ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ ГІРСЬКИХ ПОРІД

ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ ГІРСЬКИХ ПОРІД

Геофізичні дослідження побудовані на вивченні особливостей фізичних полів, зумовлених різною щільністю, поруватістю, проникністю, електропровідністю, поляризаційністю, діелектричною проникністю, намагнітованістюі магнітною сприйнятливістю, швидкістю поширення пружних хвиль, природною радіоактивністю, теплопровідністю та іншими властивостями гірських порід. Визначення усіх цих параметрів, їхніх взаємозв’язків та діапазонів можливих коливань наведено нижче.

1.1. Поруватість гірських порід

Одним із головних параметрів гірських порід, від якого суттєво залежать їхні фізичні властивості, є поруватість. Пори можуть бути різними за походженням, формою (рис. 1), розмірами (макропори - понад 1 мм, мезопори - 1,0-0,01 мм, мікропори - 10,0-0,10 мкм і ультракапілярні - менше 0,01 мкм) та внутрішнім взаємозв’язком. В останньому випадку виділяють такі їхні різновиди: загальна, відкрита та ефективна поруватість.

Рис. 1.1. Породи з різними видами поруватості.

Поруватість: а, б - між зернова; в - тріщинно-кавернозна; г - тріщинна.

1 - зерна; 2 - цементувальна речовина; 3 - блокова частина породи.

Коефіцієнт загальної поруватості - це відношення об’єму всіх пор та порожнин (пов’язаних між собою і не пов’язаних) до об’єму взірця. Вимірюють його у відсотках (частках одиниці). Під час обчислення коефіцієнта відкритої поруватості враховують тільки ті пори і порожнини, що з’єднані між собою і в які може потрапити рідина або газ під невеликим тиском. Коефіцієнтом ефективної або динамічної поруватості є відношення об’єму порових каналів, у яких вільно рухається рідина під час фільтрації, до загального об’єму взірця.

Особливим різновидом поруватості (порожнистості) є тріщинуватість, що найхарактерніша для скельних порід і за розмірами змінюється від 0,1 мкм до декількох сантиметрів.

Експериментальні матеріали свідчать, що зростання тиску (наприклад, за рахунок збільшення глибини досліджень ) і кількості цементувального матеріалу (найчастіше це глинисті фракції), в породі може суттєво зменшити її поруватість, а отже суттєво вплинути на її водно-фізичні і фізико-механічні особливості .

1.2. Водонасиченість гірських порід

Кількість води у породі характеризує вагова та об’ємна вологість і коефіцієнт вологонасичення (водонаситу). Перша - це відношення ваги води, що заповнює пори і порожнини, до ваги сухого взірця, друга - відношення об’єму води, що заповнює пори і порожнини, до об’єму взірця. Коефіцієнт водонасичення - це відношення об’єму води, що заповнює пори і порожнини, до об’єму загального порового простору.

Залежно від виду взаємодії з твердими частинками порові води поділяють на зв’язані і вільні. Перші поділяють на адсорбційну ( утворюється на поверхні твердої фази за рахунок електричної взаємодії ), кристалізаційну і конституційну ( входять до кристалічної ґратки деяких мінералів). Водночас адсорбційні води поділяють на міцно- і слабкозв’язані. Розрізнюють їх за рівнем електричних зв’язків із твердою породою. Сила електричних зв’язків для міцнозв’язаної води досягає 1000 атмосфер і дещо менше - для слабкозв’язаної.

Кількість зв’язаної води збільшується зі зростанням кількості глинистих мінералів і дисперсності гірських порід, тобто зі збільшенням питомої поверхні твердої фази.

Вільна або гравітаційна вода рухається за рахунок градієнта тиску і її швидкість визначає рівняння Дарсі:

V=KΔH/l=KI, (1.1)

де V - швидкість фільтрації у м/с (см/с), К - коефіцієнт фільтрації у м/добу,
ΔH - різниця тиску, l - довжина шляху фільтрації, I=ΔH/l - градієнт перепаду тиску.

Значення коефіцієнта фільтрації мінімальне для глин і монолітних скельних порід (К<5·10^-5м/добу), що практично є водотривами і значно збільшується для ріняка (галечника), великозернинного піску і сильно тріщинуватих скельних порід, для яких це значення досягає 500 м на добу і більше.

У тих випадках, коли температура довкілля стає від’ємною, відбувається поступовий перехід води в лід: спочатку замерзає вільна вода, потім слабкозв’язана і, нарешті, міцнозв’язана (за температури 70-78⁰ С).

Розрізняють декілька різновидів льоду: лід-цемент та сегрегаційний лід. Перший утворюється у порах та порожнинах і не порушує текстури і структури порід, а тому надає їй додаткової міцності та водонепроникності. Другий утворюється під час підтягування води до місця утворення льоду, а тому первісна структура і текстура породи порушуються. Внаслідок цього зворотний перехід сегрегаційного льоду в рідку фазу супроводжує перезволоження породи, що, водночас, призводить до зменшення її міцності й утримної здатності.

1.3. Електричні властивості гірських порід

До електричних властивостей гірських порід належать : питомий опір, поляризаційність, діелектрична проникність, електрохімічна активність.

П и т о м и й о п і р ρ - це опір кубічного сантиметра (або метра) речовини за умови, що струм пропускають простопадно до його грані. В системі СІ його вимірюють в омах на метр (Ом·м), а в системі СГС - в омах на сантиметр (Ом·см), що випливає з виразу:

ρ =RS/l, (1.2)

де R - опір порід, що характеризує здатність об’єкту протидіяти протіканню електричного струму, який вимірюють в Ом; l - довжина, м (см); S - поперечний переріз, м² (см²).

Дуже часто в практиці застосовують параметр, обернений до питомого опору, який називають питомою провідністю (γ =1/ρ). Вимірюють її у системах СІ та СГС, відповідно, в Ом·м та Ом·см у степені -1.

П о л я р и з а ц і й н і с т ь η - це здатність гірських порід утворювати вторинні електричні поля під впливом первинного, які фіксують після вимкнення поля. Визначають її за формулою:

η = , (1.3)

де ΔU_пп - різниця потенціалів первинного поля; ΔU_вп - різниця потенціалів вторинного поля, яку фіксують через деякий час після його вимкнення і вимірюють у відсотках.

Д і е л е к т р и ч н а п р о н и к н і с т ь ε - це здатність речовини (гірських порід) концентрувати або розпорошувати електромагнетну енергію і є наслідком упорядкування орієнтації електричних зарядів. Вимірюють її у фарадах та мікрофарадах на метр (Ф/м, мкФ/м).

