Физические свойства горных пород ВВЕДЕНИЕ В ГЕОФИЗИКУ Лекция

Физические свойства горных пород ВВЕДЕНИЕ В ГЕОФИЗИКУ Лекция 4

I. Магнитные свойства • В методах магниторазведки и палеомагнитологии важны индуктивная и остаточная намагниченность горных пород. В электромагнитных методах имеет значение магнитная проницаемость ( ), но для большинства пород 1, только сильные ферромагнетики имеют порядка 2 20, но для поисков ферромагнитных руд с большой электропроводностью высокочастотная электроразведка используется редко. • Намагниченность J – сумма индуктивной Ji и остаточной Jr: • J = Ji + Jr. Индуктивная намагниченность Ji вызвана современным магнитным полем H : Ji = H; магнитная восприимчивость (в магниторазведке она скаляр, но в общем случае это тензор). • В полях с большой напряженностью H магнитная восприимчивость нелинейно зависит от H, но для слабых полей порядка земного можно считать (H) = const. 2 2

Магнитная восприимчивость • Значения магнитной восприимчивости (безразмерная величина) зависят от выбора системы единиц, в СГС и СИ они не совпадают. Это следует из определений: вектора H напряженности магнитного поля, магнитной индукции B и намагниченности в разных системах единиц: в СИ: H = B/ 0 J; J = H; B = 0 H; отсюда = 1 + ; в СГС: H = B 4 J; J = H; B = H; отсюда = 1 + 4 . 0 = 4 10 -7 Гн/м магнитная постоянная. Вместе с диэлектрической постоянной 0 = 0, 885 10 -11 Ф/м они заменяют постоянную системы СГС скорость света в вакууме c; c = ( 0 0)– 1/2. • в СИ и СГС выражается одинаковыми числами, это магнитная проницаемость материала по сравнению с проницаемостью вакуума. • СИ = 4 СГС; единицы магнитной восприимчивости в СИ в 4 раз меньше, а численное выражение в СИ в 4 раз больше, чем в СГС. 3 3

Свойства ферромагнетизма • Магнитная восприимчивость горных пород определяется содержанием ферромагнитных минералов переходных металлов группы железа, и в первую очередь железа – самого распространенного из переходных металлов. • Ферромагнетизм имеет следующие свойства. • 1. Он создается спиновыми магнитными моментами валентных электронов, что определяется измерением гиромагнитного отношения s = e / me = 1, 759 1011 Кл/кг. • 2. Имеется три уровня магнитного упорядочения: • а) параллельная ориентация магнитных моментов валентных электронов; • б) упорядочение направлений магнитных моментов атомов в кристаллической решетке; • в) доменная структура ферромагнитных материалов. 4 4

Виды магнитной упорядоченности • Направления магнитных моментов атомов в кристаллической решетке: • а) собственно ферромагнетики, • б) антиферромагнетики, • б) ферримагнетики (ферриты), • в, г) слабые ферромагнетики. • • Доменная макроструктура Домены в ферромагнетиках: а) в слабом поле; б) в сильном поле; • в) доменная стенка 5 5

Процесс намагничивания • 3. Намагничивание требует затрат энергии. Известны три механизма намагничивания, подменяющие друга во времени и с увеличением напряженности поля: • 1) смещение доменных стенок, расширение доменов с J, близкой по направлению к Н; 2) повороты доменов до совпадения направлений J и Н; • 3) парапроцесс усиление согласованности магнитных моментов атомов в кристаллической решетке за счет преодоления силы взаимодействия магнитных моментов друг на друга, нарушающего параллельную ориентацию, и влияния тепловых колебаний атомов в решетке. 6 • Материалы по JH и HC: а) магнитожесткие, б) магнитомягкие 6

4. Намагниченность изменяется с температурой. • Эта зависимость нелинейная и различна у разных ферромагнетиков. Подрешетки ферримагнетика часто имеют разные температурные кривые намагниченности и суммарная намагниченность меняет знак. • 5. Намагниченность скачком уменьшается на несколько порядков при нагревании выше точки Кюри ферромагнетиков и Нееля – антиферромагнетиков. Разрушается ферромагнитная упорядоченность на электронном уровне. 7 7

