Петрофизика
Скачать 1.23 Mb.
|
| Глава 4 Теплофизические свойства минералов и горных пород 4.1 Теплофизические параметры веществ и методы их измерения Тепловое состояние земных недр является первопричиной многих геологических процессов. Его изучение включает теоретическое и экспериментальные исследования параметров теплового поля /4,6,8/. Распределение температур на поверхности Земли и в ее недрах, то есть естественное тепловое поле Земли – определяется:
Теплопроводность – процесс распределения теплоты от более нагретых к менее нагретым объемам неравномернонагретого вещества, способствующий выравниванию температуры среды. В 1822 году Жан Батист Фурье установил связь градиента температуры с плотностью теплового потока. Эта связь стала называться Законом Фурье, который формулируется, как количество переносимой энергии определяется как плотность теплового потока, пропорциональное градиенту температуры: q=λ·grad T , (4.1) где q – плотность теплового потока, grad T – температурный градиент, λ - коэффициент пропорциональности, названый коэффициентом теплопроводности или просто теплопроводность. Иными словами теплопроводность λ – это физический параметр, характеризующий интенсивность процесса теплопроводности в веществе, численно равный плотности теплового потока q, при градиенте температуры grad T, равном единице. Формула коэффициента пропорциональности:  . (4.2)Плотность теплового потока q - это вектор направленный в сторону, противоположную градиенту температуры и, численно равный количеству теплоты, проходящий через единицу площади изометрической поверхности в единицу времени. Единица измерения теплопроводности в системе СИ Вт/(м·К), в системе СГС кал/(см·°С). Теплоемкость – количество теплоты, которое необходимо подвести к телу, чтобы повысить его температуру на 1 К. Теплоемкость единицы массы вещества называется удельной теплоемкостью. Единица измерения в системе СИ Дж/кг·К, в системе СГС кал/г°С. Формула: c= Q/m (T2-T1), (4.3) где Q – количество теплоты, m – масса тела; T2-T1 разность температур на которую изменилась температура тела массой m при проведении к нему количества теплоты Q. Температуропроводность – это величина, характеризующая скорость изменения (выравнивания) температуры. Численно равна отношению теплопроводности к теплоемкости единицы объема вещества. Выражается в единицах м2/с. Вычисляется: a=λ/cσ, (4.4) где cσ – объемная теплоемкость. Наиболее распространенный способ изучения термических свойств –метод стационарного режима и динамического разогрева. Термические свойства обычно определяется в лабораторных условиях. В полевых условиях с помощью термокаротажа измеряют температуру в скважинах. Зная термические параметры, изученные на образцах, и распределение температуры в вышестоящей скважине, можно определить тепловой поток
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:
значения коэффициента теплопроводности (Кобранова В.Н., 1986). Высокая теплопроводность самородных элементов связана с тем, что тепловая энергия в них передается через твердую фазу непосредственным соприкосновением молекул, атомов и ионов, находящихся в тепловом движении, или диффузией свободных электронов (в самородных металлах) (У.И. Моисеенко, «Петрофизика», 1992 г.). Существует тесная связь между электропроводностью и теплопроводностью. Отношение  считается примерно постоянным. Присутствие в составе минералов элементов с высокой теплопроводностью (от 50 до 300 Вт/(м·К)) нередко повышает минеральную теплопроводность. Неодинаковая плотность упаковки тоже влияет на теплопроводность. Чем больше межатомное расстояние, тем меньше теплопроводность. Большинство минералов, слагающих горные породы обладают значительно меньшей теплопроводностью. Теплопроводность породообразующих минералов изверженных пород ниже, чем акцессорных и рудных. Породообразующие минералы метаморфических пород (сподумен, андалузит, кианит и др) по сравнению с породообразующими минералами интрузивных образований имеют значительно большую теплопроводность. Главнейшие изученные классы минералов по величине теплопроводности располагаются следующим образом в порядке убывания:
