fgp

1.Предмет ФГП Петрофизика – одна из наук о земле, изучающая физиче­ские свойства минера­лов, горн пород и руд. Целью изуче­ния петрофи­зических характеристик является установление состава, структуры и состояния пород, особенно­стей дифференциации физиче­ских свойств горн пород, околорудных зон и полезных ископае­мых при решении задач поисков и разведки мпи, геологиче­ского карти­рования, геотектоники, геодина­мики, инженерной геологии. Исследова­ния позволяют решать широ­кий класс задач изучения состава и генезиса рудных и акцес­сорных минера­лов, опробования полезных ископаемых, стратиграфии осадочных ком­плексов и прогнозирования состояния веще­ства в глубинных частях земли. Современная петрофи­зика изучает широкий спектр физ свойств минералов, горных пород и полезных ископае­мых: коллектор­ские(пористость, проницаемость, влаж­ность, влагоемкость, нефте- и газонасы­щенность), плотностные, магнит­ные(магнитная восприимчи­вость, остаточная намагниченность, темпера­тура Кюри), электриче­ские(удельное сопротивле­ние, диэл проницаемость, вызванная поляри­зация), тепло­вые(теплоемкость, теплопро­водность), ядернофизиче­ские(естественная радиоак­тивность), упругие(упругие модули, скорости распространения упругих волн). Фгп- наука, изучающая физ. с-ва пород, минералов, полезных ископаемых.

Предметом изучения фгп являются: магнит­ная восприимчивость, остаточ­ная намагни­ченность, плотность, упругость и другие физические параметры горных пород.

Сфера применения: 1) с помощью изучения физческих с-в пород, фундамен­тальных вопро­сов познания состояния в-ва Земли. 2) использо­вание результатов определения физ. с-в пород при геологи­ческом картирова­нии, разведке, и эксплатуации м.р.п.и. По резуль­татам петрофи­зических изысканий строятся карты, разрезы, схемы. 3) использование определений физ с-в пород для геологи­ческой интерпретации рез-ов геофизиче­ских съемок.

2. Статистическая природа физ.свойств. Основ­ный факторы: 1.изменение глубины кристаллизации 2. неоднородность распреде­ления тем-ры у очага. 3. п пределах массива наблюдается гравитационно- ди­фракционная дифференциация. 4. перемешивание распро­вов. 5. взаимодействие магмы. Когда ста­вится задача изучения каких-либо физиче­ских свойств массива магматических или определенного горизонта осадочных горных пород, то из этих объектов отбира­ется некоторое количество образ­цов, у которых изме­ряются соответствующие физические характери­стики.При этом оказывается, что измеренные значения у разных образцов различны. Эти различия не связаны с погрешно­стями измерений, а есть результат вариаций физи­ческих свойст изученных образцов, т.е. следствие неоднородности объекта исследования.Результатом будет неоднородность состава, размера зерен, струк­туры и текстуры в пределах массива и , как следствие, неоднородность физических свойств. Многообразие действующих факторов, их неопре­деленность во времени и пространстве позволят рассматривать их как случайные события, а физиче­ские свойства- как случайные величины, к которым может быть применен аппарат математической статистики. Предположим, что мы имеем N измере­ний некоторого физического пара­метра Х, среди которых присутствуют Хмакс и Хмин значения. Разобъем весь диапазон измеренных значений на n интервалов с шириной каждого дельтаХ:

дельтаХ=(Хмакс-Хмин)/n. Количесвто интервалов n связано с объемом выборки N и обычно определя­ется формулой Старджеса: n=3.3 *lgN+1, где n округляется до целого числа. Все петрофизические зависимости не функциональные, а статистические, то есть выполня­ются в среднем с определенной вероятностью отклоне­ния от среднего.

3.Принципы анализа статистически распре­деленных параметров.Опыт показывает, что распределения подчи­няется двум законам: нормальному и логнормальному. При нормаль­ном законе кривая распределения описывается выражением F(X)=exp[-(X-MX)в квад­рате/2сигма в квад­рате]/сигмаквадратныйкореньиз2пи,

Где MX-мода параметра или значение его в максимуме распределения. Нормальному закону подчиняется обычно распределение плотности, пористости, скорости продоль­ных волн.Логнормальный закон соответствует случаю, когда нормальному закону подчиняется логарифм пара­метра(logX).Этому закону обычно подчиняется распредле­ние магнитной восприим­чивости, удельного электриче­ского сопротивле­ния, нефтенасыщенности. Реальные кривые распределения часто отличаются от теоретиче­ских. Они могут быть ассемитричными и даже иметь два и более максимумов. В первом случае появляются новые характе­ристики распределе­ния (одна или более), например параметр асимметрии. В любом случае выборки считаются статистически одинаковыми если все статисти­ческие параметры их одинаковы. Асимметрия обычно связана со вторичными процессами изменения физических свойств в резльтате выветривания, регионального или локального метаморфизма и т.д.. Второй случай свидетель­ствует о неоднородности выборки: в одну группу объединены различные по каким – либо характе­ристикам породы(возраст, условия образования, мин. Состав, структура и т.д.) . Необходимы дополнительные исследования для разделения выборки. Все петрофизические зависимости не функциональные, а статистические, то есть выполняются в среднем с определенной вероят­ностью отклонения от среднего.

4. Виды пористости. Коэффициенты пористо­сти.Г.п. состоят из минерального скелета, или твердой фазы, порового пространства,обычно заполненного жидкой или газовой компонентами. Пористость- это свойство породы содержать незаполненные твердой фазой объемы внутри нее. Поры –небольшие пространства, незанятные минеральным скелетом, замкнутые, либо сообща­ющиеся между собой и атмосферой.

Связанные между собой поры принято называть открытыми, а несвязанные –закрытыми.суммарный объем закрытых V_пор.з и открытых горной породы дает объем всех пор или характеризует ее общую пористость V_пор. V_пор. = V_пор.з+V_пор.о .

Коэффициентом общей пористости называют отношение суммарного объема пор V_пор к общему объему сухой породы V_{с .} K= V_пор/ V_с по аналогии выводятся коэффициенты открытой ,закрытой, статистической и динамической пористости.