Відносна діелектрична проникність ε_від - це коефіцієнт, що відображає, у скільки разів зменшиться напруга електричного поля Е в діелектрику щодо напруги електричного поля Е₀ у вакуумі (порожнечі):

ε_від =E/E₀. (1.4)

Е л е к т р о х е м і ч н а а к т и в н і с т ь α - це властивість гірських порід утворювати електричне поле внаслідок окисно-відновних, фільтраційних, дифузійно-адсорбційних та деяких інших процесів. Цей параметр характеризує різниця потенціалів ΔU, яку вимірюють у мілівольтах (мВ).

Гірські породи - це багатофазові системи, що містять у собі тверду, рідку та частково газову складові. Тверду фазу в цих системах становлять породотвірні та рудні мінерали, рідку - природні розчини (інколи нафта), що повністю або частково заповнюють пори та порожнини гірських порід, газову - природні гази, а в верхній частині розрізу - ґрунтове повітря. Отже, електричні властивості гірських порід залежать від:

електричних властивостей мінералів ρ_м, що утворюють твердий скелет породи, їхнього складу та кількості у породі електронно-провідних частинок ρ_пч (див. табл. 1 та рис. 2) та їхнього расташування (рис. 3).

електричних властивостей рідин і газів, що заповнюють пори та порожнини гірських порід (значення ρ_п розчинів передусім залежить від кількості і складу розчинених у них солей, поступово зменшуючись зі збільшенням їхньої концентрації і дещо менше від їхньої температури) (див. рис.4 та 5);

наявності в породах пор та порожнин, насичених рідиною, зі збільшенням яких їхній питомий опір помітно зменшується (рис.6);

структурно -текстурних особливостей порід, тобто форми і взаємного розташування пор та мінерального скелета порід, які у кожному конкретному випадку визначають дослідним шляхом(рис.6);

тиску (для поруватих порід ця залежність питомого опору від тиску в межах 0-300 атм. зумовлена зменшенням перерізу порового простору і ускладненням його форми, рис. 7);

температури, вплив якої для позитивних значень параметру визначають за формулою:

(5)

α_t - коефіцієнт, що в середньому становить 0,0025 .

у межах від’ємних значень температур питомий опір гірських порід передусім залежить від фазового переходу рідини до твердого стану розчинів (льоду), ρ_п якого є практично безмежно великим, а тому із промерзанням рідини, опір порід стрімко збільшується (див. рис. 8).

Рис.2. Різна структура вкраплених руд.

а) провідні вкрапленики серед непровідного цементу; б) провідний рудний цемент і непровідні нерудні включення.

Таблиця 1

Електричні властивості деяких мінералів за температури 20^о С

Рис. 3. Приблизна залежність коефіцієнта Рм від процентного вмісту провідних мінералів у гірській породі Км .за Л.Я. Несторовим

Рис. 4. Залежність питомого опору різних розчинів від їхньої концентрації

за В.Н.Дахновим

Рис. 5. Залежність питомого опору різних розчинів від їхньої температури.

Рис. 6. Залежність відносного опору порід від поруватості:

1 - пісок, 2 - ущільнений пісок, 3 - пісковик, 4 - вапняк, 5 - великокристалічні вапняки і доломіти; 6 - щільні дрібнокристалічні вапняки і доломіти

Рис. 7. Залежність відносного опору пісковиків з різним цементом від тиску (за Л.М. Мармонштейн та ін.)

Цемент: 1 - глинясто-карбонатний; 2 - карбонатний

Рис. 8. Залежність питомого опору головних різновидів гірських порід від температури.

1 - глина; 2- пісок; 3 - скельні породи

Пухкі породи не мають сталих значень опору, оскільки вони повністю залежать від їхньої водонасиченості і мінералізації підземних вод. Найнижчий і водночас незначний діапазон змін опорів властивий для пластичних порід. Наприклад, глини морського походження змінюють своє ρ_пит в інтервалі від 1-2 до 10-15 Ом·м, що збільшується зі зростанням великих фракцій та геологічного віку порід і зменшується для пелітових, узбережних та дельтових утворень. У континентальних глин питомий опір змінюється у межах 5-20 Ом·м, суглинків - 15-25 Ом·м, супісків - 25-80 Ом·м. Низький опір мають і глинясті лупинці, слабкометаморфізовані різновиди яких можуть мати ρ_пит близьке до 5-20 Ом·м, що швидко збільшується зі зростанням степенем метаморфізму.

Результати визначення поляризаційності гірських порід наведені на рис 10 і дають змогу зробити такі висновки:

поляризаційність вологонасиченого піску становить десяті частки відсотка, а потім зі зменшенням вологості поступово збільшується і досягає максимуму (2 - 3%), коли вологість становить 2-5% (товщина плівки близька товщині подвійного електричного шару);

оптимальний розмір пор (спостерігаемо максимальний поляризаційний ефект) - 8 - 10 мкм )

глини в природних умовах, зазвичай, містять значну кількість розчинених солей і мають велику питому поверхню порівняно з іншими осадовими породами, а тому їхня поляризаційність менша, ніж у інших порід (пісків тощо);

поляризаційність порід, насичених прісною (солодкою) водою, більша, ніж насичених мінералізованою, а у випадку, коли остання перевищує 5 г/л поляризаційність взагалі відсутня (дорівнює нулю);

споляризованість безрудних масивних кристалічних порід має унікальну серед фізичних параметрів стабільність і практично не залежить від їхнього складу, зберігаючи значення 1 - 2% у всіх видів магматичних і метаморфічних порід ;

зміни температури мало впливають на поляризаційність і вона практично не змінюється у різних кліматичних умовах;

наявність у породі всього 1% мінералів з електронною провідністю збільшує її до 4 - 5%,тобто приблизно удвічі; якщо такі мінерали є не ізольованими(вкраплениками), а утворюють плівки або прошарки,то ефект спричиненої поляризаційності ще збільшується;

значна поляризаційністьбагатьох руд, яка часом досягає декількох десятків відсотків,зазвичай зумовлена наявністю в них електронно-провідних мінералів;

крім рудних зон збільшення поляризаційності характерно і для порід з графітом та вуглистою речовиною, які дуже часто є рудовмісними

. Найбільшу відносну діелектричну проникливість має вода, для якої ця величина дорівнює 80. Що стосується порід то за матеріалами багаточисельних вимірювань у осадових відкладів вона змінюється від 5 до 15, причому мінімальні значення зафіксовані у сухих, сильно поруватих осадових породах, максимальні - у тих же породах, але повністю насичених водою. Тобто є всі підстави стверджувати, що діелектрична проникливість зростає зі збільшенням поруватості і вологонасиченності. .