6. Намагниченность зависит от формы тела. Собственное магнитное поле действует против намагничивающего поля. Для тела конкретной формы J = H / (1 + N) = 'H, • N коэффициент размагничивания. N = 2 для тонкого пласта (J по нормали к поверхности), N = 1/3 для шара, N = 1/2 для цилиндра с намагничиванием перпендикулярно к образующей, N 0 у длинного цилиндра с намагничиванием по образующей. Величина ' имеет смысл магнитной восприимчивости тела конкретной формы. Размагничивание можно трактовать иначе: считать поле в теле суммой внешнего и размагничивающего полей, не вводя понятие магнитной восприимчивости тела ‘. • 7. Намагниченность изменяется со временем и зависит от магнитной истории породы. 8 8

Фактор Кенигсбергера • Фактор Q – отношение абсолютных значений остаточной и индуктивной намагниченности: Q = Jr / Ji. • Если для объектов магниторазведки гарантирована малая величина этого фактора, Q < 0, 2, то не нужно определять направление намагниченности, особенно для не сильно магнитных пород и руд, так как индуктивная намагниченность направлена по современному полю. • Другие объекты – это железорудные залежи, у которых часто Jr » Ji, а направление остаточной намагниченности может резко отличаться от направления современного поля Н, создающего индуктивную намагниченность. Фактор Q может достигать значений 5– 10. • В этих случаях необходимо определение направления остаточной намагниченности. Лучше всего это достигается с применением векторной магнитометрии. 9 9

Магнетизм минералов и руд железа • Физика магнитных явлений может предсказать магнитные свойства материалов (и пород) по их структуре. • Однако требует глубокого изучения структурных характеристик вещества, что недоступно в геофизических исследованиях. • С другой стороны, измерения магнитных свойств горных пород не представляют затруднений даже при большом числе образцов. • Представления о природе магнетизма горных пород и характеристику факторов, определяющих закономерности распределения магнитных свойств различных горных пород, полезно дополнить эмпирическими данными для наиболее распространенных минералов, горных пород и руд, которые вызывают магнитные аномалии. • Значения магнитной восприимчивости и температуры Кюри Tc наиболее распространенных минералов и руд железа приведены в следующей таблице. 10 10

Магнитные свойства минералов железа , ед. СИ Тс, С , г/см 3 Магнетит f, Fe. Fe 2 O 4 0, 8 25 578 5, 1 Титаномагнетит f, (Ti, Fe)Fe 2 O 4 10– 4 1 100 578 4, 9 Магномагнетит f, (Mg, Fe)Fe 2 O 4 0, 2 20 310 578 4, 7 4 25 4, 9 5, 2 Название, формула Маггемит f, -Fe 2 O 3 Гематит a, -Fe 2 O 3 10– 4 10– 3 583 678 Гетит a, -Fe. O(OH) 10– 4 1 94 4, 3 Якобсит f, Mn. Fe 2 O 4 Ильменит a, Fe. Ti. O 3 200 500 10– 5 10– 3 310 205 678 5, 0 4, 7 Хромит f, Fe. Cr 2 O 4* 10– 4 10– 2 190 578 4, 6 Халькопирит a, Сu. Fe. S 2 Пирротин f, Fe 7 S 8 10– 5 10– 4 4, 2 4, 5 Сидерит a, Fe. CO 3 10– 2 1, 5 552 320 3 10– 3 235 11 4, 0 11