Информация о пористости породы необходима для подсчетов запасов нефти, газа, и воды. К.п выра­жают в процентах. Существует классификации, в соответствии с которой все г.п подразделяют на 5 групп в зависимости от значения коэффициента общей пористости в %. > 20- высокопористые. 15-20 – повышенно- пористые, 10-15- среднепори­стые,5-10 – понижено-пористые ,< 5 низкопористые

По условиям происхождения различают пористость первичную(сингенетическую) и вторичную (эпиге­нетическую).Первичная пористость возникает в процессе формирования породы: при остывании расплава магмы, его кристаллицации и перекри­сталлизации. При этом возникают микропоры между гранями кристаллов минералов. Вторичная пористость в горных породах(трещены, каналы) возникает в результате перекристаллизации элемен­тов, составляющих породу, растворении, выщела­чивании отдельных минералов, уплотнении при воздействии тектонических сил, физического выветривания

5.Структура порового пространства,классификации.1) По происхождению поры подразделяются на первичные и вторичные. Первичные возникают при образовании породы и представлены структурными порами – промежутками между частицами обломочных пород( грубообломочных, песчанистых, алевритовых, глинистых), межкристаллическими промежутками магматических и метаморфических пород.размеры их могут меняться. Вторичные поры образуются при последующих воздействиях на породы процессов выветривания, выщелачивания, кристаллизации и т.д.

2) По форме поры могут быть близкими к ромбоэдральным(рыхлые отсортированные обломочные осадочные породы), близкими к тетраэдрическим(те же, но утопленные), щелевидными(состоит из пластичных минералов:слюды), в виде канальцев переменного сечения(плохо отсортированные обломочные породы), трещиновидные(магматические, метаморфические), каверновидные(карбонатные породы), пузырчатые(магматические породы),

Ячеистые(известковые и кремнистые туфы),каналовидные(лёссы).

3)по размерам выделяют а) сверхкапиллярные-эффективный(средний)диаметр сечения пор d более 0.1мм.В сверхкапиллярных порах доля воды, связанной с поверхностью твердой фазы, не велика, вода в основном свободная и перемещается по законам гидродинамики.б) капиллярные – эффективный диаметр пор d= 1*10*-4 до 1*10*-1мм. В капиллярных порах более высокое содержание связанной воды и возможен ее подъем в силу поверхностного натяжения. в)

Субкапиллярные- d < 1*10*-4мм. Практически вся вода порового пространства связана на поверхности твердой фазы, перемещения воды почти нет.

6.Факторы,определяющие пористость осадочных,магматических и метаморфических горных пород.

Для магматических ( интрузивных) и метаморфических пород главное значение имеет трещинная пористость. У эффузивных пород общая пористость слагается из трещинной пористости и пористости, образующей при выделении паров и газов и имеющей пузырчатую форму. Для осадочных пород характерна межгранулярная пористость, а так же пористость кавернозная, возникающая в результате выщелачивании кислыми водами трещеноватых карбонатных пород и гипсов. Форма пор определяется их происхождением и составом. Для рыхлых обломочных, осадков характерны ромбоэдальные формы , у глин ,слюд поры щелевидные, слабо отсортированные осадки имеют поры в виде канальцев. Структура поровых пространств зависит от типа пород и степени их метаморфизма.

Основными факторами, определяющими пористость обломочных пород являются:1) форма и размер обломков, 2)степень отсортированности, 3) степень уплотнения цементации.

Размер

Мм

2-1 Кварц окатанный Кварц остроуг. Ортоклаз остроуг. слюда

2-1 33 38 45 80

0.5-0.25 33 41 49 72

0.1-0.06 39 45 52 68

2)степень отсортированности характерезует распределение обломков по размеру. Присутствие в поде частиц разного размера приводит к уменьшению коэффициента пористости.3)Под действием нагрузки вышележащих пород первичные рыхлые осадки уплотняются, что приводит к уменьшению их пористости.в начале уплотнение связано с перемещением отдельных частиц и более компактным их взаимным расположением. Затем происходит частичное разрушение и скалывание обломков.

7.Влажность и влагоемкость.Влажность характеризуется количеством воды, заполняющих поры. Все количество воды, которое содержит порода в естественных условиях залегания, называют естественной влажностью породы. Весовая влажность определяется отношением массы воды, заполняющей поры породы, к массе сухой породы в долях единицы или процентах от массы сухой породы. W= m_в /m_c 100%. Объемная влажность характеризуется объемом воды , содержащейся в единице объема породы . W_o=V_в/V_п. Естественная влажность глинистых пород изменяется в пределах от 12-15 до 50-60%. Естественная влажность песчаников изменяется в зависимости от их гранулометрического состава, наличия примесей глинистых частиц, органического состава. Естественная влажность глинистых пород изменяется в зависимости от степени глинистости, примесей органики.Вода в горных породах может присутствовать в различных вида: а) прочно связанная вода- слой воды толщиной в несколько молекул, непосредственно примыкающий к стенке порового канала. б) Рыхло связанная вода - непосредственно примыкает к слою прочно связанной воды, менее прочно связана с твердой фазой.в) свободная вода - обычная вода , которая перемещается в поровом пространстве по законам гидродинамики.Влагоемкостью горных пород называют их способность принимать, вмещать, удерживать определенное количество вод. Она характеризуется коэффициентом влагоемкости, который выражается в весовых или объемных процентах.В первом случае он определяется отношением массы воды к массе минеральных частиц породы(показатель абсолютной влажности), во втором- отношением объема воды к объему образца(показатель относительной влажности).W_о.в=W_в.в*ϭ , где ϭ – объемный вес сухой породы г/см³.

Виды влагоемкости: 1. гидроскопическая и молекулярная влагоемкость отвечают оличеству гигроскопической и связанной воды, удерживаемой на поверхности частиц г.п элекстромолекулярными милами. 2. Капиллярная влагоемкость соответствует заполнению капиллярных пор водой, полная- полному насыщению горной породы водой. 3. максимальная гигроскопическая влагоемкость характеризуется наибольшим количеством воды, которое может адсорбировать горная порода из воздуха, имеющего относительную влажность >94% .

8. Связанная, свободная, и остаточная вода в горных породах. Виды влагоемкости.