У породах, де зафіксовані малі значення вологості, зазначають пряму пропорційну залежність діелектричної проникності від неї (за А.С. Тарховим), тоді як для великих значень вологості збільшення діелектричної проникності поступово сповільнюється і за умови, коли цей параметр перевищує 4 -5% криві виходять на горизонтальну (поземну) асимптоту (рис 9).

Діелектрична проникливість мінералів змінюється від декількох (кіновар, сфалерит, кварц, хлориди) до десятків (пірит, піротин, молібденіт, арсенопірит та ін.) одиниць, тоді як у більшості породотвірних силікатів коливається у межах 6 - 8 одиниць ( див. Табл.. 1 )

Рис. 9. Залежність діелектричної проникності від вологості

(за Е.І. Пархоменко): 1 – доломіт, 2 – мергель, 3 – алевроліт

Залежність між електричними та інженерно-геологічними і гідрогеологіч-ними параметрами детальніше буде розглянуті в наступному розділі.

Результати вимірювань електродних потенціалів низки сульфідних мінералів стосовно стандартного (водневого) електрода, потенціал якого вважають нульовим, у нормальному розчині КС1 (за матеріалами Г. Б. Свєшнікова) наведені у табл. 1 і свідчать, що відносна зміна стрибка потенціалу на контакті рудний поклад–вмісне середовище зумовлена різницею мінералогічного складу руд різних частин покладу, а у випадку зонального розташування мінералів може досягати декількох сотень мілівольтів, тобто є всі підстави стверджувати, що мінералогічний склад може бути провідним або одним із провідних потенціало-визначальних чинників у випадку однорідного складу підземних вод.

В інших розчинах стаціонарні потенціали тих же мінералів можуть суттє­во відрізнятися від наведених у табл. 1, хоча така послідовність мінералів (за їхніми електродними потенціалами), зазвичай, зберігається. Наприклад, зміна концентрації від 0 до 10 мг/л спричинює зміну окисно-відновного потенціалу

Таблиця 1

Результати визначення електродних потенціалів мінералів стосовно вод­невого електрода, за Г. Б. Свєшніковим

на 0,8–1,0 і навіть 1,2 В, а зміна рН системи на одиницю (від 2 до 14), за М. Сато і Н. Мунеєм, при­зводить до зміни потенціалу на 0,057–6,059 В.

1.4 Пружні віластивості гірських порід.

Переважна

середовища і повністю відновлюють свої розміри та форму, тому для них можна застосувати закон Гука, відповідно до якого малі деформації сумірні (пропорційні) прикладеному навантаженню.

Для характеристики пружного середовища використовують різні константи, серед яких найважливішими є модуль Юнга, коефіцієнт Пуасона, модуль зсуву та модуль деформації.

Модуль Юнга (динамічний модуль пружності) характеризує здатність тіл чинити опір розтягуванню або стискуванню і відповідає напруженню, що спричиняє видовження стрижня одиничного перерізу вдвічі:

E_d =p(Δl/l), (8)

де p - нормальне розтяжіння; Δl/l - відносне видовження.

Вимірюють модуль Юнга в Ньютонах на квадратний метр (Н/м²) або Паскалях. Для гірських порід Е_d змінюється у межах 1,5 10^-4-0,6 10^-5 Н/м².

Коефіцієнт Пуасона ν - коефіцієнт поперечного стискування або кое-фіцієнт пропорційності (сумірності) між відносним скороченням (подов-шанням) стрижня під дією навантаження і відносним збільшенням (скоро-чення*м) його поперечних розмірів. Це значення безрозмірне і для більшості порід менше від 0,5.

Модуль зсуву G визначає здатність тіл протидіяти зміні форми зі збереженням об’єму і відповідає відношенню тангенційного напруження r до кута зсуву a:

G=r/a. (9)

Вимірюють його в Ньютонах на метр (Н/м).

Модуль деформації Е_деф - це відношення нормального напруження σ_n до повного відносного видовження E_Σ і його використовують для розрахунків будь-яких інженерних споруд. Зазвичай, значення σ_n та E_Σ отримують внаслідок статичних навантажень під час випробувань порід у лабораторних умовах.

Деформації, що виникають у тілах під впливом механічного напруження, спричинюють утворення поздовжних P та поперечних S хвиль (рис. 10).

Поздовжні хвилі виникають внаслідок деформації розтягування-стискування, коли зміщення частинок відбувається у напрямі, що збігається з напрямом поширення хвилі. Тобто, поздовжні хвилі поширюються завдяки зміні елементарних об’ємів середовища (див. рис. 10, 11).

Поперечні хвилі зумовлені деформацією форми середовища (об’єкта) і можуть існувати тільки в твердих тілах. Поширення поперечної хвилі - це переміщення зони ковзання верств одного середовища стосовно іншого, а тому елементарні частинки пересуваються у площині, простопадній (перпендикулярній) до напряму руху хвиль (див. рис. 10, 11).

Рис.10. Схема зміщення частинок середовища (1) під час поширення поздовжної (а), поперечної (б) і поверхневих хвиль Релея (в) (2 - напрям поширення хвилі).

Рис. 11. Деформації об’єму (а), зсуву (б) та вектор напруженості деформувального поля (в).

На вільній поверхні середовища виникає особливий різновид коливань, названий поверхневими хвилями (хвилі Релея - R), під час проходження яких частинки переміщуються за траекторіями, наближеними до еліптичних зі швидкістю V_r=0,9V_s (див. рис. 11).

У більшості гірських порід поздовжні хвилі поширюються приблизно в 1,73 раза швидше, ніж поперечні. Для конкретних умов верхньої частини геологічного розрізу це співвідношення може коливатися у значних межах, що досить часто дає змогу використовувати цей параметр для визначення особливостей досліджуваного середовища.

Чинниками, від яких залежить швидкість поширення пружних хвиль (пружні властивості) у породах, є:

речовинний склад та характер структурних зв’язків (рис. 12);

щільність гірських порід;

порожнинність порід та їхній водонасичення (рис. 13);

ступінь та тип метаморфізму;

вік (глибина залягання), а точніше інтенсивність тиску навколишніх порід;

температура.

