1*4. Плотность пород

Плотность горных пород определяется плотностью слагающих породы минералов р0/. Она может быть рассчитана по формуле

твердой фазой породы; такое отличие обусловлено в первую оче­

Если порода сложена из минералов примерно одинаковой плотности, ее объемная масса в основном зависит от пористости. Например, объемная масса известняков может меняться от 1,5 X X 103 до 2,5 *103 кг/м3, в то время как плотность слагающего известняк кальцита равна 2,7 • 103 кг/м3.

Объемная масса малопористых пород зависит в основном от их минерального состава. Так, у магматических пород наблюдается увеличение объемной массы с уменьшением содержания кварца (рис. 1.5), поскольку кварц обладает меньшей плотностью (2,65 х X Ю3 кг/м3),чем железисто-магнезиальные минералы (оливин, пироксены, роговая обманка, биотит и т. д.), слагающие маг­ матические породы.

Объемная масса, большинства пород колеблется от 1,5 «Ю3 до 3,5-103 кг/м3. Большой объемной массой обладают руды, так как в их состав в значительном количестве входят тяжелые руд­

X Ю3 кг/м3). Весьма низкими значениями объемной массы [(0,72— 2,0) • 103 кг/м3] обладают каменные угли и торф. Объемная масса углей определяется их пористостью, содержанием углерода и на­ личием минеральных примесей. Так как углерод имеет плот­ ность 2,3-103 кг/м3, увеличение степени углефикации приводит к росту объемной массы углей. Этому способствует также тот фактор, что при переходе к более метаморфизованным углям

(бурые угли — газовые угли — антрацит) наблюдается снижение пористости.

Повышенные значения объемной массы углей одной и той же степени метаморфизма указывают на увеличение в них содержа­ ния минеральных примесей и зольности, поскольку примеси имеют большие значения плотности, чем углерод.

уэ-Г0 ~3>кг/мл

Рис. 1.5* Изменение объемной массы р магматических пород в зависимости от содержания в них кварца и оливина:

Гб — габбро; Пр —пироксен; Пд — перидотит. Остальные обозначения см. на рис. 1.1

Вес единицы объема твердой фазы породы называется у д е л ь ­ н ы м в е с О/М у0 породы, а вес единицы объема породы в есте­ ственном состоянии — о б ъ е м н ы м в е с о м у. Удельный вес породы и ее плотность связаны соотношением

поэтому они должны применяться только в тех случаях, когда рассматриваются силы, вызванные действием -гравитационного поля, например горное давление. В случаях, когда оценивают количество вещества, используют параметр плотности.

характеризующее степень заполнения объема гордой породы минеральным веществом.

1.5.Трещиноватость пород

Тр е щ и н о й называют плоский разрыв сплошности среды, величина которого на порядок и более превосходит межатомные расстояния в кристаллической решетке (1СГ10м).

Трещины по величине бывают трех порядков (табл. 1.2). Трещины первого порядка размером от 10"9 до Ю"6 м являются внутрикристаллическими, они обусловлены условиями возникно­ вения и развития отдельных кристаллов. Эти трещины близки к дефектам кристаллической решетки минералов, рассматривае­ мым в физике твердого тела.

Ко второму порядку относятся трещины, находящиеся между самими кристаллами, а также трещины в межкристаллическом цементе. Размеры этих трещин имеют тот же порядок, что и раз­ меры слагающих породы кристаллов, а величина раскрытия мо­ жет достигать 0,1 мм и более.

Трещины первых двух порядков возникают в основном в про­ цессе диагенеза осадков или кристаллизации магм, их ориенти­ рование в общем случае хаотично. Эти трещины определяют сопротивляемость пород процессам бурения, измельчения в дро­ билках, выемке многочерпаковыми экскаваторами и комбай­ нами. Решающее влияние при этом оказывают трещины второго порядка.

