Теплові властивості мінералів і порід

Найчастіше при петрофізичних дослідженнях вивчаються теплопровідність, теплоємність та температуропровідність. Визначення цих фізичних понять, одиниці та методи їх вимірювання відповідних параметрів наведені в главі 6, тож нижче ми охарактеризуємо переважно теплові властивості мінералів та порід.

Для мінералів характерним є кондуктивний теплообмін. Коефіцієнт їх теплопровідності змінюється від 0,3 Вт×м^‑1×К^‑1 (сірка) до >420 Вт×м^‑1×К^‑1 (срібло). Висока теплопровідність (до 300 Вт×м^‑1×К^‑1) спостерігається у золота, міді, деяких інших самородних елементів-неметалів, таких як графіт і алмаз, дещо нижча (100¼200 Вт×м^‑1×К^‑1) вона в Аl, K, Na, Mg, Са. Середні значення коефіцієнта теплопровідності (10¼50Вт×м^‑1×К^‑1) властиві Pb, Sb, Мп, Th, U, Zr, понижені (1,5¼10 Вт×м^‑1×К^‑1) - Hg, Bi, Cd, низькі (0,5¼1,5 Вт×м^‑1×К^‑1) - B, і дуже низькі (<0,5 Вт×м^‑1×К^‑1) - Н, N, F, Cl₂, O₂, S, Se тощо. Присутність у складі мінералів елементів із високою теплопровідністю нерідко підвищує їх l, а елементів із середньою, зниженою і дуже низькою теплопровідністю - понижує значення l.

Законом Відемана-Франса встановлена пряма залежність між коефіцієнтом теплопровідності (l) та електропровідністю провідників і напівпровідників (g):

де k – постійна Больцмана, e - заряд електрону, T – температура,

B – константа (B=3 в провідниках, 2,5 - в напівпровідниках).

До мінералів з відносно низькою теплопровідністю (див. табл. 8.9) належать: лід, гіпс, каолініт (0,88 Вт×м^‑1×К^‑1), флогопіт (0,5 Вт×м^‑1×К^‑1), біотит (2 Вт×м^‑1×К^‑1). Склад впливає на l не тільки через відмінність теплопровідності елементів що входять у мінерали, але і через неоднакову щільність упаковки (різне число найближчих сусідів і неоднакова відстань між атомами) певних атомів або іонів у мінералах різноманітного складу. Все це забезпечує певну граткову (або змішану - і електронну і граткову) теплопровідність мінералів. Оскільки в більшості породоутворючих мінералів переніс тепла здійснюється переважно через аніонний остов гратки, то із збільшенням міжатомних відстаней відбувається зменшення теплопровідності в мінералах як із ковалентним, так і з іонним типом зв’язку. У загальному випадку зменшення компактності структури кристалів призводить до зменшення теплопровідності. Порушення (дефекти) кристалічної структури мінералів також призводять до зменшення теплопровідності і саме локальними порушеннями структури при заміщеннях кальцій-натрій та алюміній-кремній пояснюється мінімум теплопровідності центральних членів ізоморфного ряду плагіоклазів.

Найголовніші класи мінералів за зменшенням середніх значень l розташовуються в такий ряд: самородні метали і такі елементи, як графіт і алмаз (~120 Вт×м^‑1×К^‑1 ); сульфіди (~19 Вт×м^‑1×К^‑1); окисли (~11,8 Вт×м^‑1×К^‑1); фториди і хлориди (~6 Вт×м^‑1×К^‑1); карбонати (~4,0 Вт×м^‑1×К^‑1); силікати (~3,8 Вт×м^‑1×К^‑1); сульфати (3,3 Вт×м^‑1×К^‑1); нітрати (~2,1 Вт×м^‑1×К^‑1); самородні елементи - неметали (селен, сірка ~0,85 Вт×м^‑1×К^‑1)]. Диференціація силікатів за l зумовлена переважно їх будовою: порівняно велика теплопровідність спостерігається в острівних силікатах, менша в ланцюжкових, ще менша - в каркасних і шаруватих силікатах. В загальному випадку можна відзначити більш низьку теплопровідність водних сульфатів у порівнянні з неводними, складних окислів у порівнянні з простими, аморфних відмін порівняно з розкристалізованими.

Анізотропія теплопровідності властива тією чи іншою мірою всім мінералам, однак якщо для мінералів кубічної сингонії відмінність значень l, як правило, не перевищує перших відсотків то в мінералах ромбічної та моноклінної сингоній вона сягає вже 20-50 %. а в слюдах – 500-600 % (тепплопровідність біотиту і мусковіту, наприклад, вздовж головної оптичної осі не перевищує 0,52¼0,62 Вт×м^‑1×К^‑1, а перпендикулярно до неї складає 3,14¼3,89 Вт×м^‑1×К^‑1).

