Густина і пористість осадових порід

Густина осадових порід залежить від густини мінералогічного скелета, пористості, зумовленою структурою і діагенезом порід, і густини рідкої або газової фази, що заповнює пори. Густина мінералів піщано-уламкових і глинистих порід складає 2,5-3,0×10³кг/м³, а карбонатних і гідрохімічних 1,9-3,0×10³кг/м³. Мінералогічна густина порід, тобто середня густина мінерального скелета, змінюється від 2,56 до 2,88×10³кг/м³ у піщано-уламкових і від 2,12 до 3×10³кг/м³ у хімогених утвореннях.

Таблиця 2.5

Мінеральна густина (в кг/м³) основних типів

осадових порід

Порода	sср×10^3	smin-smax×10^3
Пісковик	2,67	2,58-2,76
Алевроліт	2,69	2,62-2,76
Глина	2,68	2,58-2,78
Аргіліт	2,68	2,60-2,78
Мергель	2,70	2,58-2,80
Вапняк	2,72	2,62-2,80
Крейда	2,69	2,56-2,80
Ангідрит	2,96	2,92-3,00
Гіпс	2,37	2,31-2,48
Сіль кам’яна	2,16	2,12-2,22
Опока	2,45	2,20-2,50
Доломіт	2,80	2,76-2,88
Кремінь	2,59	2,46-2,75

Розбіжність в мінералогічній густині порід складає приблизно 15%. Це розходження виявляється в загальній густині порід при низькій пористості і стає несуттєвим у випадку високої і різноманітної пористості порід.

Таблиця 2.6

Густина (в кг/м³) осадових гірських порід

Порода	Межі зміни густини×10^3	Значення, що най-більш частіше зустрічаються×10^3
Глинисті породи
Глина	1,2-2,4	-
Аргіліт	1,7-2,9	2,3-2,4
Глинистий сланець	2,3-3,0	2,4-2,6
Пісково-уламочні породи
Пісок	1,3-2,0	1,5-1,7
Алевроліт	1,8-2,8	2,3-2,5
Пісковик	2,0-2,9	2,5-2,6
Пісковий сланець	2,3-3,0	2,6-2,7
Брекчія	1,6-3,0	-
Конгломерат	2,1-3,0	-
Карбонатні, гідрохімічні, кремнієві породи
Мергель	1,5-2,8	2,2-2,4
Вапняк	1,8-2,9	2,6-2,7
Доломіт	1,9-3,0	2,6-2,8
Гіпс	2,1-2,5	2,4-2,5
Ангідрит	2,4-2,9	2,5-2,6
Сіль кам’яна	2,2-2,3	-
Опока	1,0-1,6	-
Кремінь	2,3-2,6	-

Розміри пор і форма їх залежать від розмірів і форми часток, що утворюють породу. При однаковому розмірі часток найбільшою пористістю володіють породи з кутастими і плоскими частками, найменшою - із скачаними зернами. Із зменшенням розмірів часток і зі збільшенням відсортованості пористість породи зростає. Пористість осадових уламкових порід змінюється від 60 до 40% у період їхніх утворень і від 40 до 2% у період їх основної геологічної історії. Пористість може змінюватися внаслідок ущільнення осадових порід, геостатичного і геотектонічного впливу, стресу або розтріскування при тектонічних процесах, а також у результаті вилуження або, навпаки, випадання мінеральних часток із розчинів у пустотах порід.

Густина осадових порід змінюється в межах 1,2-3,0×10³кг/м³, але більш часто в межах 1,5-2,8×10³кг/м³. На зміну густини піщано-глинистих порід в основному впливає ступіньїхнього діагенезу (катагенез і метагенез). Густина карбонатних порід у більшій мірі залежить від структури і ступеня тріщинуватості.