Наприклад, в інтрузивних породах основного складу швидкості пружних хвиль більші, ніж у кислих; а в ефузивних різновидах вони зазвичай менші, ніж в їхніх інтрузивних аналогах (рис. 12).

Рис. 12. Швидкості пружних хвиль у гірських породах (1 - сипкі піски, 2 - породи природної вологості, 3 - породи повного водонасичення)

Менші швидкості, ніж у вивержених породах, спостерігають в осадових, особливо в глинястих відкладах, зв’язки в яких суттєво залежать від водно-колоїдної взаємодії.

Статистичне опрацювання значної кількості як лабораторних, так і натурних спостережень свідчить, що швидкості поширення як поздовжних, так і поперечних хвиль тісно пов’язані зі щільністю гірських порід, зростаючи зі

Рис. 13. Залежність υ_p від вмісту кремнезему в магматичних породах (а), вмісту кальциту в карбонатних породах (б) та поруватості для консолідованих порід (1 - доломіт, 2 -вапняк, 3 - пісковик).

Рис. 15. Залежність υ_p від водонасиченості пісків (діаметр частинок: 1 - 1 мм, 2 - 0,1 мм)

збільшенням останньої. В середньому для усіх типів порід цю залежність визначає регресивний зв’язок:

σ=0,23V_р^0,25, (10)

де σ - щільність гірських порід, V_р - швидкість проходження поздовжніх хвиль.

Наведене співвідношення часто використовують для оцінювання густини порід за їхніми швидкісними характеристиками у тому випадку, коли без-посередні вимірювання виконати неможливо (оцінювання щільності глибоко залягаючих верств гірських порід, які не можна розкрити свердловинами).

Усі види метаморфізму, що приводять до збільшення зв’язків між окремими складовими породи (скварцювання), спричинюють збільшення швидкості V_р та V_s, і, навпаки, метаморфізм, що приводить до зменшення зв’язків між окремими складовими породи (перетворення вапняків і доломітів у їхні глинясті різновиди), спричинює значне зниження швидкості поширення пружних хвиль.

Щодо фізичної природи поперечних хвиль, то вони не поширюються у рідкому середовищі, у зв’язку з чим зміна вологості практично не впливає на V_s навіть після переходу пухких порід у стан повного водонасичення. Тому рівень ґрунтових вод не є сейсмічною границею для поперечних хвиль, що є додатковим критерієм індикації цього рівня як заломлювальної межі для хвиль V_s. За умови збільшення вологості W швидкість поздовжніх хвиль незначно змінюється до моменту повного водонасичення, коли вона стрімко зростає (див. рис. 15).

Зміни позитивних температур незначно впливають на швидкісні параметри геологічного розрізу, тоді як негативні суттєво змінюють їх завдяки переходу води в лід, внаслідок чого модулі всіх гірських порід збільшуються приблизно за логарифмічним законом, проте з різним градієнтом цього зростання для різних порід. Тому цілком зрозуміло, що збільшення льодистості призводить до поступового досить швидкого зростання V_р і дещо повільнішого - V_s, а швидкості у льодонасичених пухких породах досить часто можуть перевищувати спостережувані в мінеральному скелеті.

Залежність пружних властивостей гірських порід від мінералізації води і льоду, що заповнюють пори і порожнини - незначна.

Усім типам гірських порід притаманне зменшення швидкості хвиль зі збільшенням порожнинності (див. рис. 14).

Для поземно залягаючих осадових гірських порід і кислих інтрузивів притаманно збільшення швидкості проходження хвиль зі збільшенням їхнього віку (збільшення щільності завдяки зростанню тиску перекривних порід).

1.5. Щільність (густина) гірських порід і руд

Головним фізичним параметром, на якому базується гравіметрія, є щільність (густина) речовини σ, що дорівнює відношенню її маси P до об’єму V:

σ=P/V.

У системі СГС її вимірюють у г/см³, у системі СІ - в г/м³. Розрізняють два види щільності - загальну та мінералогічну. Перша - це відношення маси головних агрегатних фаз породи (твердої, рідкої та газуватої) до загального об’єму, який вони займають. Мінералогічна щільність - це відношення маси твердої фази до її об’єму.

Важливим є також вивчення поруватості (діркуватості) і вологості гірських порід, оскільки значення щільності суттєво залежить від цих параметрів. Оскільки ці питання докладно висвітлені вище (пп.1.1.-1.2.), детально зупинятися на них ми не будемо.

Численними дослідами доведено, що головними причинами, що суттєво впливають на щільність гірських порід, а отже, і на величину гравітаційних полів, є їхній мінералогічний склад, текстурні та структурні особливості, тріщинуватість, поруватість, вологість, нафто- та газонасичення, ступінь вивітрілості, вік порід тощо. В зв’язку з цим варто зазначити, що у малопоруватих порід (майже всі магматичні та метаморфічні утвори, більшість вапняків та руд) густина переважно залежить від мінералогічного складу, оскільки діапазон зміни щільності головних породотвірних мінералів досить значний (табл. 2).

У сильно поруватих порід (піски, глини, деякі корисні копалини та вапняки) головним чинником зміни щільності є поруватість, значення якої в окремих випадках досягає 30-35%.

Із першого пункту та таблиці 2 випливає, що зі збільшенням основності інтрузивних порід зростає їхня щільність (рис. 16).

Таблиця 2

Середнє значення мінералогічної щільності деяких мінералів

Залежність густини гірських порід від їхніх текстурних та структурних особливостей можна продемонструвати такими двома прикладами:

дещо меншу щільність, ніж їхні інтрузивні аналоги, мають ефузивні породи (середня щільність базальтів 2,54, а діоритів - 2,80 г/см³);

густина масивних базальтів у середньому становить 2,7 г/см³, а пухирчастої і великопухирчастої структури, відповідно, - 2,5 та 2,4,; г/см³.

Зі збільшенням поруватості у породах зростає частка газової і зменшується частка твердої фази, тому їхня щільність, відповідно, зменшується. Наприклад, для пісковиків збільшення поруватості у межах від 1 до 18% і далі до 36% приводить до майже лінійного збільшення σ, відповідно, з 1,8 до 2,2 і 2,7 г/см³. Аналогічні результати отримані і для вапняків.

Практично все, що стосується поруватості (зменшення густини порід із збільшенням їхньої порожнинності), стосується і їхньої тріщинуватості та вивітрілості. Наприклад, щільність теригенних відкладів закономірно збільшується з глибиною від 1,8 до 2,6 г/см³ (у середньому приблизно 2,2 г/см³) завдяки зменшенню поруватості внаслідок збільшення тиску перекривних порід.