Магнитные свойства магматических пород Магнитная восприимчивость от 10 -5 до n∙ 10 -1 ед. СИ. На магнитные свойства не влияют химический, минеральный состав, кристаллическая структура. Они определяются акцессорными ферромагнитными минералами, в основном минералами железа. Концентрация минералов Fe больше в основных породах, чем в гранитах. Во всех группах пород есть слабомагнитные разности, < 10– 4 ед. СИ, больше в кислых породах, и разности сильномагнитные, более вероятные у основных пород. Ультрабазиты менее магнитны, чем основные породы, т. к. железо входит в решетки силикатов, а в габброидах оно находится в более магнитных окислах. Во всех группах пород измененные разности обнаруживают статистически более высокую магнитную восприимчивость. 12 12

Зависимость магнитной восприимчивости магматических пород от содержания ферромагнитных минералов 13 13

Изменения магнитной восприимчивости при серпентинизации и карбонатизации гипербазитов 14 14

II. Плотность горных пород Плотность – параметр состояния вещества и определяющее свойство для гравиразведки. Плотность ( ) – отношение массы (m) к объему (V) тела, включающего твердую матрицу породы, жидкую и газовую фазы в поровом пространстве: = m /V = (mт + mж + mг) / (Vт + Vж + Vг). Массой газов можно пренебречь. Vг + Vж = Vп объем порового пространства; коэффициент пористости: Kп = Vп /V. Минеральная плотность м = mт /Vт, плотность сухой породы с = mт /V = м(1 Kп), тогда = с + Kп ж, ж плотность жидкости в поровом пространстве. Общая пористость осадочных пород вблизи поверхности достигает 0, 2 0, 4, а на глубинах 5 6 км под давлением вышележащих пород уменьшается до 10– 3 10– 2. 15 15

Плотность химических элементов зависит от их атомной массы, радиуса атома, температуры и давления. При постоянных P-T-условиях плотность имеет значения, соответствующие изотопному составу. Почти вся масса атома сосредоточена в ядре, на долю электронов приходится 1/2000 полной массы атома. Масса ядра определяется массовым числом суммарным количеством протонов и нейтронов: Mя = (1, 672 p + 1, 675 n) 10– 27 кг. Большая плотность ядра, 1014 г/см 3, объясняется тем, что радиус ядра (10– 15 м) на 5 порядков меньше радиуса атома (10– 10 м). Объем ядра составляет 10– 15 объема атома. В периодической системе элементов имеет место закономерное изменение атомных радиусов, атомной массы, 16 плотности и упругих свойств. 16

17 Свойства элементов 3 и 4 периодов таблицы Д. И. Менделеева 17

Плотность минералов определяется: а) средней атомной массой составляющих элементов; б) плотностью упаковки атомов в решетке; зависит от строения электронных оболочек, типа связи между атомами. Минералы с ионной и ковалентной связью, в т. ч. все породообразующие, имеют плотность от 2, 2 до 4, 5 г/см 3. Рудные минералы с ковалентно-металлической связью: 3, 5– 5, 5 г/см 3 (но касситерит 7, 0 г/см 3, вольфрамит 7, 2 г/см 3). Металлы: серебро 10, 5 г/см 3, золото 19, 3 г/см 3. Породообразующие минералы имеют среднюю атомную массу в довольно узких пределах от 20 до 22, 5. Среднее изменение плотности из-за атомной массы пород Mа составляет / M 0, 2 г/ см 3 на а. е. м. Это объясняет различие плотности до 0, 4 г/см 3. Реально они намного больше, что предполагает влияние более сильного фактора. 18 18

Плотность магматических пород 19 • Интрузивные и эффузивные породы мало различаются по плотности в зависимости от состава и структуры. Классификация по содержанию Si. O 2 Индексы у плагиоклазов: о основной (преобладает анортит), с средний, к кислый (преобладает альбит) 19 19