Теплоемкость минералов изменяется от 0,125 до 2-4 кДж/кг·К и зависит, в основном от их состава и структуры. По среднему значению теплоемкости основные классы минералов можно расположить в следующий ряд: самородные металлы (от 0,13-0,2 для Pt, Au, Bi, Pb до 0,35-0,45 для Cu, Fe, Zn) < сульфиды и их аналоги (от 0,21-0,22 для галенита, киновари до 0,5-0,6 для ковелина, вюрцита) < окислы (от 0,22-0,24 для лимонита, пиролюзита, уранита до 2-4 льда и воды) < сульфаты ( 0,35 для англезита) < карбонаты (1-1,5 для гипса, эпсомита) < силикаты ( от 0,5-0,6 для турмалина до 0,9-0,98 для сподумена, циркона) (Кобранова В.Н., 1986). 4.3.Теплофизические параметры горных пород Тепловые свойства горных пород в значительной мере определяются особенностями их внутреннего строения:
Наличие в горных породах порового пространства, заполненного флюидом, резко снижает процент переноса тепла, складывающегося из кондуктивной теплопередачи внутри отдельной твердой частицы, в местах соприкосновения частиц. Анализ данных показал, теплопроводность λ возрастает в ряду глины→ аргиллиты→ пески→ алевролиты→ известняки→ доломиты→ каменная соль. В этот ряд не входят песчаники. Диапазон изменения теплопроводности у песчаника очень большой. Для интрузивных магматических пород наблюдается снижение теплопроводности в ряду ультраосновные→ основные → средние рост у сиенита, и гранита. Метаморфические породы отличаются широкими пределами изменения коэффициента теплопроводности. Причем особенно они значительны у роговиков и кварцитов. Исключение составляют некоторые кристаллические сланцы серпентиниты и эклогиты. Теплоемкость пород варьирует от 0,42 (известняк) до 4,65 (каменная соль) Дж/кг·К. Для отдельных же групп пород теплоемкость изменяется следующим образом:
Наибольший диапазон теплоемкости среди осадочных пород имеют каменная соль, песчаники, мел, известняки и глины, а наиболее узкий – ангидриты, гипсы, аргиллиты. Для большинства осадочных пород вариации теплоемкости связаны с коэффициентом пористости и влажности. Чем больше их значения, тем выше теплоемкость. Вариации теплоемкости магматических и метаморфических пород также связаны с влажностью. Теплоемкость пород не зависят от их зернистости, слоистости, состояния (аморфности или кристалличности) минералов. Контрольные вопросы к главе 4. 1. Чем объясняется высокая теплопроводность самородных элементов?
Глава 5. Магнитные свойства минералов и горных пород 5.1. Магнитные параметры физических тел Магнетизм вещества связан с особенностями строения внешних и внутренних атомных орбит. По типу магнетизма выделяются диа- и парамагнитные химические элементы /4,6,8/. В веществе, помещенном в магнитное поле, появляется внутреннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничивающее). Напряженность суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего) называется магнитной индукцией. Магнитная индукция численно равна:  (5.1)J –намагниченность вещества, которая является функцией внешнего поля. Реакция вещества на приложенное магнитное поле характеризуется магнитной восприимчивостью æ:  ,  (5.2)Магнитные свойства вещества обуславливаются главным образом магнитными моментами электронов. Одновременно с вращением электронов вокруг своей оси (спиновое движение) они (электроны) совершают также движение по орбите вокруг положительно заряженных ядер (орбитальное движение). Оба вида движения эквивалентны круговому току, создающему магнитный момент. Внешнее магнитное поле взаимодействуют с магнитными полями атомов, в результате чего возникает дополнительный момент, либо совпадающий с направлением внешнего поля, либо противоположный ему (диамагнетики). Восприимчивость диамагнитных веществ отрицательна, то есть наведенные магнитным полем магнитные моменты ослабляют его. Таким образом, диамагнетик, вещество обладающий отрицательной магнитной восприимчивостью (порядка –10-5÷-10-6). Диамагнетизм является наиболее универсальным магнитным свойством, присущим всем веществам. Физическая суть этого явления состоит в следующем. Под действием внешнего магнитного поля в замкнутом токовом контуре (орбите вращения электрона) возникает электродвижущая сила, порождающая дополнительный индукционный ток. Этот ток создает индукционный момент, направленный в соответствии с законом электромагнитной индукции противоположно внешнему магнитному полю, что проявляется в отрицательных значениях магнитной восприимчивости. Магнитная индукция B в диамагнетике меньше напряженности поля H. Однако ослабление поля незначительно. Поскольку индуцированный полем отрицательный магнитный момент значительно меньше орбитального или спинового момента электронов, явление диамагнетизма