Порівняна незалежність щільності від глибини залягання порід властива тільки для консолідованих, малотріщинуватих магматичних і метаморфічних порід, поруватість яких зрідка перевищує перші відсотки. До речі, окрім згаданого вище, щільність метаморфічних порід залежить і від виду та інтенсивності метаморфізму. Наприклад, регіональний динамометаморфізм призводить до збільшення щільності осадових порід. і, навпаки, гідротермальні, особливо низькотемпературні метаморфічні процеси, що в ультраосновних породах відбуваються з виділенням води або кремневої кислоти, приводять до зменшення щільності (під час перетворення дуніту в серпентиніт густина порід зменшується з 3,3 до 2,5 г/см³).

Рис.17. Залежність густини вивержених гірських порід від їхнього мінерального складу (діаграма мінерального складу за В.І. Лучицьким). [За Андреєвим і Клушиним, 1962]

Щільність дуже поруватих порід буде поступово, хоча й незначно, збільшуватися у випадку заповнення порожнин газом, нафтою та водою.

Різниця у щільності гірських порід дає змогу широко використовувати гравіметрію під час різноманітних досліджень - від регіональних робіт до пошуків і розвідування родовищ корисних копалин, а інколи і для простежування окремих рудних тіл.

Питання про залежність між “гравіметричними” та “інженерно-геологічними” і “гідрогеологічними” параметрами [V_p=f(σ) та інш.] будуть розглянуті у настпному розділі, тому тут на цьому ми не зупиняємося.

1.6. Магнетні властивості гірських порід

Найважливішими магнетними параметрами гірських порід є такі: магнетна сприйнятливість, індукційна намагнетованість у земному магнетному полі та природна залишкова намагнетованість.

Магнетна сприйнятливість гірських порід ǽ (каппа) - це множень (коефіцієнт) пропорційності (сумірності) між напруженням намагнетувального поля Т та інтенсивністю намагнетованості порід І, що свідчить про здатність гірських порід до намагнетування під впливом зовнішнього магнетного поля:

І = ǽТ (6)

У системі СГС магнетна сприйнятливість є безрозмірною величиною, поряд з якою прийнято зазначати відповідну систему одиниць, наприклад, 0,8 СГС, 55·10^-6 СГС. У системі СІ одиницею вимірювання є нанотесла (нТл). Співвідношення між цими одиницями таке:

1 од. СГС_ǽ=4π од. СІ_ǽ (7)

Індукційна намагнетованість І_і - це намагнетованість, створювана магнетним полем Землі, що зникає після припинення його дії. У системі СГС вона не має назви; у системі СІ її розмірність - ампер на метр (А/м). Зв’язок між цими одиницями простий: 1 од.СГС=10³ А/м (СІ).

Залишкова намагнетованість І_r - це намагнетованість, створена прадавнім магнетним поле Землі, що зберігається попри припинення його дії. У системі СГС вона не має назви; у системі СІ її розмірність - ампер на метр (А/м).

Дослідження, виконані вченими різних країн світу, дають змогу стверджувати, що переважна більшість мінералів у природі є діа- або парамагнетиками, магнетна сприйнятливість яких не перевищує відповідно -8,1·10^-6 і 600·10^-6 СГС, і лінійно зменшується (збільшується) зі зростанням кількості цих мінералів у породі (рис.18) і тільки деякі з них є феромагнетиками, ǽ яких змінюється у діапазоні 0,0001-2 СГС, а залежність ǽ від кількості феромагнетних мінералів у породі має складний характер (рис.18).

Зрозуміло, що чим більше в породі феромагнетних мінералів, тим вища її магнетна сприйнятливість (здатність породи до намагнетування). Залежність ця складна і має статистичний характер (рис19).. Зумовлено це тим, що на формування магнетних властивостей порід впливає не тільки кількість феромагнетиків у них, а й їхні розміри (рис. 19), взаєморозташування, хімічний склад, ступінь окиснення тощо. Крім того, аналіз великої кількості вимірювань ǽ і матеріали мінералогічного аналізу дають змогу стверджувати, що стандарт розподілу магнетної сприйнятливості характеризує ступінь рівномірності розміщення парамагнетних мінералів у породі, а наявність асиметрії варіаційних кривих є показником переважання певних процесів, що призводять до перерозподілу в породі феромагнетних мінералів.

Рис. 18. Криві намагнетування пара-, діа та феромагнетиків

У зв’язку з викладеним є всі підстави вважати, що:

1. магнетна сприйнятливість осадових порід дуже мала і змінюється у межах 0-20 - 100·10^-6 СГС;

2. переважна більшість метаморфічних порід (кристалічні лупаки, кварцити, рогівці, гнейси, амфіболіти тощо) є слабкомагнетними породами (0-100·10^-6 СГС), хоча в окремих випадках (амфіболіти, скарни) ці значення можуть досягати 6 000-12 000 10^-6 СГС, а для залізистих кварцитів- 1-2 СГС;

А б

Рис. 19. Залежність магнетної сприйнятливості від вмісту магнетиту (а) та розмірів частинок ρ, μк (б) (за Нагата)

3. у інтрузивних порід значення ǽ поступово збільшується зі зростанням основності порід: граніти (0-3000 10^-6 СГС), гранодіорити (0-6000 10^-6 СГС), діорити (0-12 000 10^-6 СГС), габро (0-20 000 10^-6 СГС), гіпербазити (0-40 000 10^-6 СГС), що зумовлено зменшенням кількості немагнетного кварцу та збільшенням кількості більш магнетних мінералів (рогова обманка, біотит тощ);

4. ефузивні породи кислого, середнього та основного складу мають приблизно такі ж магнетні характеристики, як і їхні інтрузивні аналоги, проте середні й максимальні значення ǽ для них дещо нижчі, що зумовлено дрібнішою, часто порохуватою вкрапленістю магнетиту;

5. в зонах тектонічних порушень значення магнетної сприйнятливості часто зменшуються до нуля завдяки більшій проникності цих зон і, як наслідок, більшій окисненості магнетних мінералів та практичній відсутності залишкової намагнетованості порід;

6. завдяки значній вивітрілості порід та окисненню магнетних мінералів у поверхневих верствах ǽ гірських порід зі збільшенням глибини досліджень поступово збільшується і тільки після досягнення певної межі стає сталою.