К трещинам третьего порядка относятся трещины, возника­ ющие в процессе метаморфизма пород за счет потери воды и ле­ тучих веществ, а также Вхпроцессе остывания пород вследствие уменьшения их объема. Эти трещины тесно связаны с-отдельными пластами, потоками лав или интрузиями. Трещины кливажа также относят к трещинам третьего порядка. К этому порядку относятся тектонические трещины, возникшие в горных породах под воздействием тектонических сил, проявляющихся в земной коре в процессе ее развития. В их число входят трещины отрыва и скалывания. Тектонические трещины обычно образуют четко выраженные системы двух почти взаимно перпендикулярных крутопадающих рядов трещин, секущих пласты пород незави­ симо от их состава и возраста. В этот же порядок входят искус­ ственные трещины, появляющиеся в породах при ведении горных работ.

К перечисленным видам трещин на обнажениях добавляются трещины выветривания, которые развиваются на глубину от 2 до 10 м по уже имеющимся трещинам или по нетронутому мас­ сиву.

Все трещины третьего порядка имеют значительное простира­

и скрытые. Эти трещины могут заполняться другими породами, продуктами выветривания, водой и нефтью или же оставаться незаполненными.

Характерной особенностью трещин третьего порядка яв­ ляется то, что они, пересекаясь, делят породы на отдельности более или менее правильной формы. Эти трещины оказывают наиболее существенное влияние на процессы разрушения пород при их выемке и рыхлении, при сдвижениях, оползнях и обвалах.

Форма и величина отдельностей могут сильно варьировать.

При изучении трещин в массивах пород определяют тип сети трещин, их углы падения и азимуты простирания, протяженность и раскрытость и т. д. Количественно трещиноватость пород оце­ нивают по отношению одного из показателей трещин (напри­ мер, длина, раскрытие, количество трещин) к единице длины, площади или объема горной породы. По этому признаку количе­ ственные показатели делятся па линейные, площадные и объем­ ные. Существуют и другие показатели, основанные на зависимости ряда физических свойств пород от трещиноватости.

1.6. Жидкости и газы в породах

Наличие пор и трещин в породах предопределяет возможность их заполнения различными жидкостями и газами. В результате порода становится многофазной средой и свойства ее начинают зависеть от всего комплекса входящих в нее компонентов и от их взаимодействия.

Наиболее часто горные породы бывают насыщены водой, которая может содержаться в породах в разном виде. Различают химически связанную, физически связанную и свободную воду.

Х и м и ч е с к и с в я з а н н а я в о д а наряду с другими молекулами и ионами входит в состав кристаллической решетки минералов. Удаление такой воды приводит к разрушению минерала, превращению его в другое — безводное соединение.

Если вода в кристаллической решетке находится в виде мо­ лекул, то такая вода называется к р и с т а л л и з а ц и о н н о й . Она .характерна, например, для гипса (CaS04-2H20), опала (Si02-ггН20). карналлита (КС1-MgCl2-6Н20) и многих других

только при ее нагревании. Она обусловливает изменение свойств породы при высоких температурах. Благодаря нарушению кри­ сталлической решетки минералов при выделении из них химиче­ ски связанной воды происходит ослабление и разрушение пород, а в ряде случаев их упрочнение (например, глины).

Ф и з и ч е с к и с в я з а н н а я в о д а тесно соединена молекулярными силами притяжения с твердыми частицами по­ роды, обволакивая их в виде пленки. Ее количество зависит от смачиваемости пород.

С м а ч и в а е м о с т ь — это способность горной породы по­ крываться пленкой жидкости. Величина смачивания твердой поверхности жидкостью характеризуется краевым углом 0 между плоскостью твердого тела и касательной к поверхности капли,

бировать) на своей поверхности молекулы жидкости за счет электростатического притяжения. Большинство пород относится

в них растворимых солей,, глинистых минералов (особенно с раз­ движной кристаллической решеткой — монтмориллонитов), а так­ же с увеличением удельной поверхности твердой фазы. В связи с последним наблюдается увеличение адсорбционной способ­ ности с уменьшением размеров частиц рыхлой породы и увели­ чением их угловатости.