Плотность осадочных пород • Три группы осадочных пород: терригенные (глинистые, песчано-обломочные); карбонатные; гидрохимические (каменная соль, ангидрит, гипс). • Плотность осадочных пород вблизи поверхности и на небольших глубинах сильно от пористости, трещин, типа флюидов в поровом пространстве. • Роль этих факторов различна в зависимости от структурного положения и глубины залегания пород. Поэтому для осадочных пород имеет большое значение понятие минеральной плотности м. • Пределы м у терригенных пород – от 2, 58 до 2, 78 г/см 3; хемогенных от 2, 12 до 3, 00 г/см 3; карбонатных пород – 2, 60 2, 88 г/см 3, ангидрита – 2, 92 2, 96 г/см 3, гипса – 2, 30 2, 37 г/см 3, каменной соли 2, 12 2, 16 г/см 3. • Средние значения м: песчаники 2, 67 г/см 3, алевролиты 2, 69 г/см 3, глины 2, 68 г/см 3, аргиллиты 2, 68 г/см 3, мергели 2, 70 г/см 3, известняки 2, 72 г/см 3, доломиты 2, 80 г/см 3. 20 20

Плотность флюидов в поровом пространстве пород: воды 1, 0 1, 2 г/см 3; нефть – от 0, 5 до 1, 0 г/см 3; атмосферный воздух 0, 0012 г/см 3, природный газ 0, 0006 0, 002 г/см 3. На 2 км при давлении 70 МПа плотность газов достигает 0, 2 г/см 3. Уравнение регрессии для осадочных пород σ = 2, 74 – 2, 8 KП. 21 21

Плотность земной коры и верхней мантии o. Гранитный слой: средняя плотность 2, 6 2, 7 г/см 3. Нижняя граница на глубинах 15 25 км. o. Нижний слой континентальной коры и океаническая кора – породы основного состава базальтовый слой толщиной от 5 до 20 км с плотностью 2, 9 3, 0 г/см 3. o. Скачок плотности на границе Мохо 0, 3– 0, 4 г/см 3. o. В океанической астеносфере на глубинах 100 200 км в связи с частичным плавлением разуплотнение ≤ 0, 05 г/см 3. o. Переходная зона на глубинах 420 670 км стратифицированный слой, в котором оливин и пироксены претерпевают полиморфные переходы. Рост плотности при каждом из них 5 10 %, и нижняя мантия под разделом 670 км имеет плотность (4, 40 0. 03) г/см 3. К основанию нижней мантии плотность возрастает до 5, 5 5, 6 г/см 3. 22 22

III. Упругие свойства горных пород важны в качестве: а) параметров состояния вещества в физике Земли; б) определяющих параметров в механике горных пород; в) определяющих свойств в сейсмологии и сейсморазведке. Упругие свойства определяют скорости распространения сейсмических волн. В сейсмологии и сейсморазведке используются три системы упругих параметров. 1. Модуль сжатия K и модуль сдвига в теоретической сейсмологии, физике Земли; 2. Модуль Юнга (продольного растяжения) E и коэффициент Пуассона (поперечного сжатия) в экспериментальной сейсморазведке; 3. Коэффициенты Ламе и в теории сейсмических волн; модуль сдвига; определением и считается закон Гука для напряжений ij и деформаций объема ( ii) и сдвига ij: ij = + 2 ij, 23 23 если = ij / ij , где ij касательные напряжения.

Упругие модули и симметрия В анизотропной среде действует общий закон Гука σij = Cijkl·εkl, где Cijkl – тензор модулей упругости (4 -го ранга). Cijkl – 81 компонент. 36 независимы из-за симметрии тензора. Равны между собой компоненты с переменой пар индексов: Cijkl = Cklij. Это уменьшает число независимых компонент до 21. Введено обозначение пары индексов ij и kl парами цифр ab (a, b = 1, 2, . . 6). Тензор модулей упругости – матрица из 21 элемента Сab. Уменьшение числа компонент (N) связано с симметрией тела (таблица). В кубической сингонии C 11, C 12, C 44. Изотропная среда С 12 = λ, С 44 = μ; другие коэффициенты выражаются через эти два: С 11 = С 12 + 2 С 44 = λ + 2μ. В слоистой среде с осевой симметрией – 5 коэффициентов: λn и μn – по оси симметрии, λt и μt – по напластованию и μ* – перекрестный: связь напряжения σiz и деформации γiz. Сингония N Триклинная 18 Моноклинная 13 Ромбическая 9 Тетрагональная 6 Гексагональная 5 Кубическая 3 24 24