можно обнаружить лишь у тех атомов, у которых орбитальные и спиновые моменты взаимно скомпенсированы. Восприимчивость парамагнитных веществ положительна, и магнитные моменты усиливают внешнее поле. Природа парамагнетизма заключается в ориентации элементарных магнитных моментов внешним магнитным полем: происходит ориентировка собственных магнитных моментов атомов. Поэтому рост намагниченности не прекращается даже в сильных полях. При выключении поля намагниченность парамагнетика исчезает. Среди парамагнитных веществ выделяется особая группа веществ, называемая ферромагнитными. Вследствие особенности строения внутренних электронных орбит у веществ этой группы взаимодействие между атомами настолько велико, что магнитные моменты всех атомов даже при отсутствии внешнего магнитного поля располагаются параллельно друг другу и одинаково ориентированы. Это так называемая спонтанная намагниченность. То есть, обладают магнитным моментом даже при отсутствии внешнего магнитного поля. В высоких полях магнитное состояние ферромагнетиков изменяется путем постепенного вращения спонтанной намагниченности в направлении магнитного поля. При насыщении магнитные моменты располагаются параллельно магнитному полю. Изменение намагниченности при повышении напряженности внешнего магнитного поля графически изображают кривой намагничивания (рис.5.1). В малых полях намагниченность в основном обратима. В случае скачкообразного изменения намагниченности процесс необратим.  Рис. 5.1. Кривая намагничивания ферромагнетика Необратимые процессы приводят к остаточным явлениям и сохранению в веществе некоторой части намагниченности при уменьшении внешнего поля до нуля. Намагниченность, остающаяся и после уменьшения поля до нуля, получила название остаточной намагниченности. Для приведения остаточной намагниченности ферромагнетика к нулю необходимо приложить некоторое обратное по направлению поле. Величина этого поля носит название коэрцитивной силы. Дальнейшее увеличение обратного магнитного поля снова приведет ферромагнетик в состояние магнитного насыщения. При уменьшении обратного поля весь цикл намагничивания повторяется. В результате образуется петля названная петлей гистерезиса. Повышение температуры приводит к уменьшению спонтанной намагниченности. При определенной температуре, названной точкой Кюри, в ферромагнетике происходит ориентации спиновых моментов, и выше этой температуры ферромагнетик ведет себя как парамагнетик. Существуют вещества, у которых энергетически более выгодно антипараллельное расположение спинов соседних атомов (отрицательное обменное взаимодействие). При параллельном расположении спинов (ферромагнетики) их магнитные моменты складываются, в то время как антипараллельное расположение (антиферромагнетики) дает результирующий момент равный нулю (рис5.2). Наконец, известны вещества, в которых при антиферромагнитном порядке атомных магнитных моментов их взаимной компенсации не происходит. Такие вещества получили название ферримагнетиков, и среди природных минералов они встречаются чаще, чем ферромагнетики. Во внешнем магнитном поле ферримагнетик намагничивается подобно ферромагнетики.  Рис 5.2. Схема ориентации атомных моментов, обусловленной обменными взаимодействием: I – ориентация моментов; II – результирующая спонтанная намагниченность решетки; а - ферромагнетик, б – антиферромагнетик, в – ферримагнетик, г – антиферромагнетик с некомпенсированным магнитным моментом. Если рассматривать горные породы, то они характеризуются способностью изменять действующее на них магнитное поле или возбуждать собственное поле. Наиболее важными параметрами горных пород и руд являются магнитная восприимчивость æ и индуцированная и естественная намагниченность. Магнитная восприимчивость характеризует способность вещества к намагничиванию. Появление магнитного момента тела сопровождается возникновением на его концах свободных магнитных полюсов, создающих магнитное поле внутри тела в противоположном внешнему полю направлении, т.е. размагничивающее поле. Это поле пропорционально намагниченности тела. Коэффициент пропорциональности (размагничивающий фактор N) определяется формой тела.  , (5.3)где  - кажущаяся магнитная восприимчивость, N – размагничивающий фактор, измеряющийся в системе СИ от нуля (для очень тонких вытянутых в направлении намагничивания тел) до 1 (для сжатых, пастообразных тел, намагничиваемых внешним полем перпендикулярно ограничивающим поверхностям). Для тел сферической формы  .