Физически связанная вода образуется в поровом пространстве породы при взаимодействии молекул воды с поверхностью минерального скелета породы, а также в результате влияния капиллярных сил. Связанная вода представлена прислоями ориентированных молекул воды, расположенных вдоль поверхности твердой фазы частиц минерального скелета породы. Прочносвязанная вода связана с поверхностью минеральной частицы зарядами внутренней части двойного электрического слоя. Рыхлосвязанная вода имеет плотность 1,1-1,2 г/см², обладает способностью к растворению солей. Температура ее замерзания -4°С. Она может перемещаться под действием сил молекулярного притяжения, миграция воды происходит от мест с малой концентрацией ионов к большей концентрации ионов в растворе.

Свободной водой называют воду, заполняющую различные крупные пустоты в горных породах и передвигающуюся в них под действием силы тяжести. Поровая свободная вода обладает свойствами, присущим поверхностным водам. Ее количество в горных породах зависит от типа пород, их структуры, степени трещеноватости пород и др. в плотных глинистых породах, где количество микропор невелико, свободная вода может отсутствовать. Механическое действие движущейся воды заключается в гидродинамическом давлении, оказываемом на породы в откосах и различных выработках, образовании плывунов, оползней. Виды влагоемкости: 1.гидроскопическая и молекулярная влагоемкость отвечают количеству гигроскопической и связанной воды, удерживаемой на поверхности частиц г.п элекстромолекулярными милами. 2.Капиллярная влагоемкость соответствует заполнению капиллярных пор водой, полная- полному насыщению горной породы водой. 3.максимальная гигроскопическая влагоемкость характеризуется наибольшим количеством воды, которое может адсорбировать горная порода из воздуха, имеющего относительную влажность >94%

По степени влагоемкости породы разделяются: Влагоемкостные (глинистые породы), средневлагоемкостные породы, невлагоемкостные (пески, галечники).

9. Двойной электрический слой в поровом пространстве. Связанная вода представлена прислоями ориентированных молекул воды, расположенных вдоль поверхности твердой фазы частиц минерального скелета породы. Значительная часть молекул связанной воды составляет гидратные оболочки катионов, образующий адсорбционный слой на поверхности твердой фазы, или распределенные диффузно в виде внешней обкладки двойного электрического слоя. Активные центры поверхности твердой фазы, имеющие отрицательный заряд, представлены в основном анионами кристаллической решетки минералов,чаще ионами ОН- , реже узлами решетки, в которых произошло изоморфное замещение ионов высокой валентности оинами более низкойвалентности. Катионы адсорбционного слоя, расположенные в непосредственной близости от частицы, связанные с ее поверхностью очень прочно и образуют с зарядом твердой фазы неподвижную часть двойного электрического слоя.. чем дальше удалены катионы от поверхности частицы, тем слабее связь. Такое распределение ионов в водной среде происходит под влиянием двух сил: электрической и сил молекулярного взаимодействия. толщина двойного слоя- это расстояние между центрами тяжести зарядов потенциал-определяющего диффузного слоя. Чем больше концентрация электролита ,тем меньше толщина ДЭС.

10.Проницаемость. Закон Дарси, единицы.Проницаемость- это свойство горных пород пропускать сквозь себя жидкости,газы и их смеси. Абсолютная проницаемость- проницаемость породы в случае фильтрации через нее однородной жидкости или газа инертных по отношению к поверхности твердой фазы. Фазовая проницаемость- способность пород, насыщенных смесью нефти, газа и воды или др, пропускать отдельные ее фазы. Численно величины проницаемости породы характеризуются коэффициентом проницаемости породы K. Уравнение Дарси, которое позволяет рассчитать количество жидкости Q в м3 , прошедшее расстояние ∆l в образце породы с поперечным сечением S(м2) при перепаде давлений ∆P (Па) за время фильтрации t Q=kпр∆P S t/(∆lμ) где μ вязкость жидкости. Используют внесистемную единицу дарси (Д), характеризующую величину образца породы. 1Д=1.02-12м2

11.Физическая и фазовая проницаемости.Фазовая проницаемость – способность г.п фильтровать какой- то из компоненотов просачивающегося через нее флюидов, например нефть , газ или воду. Отношение фазовой проницаемости к абсолютной называется относительной проницаемостью. Она зависит от объемного соотношения соответствующих компонентов в фильтрующихся смесях выражается безразмерным числом,которое всегда мельше единицы. Физическая проницаемость – это способность г.п. пропускать однородные жидкости или газы.

12.Связь коэффициента пористости со строением пористого пространства,формула Козени-Кармана.Формула Козени-Кармана, устанавливающая зависимость коэффициента проницаемости от пористости, удельной поверхности и структуры порового пространства

m3

k= ————

φ S2yдТ2

где m - пористость породы (характеризующая динамическую полезную емкость коллектора),Sуд- удельная поверхность,Т- извилистость поровых каналов.

13. Классификация пород по проницаемости. Особенности проницаемости двухфазных смесей.По значениям коэффициента проницаемости породы подразделяют на проницаемые, полупроницаемы и практически непроницаемые.

Проницаемые породы характеризуются величиной k от 10^-2 до нескольких тысяч мкм² . поровое пространство этих пород занимает 20,30,40 % и более их объема.К проницаемым породам относятся грубо- и мелкообломочные.

Полупроницаемые породы имеют значения k от 10^-4 до 10^-2 мкм². значительную долю порового пространства этих пород занимают субкапиллярные поры. Содержание связанной воды в них повешенное. Типичные полупроницаемые породы- глинистые пески, доломиты.

К практически непроницаемым относятся породы, для которых k<10^-4мкм². Это глины, глинистые сланцы, известняк.

14. Плотность основные понятия и единицы.Под плотностью г.п понимают кол-во массы породы в единице объема.ϭ=M/V.Плотность г.п величина переменная и зависит от координат пространства. Единицей измерения плотности в системе СИ кг/м³. Плотность горный пород- основной физический параметр ,определяющий гравитационное поле.

С плотностью горной породы тесно связано понятие удельного веса Р. Это вес погоды Р в единицу объема V. δ =P/V. Удельный вес ,его значение, менятется с изменением g ускорение свободного падения в различных точках земной поверхности.