Співвідношення між густиною осадових порід і їхньою мінералогічною густиною при різноманітній постійній пористості n, а також між густиною і пористістю при постійній мінералогічній густині виражається рівняннями

s_г=d(1-n×10^-2); (2.26)

s_вн=d+n×10^-2(1-d). (2.27)

У природному заляганні осадові породи, розташовані нижче рівня ґрунтових вод, характеризуються відносною вологістю w = 0,8-1,0. Волога, що насичує породи в природному заляганні, за винятком нафтонасичених порід, представлена водою різноманітної мінералізації з густиною 1,01-1,20×10³кг/м³ при температурі 20⁰ С. Тому приблизно можна прийняти w = 1, s_в =1×10³кг/м³. Розбіжність в густині газонасиченої та водонасиченої порід чисельно дорівнює пористості.

Для осадового покрову платформ спостерігається чотири стадії діагенезу: ранній діагенез, що перетворює осади в породи; ранній катагенез, що виражається в ущільненні і цементації порід; пізній катагенез, що призводить до утворення порід із сильно ущільненими текстурами; метадіагенез, при якому відбувається часткова зміна складу порід, що спостерігається при складчастих процесах.

Діагенез і катагенез порід відбуваються під дією зростаючого геостатичного тиску і виражаються в поступовому зменшенні пористості, збільшенні густини порід. Тому одновікові осадові утворення одного типу (але з різних глибин) можуть істотно різнитися за пористістю і густиною. Найбільше ущільнення відчувають глинисті породи, що володіють пластичними зв'язками, тому і більш пористі в початковому стані. При наявності в глинах піщаної фракції знижується мінералогічна густина породи і збільшується жорсткість внутрішніх зв'язків. Серед пісковиків найбільше інтенсивне ущільнення характерно для пісковиків із глинистим цементом. Пісковики з більш жорстким кварцовим чи карбонатним цементом ущільнюються значно менше. При наявності жорстких зв'язків між частинками, що породоутворюють, висока пористість пісковиків може зберігатися і на великих глибинах. Карбонатні породи в залежності від ступеня глинистості різняться за характером ущільнення.

Для осадових порід характерно зворотне компресійне ущільнення, інтенсивність якого сповільнюється в міру збільшення глибини залягання порід. Загальна закономірність зміни пористості і густини однотипних і одновікових порід із глибиною може бути виражена емпіричними експоненціальними рівняннями

(2.28)

де: n_max - крайнє значення пористості при Н=0; Н – глибина залягання порід; d - мінералогічна густина.

Вплив тектонічного режиму на діагенез осадових порід платформи і прогинів відбивається на характері зміни параметрів із глибиною в регіонах різної будови. Проте більш яскраво цей вплив фіксується за наявністю щільнісних меж (швидкісних і електричних), зумовлених стрибкоподібними змінами літологічного складу і пористості порід. Останнє визначається підйомом порід, що глибоко залягають, їхнім розмивом і накопиченням на них менш ущільнених осадів, тобто при наявності різних структурних поверхів.

У складчастих регіонах густина осадових порід характеризується різкими змінами - у залежності від ступеня діагенезу в окремих структурно-тектонічних зонах і в різних структурних поверхах. Найбільшою густиною характеризуються породи, що піддалися метагенезу в період головної фази тектогенезу району, тобто породи, що складають ранні флішоїдні формації, найменшою - слабко дислоковані утворення (моласові й інші формації). Спостерігається також латеральна зональність густини порід.

Питання для самоконтролю

1. Дайте визначення густини порід. В яких одиницях вимірюється густина порід та мінералів?

2. Які Ви знаєте параметри густини та пористості та їхні одиниці виміру?

3. Проаналізуйте методи визначення густини порід у природному заляганні.

4. Вкажіть на зв’язок густини хімічних елементів від їхньої атомної будови.

5. Як впливає ізоморфізм, поліморфізм, дефект структур, наявність хімічних і механічних домішок на густину мінералів?

6. Які фактори впливають на густину магматичних порід?

7. Проаналізуйте залежність між густиною і складом палеотипних ефузивів.