Магнитная восприимчивость, отнесенная к единице массы вещества с плотностью σ, называется удельной (массовой) восприимчивостью:  (5.4)Различают также молярную восприимчивость χМ, приходящую на грамм-моль вещества, и атомную χа, отнесенную к атомной массе. Если образец поместить в магнитное поле, то есть магнитная индукция  изменяется за счет ориентации магнитных диполей по направлению поля, увеличив (или уменьшив) магнитную индукцию от  до . Приращение  (5.5).представляет намагниченность, или магнитный момент  . Величина, показывающая, во сколько раз изменяется магнитная индукция вещества, называется относительной магнитной проницаемостью μ.Магнитная восприимчивость æ и относительная магнитная проницаемость μ связаны между собой соотношением: μ= 1+æ (5.6). В природе встречается много горных пород, которые обладают остаточной намагниченностью  , возникшей в древнем магнитном поле Земли за счет различных физико-химических процессов. Ферромагнитные минералы сохранили высокую остаточную намагниченность до наших дней. Выделяют несколько остаточной намагниченности пород: термостатическую, химическую или кристаллизационную, вязкую, динамическую и др. Горные породы могут одновременно обладать различными видами намагниченности. Векторную сумму их принято называть естественной остаточной намагниченностью  .Под действием современного магнитного поля Земли все горные породы дополнительно приобрели намагниченность, которую назвали современной или индуцированной  . Следовательно, горные породы, содержащие ферромагнетики, обладающие суммарной намагниченностью  (5.7).Направление определяется направлением вектора  , направление может быть различно, так как оно зависит от многих причин. Вектор часто направлен навстречу 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. Большинство химических элементов являются диа- и парамагнитными. Характерно четко выраженная периодичность смены диамагнетизма на парамагнетизм элементов. Элементам первой половины периодов свойственен парамагнетизм в связи с незаполненностью электронами внешней орбиты, элементы второй половины – диамагнетизм, определяющийся полностью заполненными орбитами. Диамагнитная восприимчивость большинства элементов составляет (-10÷0)*10-5СИ. 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 Интенсивность намагничивания  , которая у диамагнитных минералов и парамагнитных минералов прямолинейно растет в увеличением магнитного поля. Если минерал вынести из магнитного поля, то он просто размагнитится. Ферромагнетики характеризуются значениями æ>> 0, μ>>1, а также намагниченностью, являющейся нелинейной и неоднозначной функцией внешнего магнитного поля. Ферромагнитные минералы (от лат. слова ferrum –железо) обладают самыми высокими значениями магнитной восприимчивости æ. Никель и кобальт естественных ферромагнитных минералов не образуют. Наиболее постоянными параметрами для чистых ферромагнитных минералов является намагниченность насыщения Js и температура Кюри. Наиболее распространенными ферромагнитными минералами являются окисные соединения железа – магнетит 8,8-25 ед. СИ, титаномагнетит 1,3-10-4 ед. СИ, маггемит 3,8-25 ед. СИ; сидерит 2,5-7,5 10-3 ед. СИ; из сульфидных минералов – пирротин 0,13-1,3 ед. СИ. Большой магнитной восприимчивостью обладает минерал якобсит MnFe2O4 – 250 ед. СИ. Н.Б.Дортман выделяет четыре группы минералов:
5.3. Магнитные свойства горных пород Магнитные свойства горной породы зависят от ее химико-минералогического состава, структуры, соотношения в породах диа-, пара-, и ферромагнитных минералов и их количества. Магнитные совйства пород характеризуются широким диапазоном значений до десятков тысяч 10-5СИ. 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:
Для определения магнитных свойств пород отбирают образцы из обнажений и измеряют в лабораторных условиях. Для измерения остаточной намагниченности отбирают ориентированные образцы по специальной методике. Магнитные характеристики горных пород определяются следующими факторами:
Основные породообразующие минералы являются диа- и парамагнетиками и характеризуются значениями æ от -5*10-5 ед. СИ до 10-150*10-5 ед. СИ. Присутствие в составе породы зерен ферромагнитных минералов (магнетита, гематита, титаномагнетита, маггемита и др.) резко повышает значение магнитной восприимчивости.
