ре. Учебное пособие Издательство Нижневартовского государственного университета 2017
 Скачать 4.03 Mb.
|
|
в ≈ 40 А/м). Рис. 1.9.3. Зависимость намагниченности насыщения от температуры для железа, кобальта и никеля Jvs – намагниченное состояние породы при насыщении (все домены параллельны полю – предельное намагничивание t c – точка Кюри Рис. 1.9.4. Кривая намагничивания и петля гистерезиса ферромагнетика Нс – коэрцитивная сила Jvr – остаточная изотермическая намагниченность Идеальная намагниченность наблюдается при совместном действии постоянного и переменного магнитных полей с амплитудой, изменяющейся от полей насыщения до нуля. Термонамагниченность обычна для пород, нагретых до температуры выше точки Кюрии остывающих до нормальных температур в постоянном магнитном поле. При этом возникает наиболее значительная остаточная намагниченность пород. Магнитные свойства ферромагнитных минералов зависят от величины их зерен приуменьшении размеров зерен уменьшается число доменов в них, и магнитная восприимчивость уменьшается, а коэрцитивная сила увеличивается. Последнее объясняется тем, что на намагничивание единицы объема породы расходуется больше энергии, т.к. намагничивание совершается в основном за счет вращения векторов намагничивания доменов, а не смещения их границ – процесса, требующего меньших затрат энергии. Ферримагнетики. В большинстве природные сильномагнит- ные минералы, имеющие близкие к ферромагнетикам магнитные свойства, значительно отличаются от последних по магнитной структуре и относятся поэтому признаку в особую группу – ферримагнетиков. В кристаллах ферримагнетиков векторы намагниченности образуют две группы внутри групп векторы намагниченности параллельны, ау различных групп – антипараллельны. Так как результирующие магнитные моменты групп неравны (рис. 1.9.5), то возникает значительная собственная намагниченность ферримагнетиков. К ним относят большинство ферритов, в частности магнетит, титаномагнетики, гидроокислы железа и др. [9]. Рис. 1.9.5. Распределение векторов намагниченности в кристаллах а – ферромагнетики, б – антиферромагнетики, в – ферримагнетики 109 1.9.3. Магнитные свойства насыщенных горных пород Твердая фаза Обычно она состоит из смеси диа-, пара, ферри- и реже ферромагнитных минералов. Магнитные свойства твердой фазы пород в основном зависят от содержания и распределения в их объеме ферри- и редко ферромагнитных минералов. Значения магнитной восприимчивости этой фазы пород изменяются от 0,4·10 -5 до 1 ед. СИ. Жидкая фаза Главные компоненты этой фазы пород – вода и нефть – диамагнитны. Для воды вед. СИ, для нефти нед. СИ, те. эти компоненты природных жидкостей практически не магнитны. Минерализация вод мало влияет на их магнитные свойства, т.к. обычные для них соли (NaCl, CaCl 2 , MgCl 2 и др) также диамагнитны и их магнитная восприимчивость невелика. Газовая фаза Эта фаза пород, представленная воздухом, еще слабее намагничивается и имеет меньшую восприимчивость по сравнению с жидкой фазой, и все ее компоненты, за исключением кислорода, диамагнитны. Так как магнитная восприимчивость парамагнитного кислорода значительно выше, чему других газов, а его содержание в воздухе по объему относительно велико, то воздух также является парамагнетиком, и его = 0,04·10 -5 ед. СИ. Очень незначительна и диамагнитная восприимчивость сухих углеводородных газов. Магнитная восприимчивость метана = 0,0008·10 -5 ед. СИ, этана = 0,0015·10 -5 ед. СИ, пентана = 0,0003 ед. СИ. Исходя из многофазности горных пород, прослеживается следующая зависимость удельные значения их магнитных свойств будут тем меньше, чем выше коэффициент пористости породи меньше влажность. Однако многофазность пород влияет на магнетизм меньше, чем различия, связанные с неодинаковыми магнитными свойствами их твердой фазы, т.