8. За рахунок яких факторів змінюється густина магматичних порід при метаморфічних перетвореннях? Наведіть приклади.

9. Які чинники визначають густину осадових порід? Співставте густину теригенних, карбонатних і хемогенних відкладів.

10. Проаналізуйте вплив різних стадій діагенезу на густину осадових порід.

ТЕМА 3. МАГНІТНІ ВЛАСТИВОСТІ МІНЕРАЛІВ І

ГІРСЬКИХ ПОРІД

3.1 Магнітні параметри фізичних тіл і

методи їх визначення

Магнетизм речовини пов'язаний з особливостями будови зовнішніх і внутрішніх атомних орбіт, а магнетизм гірських порід, крім того, і з кристалохімією їхніх мінералів. За типом магнетизму виділяються діа- і парамагнітні хімічні елементи, що складають його усі головні породотвірні мінерали і феромагнітні елементи і мінерали, магнітні властивості яких у багато разів сильніше магнітних властивостей перших і володіють низкою специфічних рис.

У речовині, поміщеній у магнітне поле, з'являється внутрішнє магнітне поле, що накладається на зовнішнє (що намагнічує). Напруженість сумарного магнітного поля (зовнішнього і внутрішнього) називається магнітною індукцією. Магнітна індукція

(3.1)

Намагніченість речовини J є функцією зовнішнього поля. Для парамагнетиків зв'язок між J і Н в широкій області поля носить лінійний характер

J=cH, (3.2)

де: c - безрозмірна величина, вона зветься магнітною сприйнятливістю, для феромагнетиків умовно застосовують ту ж форму запису, але їх c складніше залежить від поля.

Зв'язок між величиною магнітної індукції і зовнішнім полем виражається через магнітну проникність

(3.3)

Для характеристики магнітної проникності вакууму використовується величина m₀, рівна 10⁷/4 p.

Магнітні властивості речовини зумовлюються, головним чином, магнітними моментами електронів. Магнітні моменти протонів і нейтронів у багато разів менше. Як відомо, одночасно з обертанням електронів навколо своєї вісі (спіновий рух), вони також рухаються по орбіті навколо позитивно заряджених ядер (орбітальний рух). Обидва види руху еквівалентні коловому струму, що створює магнітний момент. Зовнішнє магнітне поле взаємодіє з магнітними полями атомів, у результаті чого виникає додатковий момент, який або співпадає із напрямком зовнішнього поля, або протилежний йому (діамагнетики). Сприйнятливість діамагнітних речовин негативна, тобто наведені магнітним полем магнітні моменти послабляють його. Сприйнятливість парамагнітних речовин позитивна, і магнітні моменти посилюють зовнішнє поле. Серед парамагнітних речовин виділяється особлива група речовин, названих феромагнітними. Внаслідок особливості будови внутрішніх електронних орбіт у речовин цієї групи взаємодія між атомами настільки велика, що магнітні моменти всіх атомів навіть при відсутності зовнішнього магнітного поля розташовуються паралельно один одному, тому що сили, що обумовлюють взаємодію атомів (обмінні сили) при температурах нижче критичної, сильніші теплового руху, що його дезорієнтують.

Магнітні моменти групи атомів, орієнтуючись паралельно, утворюють елементарні об’єми (домени), характерною рисою яких є їх самодовільна (спонтанна) намагніченість, що не залежить від величини зовнішнього магнітного поля. Кожний домен характеризується магнітним моментом

M_s= VJ_s , (3.4)

де: V – об’єм домену; J - спонтанна намагніченість.

Під дією зовнішнього магнітного поля межі між доменами зміщуються. При високих значеннях напруженості поля відбувається поворот усередині доменів на 90^o. У ще більш високих полях магнітний стан феромагнетиків змінюється шляхом поступового обертання J_s у напрямку прикладеного поля. При насиченні магнітні моменти розташовуються паралельно зовнішньому полю. Зміна намагніченості при підвищенні напруженості зовнішнього поля графічно зображується кривою намагнічування (рис.3.1). Оскільки зсув меж доменів переважно носить оборотний характер, то в малих полях, де ці процеси переважають, намагніченість також в основному зворотна. У випадку стрибкоподібної зміни намагніченості процес необоротний.