Физически (прочно) связанная вода не перемещается в поро­ дах, имеет высокую плотность (до 1,74-103 кг/м3), низкую темпе­ ратуру замерзания (—78° С), малые значения теплоемкости, ди­ электрической проницаемости, электропроводности, не является растворителем. Она удаляется из породы только нагреванием до 105—110° С.

Количество физически связанной воды в породах оценивается показателями максимальной гигроскопичности и максимальной

на своей поверхности горцая порода из воздуха с относительной влажностью 94%. Максимальная гигроскопичность характери­ зует адсорбционную способность пород и поэтому зависит от тех же

за счет наличия в породе слабо связанной пленочной воды, отли­ чием которой от физически (прочно) связанной воды является способность передвигаться под действием молекулярных сил.

Для кварцевых частиц размером 0,1—0,05 мм wM составляет 0,02%, размером менее 0,001мм — 0,86%. Однако основную

роль играет минеральный состав пород. При том же размере частиц (меньше 1 мк) wMальбита равна 8,1%, лимонита — 23%

ибиотита — 48%.

Всвязи с этим кварцевые пески, например, содержат наимень­

шее количество связанной воды — 0,24%, в то время как лёссы — 5,2% , глины — 10—30%.

Влажные породы обладают способностью избирательно адсор­ бировать наряду с водой иопы из насыщающего породу раствора, т. е. и о н о с о р б ц и о н н о й с п о с о б н о с т ь ю . Это явление важно при изучении электрохимических реакций в породах, электропроводности и электрических полей в массивах.

С в о б о д н а я в о д а в породах может находиться в виде капиллярной воды, удерживаемой в мелких порох силами капил­ лярного поднятия, и в виде гравитационной воды, заполняющей крупные поры и передвигающейся в породах под действием сил тяжести или давления.

Количество капиллярной воды оценивается параметром капил­ лярной влагоемкости. Последняя зависит отсреднего размера поровых каналов, перпендикулярных к зеркалу грунтовых вод

визучаемом объеме.

Взависимости от минерального, гранулометрического состава пород и формы частиц соотношение количества различных видов воды в породах может быть разным. Так, пески содержат в основ­ ном гравитационную воду, а глины, лёсс и суглинки — молеку­

Максимальное количество связанной, капиллярной и грави­ тационной воды, которое способна вместить порода, характери­

породы. Объемная влагоемкость связана с массовой посредством следующей формулы:

гДе Рж — плотность воды; р — объемная масса породы.

по норовым каналам и трещинам породы. Свойство породы про­ пускать сквозь себя флюиды называется ее п р о н и ц а е м о ­

с т ь ю .

Проницаемость бывает физическая (абсолютная) и фазовая (эффективная).

Физическая проницаемость — это проницаемость в случае фильтрации через породу однородной жидкости или газа. Фазо­

где S — площадь поперечного сечения образца’, м2; t — ;время фильтрации, с; АР — перепад давлений на пути фильтрации АI; Па; ц — вязкость жидкости, Па-с.

Из формулы (1.15) имеем

Практической единицей измерения проницаемости является дарси (Д) — величина проницаемости, присущая образцу породы

(см. приложение 16). Практически он представляет собой ско­ рость фильтрации газа или жидкости через породы:

Коэффициент фильтрации кф не' учитывает влияние напора пластовых вод и их вязкости на изменение количества фильтру­ ющейся воды. Сравнение кф и кпр показывает, что между ними в случае фильтрации воды существует следующее соотношение:

В зависимости от значения коэффициента фильтрации породы подразделяются на водоупорные (кф < 0,1 м/сут), слабопрони­ цаемые (ОД^Лф^Ю ), среднепроницаемые (Ю ^Аф^500) и легко­ проницаемые (/сф £> 1000 м/сут).

Водопроницаемость в основном зависит от размеров нор, их общего объема в породах (рис. 1.6) и конфигурации; поры опре­ деляют объем фильтрующейся жидкости, траектории струй и силы трения, препятствующие движению. В общем случае проницае­ мость возрастает с увеличением пористости пород, особенно открытой, однако бывают и отклонения от этой Зависимости. Существенное влияние на величину кпр имеет средний диаметр

видный известняк (заштрихованы области разброса точек)

пор d, как это видно из уравнения, выведенного на основании закона Пуазеля:

поровых каналов; / и /0 — соответственно длина норового канала и длина образца.