к. вклад последней в магнитные свойства этих сред несравненно выше. Вовсе не влияет многофазность пород на такую их характеристику, как точка Кюри. Таким образом, у сухих пород магнитные характеристики в основном имеют меньшие значения, чему влажных, и с ростом влажности пород увеличивается, но незначительно, их магнетизм. Осадочные породы Главные породообразующие минералы – кварц, полевые шпаты, кальцит, доломит, гипс, ангидрит и др. – диа- или парамагнитны второстепенные – биотит, пирит, ильменит, сидерит, хлорит, глинистые минералы – пара- или пара- ферримагнитны; магнетит, гематит и др. – ферро- или ферри- магнитны. Последние, таким образом, и определяют магнетизм осадочных пород. Кроме того, ферримагнетики находятся в глинистой фракции этих пород в тонко рассеянном состоянии или в виде скоплений и пленок гидроокиси железа. Магнитная восприимчивость глин сравнительно низка. Максимальные магнитные значения установлены у песчаников и алевролитов, и они обусловлены относительно высокой концентрацией магнетита. Наименьшей магнитной восприимчивостью обладают известняки, доломиты, ангидриты, гипсы, каменная соль и угли. У осадочных пород обнаружена очень слабая, но весьма стабильная естественная остаточная намагниченность. Она растет с увеличением содержания ферромагнитных минералов, в частности магнетита. Направление естественного остаточного намагничивания осадочных пород обычно мало отличается от направления современного геомагнитного поля. Для осадочных пород характерна анизотропия магнитной восприимчивости. 1.9.4. Магнитные свойства нефтей Нефти и их фракции представляют собой слабомагнитные вещества и характеризуются незначительной магнитной восприимчивостью (порядка магнитной восприимчивости наиболее распространенного диамагнетика – воды, удельная магнитная восприимчивость которой при 20 С составляет 0,72·10 -6 г. Удельная магнитная восприимчивость большинства исследованных нефтей изменяется в пределах от 0,75·10 -6 дог рис. 1.9.6) [24]. Рис. 1.9.6. Удельная магнитная восприимчивость 6 основных компонентов углеводородной и неуглеводородной частей нефти Магнитные свойства нефтей зависят, в основном, от содержания в них асфальтено-смолистых соединений и металлов, в частности, ванадия и никеля (рис. 1.9.7) [24]. Рис. 1.9.7. Кривые изменения магнитной восприимчивости различных нефтей (I) и остатков нефтей (II) в зависимости от содержания в них ванадия (V) и никеля (Ni) Вопросы для самоконтроля 1. Что такое магнитная восприимчивость вещества 2. В чем различие магнитных свойств диа-, пара, ферро- и ферримагнитных веществ 3. В чем проявляется нормальная и идеальная намагниченность горных пород 4. Дайте характеристику магнитным свойствам насыщенных горных пород. 5. Чем обусловлено проявление магнитных свойств горных порода также жидкой и газовой фаз, насыщающих их 6. Отчего зависят магнитные свойства нефтей? 113 1.10. Радиоактивность горных пород Наличие в горных породах радиоактивных элементов, атак- же особенности прохождения через них радиоактивных излучений обуславливают радиометрические и ядерно-геофизические методы их изучения. 1.10.1. Типы радиоактивных распадов Радиоактивность – свойство некоторых веществ к самопроизвольному превращению, которое сопровождается радиоактивным излучением. При естественной радиоактивности происходит самопроизвольное превращение одних атомных ядер в другие или изотопы этих же ядер. Этот процесс также сопровождается выделением энергии и возникновением новых радиоактивных элементов. Ядра последних снова распадаются, итак продолжается до тех пор, пока не образуется устойчивый изотоп. Радиоактивность является внутренним свойством ядер, не зависит от внешних условий и определяется соотношением ядерных сил. Ядерные силы носят объемный характер между протонами и нейтронами в ядре происходит обмен мезонами. Они являются короткодействующими с радиусом действия порядкам. В горных породах имеются как устойчивые, таки неустойчивые элементы. Энергия нуклонов в ядре рассчитывается по формуле [19]: 2 c m E , где Δm – дефект массы, с – скорость света в вакууме. Расчеты показывают, что чем сложнее ядро, тем больше в нем протонов и нейтронов, и тем меньше энергия связи, приходящаяся на один нуклон. Поэтому радиоактивность – свойство преимущественно тяжелых элементов. Все элементы, начиная с таллия (порядковый номер Z = 81), являются радиоактивными или содержат радиоактивные изотопы. Самопроизвольное превращение атомных ядер сопровождается испусканием альфа- и бета-частиц и гамма-излучением [19]. 