Наведені вище матеріали дають змогу стверджувати, що магнеторозвідувальні роботи можна з успіхом викристовувати практично для усіх видів геологічних досліджень - від регіонального картування та дрібномірильного геологічного знімання (пошуки інтрузивних та ефузивних порід серед осадових відкладів, розшуки та трасування тектонічних порушень) до експлуатаційного розвідування родовищсліджень, картування і визначення інтенсивності і напряму тріщинуватості корінних порід (переважно інтрузивних та ефузивних) під нанесеннями, пошуків родовищ шпаринно-жильних вод та залізних предметів (рур, рейок тощо) і, нарешті, розшукування давніх городищ

Прикладів залежності між “магнетними”, “інженерно-геологічними” і “гідрогеологічними” параметрами в літературі практично не наводять.

1.7. Радіоактивні властивості природних та штучно створених речовин

Радіоактивність - це природне явище, коли відбувається довільний (спонтанний) розпад нестійких ізотопів хімічних елементів, що супроводжується випромінюванням або захопленням частинок (α-, β-, нейтронів) і виділенням короткохвильового електромагнетного випромінювання (γ-квантів). Загальна властивість цього випромінювання - здатність іонізувати середовище, в якому воно поширюється (повітря, вода, людський організм тощо), що призводить до зміни фізико-хемічних властивостей речовини або порушення життєдіяльності біологічних тканин.

Головні параметри, що характеризують радіоактивність під час екологічних досліджень: період піврозпаду, активність (кількість радіоактивної речовини), доза випромінювання, рівень радіації (потужність дози випромінювання), ступінь забруднення радіоактивними речовинами.

Період піврозпаду - це час, протягом якого розпадається половина атомів досліджуваного радіоактивного елемента (йод ¹³¹J - 8,04 доби, ⁹⁰Sr - 29,12 року, ²³²Th - більше 14 млрд років тощо).

Активність радіоактивної речовини - кількість радіоактивних розпадів ядер атомів за одиницю часу, що в системі СІ вимірюють у беккерелях (1 розпад за секунду), а в системі СГС - кюрі (3,7·10¹⁰ розп./с).

Доза опромінення - це енергія випромінювання, яку поглинає одиниця об’єму або маси речовини за весь час дії випромінювання (фактично характеризує ступінь йонізації речовини).

Є три види доз: експозиційна, поглинута і еквівалентна.

Експозиційна доза (її вимірюють дозиметрами) характерує джерело і радіоактивне поле, яке воно створює. У системі СІ її вимірюють у кулонах на кілограм (Кл/кг), а в позасистемній системі (СГС) - у рентгенах.

Поглинута доза опромінювання - кількість енергії різного типу йонізувального випромінювання, поглинута одиницею маси досліджуваного середовища. Одиниця її вимірювання у системі СІ - джоуль на кілограм (Дж/кг), а в позасистемній - рад.

Еквівалентна доза опромінювання на відміну від дози поглинання враховує нерівномірність ураження біоти від різних видів випромінювання. Позасистемна одиниця цієї дози - бер, а в системі СІ - зіверт (Зв).

Рівень радіації (потужність дози) характеризує потужність випромінювання (зазвичай, гамма-випромінювання). Вона створюється за одиницю часу і характеризує швидкість накопичення дози. Вимірюють її у рентгенах за годину (Р/год).

Ступінь забруднення радіоактивними речовинами характеризує щільність забруднення, яку вимірюють кількістю радіоактивних розпадів атомів, що відбувається за одиницю часу на одиниці поверхні, в одиниці маси чи об’єму, тобто одиницями питомої активності.

Під ядерно-фізичними властивостями гірських порід, зазвичай, розуміють природну радіоактивність гірських порід та особливості взаємодії з ними штучного ядерного опромінювання.

Природна радіоактивність гірських порід зумовлена передусім присутністю в них урану, торію, продуктів їхнього розпаду та радіоактивного калію (⁴⁰К). Інші радіоактивні ізотопи (їхня кількість досягає 180), практично на радіоактивність порід не впливають через їхній незначний вміст.

Проведеними численними дослідженнями виявлено, що:

7. найвища радіоактивність характерна для магматичних порід, найнижча - для осадових, метаморфічні займають проміжне місце;

інтенсивність гамма-випромінювання зменшується від кислих до основних порід (інколи в 2-3 рази), оскільки у магматичних породах радіоактивні елементи концентруються (накопичуються) переважно у кислих компонентах магми (рис.20 );

Рис. 20 Діапазон зміни природної радіоактивності (а) гірських порід і залежність їхньої зведеної природної радіоактивності Δіγ від глинястості (б).

І - вивержені породи: кислі, середні і основні; ІІ - глибоководні глини, глини, аргіліти, алевроліти, мергелі, пісок, ваняки, калійна сіль.

1. головним носієм радіоактивності в осадових породах є пелітові різновиди, що мають здатність у процесі літогенезу адсорбувати радіоактивні елементи і, крім того, містять багаті калієм мінерали, мабуть, тому глибоководні відклади мають у декілька разів більшу радіоактивність порівняно з мілководними (див. рис. 20);

2. безпосередній закономірний зв’язок радіоактивності пісковистих порід дає змогу оцінювати за інтенсивністю гамма-випромінювання їхню проникність;

3. радіоактивність карбонатних порід, зазвичай, менша і змінюється у вужчому діапазоні, ніж це характерно для пісково-глинястих відкладів.

Розпад елементів у геологічному середовищі приводить до утворення радіоактивних газів, так званих еманацій, з яких практичне значення для інженерно-геологічних і екологічних досліджень мають радон і торон. Їхню найбільшу міграційну активність фіксують у геодинамічних зонах зі збільшеною проникністю і напругами.

Властивості, від яких залежить взаємодія гірських порід зі штучним випромінюванням у вигляді гамма-квантів і нейтронів, є утворення електрон-позитронних пар, фотоефект і, що особливо важливо, ефект Комптона, під час якого одному із зовнішніх електронів атома передається частина енергії гамма-кванта. В результаті квант змінює напрям руху (“розсіюється”). Імовірність виникнення ефекту Комптона пропорційна кількості електронів в одиниці об’єму середовища, тобто його щільності. В зв’язку з цим зрозуміло, чому на використанні ефекта Комптона побудовані засоби визначення щільності і відповідно поруватості гірських порід.