Скорости упругих волн в минералах Определяющие факторы скоростей упругих волн в минералах: а) кристаллическая структура плотность упаковки атомов в решетке, дефекты структуры; б) средняя атомная масса Ma. Два типа соотношения скоростей упругих волн и плотности (справедливо для vp и vs): 1) vp ~ означает преобладание фактора кристаллической структуры – у большинства минералов; 2) vp ~ 1/ указывает на доминирующую роль средней атомной массы– руды железа, хрома, марганца и др. Минералы с высокой симметрией обычно имеют скорости выше, анизотропию меньше, чем минералы с низкой симметрией. 25 25

Горная порода , г/см 3 E, ГПа v P, км/с v. S, км/с Гранит 2, 66 68, 8 0, 19 29, 0 5, 32 3, 30 Гранодиорит 2, 74 74, 8 0, 18 31, 7 5, 45 3, 40 Сиенит 2, 71 60, 4 0, 22 24, 7 5, 05 3, 02 Диорит 2, 80 78, 6 0, 25 31, 5 5, 80 3, 35 Габбро-норит 2, 96 101, 5 0, 25 40, 5 6, 45 3, 70 Габбро 3, 05 103, 5 0, 25 41, 5 6, 38 3, 68 Дунит 3, 28 151, 6 0, 25 60, 6 7, 45 4, 30 Перидотит 3, 29 151, 4 0, 25 61, 4 7, 32 4, 32 • В таблице видны тесные корреляционные связи ряда параметров между собой. Уравнения регрессии: • σ = 1, 26 + 0, 27 vp ; vs = 0, 45 + 0, 51 vp ; 26 26

Скорости в осадочных породах • Пористость и фазовый состав флюидов являются факторами, определяющими распределение скоростей упругих волн в осадочных породах. Они важны прежде всего для терригенных пород, но и карбонатные подвержены их влиянию. • Важна геометрия порового пространства: сферические поры меньше влияют на скорости упругих волн, чем трещины. Системы трещин приводят к уменьшению скоростей волн и их зависимости от направления фронта волны относительно трещин (анизотропия). • Через фактор пористости проявляется зависимость упругих свойств осадочных пород от условий образования, глубины залегания и положения в тектонической структуре. 27 27

Хемогенные карбонатные породы, однородные и менее пористые, чем органогенные, характеризуются скоростями на 10 15 % выше, чем органогенные. На глубине 0, 5 км значения скоростей продольных волн в терригенных породах составляют в среднем 5, 8 км/с и в хемогенных породах 4, 8 км/с, но с возрастанием давления различие уменьшается, на глубине 3 км те же породы имеют скорости 6, 5 и 6, 0 км/с соответственно. Пористость меньше влияет на скорости продольных волн, чем трещиноватость, особенно в газонасыщенных породах. Для кристаллических пород с пористостью до 3 5 % справедливы оценки, основанные на среднем времени пробега волны: 1/v. P = Kп / v. P ж + (1 Kп) / v. P м, где v. P, v. P ж и v. P ж скорости в породе, жидкой фазе и скелете. 28 28

IV. Электропроводность горных пород Удельное сопротивление горных пород определяется не только свойствами слагающих их минералов, но и характером их срастания. Породообразующие минералы – обычно диэлектрики или полупроводники; их удельное сопротивление составляет 106 1015 Ом м. Поэтому неизмененные магматические породы имеют высокие сопротивления. Сопротивление таких пород – 104 107 Ом м. Состав магматических пород не главный фактор электропроводности пород. СМльнее она зависит от пористости, трещиноватости, состава флюидов. Обычно кристаллический скелет породы имеет на 6 8 порядков больше сопротивление, чем жидкая фаза. По диэлектрической проницаемости выделяются среди других минералов вода и нефть: 80 и 10 30 против 4 12 у большинства минералов. 29 29

