Тема 1. Неоднородность геологических тел

Тексты лекций

 

Гомель 2010

 

УДК 553.98:622.276

ББК 26.325.4

П 32

 

Рекомендовано к изданию научно-методическим советом

машиностроительного факультета ГГТУ им. П.О.Сухого

(протокол № -- от --------2010 г.)

 

Рецензент:

 

 

Пинчук А.П., Пименов Г.В.

П 32 Физика горных пород и процессов: курс лекций по одноименной дисциплине для студентов специальности 1-51 02 02 «Разработка и эксплуатация нефтяных и газовых месторождений» / А.П.Пинчук, Г.В.Пименов. – Гомель: ГГТУ им. П.О.Сухого, 2010.- 93 с.

 

 

УДК 553.98: 622.276

ББК 26.325.4

 

 

©Пинчук А.П., Пименов Г.В. 2010

© Учреждение образования «Гомельский

государственный технический университет

имени П.О.Сухого», 2010

 

ВВЕДЕНИЕ

 

Проектирование разработки и эксплуатация углеводородных месторождений, применение геофизических исследований и истолкования их результатов требуют знания характера распределения значений отдельных петрофизических величин в пределах геологических тел. Особенно важное значение физика горных пород и процессов (петрофизика) имеет при геофизических исследованиях скважин, когда по комплексу измеряемых в скважине физических величин определяют вскрытые породы, выделяют среди них полезные ископаемые и оценивают их запасы.

Физические свойства пород и полезных ископаемых, изучаемые в нефтегазовой геофизике, объединяются в следующие группы:

1) емкостную (пористость, влагоемкость.);

2) капиллярную (капиллярное давление, смачиваемость);

3) газо- и гидродинамическую (газо-, водо- и нефтепроницаемость);

4) плотностную (плотность твердой, жидкой, газовой фаз);

5) электрическую (электропроводность, диэлектрическая проницаемость, естественная и вызванная поляризация и активность);

6) тепловую (теплоемкость, тепло- и температуропроводность;

7) магнитную (намагниченность, магнитная восприимчивость;

8) ядерную (радиоактивность, нейтронная активность);

9) упругую (способность к деформациям);

10) прочностную (прочность на сжатие, разрыв, сдвиг);

11) пластичную (пластичность).

Каждая группа свойств характеризуется комплексом петрофизических величин. Например, емкостная группа — коэффициентами общей, открытой, эффективной и динамической пористости, коэффициентами полной, капиллярной, подвешенной, максимально гигроскопической и гигроскопической влагоемкостями.

Петрофизические связи положены в основу определения петрофизических величин, необходимых при подсчете запасов полезных ископаемых геофизическими методами.

 

 

Взаимосвязь пор и виды пористости. Поры пород как связаны, так и не связаны друг с другом. Взаимосвязанные поры названы открытыми, а несвязанные - закрытыми. Последние встречаются у карбонатных, магматических пород.

Сумма объемов V_пор.о и V _пор.з соответственно открытых и закрытых пор является V_пор общей пористостью:

V _пор ⁼ V _пор.о + V _пор.з

Структура порового пространства пород

Поровый состав. Поровый состав (распределение пор по размерам) — важнейшая структурная характеристика пород, которая определяет совокупность концентраций различных по эффективному диаметру пор в поровом объеме пород. Концентрация определенных по размеру пор в их смеси (поровом объеме) выражается (объемно-объемным способом) в долях объема всех пор породы.

Поровый состав несцементированных обломочных пород в основном зависит от их гранулометрического состава.

У грубо-, крупно-, и среднезернистых хорошо отсортированных и слабо сцементированных пород преобладают относительно крупные и близкие по размерам поры. У таких же, но мелко- и тонкозернистых пород больше всего мелких и тонких пор. У плохо отсортированных несцементированных обломочных пород разные по размерам мелкие и тонкие поры встречаются примерно в равных долях.

Поровый состав сцементированных обломочных пород обусловлен гранулометрическим составом и цементом. Встречаются поры самых разных эффективных диаметров, но доля крупных пор уменьшается, а мелких и субкапиллярных возрастает.