Під час опромінювання гірських порід потоком нейтронів головним видом взаємодії є пружне розсіювання, яке практично можна звести до зіткнення нейтрона з ядром, якому передається частина енергії нейтрона. Це явище називають сповільненням, а зміну напряму руху нейтронів після зіткнення - розсіюванням. Під час пружного зіткнення енергія передається від одного тіла до іншого тим більше, чим ближчі їхні маси, через що водень, маса ядра якого дорівнює масі нейтрона, є найефективнішим сповільнювачем. Тому цей метод можна застосовувати для пошуків водонасичених порід, що є головними носіями водню.

Теплові нейтрони, на відміну від нейтронів великих енергій, зіштовхуючись з ядрами атомів, переважно не гублять і не набувають енергії, внаслідок чого відбувається захоплення нейтронів ядром атома елемента з виділенням енергії, зазвичай, у вигляді одного чи декількох гамма-квантів. Найактивніші поглиначі нейтронів - хлор і бор, тому гірські породи і підземні води, що містять у великій кількості згадані елементи, деколи можна виділити за цією особливістю.

Під час інженерно-геофізичних досліджень нейтронні методи використовують для оцінювання поруватості за сповільнювальним ефектом середовища.

1.8. Термічні властивості

До термічних властивостей гірських порід належать питома теплопровідність λ, тепломісткість С і теплопровідність а. Ці параметри пов’язані між собою співвідношенням

а=λ/Сσ, (11)

де σ - густина гірської породи.

Теплопровідність - це властивість середовища передавати кінетичну теплову енергію його молекул, що передусім залежить від різновиду породи (мінерального складу, структури), поруватості і тріщинуватості, типу рідини, що заповнює пори і порожнини і ступеня їхньої наповненості, температури (особливо від’ємної) (рис. 21).

а б

Рис.21. Діапазон зміни теплопровідності деяких мінералів і гірських порід (а) і залежність питомої теплопровідності пісковика від поруватості для різних порозаповнювачів (б)

І - кварц, польові шпати, слюда; ІІ - граніт, сієніт, базальт; ІІІ - гнейс, мармур, лупак; ІV - пісковик, доломіт, вапняк, пісок, глина, лес

1 - повітря (λ~1,2 Вт·м^-1·К^-1); 2 - вода (λ~0,63 Вт·м^-1·К^-1)

Діапазон зміни теплопровідності деяких мінералів і гірських порід зображено на рис. 21, з якого видно, що теплопровідність твердої мінеральної частини порід загалом більша, ніж у заповнювачів пор і тріщин (гази, рідини). Внаслідок цього вона зменшується зі збільшенням поруватості і тріщинуватості.

Якщо рідина, що заповнює пори і порожнини, рухається, то завдяки додаткового конвекційного перенесення тепла стрімко збільшуватиметься і λ (точніше, позірна теплопровідність λ_п), що приводить до виникнення температурних аномалій, внаслідок чого геотермію можна успішно застосовувати під час гідрогеологічних досліджень.

Крім того, з матеріалів, зображених на рис. 21, видно, що серед найпоши-реніших породотвірних мінералів кварц має аномально велике значення λ. Звідси випливає, що у магматичних порід теплопровідність поступово зменшується під час переходу від кислих (граніт) до основних (діорит) різновидів.

Оскільки зі збільшенням тиску поруватість і тріщинуватість порід зменшується, їхня теплопровідність з глибиною і віком зростає (за однакових інших умов). Збільшується теплопровідність і з переходом води у лід (у замерзлих породах), оскільки контакти між суміжними частинками стають кращими.

1.9. Залежність між “геофізичними” та “інженерно-геологічними” і “гідрогеологічними” властивостями порід*

Визначення фізико-механічних і водно-фізичних властивостей гірських порід безпосередньо інженерно-геологічними методами потребує значних затрат праці і часу. Їхнє дослідження за посередніми геофізичними показниками простіше і дає змогу схарактеризувати різні об’єми досліджуваного середовища, а отриману інформацію завдяки масовим визначенням легко можна статистично опрацювати за допомогою кореляційного аналізу, який дає змогу, окрім іншого, визначити наближеність виявленого зв’язку до функціонального.

Можливість виявлення зв’язків між наведеними в заголовку параметрами розглянемо окремо для двох груп порід: дисперсних і скельних.

.1.9.1 Дисперсні породи

Уявлення про зв’язок літології низки “глина-суглинок-супісок-пісок-галечники(ріняки)-валуни” з їхнім електричним опором для різних мінералізацій насичувальних розчинів дають матеріали, зображені на рис. 22, із аналізу яких видно, що у випадку сталої мінералізації найсуттєвішою причиною, що впливає на опір пухких і слабкозв’язаних ґрунтів, є кількість глинястих частинок. Водночас від їхньої кількості залежать і головні фізико-механічні і воднофізичні властивості ґрунтів, тобто електроопір через кількість глинястого матеріалу пов’язаний з цими характеристиками. Аналогічну залежність для низки “глина-супісок-пісок” спостерігають і для параметра поляризаційності порід η.

Крім того, виявлено, що швидкість сейсмічних хвиль для однотипних ґрунтів переважно залежить від наявності глинястих і дрібнодисперсних фракцій, що збільшують сумарну площу дотикання між зернами породи, а відтак сприяють підвищенню швидкості хвиль, що добре можна простежити за експериментальними матеріалами.

Нарешті, природна радіоактивність осадових порід дуже тісно пов’язана з їхньою глинястістю, що дає змогу використовувати гамма-каротаж для виділення оптимальних місць для закладання фільтрів у гідрогеологічних свердловинах, пройдених у товщі водоносійних пісків (мінімум на кривих ПЕП і гамма-каротажу та максимум на діаграмі ρ_п).

___________________

* Поняття “геофізичні”, “інженерно-геологічні” і “гідрогеологічні” властивості порід є умовними і свідчать тільки про переважне використання їх у цих науках.

Рис.22. Залежність ρ_п пухких порід за різної мінералізації підземних вод від їхнього літологічного складу для природної вологості (1) і повної водонасиченості (2).

Умовні позначення: d_сер - середній діаметр частинок, що складають породи; г - глинястість, п - число пластичності, k_п - коефіцієнт поруватості; k_ф - коефіцієнт фільтрації; В, С, Л - важкі, середні й легкі для відповідних глинистих порід; ДЗ, СЗ, ВЗ - дрібно-, середньо й великозернисті піски.