Для образца г.п, содержащей твердую, жидкую и газообразную фазы плотность определяется отношением. ϭ=M/V.(Тв,ж,г) но массой газообразной фазы можно пренебречь.Разновидности плотности: 1. минеральная плотность, представляющее отношение твердой фазы г.п к объему твердой фазы.2. плотность газонасыщенной породы ,вычисляемая как отношение твердой фазы г.п с к объему породы, лишенной поровой влаги.3. плотность водонасыщенной породы, определяемая как отношение массы г.п с максимальной влажностью к объему породы.

15.Факторы, определяющие плотность минералов.Плотность минералов зависит от относительной атомной массы и плотности упаковки атомов в единицу объема. Упаковка определяется атомными радиусами, валентностью и топом связи частиц. Плотность минерала тем выше, чем больше в нем содержится атомов с повышенной относительной атомной массой и чем плотнее атомы упакованы в единице объема.

Плотность рудных минералов в основном зависит от их средневзвышанной относительной атомной массы, а плотность породообразующих минералов- от упаковки атомов. Значение плотности большинства лежит в пределах от 2.5-3.5 10³ кг/м³. Среди рудных минералов преобладает ионно-металлическая и ковалентно-металлическая форма связи, часто присутствуют элементы с высокими атомными массами, что обуславливает повышение плотности до 3.5-7.5г/см*3.

Средяя атомная масса основных породообразующих минералов почти постоянна и несколько повышается в пироксенах и железистых оливинах. В связи с этим главным фактором определяющим плотность этих минералов является плотность упаковки атомов в кристаллической решетке. Для породообразующих минералов характерны явления изоморфизма и полиморфизма. Изоморфизм это изменение состава без изменения структуры кристаллической решетки. Полиморфизм это изменение структуры кристаллической решетки без изменения состава.

16. Классификация минералов по плотности.Все минералы принято классифицировать по плотности на три группы:1.плотные(тяжелые) с пл-тью >4 103кг/м3. 33,8 % от их общего числа. В эту группу составляют самородные элементы, сульфиды и др. для тяжелых минералов типичны значительная концентрация атомов с большой относительной атомной массой, с относительно малым атомным радиусом, с плотнейшей упаковкой атомов- кубической или гексагональной. 2. средние 2,5-4 103кг/м3 . 53%. Состоят в основном из породообразующих, включая кварц, полевые шпаты, амфиболы и др.3. легкие <2,5 103кг/м3 .13 % от общего числа. К легким минералам обычно состоят из элементов с малой относительной атомной массой. Относятся самородные неметаллы (графит, сера, окислы).

17. Особенности формирования плотности горных пород.Плотность горных пород зависит от генезиса, минерального состава, пористости, трещеноватости, влажности, степени метаморфизма, температуры, давления при значительных глубинах в толще земной коры. Плотность горной породы или минерального скелета ϭ_т, зависит от плотностислагающих породу минералов ϭ_Ti. Теоретически ее можно рассчитать по формуле ϭ=∑ ϭ_TiV_i, где V_i- доля объема ,занимающего каждым минералом. Вычисленная таким образом плотность ϭ_т всегда отличается от фактически измеренной плотности той же породы ϭ_т из-за пористости. Между плотностью минерального скелета породы ϭ_T , плотностью ϭ самой породы и ее пористостью сущестует связь: ϭ_T= ϭ(1+k_n), где k коэффициент пористости.

Влажность горных пород влияет на величину их плотности по-разному, в зависимости от пористости. Плотность высокопористых геологических образований в максимально влажном состоянии выше их плотности в сухом состоянии. Для низкопористых пород плотность во влажном и сухом состоянии отличается незначительно. Плотность нефтенасыщенных пород всегда ниже плотности тех же пород в максимально влажном состоянии, поскольку плотность воды больше плотности нефти.

Плотность большинства горных пород изменяется в пределах (1,6-3,5)10³ кг/м³. В порядке возрастания плотности породы выстраиваются в ряд: осадочные, магматические, метаморфические.

Для осадочных пород значение плотности увеличивается с уменьшением из зернистости, с возростанием степени генезиса, возраста и глубиной залегания. У магматических пород наблюдается возрастание значений плотности при переходе от эффузивов к интрузивным породам. Плотность метоморфических пород увеличивается с увеличением степени их метоморфизма.

18.Плотность магматических, осадочных, метаморфических пород. Изменение плотности при региональном и локальном метаморфизме. В регионально метомарфизованных породах повышение плотности происходит с увеличением степени метаморфизма. Гидротермально- метосамотические процессы приводят к понижению плотности пород. Вторичные экзогенные процессы, в частности выветривание и окисление, существенно меняют петрофизические характеристики горных пород и руд. Глубина разрывных нарушений их влияния может достигать сотни метров,и это стоит учитывать при отборе образцов для измерения плотности породы.

Плотность большинства горных пород изменяется в пределах (1,6-3,5)10³ кг/м³. В порядке возрастания плотности породы выстраиваются в ряд: осадочные, магматические, метаморфические.

Для осадочных пород значение плотности увеличивается с уменьшением из зернистости, с возростанием степени генезиса, возраста и глубиной залегания. У магматических пород наблюдается возрастание значений плотности при переходе от эффузивов к интрузивным породам. Плотность метоморфических пород увеличивается с увеличением степени их метоморфизма.

19 Магнетизм как следствие движения зарядов. Раздел, изучающий взаимодействие микрочастиц (или тел), обладающих магнитным моментом, друг с другом или с внешним магнитным полем; к у относится также изучение взаимодействия движущихся электрически заряженных частиц (или тел), создающих электрический ток, с магнитным полем, созданным другими движущимися зарядами или постоянным магнитом. Важнейшей составной частью а является изучение физических свойств магнетиков, а также некоторых небесных тел. Источником магнитного поля является движущийся электрический заряд, то есть электрический ток. В атомных масштабах для электронов и нуклонов (протонов, нейтронов) имеются два типа микроскопических токов — орбитальные,

связанные с переносным движением центра тяжести этих частиц, и спиновые (см. Спин), связанные с внутренними степенями свободы их движения.

Для характеристики магнитного состояния вещества вводится понятие намагниченность: вектор Jавный магнитному моменту единицыобъема вещества. В случае однородной намагниченности : J=M/V, где V – объем намагниченного тела.