Разнообразен и очень сложен поровый состав карбонатных пород. Среди биогенных известняков встречаются, ракушечники и водорослевые известняки, сложенные почти целыми раковинами и сохранившимися остатками водорослей. В поровом пространстве таких пород преобладают крупные и одинаковые по размеру поры. Детритовые и биодетритовые разности биогенных известняков состоят из различных по крупности обломков раковин. В их поровом составе больше мелких пор. Известняки и доломиты хемогенного происхождения тонко-, мелко- и среднезернисты, реже имеют оолитовую структуру. У пелитоморфных карбонатных пород преобладают одинаковые по размеру поры, у оолитовых известняков они также близки по размеру, но гораздо крупнее. У других разностей хемогенных карбонатных пород размер относительно одинаковых по величине пор определяется размером слагающих их зерен. Все названные выше карбонатные породы в результате вторичных изменений могут содержать также каверны, сульфатизированные участки, их поровый состав сложный.

У кристаллических пород поровый состав зависит от формы и размеров кристаллов их пузырчатости и трещиноватости.

Поверхность порового пространства пород -это поверхность, отделяющая твердую фазу пород от всех остальных. Свойство пород иметь разную поверхность порового пространства оценивается удельной поверхностью S объемной или массовой. Удельная поверхность измеря­ется в м²/м³ (или м^-'), либо - см²/см^з (или см^-1).

Удельная поверхность пород зависит от минерального и гранулометрического составов, формы зерен, содержания и типа цемента. Она уменьшается с увеличением среднего диаметра зерен и снижением содержания глинистого цемента. Однако значения S определяются в основном глинистостью обломочных пород. Возрастает удельная поверхность также с увеличением остаточного водонасыщения. Наибольшую удельную поверхность имеют природные адсорбенты: глины, трепелы, отдельные разновидности бокситов, туфовые пеплы и некоторые другие породы аналогичного типа. В их гранулометрическом составе преобладают очень мелкие частицы с d_эф. от (18*10^-4 до 0,2 мкм, а S _т находится в пределах (10-400) 10³ м²/кг. Гораздо меньше [(0,5-2)*IО³ м³кг] удельная поверхность у относительно хорошо отсортированных, окатанных, слабо сцементированных, средне- и крупнообломочных пород.

Карбонатность пород

Под карбонатностью пород нефтяных месторождении подразумевается суммарное содержание в них солей угольной кислоты Н₂СО_3, соды Na₂C0₃, поташа К₂С0₃, известняков СаС0₃, доломита СаС0₃*MqCO₃, сидерита FeC0₃ и т.д. В одних случаях коллекторы почти целиком состоят из карбонатов, а в других содержат их в виде цементирующего материала. К первой группе нефтяных пластов обычно относятся известняки, ко второй кварцевые песчаники. В Припятском прогибе, capгаевский, семилукский, воронежский горизонты, межсолевой задонский и елецкий, ко второй - старооскольский и пашийско-кыновский горизонты.

Определение содержания карбонатов в пластах имеет большое практическое значение для установления целесообразности применения кислотных обработок забоя скважин с целью увеличения проницаемости призабойной зоны пласта. Определение карбонатности горных пород основано на химическом разложении содержащихся в них карбонатов и на учете углекислого газа, выделяющегося при их разложении. Подсчеты ведутся по отношению к СаС0₃, так как известняк составляет основную часть рассматриваемых карбонатов.

ТЕМА 3. ВЛАГОЕМКОСТЬ.

ДВОЙНОЙ ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ СЛОЙ

 

Влагоемкость

Свободная и связанная вода находится в резервуарах подземных вод, представляющих обособленное геологическое тело, пласт.

Гидрогеологическими резервуарами более высокого порядка являются артезианские бассейны. Здесь мощная толща осадочных пород сложена чередующимися коллекторами и водоупорами. В фундаменте содержатся резервуары трещинной и жильно-трещинной структуры.