1 – початкова крива намагнічування; гістерезисна петля (повний гістерезисний цикл): 2 – висхідна крива; 3 – спадаюча крива; 4 – частковий гістерезисний цикл

Рисунок 3.1 Криві намагнічування феромагнітної речовини (а) і залежності диференціальної магнітної сприйнятливості від напруженості поля (б)

У залежності від розмірів, конфігурації, величини чинного поля і температури кожна окрема частинка феромагнітної речовини може бути однодоменною або багатодоменною. Ізометричні частинки магнетиту можуть існувати як однодоменні лише до розмірів, що не перевищують долів мікрометра. У сильних полях домени, у яких спонтанна намагніченість орієнтована в напрямку зовнішнього поля, розростаються, поглинаючи сусідні домени з антипаралельним напрямком J_s, і частинки за магнітною структурою і властивостями поступово наближаються до однодоменних. Витягнуті в одному напрямку частинки спроможні залишатися однодоменними, навіть маючи об’єм, що помітно перевищує критичний, визначений для ізометричних часток. Властивість однодоменності особливо різко проявляється в частинках, що мають форму «вусів». При підвищенні температури межі між доменами «розмиваються», що також проявляється у зміні властивостей як окремих часток, так і їхніх ансамблів.

Необоротні процеси призводять до залишкових явищ і зберігання в речовині деякої частини намагніченості при зменшенні зовнішнього поля до нуля. Намагніченість, що зникає з припиненням дії на речовину поля Н, одержала назву индуцірованої J_i. Намагніченість, що залишається і після зменшення поля до нуля, називається залишковою J_п. Для приведення залишкової намагніченості феромагнетику до нуля необхідно прикласти деяке обернене за напрямком поле. Величина цього поля зветься коерцитивною силою Н_c і є мірою стабільності залишкової намагніченості. Подальше збільшення оберненого магнітного поля знову призводить феромагнетик у стан магнітного насичення. При зменшенні оберненого поля весь цикл намагнічування повторюється, у результаті чого утвориться замкнута петля, названа петлею гістерезису. Якщо в процесі намагнічування зразок не доводиться до стана магнітного насичення, криву називають петлею часткового гістерезисного циклу.

Однодоменні частинки характеризуються найбільше яскраво вираженою властивістю зберігати залишкову намагніченість. За інших рівних умов залишковий ефект (реманентність, магнітна жорсткість) виявляється тим сильніше, чим більша кількість однодоменних частинок містить взірець. Магнітна жорсткість окремих частинок або їхніх сукупностей тим менше, чим більше частинки відрізняються від однодоменних. Магнітна жорсткість зменшується не тільки зі збільшенням розмірів частинок, але і при їхньому помітному зменшенні (у порівнянні з однодоменними). Ультрамаленькі частинки, які не спроможні зберігати залишкову намагніченість протягом хоча б декількох секунд, називаються суперпарамагнітними.

Намагніченість феромагнетиків нелінійно залежить не тільки від зовнішнього поля, але і від додаткових чинників - часу, температури, механічних напруг і т.п.

Підвищення температури приводить до зменшення спонтанної намагніченості. При певній температурі, названою температурою (точкою) Кюрі (Т_с), у феромагнетиків відбувається порушення орієнтації спінових моментів, і вище цієї температури феромагнетик поводиться як парамагнетик.