20. Магнитный момент, намагниченность, магнитная восприимчивость.Намагниченность- характеристика магнитного состояния макроскопического физического тела. Любое вещество, помещенное в магнитное поле, приобретает некоторый магнитный момент. Намагниченность J – это магнитный момент единицы объема. В случае однородно намагниченного тела намагниченность определяется как:J = M/V ,где М — магнитный момент тела, V — его объем. В несильных полях намагниченность прямо пропорциональна напряженности поля, вызывающего намагничивание: J =H, где — магнитная восприимчивость вещества.В случае неоднородно намагниченного тела намагниченность определяется для каждого физически малого объема dV: J = dM/dV, где dM — магнитный момент объема dV.Единица намагниченности в Международной системе единиц — ампер на метр (1 А/м — это такая намагниченность, при которой 1 м3 вещества обладает магнитным моментом 1 Ахм2).

Намагниченность тел зависит от внешнего магнитного поля и температуры.

Магнитная восприимчивость, безразмерная величина c, характеризующая способность данного вещества намагничиваться в магнитном поле. Магнитная восприимчивость численно равна намагниченности при единичной напряженности поля. Объемная магнитная восприимчивость c равна отношению намагниченности единицы объема вещества J к напряженности Н намагничивающего магнитного поля: c= J /H.

Магнитный момент, векторная величина, характеризующая вещество как источник магнитного поля Макроскопический магнитный момент создают замкнутые электрические токи и упорядоченно ориентированные магнитные моменты атомных частиц. У микрочастиц различают орбитальные магнитные моменты (напр., у электронов в атомах) и спиновые, связанные со спином частицы. Магнитный момент тела определяется векторной суммой магнитных моментов частиц, из которых тело состоит.

21. Особенности намагничивания диамагнетиков, парамагнетиков, ферромагнетиков.

Диамагнетики характеризуются четным числом электронных орбит. орбиты располагаются попарно с антипараллельной ориентировкой спинов. Таким образом спиновые моменты скомпенсированы. Атом диамагнетика в отсутствии магнитного поля имеет нулевой магнитный момент. Основные особенности диамагнетиков: 1. магнитная восприимчивость отрицательна, т.е. направление намагниченности противоположно направлению намагничивающего поля. 2. магнитная восприимчивость не зависит от тем-ры. 3. магнитная восприимчивост мала по абсолютной величине.

Парамагнетик, вещество, обладающее положительной магнитной восприимчивостью, независящей от напряженности внешнего магнитного поля. У парамагнетиков не скомпенсированы магнитные моменты и отсутствует магнитный атомный порядок. В парамагнетиках атомы (ионы) обладают собственным элементарным магнитным моментом даже в отсутствии внешнего поля, но характерной для ферро- и антиферромагнетиков магнитной структуры у парамагнетиков нет. Из-за теплового движения эти магнитные моменты атомов (ионов) распределены хаотично, поэтому намагниченность вещества в целом равна нулю. Внешнее магнитное поле вызывает преимущественную ориентацию магнитных моментов атомов в одном направлении. В результате парамагнетик приобретает суммарный магнитный момент J, пропорциональный напряжённости поля Н и направленный по полю. Тепловая энергия противодействует магнитной упорядоченности. Поэтому парамагнитная восприимчивость сильно зависит от температуры. Для большинства твердых парамагнетиков температурное изменение магнитной восприимчивости подчиняется закону Кюри—Вейса.

При комнатной температуре магнитная восприимчивость парамагнетиков равна 10-3 — 10-6, поэтому их магнитная проницаемость незначительно отличается от единицы. Благодаря положительной намагниченности парамагнетики, помещенные в неоднородное магнитное поле, втягиваются в него. В очень сильных полях и при низких температурах в парамагнетиках может наступать состояние магнитного насыщения, при котором все элементарные магнитные моменты ориентируются параллельно Н.

Ферромагнетизм, магнитоупорядоченное состояние макроскопических объемов вещества (ферромагнетика), в котором магнитные моменты атомов (ионов) параллельны и одинаково ориентированы. Эти объемы — домены — обладают магнитным моментом Ms (самопроизвольной намагниченностью) даже при отсутствии внешнего намагничивающего поля. Для ферромагнетиков во внешнем магнитном поле характерны: нелинейность кривой намагничивания и магнитный гистерезис при перемагничивании. Значение Ms максимально при Т = 0К, с увеличением температуры Ms уменьшается и обращается в нуль в Кюри точке, выше которой вещество становится парамагнитным. Намагнитить фер. Можно воздействием внешнего магнитного поля, температурой, механических воздействием. Ферромагнетик существует только в определенном интервале тем-р При тем-х выше тем-ры Кюри тепловое движение разрушает его и вещ-во переходит в парамагнетик.

22.Гистерезис,температурные зависимости,размагничивающий фактор.Г - явление, которое состоит в том, что физическая величина, характеризующая состояние тела (например, намагниченность), неоднозначно зависит от физические величины, характеризующей внешние условия (например, магнитного поля). Г. наблюдается в тех случаях, когда состояние тела в данный момент времени определяется внешними условиями не только в тот же, но и в предшествующие моменты времени. Неоднозначная зависимость величин наблюдается в любых процессах, т.к. для изменения состояния тела всегда требуется определённое время (время релаксации) и реакция тела отстаёт от вызывающих её причин. Такое отставание тем меньше, чем медленнее изменяются внешние условия однако для некоторых процессов отставание при замедлении изменения внешних условий не уменьшается. В этих случаях неоднозначную зависимость величин называется гистерезисной, а само явление — Г.

Р.ф. (коэффициент размагничивания) - отношение размагничивающего магн. поля  в намагниченном теле к намагниченности М этого тела. Для тела произвольной формы, помещённого в бесконечно большое внеш. магн. поле,  где m₀ - магнитная постоянная, М - вектор намагниченности в точке измерения Н₀ , ||N|| - Р. ф., являющийся в общем случае зависящим от координат тензором. Только тела в форме эллипсоидов, изготовленные из однородного магн. материала и находящиеся в однородном магн. поле, имеют однородное размагничивающее поле. Для таких тел и М не зависят от координат точки в объёме тела. Если эллипсоид намагничен вдоль одной из его гл. осей а, b или с (напр., вдоль а), то и М параллельны этой оси и= - N_aМ_a.