Сверхкапиллярные поры (см. раздел 1.3) пропускают жид­ кости под действием силы тяжести или давления по обычным зако­ нам гидродинамики.

В капиллярных порах движение жидкости происходит вслед­ ствие сил капиллярного притяжения. Под действием давления жидкость в капиллярах будет двигаться лишь тогда, когда оно превысит молекулярные силы притяжения.

Субкапиллярные поры практически жидкости не пропускают. Именно поэтому глины относятся к водоупорным, несмотря на то, что их пористость достигает 50% и более. Почти вся вода в них находится в связанном состоянии и препятствует перемеще­ нию гравитационной воды. И наоборот, скальные породы могут иметь малую пористость, но обладать большой проницаемостью. У этих пород различают проницаемость межгранулярную и тре­ щинную, из которых последняя значительно больше. Так, тре­ щинная проницаемость сланцев, известняков, доломитов и т. д.

находится в пределах (1,5 4,0) -10“14 м2, межгранулярная — до 10"10 м2.

К о э ф ф и ц и е н т т р е щ и н н о й п р о н и ц а е м о с т и &пр# т может быть рассчитан по формуле

Слоистым породам присуща анизотропия водопроницаемости: прони­ цаемость вдоль напластования больше, чем перпендикулярно к нему (см. приложение 15).

На водопроницаемость рыхлых пород влияет также их минеральный состав. Минералы с хорошо выраженной спайностью пропускают воду до­ вольно слабо, так как в них при прочих равных условиях образуются поры меньших размеров, чем в минералах, не обладающих спайностью и хорошо окатанных. Вода лучше проходит через породы, сложенные минералами, обладающими хорошей смачиваемостью.

В случае циркуляции газов в породах пользуются понятием газопрони­ цаемости пород; физическая сущность газопроницаемости подобна водопро­ ницаемости.

Коэффициенты проницаемости и фильтрации определяют как в лабораторных условиях на образцах, так и в натурных усло­ виях. Как правило, /сф, определенный на образце в лаборатор­ ных условиях, может на несколько порядков отличаться от дей­ ствительного коэффициента /сф массива, поэтому чаще всего для расчетов используют величину &ф, установленную в полевых условиях путем опытной откачки воды из какой-либо центральной скважины, около которой пробурены наблюдательные скважины.

При этом для безнапорных вод

”4 — s2

Н— высота столба воды от почвы водоносного пласта до уровня

ее в скважине до откачивания; и s2 — понижение уровня воды соответственно в первой и второй скважине; h — мощность водоносного пласта; Q — расход воды при откачивании из цен­ тральной скважины; х ± я х 2 — расстояние соответственно от пер­ вой и второй наблюдательной скважины до оси центральной сква­ жины.

При изучении горных пород в первую очередь устанавливают их минеральный состав и строение. Наиболее просто качественно определить минералы можно по ряду характерных для них внеш­ них признаков: форме кристаллов, цвету, блеску, спайности, твер­ дости, магнитным свойствам, горючести, запаху, шероховатости и т. д.

Если внешних признаков для точной диагностики минерала недостаточно, используют характерные реакции минералов с кис­ лотами и щелочами в условиях различных температур. Кроме того, используют микроскопический метод. Для этой цели из по­ роды изготовляют шлиф (пластинку толщиной 0,02—0,03 мм), который изучают в проходящем свете под поляризационным микроскопом. При этом определяют минеральный состав шлифа, очертания отдельных минералов, трещины, спайности, включения стекла, жидкостей и газов и т. д. С этой же целью под микроско­ пом в отраженном свете изучают аншлифы — полированные поверхности пород.

Микроскопический метод позволяет не только определить наличие в породе тех или иных минералов, но и подробно описать ее строение. Подобные исследования с целью выявления харак­ теристик микростроения пород проводят также на электронном микроскопе.