В бассейнах пластовых вод сверху вниз изменяются ионно-солевой состав и минерализация подземных вод. Здесь выделяются гидрохимические зоны: А — пресных вод с минерализацией до 1 г/л, имеющая подзоны весьма пресных, нормально пресных и жестких пресных вод; Б — соленых вод с минерализацией от 1 до 35 г/л, которая делится на подзоны солоноватых, слабосоленых и сильно соленых вод; В — рассолов с минерализацией от 35 до >500 г/л, содержащая подзоны, весьма слабых, слабых, крепких, весьма крепких и предельно насыщенных рассолов. Мощность зон изменяется в широких пределах. Минерализация подземных вод хорошо соответствует их ионно-солевому составу. Пресные воды обычно являются гидрокарбонатными, соленые — сульфатными, а рассолы — хлоридными.

В нормальном гидрохимическом разрезе сверху вниз возрастает минерализация и имеется тенденция в изменении зон А-Б-В. Нередко наблюдается иная последовательность в распределении гидрохимических зон, называемая гидрохимической инверсией, уменьшение минерализации вод с глубиной.

Полную влагоемкость породы имеют ниже уровня грунтовых вод. Выше этого уровня находится зона неполного насыщения пород водой, разделяющаяся на подзоны капиллярной, подвешенной, максимально гигроскопической и гигроскопической влагоемкости.

Виды влагоемкости

Капиллярная влагоемкость. Капиллярная влагоемкость - свойство пород удерживать объем воды связанной и капиллярно-подпертой на определенный объем сухой породы. Рассматриваемая влагоемкость наблюдается над уровнем грунтовых вод.

Подвешенная влагоемкость. Подвешенная влагоемкость - свойство пород удерживать различный объем связанной или капиллярно-подвешенной. воды на определенный объем сухой породы.

Максимальная гигроскопическая влагоемкость - это свойство пород поглощать из воздуха при его относительной влажности > 94% и удерживать различный объем прочносвязанной и стыковой воды на определенный объем сухой породы. В этой подзоне вода находится близко от земной поверхности.

 

Виды воды в горных породах

В горных породах, кроме свободной (гравитационной, пленочной) и адсорбированной воды, содержится вода кристаллизационная, и конституционная химически связанные.

Кристаллизационная вода. Кристаллизационная вода в кристаллической решетке в виде молекул Н₂О удаляется при нагревании породы до 300 °С и более высоких температур. В результате образуется безводное соединение или соединение с меньшим содержанием воды.

Минералы с кристаллизационной водой представляют соединения слабых оснований и сильных кислот, несильных оснований и слабых кислот. Например: сода, из которой кристаллизационная вода удаляется при температуре 20 °С; гипс, кристаллизационная вода теряется при температуре до 400 °С.

Конституционная вода. Конституционная вода образуется из входящих в кристалличе­скую решетку минералов ионов ОН^-, Н⁺ и иона оксония Н_з0⁺. Эти минералы классифицируются как основные соли слабых оснований и основания, если имеют в своем составе ион ОН^-: в данном случае вода из минералов удаляется при 300 -1300°С.

В пластических горных породах конституционная вода преимущественно образуется из минералов глин. Особенно много гидроксильной воды образуется из каолинита и монтмориллонита.

 

3.2. Двойной электрический слой

При наличии воды в породе на границах фаз протекают электрохимические реакции, и по обе их стороны создается двойной электрический слой (ДЭС) - особое распределение электрических зарядов в приграничных областях соприкасающихся фаз пород. При наличии ДЭС каждая фаза имеет объемный заряд и между ними есть разность электрических потенциалов. Этот слой состоит из ионного, адсорбционного и ориентационного видов ДЭС.

Рис. 3.1. Схема образования двойного электрического слоя

Ионный вид ДЭС, создается за счет остаточных электрических сил на поверхности твердого компонента пород при разных химических потенциа­лах одинаковых ионов в различных фазах породы. Он состоит из слоя дегидратированных, потенциалопределяющих ионов в твердой фазе и слоя гидратированных противоионов в жидкой. Потенциалопределяющие и противоионы имеют разный знак, поэтому отдельные фазы заряжены, а в целом порода нейтральна. Потенциалопределяющие ионы расположены у самой границы раздела фаз с плотностью, убывающей в глубь твердой фазы.