Деякі речовини (наприклад, окисли заліза) завдяки специфічній структурі кристалічної решітки мають особливі магнітні характеристики. Маючи однорідну кристалографічну решітку, вони можуть складатися з декількох «магнітних підрешіток», як би вмонтованих одна в одну. Елементарні осередки кристалографічної і магнітної структур тієї ж самої речовини, характеризуючись у загальному випадку різною періодичністю, містять, як правило, різноманітне число елементів. У кожній із підрешіток магнітні моменти окремих іонів (атомів) розташовуються паралельно, а в сусідніх підрешітках - антипаралельно або під деяким певним для даної речовини кутом, так що сумарні магнітні моменти окремих підрешіток можуть частково або цілком компенсувати один одного. Речовини, у яких магнітні моменти підрешіток цілком компенсовані, називаються антиферомагнетиками; до них відноситься, наприклад, гематит. Речовини, у яких відбувається часткова компенсація магнітних моментів сусідніх підрешіток, відносяться до класу незкомпенсованих антиферомагнетиків, названих також феромагнетиками, або феритами. Класичний приклад такої речовини - магнетит. У обох згаданих випадках речовини мають дві магнітні підрешітки (А і В ), магнітні моменти яких розташовуються антипаралельно один одному. Відомі і більш складні випадки магнітної упорядкованості.

Залишкова намагніченість, що виникає у феромагнетиків при короткочасній дії зовнішнього поля і постійній температурі, називається нормальною J_{r .} Феромагнетик, нагрітий вище температури Кюрі охолоджується в постійному магнітному полі, набуває повну термостатичну намагніченість (J_rt). Якщо температура, до якої нагрівався феромагнетик, була нижче температури Кюрі, то в ньому утвориться при охолодженні парціальна, або часткова термонамагніченість J_rtp. Одноразовий вплив постійного і перемінного поля приводить до виникнення у феромагнетика ідеальної, або безгістерезисної намагніченості J_ri. Існують також динамічна залишкова намагніченість J_rd, обумовлена короткочасними, але періодично повторюваними напругами (наприклад, ударами); п’єзозалишкова намагніченість J_rp, що виникає під дією постійного за величиною і напрямком механічної напруги; в’язка залишкова намагніченість J_rv, пов'язана з релакційними процесами у феромагнетику. Якщо в процесі хімічних перетворень утвориться феромагнетик, на який протягом усього часу кристалізації діє магнітне поле, то така залишкова намагніченість називається хімічною J_rc.

З різноманітних видів залишкової намагніченості, отриманої в тому самому постійному полі Н, найбільшою за величиною і найбільш стабільною стосовно будь-яких наступних впливів є термонамагніченість J_rt, а найменшою і найменш стабільною - нормальна намагніченість J_r. Розмір і стабільність інших видів залишкової намагніченості залежить також від перемінного поля, динамічних напруг, часу дії постійного поля і т.п. При зростанні напруженості поля Н розбіжність між різними видами залишкової намагніченості поступово згладжується.

Під дією дуже сильного постійного магнітного поля Н (поля насичення H_s) у речовині виникає намагніченість насичення J_s - гранична величина намагніченості. Залишкова намагніченість, що зберігається у феромагнетику після зменшення поля Н до нуля, називається залишковою намагніченістю насичення J_rs. Діа- і парамагнітні речовини на відміну від феромагнітних ніякої залишкової намагніченості придбати не можуть. Залишкова намагніченість не зберігається також у згаданих вище суперпарамагнітних частинках феромагнетика.

Індукція, обумовлена намагніченістю самого тіла, у різних точках тіла різноманітна і є складною функцією форми тіла. Величина індукції максимальна для витягнутого еліпсоїда або замкнутого однорідного тороїда. У інших випадках вона менше.