Теплопровідність гірських порід, як трифазних систем, визначається сукупним впливом газової, рідинної та твердої фаз. Теплопровідність атмосферного повітря за T=273 К та P=0,1 МПа, складає 0,024 Вт×м^‑1×К^‑1, метану (при T=300 К) – 0,034 Вт×м^‑1×К^‑1, а етану – 0,021 Вт×м^‑1×К^‑1. Теплоємність за тих же умов складає 1,007 кДж×кг^‑1×К^‑1 для повітря, і близько 2,5-2,6 кДж×кг^‑1×К^‑1 для етану. Теплопровідність і теплоємність газів зростають при збільшенні температури (приблизно на 0,005 Вт×м^‑1×К^‑1 та 0,008 кДж×кг^‑1×К^‑1 на кожні 100 К) та тиску (на 2-3 % при зростанні тиску на 1 МПа).

Коефіцієнт теплопровідності рідин є пропорційним до їх теплоємності, густини, середньої міжмолекулярної відстані та швидкості переміщення молекул від нагрітого до менш нагрітого шару. Теплопровідність води при підвищенні температури спочатку зростає, а далі (при T»400 К) зменшується в результаті ослаблення взаємодії між молекулами рідини, вплив тиску на l проявляється лише в області високих тисків (зростання тиску на 1000 МПа обумовлює зростання теплопровідності на 40 %). Збільшенню теплопровідності сприяє підвищення мінералізації води. При зростанні температури і тиску теплоємність води слабко зменшується. Теплопровідність і теплоємність рідких вуглеводнів значно нижчі ніж води, що обумовлює різке зниження цих параметрів в породах насичених нафтою.

Теплопровідність твердої фази порід залежить від мінерального складу, форми, розмірів та просторової орієнтації зерен. Відомими є також залежності l від тиску - збільшення приблизно на 10 % при зростанні тиску до 500 МПа, та температури - зменшення на 10-40 % при зростанні температури на 100 К. В слабко пористих породах вплив складу є домінуючим, і теплопровідність можна оцінити за вмістом мінералів:

,

де n_i, s_i та l_i – дольовий вміст, густина та теплопровідність мінералів, а s_т, l_т – густина та теплопровідність твердої фази. Ще чіткішою є залежність від мінерального складу теплоємності, яка є адитивним параметром, тож може бути розрахована за теплоємністю компонентів.

Максимальні значення теплопровідності з найбільш поширених породоутворюючих і акцесорних мінералів магматичних порід характерні для кварцу, піроксенів і гранатів. Відтак закономірним є зниження теплопровідності в ряду ультраосновні – основні – середні породи (див. табл. 8.10), чому сприяє зокрема і зростання вмісту плагіоклазів. При подальшому ж збільшенні кременекислотності порід (і відповідного росту вмісту кварцу) спостерігатиметься зростання теплопровідності. Вказана тенденція може порушуватись при збільшенні вмісту високо-теплопровідних акцесорних мінералів. Пониження теплопровідності може бути викликане зменшенням зернистості (ріст кількості контактних зон), а також зростанням пористості та розвитком систем крихких порушень, які зменшують площу міжзернових контактів. Теплопровідність ефузивних порід, як правило, значно нижча ніж в їх інтрузивних аналогах. Причина цього полягає не тільки в значно вищій пористості порід, але й в домінуванні приховано кристалічних структур і високому вмісті компонентів з аморфними структурами (вулканічного скла, наприклад). В світлі сказаного цілком зрозумілим є зростання теплопровідності в палеотипних ефузивах порівняно з кайнотипними.

Теплопровідність осадових порід зменшується при зростанні пористості та зменшенні діаметру зерен, зростаючи при цементації та розкладенні водовмісних мінералів. Дуже важливим для формування величини теплопровідності осадових порід є тип цементу і характер цементації, а також тип заповнювача порового простору (газ, вода, нафта). При дослідження всіх типів порід слід враховувати наявність значної анізотропії теплопровідності, максимальні значення якої спостерігаються переважно в осадових і метаморфічних породах, де відмінність значень l паралельно і вхрест шаруватості може досягати 40-60 %.

Таблиця 8.9 – Теплопровідність (в Вт×м^‑1×К^‑1) мінералів (за [7, 9])

* ^ і || - виміри перпендикулярно до головної оптичної осі і паралельно їй.

Таблиця 8.10 – Теплопровідність (l), теплоємність (c) та температуропровідність (a) деяких типів порід (за [7, 9] та іншими)