Адсорбционный вид ДЭС возникает в результате адсорбции ионов электролита на незаряженной поверхности твердой фазы. Электролит не имеет общих с твердой фазой ионов. Адсорбируется тот его ион, который имеет большую валентность и меньший гидратный радиус; он прочнее удерживается ван-дер-ваальсовыми силами.

Ориентационный вид ДЭС формируется из дипольных молекул воды. Часть из них ориентируется и удерживается в поровом пространстве около положительных и отрицательных некомпенсированных или ван-дер-ваальсовых зарядов на поверхности твердой фазы пород, образуя слой прочносвязанной воды. Поле этого слоя и остаточные электростатические силы ориентируют дополнительные количества воды, которые создают рыхлосвязанный ее слой. К рыхлосвязанной воде относят также воду, ориентированную у ионов диффузной части ДЭС. Эти оба слоя образуют двойной электрический слой ориентационного вида — связанную воду.

В зависимости от свойств твердой фазы и электролита преимущественное развитие получает какой-то один или два вида ДЭС.

Двойной электрический слой имеет разную толщину, неодинаковые падения потенциалов на этой толщине и подвижной части диффузного слоя. Она может изменяться от нескольких десятых нанометра до нескольких сот микрометров. Чем больше концентрация электролита породы, тем меньше толщина ДЭС.

В двойном электрическом слое свойства воды и ионов отличны от тех же свойств в свободном растворе.

Прочносвязанная вода плотнее свободной (плотность ее от 1,2 до 2 г/см³), обладает большей вязкостью, прочностью на сдвиг, упругостью и меньшей электропроводностью, чем дистиллированная вода. Связанная вода замерзает в разных породах при неодинаковой температуре: в каолините - при -20 °С, в монтмориллоните при -193°С. При образовании прочносвязанной воды выделяется значительное количество тепла. Эта вода не растворяет ни солей, ни сахара.

Рыхлосвязанная вода ближе по свойствам к свободной, но вязкость первой выше, чем последней, и она может медленно перемещаться от одного участка твердой фазы пород к другому. Температура замерзания этой воды -1,5°С, незначительна и способность ее растворять обычно растворимые вещества.

Двойной электрический слой, в частности слой связанной воды, только у глин, трепелов, диатомитов, пепловых, туфов, цеолитов и т. д. и пород с большим содержанием адсорбентов занимает значительную долю порового пространства. У других пород доля порового объема, приходящаяся на ДЭС, невелика.

Рис.3.3. Различные типы водородных связей в молекуле воды

 

Благодаря наличию в воде водородных связей в расположении ее молекул отмечается высокая степень упорядоченности, что сбли­жает ее с твердым телом. С другой стороны, вследствие таких связей в ее структуре возникают многочисленные пустоты, определяющие очень большую рыхлость последней.

Вода обладает «структурной памятью». Эффект магнитной обработки воды исчезает не сразу после снятия магнитного поля, а сохраняется, постепенно спадая, в течение нескольких часов или даже суток. Величина концентрации водородных ионов рН, возникших под воздействием магнитного поля, не исчезает и через 10 дней после снятия поля. Она не меняется даже при доведении омагниченной воды до кипения и последующем ее охла­ждении при ее замораживании и последующем нагревании. «Структурная память», является причиной того, что физические свойства воды, доведенной до какой-то, температуры пу­тем нагревания, отличаются от свойств той воды, котора при остывании достигла этой температуры.

Большое внимание привлекают свойства талой воды, ее способность усваиваться живым организмом лучше обычной воды. Вода в живом орга­низме отличается повышенной степенью структурной упорядочен­ности по сравнению со структурой свободной воды при той же тем­пературе. Талая вода в большей степени соответствует по своему строению воде в орга­низме, чем обычная вода.

Экспериментально дока­зано, что по мере повышения температуры циркулирующей воды глины теряют свои водоупорные свойства. В результате увеличения удель­ного объема поровых вод при высоких температурах, возникает избыточ­ное внутреннее давление, не компенсируемое давлением за счет нагрузки пород. Этот избыток давления может нару­шить герметизацию порового пространства, и вода устремится в об­ласть разгрузки.