В практике магн. измерений различают магнитометрический и баллистический Р. ф. Первый применяется при измерении усреднённой по объёму всего тела намагниченности М_ср. Второй используется при баллистич. методе измерения намагниченности, когда определяется среднее по поперечному сечению в центр. части образца значение намагниченности.

23.Диамагнитные,парамагнитные и ферромагнитные минералы.

ДИА- И ПАРАМАГНИТНЫЕ МИНЕРАЛЫ. диамагнитные минералы в целом до действия поля не намагничены, так как их электронные оболочки симметричны и спин-орбитальные моменты электронов скомпенсированы. Напротив, атомы парамагнетиков обладают результирующим магнитным моментом в связи с тем, что у их электронных оболочек внутренние энергетические подуровни недоустроены и спин-орбитальные моменты электронов неуравновешенны. Однако и парамагнитные минералы в отсутствии поля не намагничены потому, что их результатирующие атомные магнитные моменты имея любое пространственное направление, взаимно скомпенсированы. Статически определенная намагниченность парамагнитныхминералов возникает при равновесии между ориентирующим магнитные моменты действием намагничивающего поля и дезориентирующим их влиянием теплового движения. С ростом температуры магнитная восприимчивость парамагнитных минералов уменьшается, у диамагнитных она обычно не зависит от температуры. Удельная объемная магнитная восприимчивость диамагнитных минералов невелика и отрицательна: от -5* 10в-4 (гроссуляр) до -1.6*10в-4 ед. СИ (висмут) до нуля. К диамагнитным относятся многие важнейшие породообразующие минералы осадочных пород как кварц, КПШ, плагиоклазы, кальцит, ангидрит, гипс, галит, сильвин, графит. Диамагнитны так же сера, висмут, медь, золото, свинец, ртуть и др. Парамагнитны, например, мусковит, шпинелий, рутил, доломит, магнезит; их магнитная восприимчивость ? также невелика: от 12,6*10в-6(это доломит), 37,7*10в-6(магнезит) до 21*10в-5 СИ (мусковит). Оливины же, пироксены, гранаты, биотиты, амфиболы, коордириты, вольфрамиты, косситериты, хромиты, магнитная восприимчивость, которых достигает несколько тысяч миллионных долей единиц СИ, нельзя согласно исследованиям последних лет считать чистыми парамагнетиками. ФЕРРОМАГНЕТИКИ. Изолированные атомы ферромагнитных минералов имеют значительные результирующие спин0орбитальные магнитные моменты вследствие незаполненности подуровней 3d b 4f и их оболочек. Однако в одноэлементных минералах (самородное метиоритное железо) они в основном скомпенсированы и неспособны к ориентации в магнитном поле из-за большой плотности упаковки атомов этих веществ. Зато спиновые моменты электронов в определенных незначительных (около 10в-9 см в3) областях (доменах) ориентированы параллельно друг другу, и, следовательно, здесь ферромагнетики намагничены до насыщения. При температуре выше точки Кюри ферромагнетики становятся парамагнетиками. Намагничивание в магнитном поле характеризуется кривой Jv=f(H), которое для ферромагнетиков значительно отличается от аналогичных кривых для диа- и парамагнетиков. Возрастание намагниченности с увеличением напряженности поля у ферромагнетиков нелинейно.

24.Индуцированная и остаточная намагниченности г.п. ОСТАТОЧНАЯ намагниченность. В гп, содержащих ферромагнитные минералы, всегда присутствуют два типа намагниченности. Ji – индуктивная намагниченность, возникающая под действием внешнего магнитного поля. Jn – остаточная намагниченность, присутствует в породе независимо от внешнего магнитного поля. В отличии от индуцированной намагниченности, остаточная является исключительно свойством ферромагнитного вещества. С незначительной площадью гистерезисной кривой и коэрцитивной силой, непревыщающей 1000 А на 1 м, называются «мягкими» в противоположность «жестким» ферромагнетикам, характеризующимся широкой петлей гистерезиса и коэрцитивной силой несколько десятков и даже сотен тысяч ампер на 1 м. Вектор общей намагниченности: J=Ji+Jn. В общем случае направление остаточной намагниченности не зависит от направления магнитного поля. Направление вектора J будет зависеть от фактора Кениксберга(Q). Если Q>1, т.е. преобладает остаточная намагниченность, то направление намагниченности минерологических объектов будет отличаться от направления магнитного поля.

28.Самообращение вектора остаточной намаг­ниченности.Самообращение проявляется в том,что при некоторых условиях намагничивания пород в постоянном поле (например поле Земли) обра­зуется остаточная намагниченность, антипа­раллельная намагничивающе­му полю. К настоя­щему времени теоретически раз­работано не­сколько возможных механизмов самообращения. Все теории связывают самообращение с термаль­ной или химической (кристаллиза­ционной) намагниченностями и обязательным присут­ствием в породе ферромагнетика не- однородного состава или двух ферромагнетиков с различными температурами Кюри. По одной теории,если в породе при­сутствуют два минерала с различными значением 9, то при термонамагничивании вначале термонамагнитится минерал с более высоким значением 8 (второй при этом суще­ствует в парамагнитном состоянии). Намагничи­вание второго (при остывании породы до соответ­ствующей температуры Кюри) происходит в суммарном магнитном поле Земли и поле первого минерала. При определенном взаимном размеще­нии их относительно земного поля, поле первого минерала, подмагничивающее второй, антипарал­лельно земному и если оно превосходит поле Земли, то второй минерал намагнитится антипа­раллельно полю Земли.

Если результирующий момент зерен второго типа будет преобла­дать ( для этого необходимо разрушение термоостаточной намагниченности первого минерала, т.е. наличие более "мягкой" намагниченнос­ти его), то полный вектор 1_г, будет антипараллелен полю Земли.

25.Особенности формирования нормальной,идеальной остаточной намагниченности.Нормальная намагниченность. Образуется при намагничивании породы постоянным магнитным полем в условиях нормальных температур и давлений. В частности эта намагниченность возникает при намагни­чивании современным полем Земли. Характеризуется определенными ве­личинами J_i J_r H_c. В слабых полях (область обратимой намагничен­ности) остаточная намагниченность не возникает.