114 Альфа-распад заключается в испускании ядром частицы Не) и образовании при этом процессе ядер новых элементов по схеме 4 2 4 Здесь X – элемент с атомной массой Аи порядковым номером. Например, превращение радия в радиоактивный газ – радон 4 2 222 86 226 88 He X Ra Бета-распад – процесс, при котором в ядре происходят превращения по двум возможным сценариям 1. Превращение в ядре нейтрона в протон с испусканием частицы (электрона) по схеме 0 0 0 1 1 1 1 с образованием электрона 0 1 и нейтрино 0 Например, 88% ядер радиоактивного изотопа калия испытывают такой тип превращения 0 1 40 20 40 19 Ca K 2. Превращение в ядре протона в нейтрон (захват ядром орбитального электрона с внутреннего к-слоя) по схеме 0 0 0 1 1 0 1 с образованием позитрона 0 Например, 12% ядер радиоактивного изотопа калия испытывают следующий тип превращения 40 18 0 1 40 Образовавшиеся при распаде ядра оказываются в возбужденном состоянии и, переходя в нормальное, излучают избыток энергии в виде квантов Гамма-излучение – жесткое электромагнитное излучение, которое сопровождает ядерные превращения. Энергия излучения индивидуальна для каждого вида ядер и является параметром конкретного ядерного превращения. Для излучения более характерны корпускулярные свойства, чем волновые, те. его можно представить в виде потока частиц, летящих со скоростью света, массой [19]: m , где – постоянная Планка, ν – частота излучения. Гамма-лучи обладают значительно большей проникающей способностью по сравнению си частицами, поэтому именно они используются в разведочной геофизике. Единица измерения радиоактивности беккерель – величина, определяющая число распадов в радиоактивном элементе породы в единицу времени (Бк = с = расп./с). Кроме того, при измерении (радиоактивности используют ее производные величины удельную массовую активность (Бк/кг), удельную объемную активность (Бк/м 3 ) и поверхностную активность (Бк/м 2 ). Радиоактивный распад отдельного ядра – явление случайное, поэтому время его распада предсказать невозможно. Но для большего числа атомов проявляется определенная закономерность, которая выражается законом радиоактивного распада [19]: t e N N 0 , где 0 , N N – текущее и начальное количество атомов превращающегося элемента, t – время сначала превращения, λ – параметр распада, характеризующий вероятность распада за единицу времени. Время, за которое распадается половина атомов, называется периодом полураспада [19]: В таблице 1.5 приведены значения периодов полураспада некоторых изотопов, чаще всего встречающихся в горных породах. Таблица 1.5 Период полураспада изотопов горных пород Изотоп Содержание в земной коре, не более) % Период полураспада, лет 92 U 238 2,6·10 -4 4,49·10 9 90 Th 232 11,3·10 -4 1,4·10 10 19 K 40 3·10 -4 1,47·10 9 (β) или 1,24·10 10 (γ) 116 1.10.2. Естественная радиоактивность горных пород Всего в горных породах присутствуют более 50 радиоактивных изотопов с разной степенью радиоактивности. В целом радиоактивность горных пород зависит от содержания в них трех элементов урана, тория и калия. Кроме радиоактивных тяжелых элементов, входящих в семейства урана, актиния и тория, в природе существуют более легкие одиночные радиоактивные изотопы калия, кальция, рубидия, циркония, индия, олова, теллура, лантана, неодима, самария, лютеция, вольфрама, рения и висмута. Эти изотопы являются долгоживущими их период полураспада превышает 109 лет. Радиоактивные изотопы составляют незначительную часть литосферы, до глубины 16 км их содержание в % (массовых) составляет урана U 235 – 2·10 -6 , U 238 – 3·10 -4 , тория Th 232 – 8·10 -4 , радия Ra 226 – 0 -10 , актиния Ас – 6·10 -14 , калия К – 3·10 -4 , кальция Ca 48 – 6,4·10 -3 и рубидия Rb 87 – 8,4·10 -3 [19]. Классификация осадочных пород по степени радиоактивности Породы с низкой радиоактивностью Породы с повышенной радиоактивностью Породы с высокой радиоактивностью Хорошо отсортированные и слабосцементированные мономинеральные кварцевые пески, алевро- литы, чистые известняки, доломиты, каменная соль, ангидриты, гипсы, нефте- насыщенные породы Глинистые осадочные породы, глинистые пески, песчаники, алевролиты, некоторые мергели, глинистые известняки и доломиты, породы с органическими примесями Калийные соли, монацитовые и ортитовые пески, глубоководные глины, глобигери- новые илы и красная глина Для определения закономерности распространения радиоактивных элементов в горных породах введено понятие кларка радиоактивности. Кларк радиоактивности – содержание радиоактивного элемента в исследуемой породе по отношению к его содержанию в земной коре в % (массовых) [20]: %. 