Условия фильтрации подземных вод не всегда соответствуют закону Дарси, который не учитывает пере­менности свойств воды в связи с ее структурными изменениями. Отклонения заметны при фильтрации через тонкодис­персные глинистые среды.

Коэффициент поверхностного натяжения воды должен быть таким высоким, что поверхность воды может выдержать вес человека.

Вода обладает аномальными свойствами и других различных физических параметров: диэлектрической постоянной, паляризуемостью, химической активностью, растворяющей способностью, распределением электрического заряда в молекуле (дипольностью), тепло и электропроводностью, вязкостью, плотностью, фильтрационной способностьью и т.д. Т.е. вода – исключение из правил.

На свойства воды оказывают огромное влияние внешние физические поля: электрическое, магнитное, силы тяжести, температура и давление, космические излучения, а так же растворенные в воде соли и элементы. Влияние внешних полей на свойства воды приводит к перестройке её структуры, связи молекул от льдоподобной к жидкой аморфной. В связи с этим невероятна важна роль воды в протекании геологических процессов. Можно указать такие процессы как избирательная растворимость водой отдельных элементов и их высокая концентрация в растворе, проявление огромных сил внутримолекулярного давления, приводящего к разрушению горных пород, возникновению их трещиноватости, возникновению ледяных жил и линз, разрушению асфальта при замерзании и оттаивании.

Приведем некоторые интересные параметры: замерзание воды при температуре минус 195 градуса Цельсия - это вода поровых растворов из глин. Минерализация воды в осадочных бассейнах может достигать 550-750 г/л, но в поверхностных условиях нельзя достичь такой степени минерализации воды. По физическим законам для класса жидкостей температура замерзания воды с увеличением давления должна уменьшаться, но она увеличивается.

При температурах выше 600 ⁰С вода теряет водородные связи, перестает быть полярной жидкостью, не обладает растворяющими свойствами. Т.е. ниже границы Моха вода не является растворителем.

Остаточная вода в нефтяных месторождениях обладает рядом уникальных свойств: повышенной электропроводностью, высокой концентрацией радиоактивных и редкоземельных элементов и растворенных солей, малой вязкостью, высокой плотностью.

Любую породу можно рассматривать как естественную пористую среду разной степени пористости, но никогда не равной нулю.

ТЕМА 5. ПРОНИЦАЕМОСТЬ

Абсолютная проницаемость

Свойство пород проводить жидкости, газы и их смеси при наличии градиента давления Δр/L называется проницаемостью. Различают проницаемость абсолютную (физическую) и эффективную.

Проницаемость абсолютная – проницаемость породы по отношению к сухому газу или однокомпонентной жидкости. Породы проводят за единицу времени тем большее количество Q сухого газа или однородной однокомпонентной жидкости, чем значительнее их сечение F, действующий градиент давления Δр/L и меньше вязкость μ фильтрующего вещества.

Расход Q газа (или однокомпонентной жидкости) разных пород при заданных сечении, градиенте давления и вязкости неодинаков. Это определяет коэффициент пропорциональности k_пр в соотношении

Q = k_пр (Δр/L) / (F/ μ),

названный коэффициентом проницаемости, имеет размерность площади и единица измерения его в СИ – м². Но сих пор применяется внесистемная едница дарси (Д). Проницаемость в 1Д имеет образец породы сечением 1 см², длиной 1 см при градиенте давления в 0,1 МПа и вязкости однородного фильтрующегося вещества, равной 1 сПз; 1Д = 10^{-12 м2} =1 мкм², а 1 мД =1 фм². Коэффициент k_пр абсолютной проницаемости пород по воде ниже, чем по газу, так как известная доля порового объема влажных пород занята прочно- и рыхлосвязанной водой, водой тупиковых и очень тонких капилляров с меньшей, чем у свободной воды, или вовсе отсутствующей подвижностью.

Различие в значениях рассматриваемых коэффициентов особенно велико при фильтрации через глинистые породы.

Проницаемость пород определяется главным образом:

1) размером и формой отдельных пор;

2) количественным соотношением и взаимоотношением пор различного размера и формы, степенью извилистости поровых каналов

ТЕМА 6. ПЛОТНОСТЬ

Плотность — свойство пород иметь определенную массу единицы объема, отличную от удельной массы их других разностей.