Электрические свойства осадочных пород Осадочные породы имеют ионную проводимость из-за минерализации пластовых вод. В осадочных толщах на платформах концентрация солей меняется от 3 г/л до 50 г/л. Проводимость этих пород с пористостью до 20 30 % меняется на порядки независимо от состава пород. Д ля терригенных пород характерна сильная зависимость от минерализации вод. Если она одинакова, наименьшее сопротивление у слабо сцементированных песчаников, конгломератов. Сцементированные песчаники, алевролиты имеют высокое сопротивление. Сопротивление карбонатов зависит от трещиноватости. Ненарушенные доломиты, известняки имеют высокое сопротивление. Мергели трещиноваты, их сопротивление понижено и зависит от минерализации вод. Глинистые породы (глины, аргиллиты, глинистые сланцы) всегда имеют низкие значения сопротивлений. 30 30

Корреляция физических свойств пород Свойства v P, v S ++ + Магм. , Fe +++ v P, v S Все* + Руды* Ос. разр. Корреляция и существенна для магматических пород и месторождений железа. «Все*» на пересечении строки скоростей со столбцом плотности означает, что уравнения регрессии справедливы для всех пород, но имеются исключения: руды и некоторые редкие породы со средней атомной массой меньше 20 и больше 23. «Руды*» в клеточке ( , ): корреляция для железных руд, некоторых сульфидных и полиметаллических залежей. 31 31

ВЫВОДЫ • Плотность и упругие свойства определяются кристаллической структурой минералов. Поэтому они тесно связаны, если невелики различия средней атомной массы. • Электропроводность зависит от концентрации и минерализации флюидов в порах. Другие свойства с этим связаны мало. Поэтому удельное сопротивление не корреллирует с другими свойствами. • Корреляция удельного сопротивления и скоростей сейсмических волн имеет место в отдельных осадочных разрезах и в глубинных зонах литосферы и мантии в связи с температурой. • Общее для всех пород уравнение регрессии (уравнение Берча) связывает плотность и скорость продольных волн. • = a (Ma) + b v. P; a ≈ 1 г/см 3; b ≈ 0, 3 (г/см 3)/(км/с). • Свободный член a зависит от средней атомной массы Ma, а она для большинства горных пород мало отличается от значений 21 22, возрастая при повышении содержания железа. 32 32

Петрофизическая классификация Классы пород , г/см 3 v. P, км/с , ед. СИ , Ом м терригенные 2, 3 2, 6 3, 2– 3, 8 10– 5– 10– 3 10– 103 карбонатные 2, 6 2, 8 4, 0– 4, 8 <10– 5 102 103 траппы 2, 8 2, 9 5, 8– 6, 2 10– 2 10– 1 103 104 гранитоиды 2, 5– 2, 7 5, 2– 5, 8 10– 4 10– 3 102 104 средние 2, 6– 2, 8 5, 7– 6, 5 10– 3 10– 2 104 основные 2, 8– 3, 0 6, 3– 7, 5 10– 2 10– 1 102 105 ультрабазиты 3, 1– 3, 3 7, 6– 8, 7 10– 5 10– 1 102 105 33 33

Плотность и скорость Р-волн в литосфере • Земная кора состоит из 3 -х слоев: К 1 осадочно-вулканогенного, К 2 гранитно-метаморфического, К 3 базальтового; в состав литосферы входит подкоровый слой М 1 – литосферная мантия. Континенты Слои Океаны Н, км , г/см 3 v. P, км/с К 1 0– 20 2, 2– 2, 8 2, 5– 6, 0 0– 3 1, 5– 2, 5 1, 7– 3, 8 К 2 0– 20 2, 5– 2, 7 3, 0– 6, 0 К 3 0– 50 2, 8– 3, 0 6, 5– 7, 3 4– 10 2, 8– 2, 9 6, 0– 7, 3 М 1 50 150 3, 1– 3, 4 7, 7– 8, 7 15 100 3, 0– 3, 3 7, 8– 8, 3 34 34