100 З п г Х Х кл В настоящее время за оптимальные кларки приняты для 92 U 238 – 2,1·10 -40 %, 90 Th 232 – 7,0·10 -40 %, 19 K 40 – 1,83·10 -40 %. Приведенные значения не окончательны, т.к. мало изучена радиоактивность пород ложа океанов. Радиоактивные элементы в горных породах присутствуют в составе более чем 200 минералов. Особенно много встречается минералов с ураном. Учитывая распространенность радиоактивных изотопов в горных породах и интенсивность их распада, можно сказать, что наибольшее влияние на породы могут оказывать уран 92 U и торий 90 Th с продуктами их распада, калий К и отчасти рубидий 87 Rb. Остальные радиоактивные элементы из- за их малой распространенности и большого периода полураспада характеризуются незначительной суммарной энергией распада и не могут играть существенной роли в создании радиоактивности горных пород. Самые распространенные минералы горных пород по их радиоактивности подразделяют на четыре основные группы слаборадиоактивные кварц, плагиоклаз, кальцит, доломит, ангидрит, каменная соль, нефелин с нормальной или слабоповышенной радиоактивностью биотит, амфиболы, пироксены и др с повышенной радиоактивностью апатит, эвдиалит, флюорит, ильменит, магнетит и др высокорадиоактивные сфен, ортит, монацит, циркон, лопарит и др. Радиоактивность осадочных пород связана сналичием в их составе калийных, собственно урановых и ториевых, уран- и то- рийсодержащих минералов, а также адсорбированных радиоактивных элементов. Содержание тория в этих породах изменяется от 49·10 -6 до 3 500·10 -6 кг/кг, а урана – от 12,7·10 -6 до 119·10 -6 кг/кг. Содержание урана и тория в горных породах [20] Группа минералов Кларк концентрации U Th 1. Максимально радиоактивные собственно урановые и ториевые минералы) > 10 000 > 10 000 2. Высокорадиоактивные 100–1 000 10–100 3. Повышенно радиоактивные 5–30 2–15 4. Нормально радиоактивные 2–3 1–2 5. Слаборадиоактивные. Низко радиоактивные < 0,2 < 0,2 В песчаниках и алевролитах радиоактивные элементы чаще всего находятся в глинистой части этих пород в адсорбированном виде, а в песчаниках еще и с органическими примесями. В среднем песчаники и алевролиты содержат микроколичества U, Th и немного калия. Относительно высокая радиоактивность глин и глинистых сланцев объясняется повышенной сорбцией урана, радия и тория на глинистых частицах, а также высоким содержанием калия (до 6,5%), который находится здесь не только в сорбированной, но ив минеральной форме. Значительная адсорбция ионов урана возможна из природных вод, где он присутствует в виде легкорастворимых карбонатных и других соединений, например, Na 2 UO 2 (СО 3 ) 3 Морские осадки имеют более высокую радиоактивность по сравнению с речными и лиманными. Особенно высокая радиоактивность установлена для донных осадков Тихоокеанского и Атлантического побережий США, отложившихся в спокойных водах. Концентрация радия в них приблизительно в 3 раза превышает концентрацию радия в метаморфических и осадочных породах континентов. 1.10.3. Радиоактивность жидкой фазы Концентрация урана в морских водах и атмосферных осадках не превышает 10 -6 кг/м 3 . В подземной гидросфере содержание может быть выше. Водорастворимые соли грунтовых вод в целом богаче ураном, чем минеральный остаток пластовых вод. При этом по сравнению с усредненным содержанием U в горных породах сухой остаток грунтовых вод в среднем богаче ураном, а в пластовых водах – беднее (см рис. 1.10.1) [20]. Вблизи земной поверхности концентрация U вводах изменяется от 10 -7 до 10 -4 кг/м 3 и более. Фоновое содержание U (в без- рудных породах, достигающее 10 -5 кг/м 3 , установлено вводах до глубины в сотни метров. На глубинах, измеряемых километрами, концентрация урана нигде не превышает 10 -6 кг/м 3 , причем с глубиной максимальное содержание U вводах имеет тенденцию к убыванию (рис. 1.10.2). Обычно глубинные воды вообще лишены урана [21]. Рис. 1.10.1. Зависимость содержания U и Ra от минерализации подземных вод 1 – Ra, 2 – U Рис. 1.10.2. Изменение содержания урана в пластовых водах с глубиной залегания Рис. 1.10.3. Изменение содержания урана в нефтях с глубиной залегания Концентрация U в многочисленных образцах |