б_п= т _п / V_п.

где б_п – плотность; т _п - масса породы; V_п –ее объем.

В общем случае случае масса породы состоит соответственно из массы твердой, жидкой и газовой фаз при малоглинистой породе. Плотность породы равна сумме плотности сухой породы б_с и произведению коэффициента влагоемкости w на плотность жидкости б_ж :

б_п = б_с + w б_ж

Единицей измерения плотностей является кг/м³, г/см³.

Значения плотности пород определяются по образцам из обнажений и скважин. Плотность пород оценивается по плотности ее фаз, значениям коэффициентов пористости и влагоемкости.

Для глинистых пород и глин уравнение неверно из-за усадки -уменьшения их порового объема при высушивании. Плотность глинистых пород оценивается по содержанию в породе глинистых фракций и экспериментальной зависимости для данного района.

Плотности флюидонасыщенных пород определяется с учетом плотностей этих фаз, коэффициентов их пористости и влажности.

 

Плотность пород

Твердая фаза. Плотность твердой фазы пород является средневзвешенной плотностью составляющих ее минералов.

Выше всего, за исключением гидроаргиллитов и бокситов, и обычно от значений >3,5 до <5,5 г/см³ изменяется плотность твердой фазы руд, так как в ней значительны концентрации плотных минералов (пирротин, халькопирит, галенит, сфалерит, пирит, халькопирит).

Плотность твердой фазы магматических, метаморфических, известково-магнезиальных пород ниже плотности б_т руд и изменяется от 2,5 до 3,5 г/см³. У магматических пород 6 _т возрастает от кислых (граниты и др.) к основным (габбро и др.) и ультраосновным (перидотит, пироксенит), так как в этом направлении возрастает содержание в твердой фазе пород железисто-магнезиальных минералов (оливин, пироксены, слюды) или их компонентов (FеО, Fe₂0з, СаО, Мg0).

Наибольшие плотности твердой фазы имеют известняки и доломиты, содержащие примеси железистых минералов (пирит, глауконит, сидерит и др.); наименьшие — породы с примесью опала, каолинита и других менее плотных минералов, наиболее вероятны значения б_т известняков от 2,71 до 2,74, а доломитов от 2,8 до 2,9 г/см³.

Плотность твердой фазы песчаных, алевритовых и глинистых пород снижается до 2,2 г/см³. Максимальные значения (большие 3,5 г/см³) рассматриваемой плотности этих пород практически не отличаются от плотности 6_т известково-магнезиальных пород. Это объясняется тем, что в составе этих пород, находятся примесные и акцессорные минералы значительной плотности (гранат, циркон, рутил, лимонит, ильменит, роговые обманки, пирит, глауконит, сидерит).

Плотность твердой фазы соляных пород. У мирабилита примерно равна 1,5 г/см³, у каменной соли 2,1-2,2 г/см³, у гипсов 2,3 г/см³. Однако мак­симальные значения плотности твердой фазы у этой группы пород достигают значений более 3 г/см³ (например, у ангидритов с примесями пирита, марказита и других плотных минералов).

Плотность твердой фазы кремнистых пород изменяется от 2 (для диатомита, породообразующий - опал) до >2,65 г/см³ (для яшмы и кремней с породообра­зующим халцедоном, опалом или кварцем).

Самые низкие значения плотности б_т установлены для графита и углей, б_т этих пород 1,25-2,27 г/см³. Низкие значения б_т отвечают чистым углям, содержащим 85% углерода. У них мало минеральных примесей (кварца, глинистых минералов, пирита).

Сухие осадки и породы. Сухие осадки и породы по значениям их плотности 6_с, можно подразделить на пять групп:

I группа – осадки и породы очень низкой плотности б_с (от 0,5 до 1,5 г/см³). Эта группа объединяет осадки и породы с очень высокими коэффициентами пористости (высокопористые илы, разности глинистых, песчаных, алевритовых пород, мела, диатомитов, трепелов, опок, пепловых туфов и др.), а также породы как с высокими, так и с низкими значениями коэффициентов пористости, но с аномально малой плотностью, бт торф и различно метаморфизованные угли.