Идеальная намагниченность. Образуется при одновременном воздействии постоянного и переменного поля. При этом амплитуда переменного поля во времени постепенно убывает от величины,соответс­твующей намагниченности насыщения, до нуля. В начальной стадии иде­альной намагниченности каждый полуперисд происходит полное пере-магничиваеие всех доменов. Затем, по мере уменьшения амплитуды пе­ременного поля, полного перемагничивания не происходит, но в один полупериод постоянное и переменное поле складываются, а в другой вычитаются. В результате накапливается определенное количество до­менов, намагниченность которых параллельна постоянному полю, не компенсированных доменами противоположной ориентировки. Такая си­туация сохраняется и после исчезновения переменного поля, порода приобретает высокую остаточную намагниченность. Идеальная намагни­ченность в природе отсутствует, это лабораторная намагниченность.

26.Термальная и вязкая намагниченность

ТЕРМОСТАТОЧНАЯ. Jrt – возникает в гп, содержащих ферромагнитные минералы при охлаждении их от температуры Кюри слабым магнитным полем. РИС. Коэрцитивная сила, характеризующая способность ферромагне­тика намагничиванием или размагничива­нием, при повышении температуры изменя­ются. И намагниченность и коэрцитивная сила при повышении температуры уменьша­ются, но с разной скоростью. Вблизи темпе­ратуры Кюри коэрцитивная сила уменьша­ется быстрее, чем намагниченность. Возни­кает состояние, когда спонтанная намагни­ченность еще существует, а ферромагнетик становится на столько «мягким», что магнит­ный момент всех доменов ориентируется по направлению внешнего магнитного поля. В результате намагниченность образца в окрестностях точки Кюри увеличивается. Такое состояние называется суперпарамаг­нитным. При дальнейшем увеличении температуры спонтанная намагниченность резко уменьшается, ферромагнетик переходит в парамагнитное состояние. При охлаждении ферромагнетика от температуры Кюри возникает спонтанная намагниченность при низкой коэрцитивной силе. При дальнейшем понижении температуры возрастает коэрци­тивная сила, закрепляет положение магнит­ных моментов доменов. В результате намаг­ничивание не только не уменьшается, а может несколько возрасти. Возникающая при этом термостаточная намагниченность значи­тельно превосходит индуктивную намагни­ченность. Основные свойства термостаточной намагниченности: 1) направление термоста­точной намагниченности совпадает с направ­лением магнитного поля, в котором происхо­дит остывание ферромагнетика от темпера­туры Кюри. Это позволяет по направлению Jrt оценивать возрастание геологических объектов, испытавших при своем образова­нии или переобразовании нагревание выше температуры Кюриферромагнитных минера­лов, содержащихся в них. 2) термостаточная намагниченность образуется в слабом маг­нитном поле, превышает по величине индук­тивной намагниченности Q фактор, для пород с термостаточной намагниченностью меня­ется от нескольких единиц до сотен. 3) в сравнении с другими видами остаточной намагниченности (кроме химической) Jrt обладает высокой стабильностью 4) термо­статочная намагниченность служит своеоб­разным геологическим термометром. С помощью термостаточного анализа можно судить испытывает ли порода в процессе своего образования или переобразования остывание от температуры Кюри ферромаг­нетика, содержащегося в породе. Если термостаточная намагниченность отсут­ствует, то порода не нагревалась выше температуры Кюри. ВЯЗКАЯ. При воздей­ствии постоянного магнитного поляна ферромагнетик намагниченность его с течением времени возрастает. Если исклю­чить влияние магнитного поля на образец ферромагнетика, то намагниченность также исчезнет не сразу, а будет постепенно уменьшатся. Это явление получило название магнитной вязкости, а величина, возникаю­щая при этом намагничивании – вязкой остаточной намагниченности(Jrx). В качестве оснойвной причины образования вязкой остаточной намагниченноси предполагаются тепловые флюктуации, которые испытывают магнитные моменты атомов вблизи доменных границ. Флюктуации способствуют движе­нию доменных границ через энергетические барьеры, которые они не могут преодолеть под действием слабого земного поля. Вели­чина изменения намагниченности дельтаJrv пропорциональная логарифму времени дельтаJrv=А+S*lgt t- время с моментв дей­ствия внешнего магнитного поля S – магнит­ная вязкость, характеризующая рост Jrv под действием времени А – постоянный коэффи­циент. Значение коэффициента А и величины S зависит от температуры и пропорцио­нальны ей. Условия образования Jrv особенно благоприятны в гп. Земное магнитное поле невелико, а продолжительность воздействия миллионов лет, поэтому естественная оста­точная намагниченность всегда содержит в себе вязкую намагниченность. Логарифмиче­ский характер зависимости позволяет доста­точно просто освободиться от основной части вязкой намагниченности. Для этого нужно выдержать образец в нулевом магнитном поле в течение какого-то времени (сутки, месяцы). Величина вязкой остаточной намагниченности является косвенным показателем магнитной нестабильности гп.

27.Ориентационная,химической намагниченно­сти.Ориентационная намагниченность возникает при образовании обломочных осадочных пород путем осажде­ния мелких частиц в водных бассейнах в присутствии постоянного магнитного поля. На рисунке упрощенная схема образования ориентационной намагниченности. Частицы разрушающейся первичной породы постоянными или временными водотоками или ветром сносятся в водный бассейн. Часть частиц может иметь остаточную намагниченность термальной, химичес­кой или иной природы в зависимости от происхождения первичной по­роды. Какое-то время частицы находятся в водной среде, постепенно погружаясь на дно бассейна при воздействии магнитного поля Земли.

Так как трение частиц о воду не велико, появляется вероят­ность разворота частиц под действием поля в направлении ориенти­ровки магнитного момента остаточной намагни­ченности параллельно полю. Разумеется,полного разворота всех частиц не произойдет, но если есть вероятность разворота, то у большой совокупности частиц на дне бассейна появится результирующий вектор остаточной намагни­ченности Л_ОГ/ параллельный земному полю.