Магматические породы характеризуются очень широким диапазоном значений магнитной восприимчивости – от единиц до десятков тысяч 10-5 ед. СИ. Гипербазиты неизмененные характеризируются слабой магнитной восприимчивостью, соответствующие (20-100)*10-5. Широкий диапазон измерения значений æ определяется составом первоначальных расплавов, термобарическими и окислительно-восстановительными условиями образования и последующих изменений пород. В магматических породах ферромагнитные минералы присутствуют в виде зерен первично-магматических минералов – магнетита, титаномагнетита, ильменита, гемольменита и других веществ низко- и высокотемпературного окисления при кристаллизации магмы – гематита, маггемита. Таким образом, эти минералы появляются как одновременно с образованием породы, так и в процессе ее жизни. Средние значения магнитной восприимчивости возрастают от кислых к основным и ультраосновным группам пород. Кроме того, основные и средние породы ранних фаз внедрения расплавов отличаются во всех интрузивных комплексах различных формаций более высокими значениями æ, чем у последующих фаз. Это связано с ростом кислотности пород от начальных фаз и соответственно уменьшением содержания ферримагнетиков. Для метаморфических пород характерен наиболее широкий диапазон изменения значений магнитной восприимчивости и естественной намагниченности. Мрамора, кристаллические известняки характеризуются отрицательной магнитной восприимчивостью. Железистые кварциты, серпентиниты, скарны по значениям магнитной восприимчивости, остаточной и естественной намагниченности приближаются к магнетитовым рудам. При этом эти метаморфические породы встречаются редко и образуют самостоятельный класс диамагнитных пород. Наиболее широко распространенные породы – микрокристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты имеют и малый диапазон изменений магнитных свойств и обладают более низкими максимальными значениями, чем магнитные образования. Метаморфические породы имеют либо очень слабую магнитную восприимчивость, зависящую от состава породообразующих минералов, либо различное значение магнитной восприимчивости от 100 *10-5 до 10000*10-5 ед. СИ, пропорционально содержанию ферромагнитной фракции. Все магнитные параметры метаморфических пород зависят от первоначального субстата и от различий процессов его преобразования. В регионально-метаморфизованных породах ферромагнетики представлены магнетитом, в породах, подвергшихся гидротемально – метасоматическим процессам, - магнетитом, гематитом, маггемитом в тесной ассоциации с породообразующими железосодержащими минералами – оливином, амфиболом, пироксеном. Низкие значения магнитной восприимчивости характерны для метаморфических пород, происходящих из практически немагнитных осадочных (глинистые сланцы, филлиты, кварциты, мрамор и др.). Магнитные характеристики осадочных пород обусловлены главным образом акцессорными минералами, обладающими выраженными ферромагнитными свойствами – магнетитом и его разновидностями, маггемитом, гематитом и гидроокислами железа. Значения магнитной восприимчивости осадочных пород существенно меньше значений æ магматических пород, поскольку содержание в них ферромагнитных минералов ниже. Наиболее распространенные породообразующие минералы осадочных пород (кварц, кальцит, полевые шпаты, гипс, ангидрит, галит) являются диамагнетиками или слабыми парамагнетиками и естественно не вносят заметного вклада в магнитную восприимчивость пород. Среди сильных парамагнетных минералов наибольшую роль играют сидерит, хлорит, пирит, ильменит, биотит, иногда глинистые минералы. Однако в значительной мере эта роль обусловлена примесями, реликтами и новообразованиями железоокисных минералов с ферромагнитными свойствами. С этими включениями и примесями связаны повышенные значения магнитной восприимчивости. Магнитные минералы присутствуют в виде зерен магнетита, мартита и гематита с эффективным диаметром от 0,01 до 2 мм. По размерам эти зерна принадлежат к песчано-алевритовой фракции. В глинистых породах они встречаются в виде тонкорассеянного гематита, маггемита осадочно-диагенетического происхождения. Диаметры зерен в этом случае изменяются от долей микрометра до нескольких десятков микрометров. Все эти частицы попадают в глинистые фракции. 5.4. Магнитная восприимчивость нефти. Нефть является диамагнетиком. Ее магнитная восприимчивость примерно равна (-1)*10-5 ед. СИ. В зависимости от плотности и состава магнитная восприимчивость нефти может несколько изменяться. В пластовых условиях нефть может характеризоваться даже слабыми парамагнитными свойствами, что обусловлено молекулярными свойствами органических компонент с железом и его окислами и повышенной концентрацией этих соединений. Магнитные свойства газа неизвестны. По аналогии с другими газами можно предполагать, что значения магнитной восприимчивости имеет порядок 1*10-5 ед. СИ. Магнитные аномалии от залежей связываются с различием магнитной восприимчивости углеводородов и законтурных вод, а также пород коллектора. 5.5. Палеомагнитная характеристика горных пород Явления палеомагнетизма изучает отрасль геофизики, которая получила название палеомагнитологии. Палеомагнитология изучает геологическое прошлое магнитного поля Земли по «отпечаткам» этого поля в горных породах - векторам остаточной намагниченности Jn. В настоящее время наибольшее развитие получило изучение истории изменений направления магнитного поля Земли, которое отражается в направлениях Jn горных пород разного возраста. Естественная остаточная намагниченность горных пород состоит из ряда намагниченностей, возникших в разное время. Обычно естественная намагниченность результат сложения двух основных векторов – первичной намагниченности Jn0 , возраст которой совпадает с возрастом породы, и вторичная Jnh, 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 Jn0 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.
|