II группа – породы низкой и пониженной плотности б_с (от 1,5 до 2,5 г/см³). В нее входят высокометаморфизованные и зольные угли, осадочные породы (глинистые, алевритовые, песчаные, известково-магнезиальные, соляные, гипсы, бокситы, пористые и выветрелые разности оловянных, полиметаллических и других руд, некоторые разности графитовых пород.

III группа – породы средней плотности б_с (от 2,5 до 3,5 г/см³). Группу представляют плотные осадочные, магматические и метаморфические породы, такие, как песчаники, алевро­литы, аргиллиты, известняки, доломиты с рудными включениями и плотным цементом, ангидриты, дунит, габбро, гранит, сланцы, роговики, бокситы, разности графитовых пород, сульфидные медно-никелевые, медные, железные и полиметаллические руды.

IV группа – породы повышенной и высокой плотности б_с (от 3,5 до 4,5 г/см³). В эту группу входят невыветрелые оловянные, сульфидные медно-никелевые, железные, хромитовые и полиметаллические руды, за исключением некоторых разностей сульфидных медно-никелевых, оловянных, полиметаллических и медных руд.

V группа – породы с очень высокой и чрезвычайно высокой плотностью б_с (> 4,5 г/см³). Группу представляют очень плотные разности оловянных, сульфидных медно-никелевых, полиметаллических и медных руд с очень высоким содержанием рудных минералов.

Наиболее вероятные значения б_с различных типов важнейших групп осадочных пород возрастают согласно следующему ряду: песчаники (2,1-2,4); алевролиты (2,1-2,5); глины (2,2-2,4); известняки (2,4-2,6); доломиты (2,5- 2,6); ангидриты (2,8 г/см³ и более).

Влажные породы. Плотность 6_п максимально влажных высокопористых пород выше их плотности б_с. Плотности б_п и б_с низкопористых пород различаются незначительно. Это хорошо согласуется с плотностными различиями воды и воздуха. Плотность нефтенасыщенных пород ниже плотности максимально влажных пород, так как плотность нефти меньше плотности воды.

 

Плотность осадочных пород

Плотности б_с и 6_п осадочных пород отдельных типов песчаных, алевритовых, глинистых, известковых и других групп увеличиваются с глубиной их залегания и возрастом.

Установлены определенные закономерности регионального площадного изменения средней плотности одновозрастных толщ, обусловленные изменением состава, мощности, глубины залегания и структуры слагающих их пород.

Средняя плотность терригенных пород нередко уменьшается к своду локальных положительных структур в связи с тенденцией обломочных пород становиться в этом направлении грубее. К своду локальных структур обычно уменьшается глинистость обломочных пород и возрастают их отсортированность и пористость, что приводит к снижению плотности пород. Реже наблюается обратная закономерность в распределении пористости и плотности.

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

 

Поляризация горных пород

Вызванная поляризация

В электромагнитных полях породы поляризуются, проводят электрический ток и часть энергии поля теряется – переходит в тепловую. Кроме того, породы поляризуются и проводят ток при продавливании через них жидкости и приведении в контакт с другими влажными породами или электролитами.

Механизм поляризации, электропроводности и потерь у вещественно-, фазово-, структурно-неоднородных пород чрезвычайно сложен, различен у ионно- и электронно-проводящих пород, зависит от частоты поля, температуры, давления.

Воздействующее поле вызывает в породах ряд процессов: упругого смещения электронов, атомов, ионов; ориентации дипольных молекул; релаксации;объемной поляризации; концентрационного перераспределения; электроосмоса.

Различают следующие виды паляризации:

Поляризация смещения (упругая). Возникает в породах, содержащих заряженные и взаимосвязанные частицы, способные смещаться относительно друг друга под действием поля.

Релаксационная (тепловая) поляризация. Возникает у пород, содержащих слабосвязанные частицы, которые при тепловом движении изменяют положение равновесия.

Миграционная поляризация возникает у пород, проводящие компоненты которых разделены непроводящими или воздухом.

Концентрационно-диффузионная поляризация. Возникает в ионно-проводящих породах в электрическом поле при резкой неоднородности сечений их поровых каналов, заполненных электролитом.