Таблиця 3.1

Магнітні параметри

Параметр, індекс	Визначення	Одиниці виміру
СІ	СГС
Намагніче-ність J	Магнітний момент одиниці об’єму; скла-дається з двох компо-нент індуцірованого і залишкового магнітних моментів	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Магнітна сприйнятливість χ	Здатність речовин на-магнічуватись (зміню-вати свій магнітний мо-мент) під дією зовні-шнього магнітного поля	Од. СІ (10^-5од. СГС)	Од. СГС (10^-6од.СГС)
Питома намагніче-ність Jпит, питома маг-нітна спри-йнятливість c	Намагніченість і маг-нітна сприйнятливість одиніці маси з густиною s Jпит=J/s; c=χ/s	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Намагніче-ність наси-чення Js	Максимальна намагні-ченість, виникаюча в речовині під дією силь-ного магнітного поля	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Індуцірова-на намагні-ченість Ji	Намагніченість, ство-рювана магнітним по-лем, зникаюча після припинення його дії	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Залишкова намагніче-ність Jr	Намагніченість, ство-рювана магнітним по-лем, що зберігається після припинення його дії	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)

Продовження таблиці 3.1

Параметр, індекс	Визначення	Одиниці виміру
СІ	СГС
Залишкова намагніче-ність - при-родна Jn	Залишкова намагніче-ність, створювана давнім або сучасним полем Землі	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Залишкова намагніче-ність – нор-мальна (ізо-термічна) Jr	Залишкова намагніче-ність, яка утворилась під дією постійного магніт-ного поля при постійній температурі	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Залишкова намагніче-ність – тер-мозалишко-ва Jrt	Залишкова намагніче-ність, яка зберігається після нагріву при пони-женні температури в постійному магнітному полі	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Залишкова намагніче-ність – хімі-чна Jrc	Залишкова намагніче-ність, яка утворилась при мінеральних змінах, які проходять в умовах дії магнітного поля	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Залишкова намагніче-ність – в’язка Jrv	Залишкова намагніче-ність, яка виникає внаслідок релаксаційних процесів в постійному магнітному полі	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
П’єзонамаг-ніченість Jrp	Намагніченість, виника-юча внаслідок пружних деформацій в постійно-му магнітному полі	А/м (10^-3 А/м)	Гс (10^-6од.СГС)
Коерцитив-на сила Hc	Величина магнітного по-ля, необхідна для повно-го розмагнічування фе-ромагнетика	А/м	Е

Продовження таблиці 3.1

Параметр, індекс	Визначення	Одиниці виміру
СІ	СГС
Температу-ра Кюрі (точка Кю-рі) Tc	Температура, вище якої феромагнітний стан ре-човин переходить в па-ромагнітний (зокрема Jr=0)	К	^0С
Параметр (фактор) Q	Відношення залишкової намагніченості до індуцірованої	-	-

Основна крива намагнічування феромагнітних речовин дозволяє обчислити магнітну сприйнятливість або диференціальну магнітну сприйнятливість як функцію поля H, що намагнічує. Обидві функції мають максимуми, що розташовуються в області найбільшої інтенсивності процесів намагнічування й у загальному випадку не збігаються. Кожна з цих двох функцій характеризується двома значеннями: початковою магнітною сприйнятливістю c_о або c_{о диф} при Н®0 і відповідно максимальною сприйнятливістю. При масових визначеннях магнітної сприйнятливості гірських порід за допомогою магнітометричного або індукційного методів у багатьох випадках можна в першому наближенні вважати c»c_о.

Феромагнітні матеріали, намагнічування яких пов'язано з процесами оборотного зсуву меж, мають високу магнітну сприйнятливість. Вони мають малі втрати на перемагнічування і називаються магнітом’якими.

При намагнічуванні феромагнетиків відбувається пружна деформація кристалічної решітки, зумовлена зміною магнітної взаємодії між атомами. Зміна форми й об’єму феромагнетика при його намагнічуванні називається магнітострикцією. У випадку позитивної магнітострикції, тобто при збільшенні розмірів кристала в процесі намагнічування, вплив механічного навантаження призводить до збільшення намагніченості. При негативній магнітострикції вплив механічного навантаження зумовлює зменшення намагніченості в заданому зовнішньому полі (рисунок 3.2). У деяких матеріалах, наприклад залізі, магнітострикція може

змінювати знак: у малих полях вона позитивна, у сильних - негативна.

Дата добавления: 2015-07-12