При решении задач физики горных пород нет необходимости учитывать все многообразие видов строения пород, поскольку значение имеют лишь те виды строения, которые в практически важных пределах способны изменить физические свойства пород.

В петрографии словесное описание структуры и текстуры пород служит для целей их более точной диагностики и вполне допустимо. ,

Физика же горных пород оперирует количественными харак­ теристиками и зависимостями. В связи с этим параметры строения пород должны быть выражены строго количественно.

Исходя из такой постановки вопроса можно предположить, что порода в общем виде состоит из минерального и норового пространства. Строение минерального и норового пространства

и форме; в) относительным содержанием составляющих зерен каждого размера и каждой формы; г) взаимной ориентацией зерен и пор; д) степенью связи между зернами породы и порами.

Перечисленные параметры строения могут быть описаны количественно (см. приложение 1).

Размер минеральных зерен и пор оценивается по среднему их диаметру dcp. Форма минеральных зерен и пор оценивается коэффициентом /сфр, являющимся отношением их максимальных размеров I к минимальным d.

Неоднородность по размерам зерен и пор может быть определе­ на на основании вариационных графиков, па которых по оси ординат ^ откладывается *относительное содержание частиц со­ ответствующего диаметра [суммарные площади частиц, а по оси абсцисс — соответствующие значения их диаметров (рис. 1.7, а)].

Рве* 1.7. График распределения зерен лабрадорита по размерам d и коэффициенту формы

/гфр

Рис. 1.8. Схемы к расчету коэффициента ориентации и эллипса анизотропии строения горной породы:

а —• схема распределения зерен минерала на изучаемой поверхности шлифа; б — постро­ ение эллипса анизотропии;

* = 2 V®; ъ' = 2 VD

Отношение максимального диаметра зерен, занимающих 90% площади образца (d90), к максимальному диаметру зерен, зани­ мающих 10% площади образца (dl0), называется коэффициентом неоднородности породы по размерам зерен:

Аналогично можно получить вариационный график неодно­ родности формы зерен (рис. 1.7, б).

Отношение

будет численной характеристикой указанного признака строения породы.

Следующая характеристика строения указывает на степень анизотропии горной породы — это показатель преимущественной ориентации минеральных зерен относительно друг друга или пор относительно минеральной фазы. Для определения этой характери­ стики находят суммарные относительные размеры всех кристал­ лов данного минерала в четырех главных направлениях (рис. 1.8).

Результат может быть представлен в виде эллипса ориента­ ции. Коэффициент ориентации К 0 равен отношению наиболее длинной оси эллипса Ъ' к взаимно перпендикулярной оси с'. При этом указывается направление большой оси эллипса анизо­ тропии.

В пределах пород одного вида связь между частицами породы может быть ослаблена из-за наличия между зернами пор, трещин или тонких прослойкрв выветрелых минералов. При этом значе­ ние имеет не сама величина пористости, а наличие плоскостей ослабления, т. е. пористость вытянутая, плоскостная. Поэтому в качестве численного параметра степени ослабления связи мине­

где Р — пористость, доли единицы; l/dcp — средний коэффициент формы норового пространства.

Однако одного Параметра К с3. может быть недостаточно для оценки влияния закрытой трещиноватости на физические свой­

дополнительно к Кси используют различные коэффициенты тре­ щиноватости (см. раздел 1.5), например /стр, который равен отно­ шению общего количества трещин к единице площади породы.

Слоистость горных пород также оценивают численно при помощи коэффициента относительной слоистости /7С, равного количеству прослойков (или плоскостей ослабления), приходя­ щихся на единицу объема породы.

Для определения относительного количества минералов, слагающих породу, пользуются разделением минералов (сепарацией) и методом хими­ ческого анализа, заключающимся в количественном определении содержа­ щихся в породе элементов. Зная химический состав породы, можно расчет­ ным путем установить ее количественный минеральный состав.

Для полуколичествепной диагностики минералов широко используют методы рентгеноструктурного (метод интерференции) и рентгеноспектраль-