Можно отметить, что вектора магматических и ,1₀г обло­мочных осадочных пород содержат в себе информацию о величине и направлении магнитного поля Земли,существовавшего во время образо­вания этих пород. Эти намагниченности могут сохраняться в горных породах неопределенно долгое время и, если мы сможем выделить эти намагниченности на фоне других возможных намагни­ченностей, то по­лучим информацию о древнем магнитном поле. Химическая намагниченность. Возникает при образовании Фер­ромагнитных минералов при температу­рах ниже точки Кюри (например высаждение из холодных растворов) в постоянном магнитном поле. В начальную стадию формируются зародыши кристаллов с зачатками до­менной структуры, имеющей намагниченность парал­лельно полю. По су­ти механизм химической намагничен­ности аналогичен термальной, но у последней формирова­ние доменной структуры связано с понижением темпера­туры зблизи точки Кюри, а в случае химической доменная структура формируется по мере роста кристаллов. В итоге возникает значительная и "жесткая" остаточная намагни­ченность 1_Сг. ориенти­рованная по постоянному полю. Х.н. также содержит информацию о древнем поле, но время ее обра­зования не определенно (между временем образования породы и сегод­няшним временем).

29.Связь магнитной восприимчивости с содержанием ферромагнетиков. Ранее отмечалось исключительно высокое влияние ферромагнети­ков на свойства горных пород. Во многих случаях магнитные свойства определяются не составом породообразующих минералов, а небольшими примесями ферромагнетиков. Минералы ферромагнетики могут присутс­твовать в горных породах в количестве от тысячных долей до нес­кольких процентов. В некоторых улътраосновных магм.поро­дах их содержание достигает 10 и более X. Распределение по разме­рам включений ферромагнетиков так же разнообразно: от тончайших пылевидных включений до крупных кристаллов.

Приближенное выражение для связи магнитной восприимчивости породы с содержанием ферромагнетиков можно получить, если пренебречь магнитным взаимодействием между ферромагнитными части­цами, что повидимому обосновано при суммарном содержании их до 3%. В этом случае вклад каждой составляющей прямо пропорционален объ­емному содержанию:

где и соответственно магнитные восприимчивости и объ­емные содержания диа- и парамагнитных минералов, и то же для ферромагнетиков, присутствующих в суперпарамагнитном и однодоменном состоянии, то же для ферромагнетиков в многодомен­ном состоянии, N коэффициент размагничивания (для сферических включений он равен 1/3). Суммирование Если взаимодействием между ферромагнитными минералами пре­небречь нельзя, то характер зависимости в значительной степени определяется структурой горной породы. А. К. Вейнбергом по­лучены выражения:

где и объемное содержание и магнитная восприимчивость ферромагнетика, магнитная восприимчивость горной породы. В этих формулах принят единственный ферромагнетик, а вкладом пара­магнитной составляющей пренебрегают. Таким образом можно отметить, что хотя отмечается общее уве­личение магнитной восприимчивости породы при увеличении содержания ферромагнетиков, единой связи между ними нет ввиду влияния целого ряда факторов: вариации свойств ферромагнитных минералов, различ­ные виды состояний ферромагнетиков, разнообразные формы и размеры их зерен, многообразие структур и текстур горных пород. Можно предполагать, что горные породы,формировавшиеся в идентичных усло­виях,будут обладать близкими связями

30.Характеристика магнитных свойств основных типов магматических, метаморфических и осадочных г.п.Магнитные св-ва г.п. - совокупность свойств, характе­ризующих способность минералов и горных пород намагничиваться во внешнем магнитном поле. Магнитные свойства горных пород определяются содержанием в них главным образом ферромагнитных минералов, зависят также от их состава, кристаллической структуры, тек­стурно-структурных особенностей и характера распреде­ления. В связи с этим различают свойства структурно-нечувствительные к текстурно- структурным особенно­стям горных пород: намагниченность насыщения, точка Кюри; и структурно-чувствительные, которые, кроме того, зависят от размера и структуры ферромагнитных минера­лов: магнитная восприимчивость, остаточная намагничен­ность, коэрцитивная сила.

Магматические породы Породообразующие минералы магматических г.п.пород предс­тавлены в основном диа- и парамагнетиками. Исключение являются не­которые разновидности ультраосновных пород, в которых ферро­магне­тики присутствуют как породообразующие. Все типы магматических по­род содержат примеси ферромагнетиков, количество которых может ме­няться от тысячной доли процента до нескольких процентов, а иногда и более. Ферромагнетики представлены разнообразными минера­лами: магне­тит.титаномагнетиты.гемоильмениты,пирротин и т.д. Размеры их включений варьируют от микроскопических пылевидных до крупных кристаллов, достигающих 1 и более см. Это порождает разнообразие магнитных свойств данного класса пород.

Осадочные породы:Наиболее распространенные мине­ралы осадочных пород: кварц,

!кальцит, полевые шпаты, гипс, ангидрит, галит-диамагне­тики или слабые парамагнетики.Из сильных парамагнети­ков наиболее распространены глинистые минералы, меньше сидерит, хлорит, биотит, ильменит. Ферромагнит­ные минералы представлены магнетитом, гематитом, гидрооксидами железа. Последние,по-видимому,наиболее распростране­ны среди осадочных пород. Типичные ферриты в осадочных породах присутствуют в очень малых количествах,поэтому магнитная восприим­чивость их я основном не превышает п100 • 10^-5СИ. Самые низкие зна­чения (0-30 *10^-5СИ) отмечаются у гипсов, ангидритов, каменной соли, известняков и доломитов. Остаточная намагниченность осадочных пород мала по величи­не, но стабильна.

Метаморфические породы: Магнитные характеристики метаморфических пород определяются составом исходной породы, степенью и направленностью процессов ме­таморфизма. В ранних фациях метаморфизма первичные ферромагнитные минералы частично или полностью разрушаются. Исключением, вероят­но, являются углеро­дистые сланцы, у которых в ранних фациях су­ществуют условия благоприятные для образования вторичного пирроти­на. В амфиболитовую фацию термодинамические условия благоприятны для образования вторичного магнетита и титаномагнетита. В экологитовой фации термодинамические условия (высокая температура) не совместимы с возможностью существования ферромаг­нитных минералов. Эти факторы определяют широкий диапазон возможных значений магнит­ной восприимчиво­сти метаморфических пород. Породы образовавшиеся по осадочным (парапороды) в среднем имеют меньшую магнитную восп­риимчивость, чем образовавшиеся по магматическим (ортопороды).