Электролитическая поляризация. Возникает совместно с концентрационно-диффузиоиной при прохождении электрического тока через электронно-ионно-проводящие породы (графит, угли, сульфидные, железные и другие руды).

Электроосмотическая поляризация. Возникает в результат электроосмоса – явления переноса электролита через породы градиентом электрического поля Е. Последний по выключении тока вызывает фильтрацию поровой жидкости в обратном направлении.

Естественная поляризация

Фильтрационная поляризация. При фильтрации электролита, находящегося в порах, через образец породы возникают потоки ионов в направлении градиента давления. Так как противоионы движутся интенсивнее, чем коионы, то на концах капилляров породы создаются разность свободных зарядов, разность потенциалов и протекает поверхностный ток. В результате возникает разность потенциалов по длине образца и встречный ток по всему его объему, возрастающий до стационарного значения, и разность потенциалов фильтрации (течения) становится постоянной.

Диффузионно - адсорбционная поляризация. На контакте влажной породы с электролитом или при соприкосновении неодинаковых влажных пород возникают электрические потенциалы, называемые диффузионно-адсорбционными.

Диффузионные потенциалы. Такие потенциалы наблюдаются при непосредственном контакте электролитов, неодинаковых по концентрации или химическому составу. Они обусловливаются разной подвижностью ионов, диффундирующих из более в менее концентрированный раствор.

Диффузионно-адсорбционные потенциалы. Значения электрохимических диффузионно-адсорбционных потенциалов на контакте разных влажных пород или породы и электролита определяют адсорбционные и диффузионные процессы. Адсорбция способствует образованию в порах влажных пород у фазовых границ раздела двойного электрического слоя. Так как подвижность противоионов и особенно коинов ДЭС меньше, чем ионов свободного порового электролита, то средние или эффективные подвижности анионов и катионов порового электролита меньше их подвижности в свободном растворе.

Электрохимическая диффузионно-адсорбционная активность. Способность пород поляризоваться на контакте с электролитом или другой влажной породой и создавать в этих условиях разные диффузионно-адсорбционные потенциалы называется электрохимической диффузионно-адсорбционной активностью.

Окислительно-восстановительные процессы характерны для сульфидов, окислов и высококарбонизированных каменных углей, рудных тел и других пород способных к окислительным и восстанавительным реакциям. Наиболее активными в этом отношении минералами являются пирит, пирротин, халькопирит, графит. Активны также магнетит, гематит и другие окислы, имеющие металлическую проводимость.

 

Диэлектрические потери

Горная порода, находящаяся в переменном электрическом поле, характеризуется – углом диэлектрических потерь θ. Тангенс угла θ равен отношению активной и реактивной составляющих тока.

Параметр θ характеризует ту часть электрической энергии, которая выделяется в горной породе в виде тепла. Выделившаяся при переменном напряжении в породе энергия может во много раз превысить энергию, выделяющуюся при постоянном напряжении. Потери энергии с увеличением частоты электрического поля возрастают.

Полная величина диэлектрических потерь является суммой двух составляющих – потерь, вызванных сквозным током проводимости (не зависящих от частоты), и релаксационных потерь, связанных с переориентацией диполей и другими явлениями.

 

Электропроводность

Электропроводность горных пород может осуществляться с переносом вещества (ионная и ионно-электронная проводимость) и без переноса вещества (электронная и дырочная проводимость).

По величине электропроводности все вещества делятся на проводники, полупроводники и диэлектрики (рис.7.1).

 

Рис. 7.1. Энергетические схемы:

а – проводника; б – полупроводника; в – диэлектрика;

1 – валентная зона; 2 – зона проводимости; 3 – запрещенная зона

 

Свободным носителем тока может стать лишь электрон, находящийся в зоне проводимости. Для того чтобы электрон мог попасть в зону проводимости, необходимо некоторое энергетическое воздействие на него. Величина этого воздействия зависит от ширины так называемой запрещенной зоны, отделяющей валентную зону обращения электронов от зоны проводимости.

В случае проводника запрещенная зона отсутствует. Электроны легко переходя