж. - Рос.гос.техн.ун-т (НПИ). - Новочеркасск: ЮРГТУ, 2007. - 97 с.

Размещено на Allbest.ru

...