Зіставлення усіх перерахованих чинників дає змогу дійти висновку, що саме через показник глинястості геофізичні параметри (електричний опір, природна та спричинена поляризаційність, швидкості поширення сейсмічних хвиль і радіо-метричні параметри) пов’язані з фізико-механічними і водно-фізичними властивостями ґрунтів. Прикладом виявленого взаємозв’язку між ρ та η, з одного боку, та кількістю глинястих частинок Г, кутом внутрішнього тертя φ, зчіпленням С і числом пластичності τ, з іншого боку, для одного з районів є наведені нижче рівняння:

Г=-0,37lgη+0,39 (у частках глинястості);

Г=-0,89lgρ+1,39 (у частках глинястості);

τ=-1,17lgρ+2,83 (безрозмірна);

lgφ=-1,48 lgρ+2,95; lgφ=-1,14 lgη+1,14 (у градусах);

С=-1,18 lgρ+2,20 кг/см².

Приблизно однаковий за формою зв’язок для цього ж району виявлений і між швидкістю поперечних хвиль V_s і поруватістю n:

n=0,24/ V_s-0,10 (безрозмірна).

Для інших ділянок одержані приблизно такі ж формули, проте з дещо іншими коефіцієнтами.

1.9.2. Скельні породи

Фундаментом для значних інженерних споруд у більшості випадків є скельні породи. У цих випадках особливо велике значення має визначення динамічного модуля пружності E_д, коефіцієнта Пуасона ν_д та модуля зсуву G. Зв’язок цих констант зі швидкістю поширення поздовжніх і поперечних хвиль та щільністю порід σвизначають за такими формулами:

G=Vs2νд.

(12)

Оскільки вимірювати V_s буває складно, а інколи й неможливо, на практиці досить часто використовують кореляційний зв’язок між параметрами E_д, ν_д, G і V_p, тобто залежності у вигляді E_д=f(V_p); ν_д=f(V_p), що досить докладно можна відобразити рівнянням типу:

lg E_д=mlg V_p+lgК і ν_д=a+b V_p, (13)

де залежно від типу скельних порід множень (коефіцієнт) m змінюється від 1,71 до 2,13, значення lgК - у межах 4,19-4,55, а безрозмірну сталу а та множень b, що має розмірність с/км (якщо V_p наведено в км/с), визначають експериментально і вони можуть змінюватися у значних межах.

Під час опрацювання геофізичної інформації важливим є виявлення співвідношення між динамічними показниками, що одержують у випадку використання сейсмоакустичних матеріалів (E_д), і статичними значеннями, визначених геотехнічними методами(Е_с ) _, що значно відрізняються між собою навіть у випадку ідеально пружного середовища. Численними лабораторними і натурними спостереженнями доведено, що з достатньою для практики докладністю цю залежність можна визначити за формулою

Е_с =0,35 E_д^1,14. (14)

Залежність ця порівняно інваріантна щодо генетичного типу порід і її значення залежить тільки від абсолютної величини модуля пружності (рис. 23).

Для визначення водопроникності, поруватості та ступеню водонасиченості гірських порід можна скористатися статистичними звязками цих елементів з електричними властивостями.

Рис. 23. Графік залежності між значеннями динамічного Е_д і статичного Е_с модулів пружності.

Водопроникність гірських порід - це їхня здатність пропускати через себе розчини (воду) за наявності гідравлічного градієнта. У скельних породах водопроникність майже повністю залежить від відкритої тріщинуватості та наявності порожнин (каверн), у пухких - від наявності значних за розмірами взаємопов’язаних пор, характерних для гранулярних структур, а у напівскельних - об’єму щілинно-поруватих порожнин. Численними дослідженнями доведено, що всі види водопроникності тісно пов’язані з електричними властивостями. Проте зв’язок цей досить складний, оскільки в цьому випадку задіяна значна кількість параметрів: поруватість та структурно-текстурні особливості порід, їхня водонасиченість, ступінь мінералізації вод, температура тощо.

Проте це завдання дещо спрощується завдяки тому, що в конкретних геологічних умовах під час дослідження обмеженого об’єму геологічного середовища не всі перераховані чинники змінюються у значному діапазоні. Тому не дивно, що досить часто між коефіцієнтом фільтрації К_ф (м/добу) і ρ_пит можна спостерігати досить стабільний кореляційний зв’язок , який загалом має вигляд:

lg К_ф=A_ф+B_ф lgρ, (12)

де A_ф і B_ф - коефіцієнти, що визначають для кожної конкретної ділянки дослідним шляхом.

Несталість мінералізації підземних вод може докорінно змінити наведену вище формулу, тому, на думку багатьох дослідників, для визначення К_ф доцільніше використовувати параметр Р (відносний опір), що визначають за формулою

Р=ρ_п/ρ_в, (13)

де ρ_п та ρ_в - питомий опір, відповідно, породи і води, що заповнює пори та порожнини.

Зв’язок відносного опору з коефіцієнтом фільтрації К_ф загалом має вигляд:

Р=В_ср/ К_ф^m (14)

де В_ср і m - сталі для відкладів певного літологічного та гранулометричного складу.

Поява в породах гранулярної структури глинястої фракції порушує наведену вище закономірність, оскільки виникає додаткова електрична провідність через мінеральний скелет глинястого матеріалу.

Окрім параметрів ρ_п і Р, для визначення проникності часто застосовують поляризаційність η. Оскільки явище спричиненої поляризаційності зумовлено розвитком специфічних поверхневих процесів, що виникають на межі розділення твердої і рідкої фаз, значення η буває інформативним щодо низки воднофізичних властивостей гірських порід, зокрема, їхньої проникності. Для пухких порід у зоні аерації, насиченій прісними (солодкими) водами, цей зв’язок найчастіше можна передати формулою

η=аК_ф^в, (15)

де а і в - значення, що залежать від складу порід і ступеня їхньої літифікації.

Доведено також достатньо тісний кореляційний зв’язок між поляризаційністю і водовіддачею пухких порід та числом глинястості пухких відкладів.

Наведені міркування стосуються переважно порід з гранулярною поруватістю. Проблема можливості використання перерахованих параметрів для визначення проникності скельних порід вивчена значно менше. Зазвичай, в цьому випадку користуються різноманітними, більш-менш сталими кореляційними зв’язками, отриманими для конкретних геолого-гідрогеологічних умов.

Коефіцієнт поруватості та шпаринної порожнинності К для повністю водонасичених порід, зазвичай, визначають за формулою

де ρ_п та ρ_в - питомий опір, у межах 1,3 - 2,0 під час переходу від пухких до міцно зцементованих осадових порід.

Залежність питомого опору гірських порід від об’ємного вмісту вологи К_q у порах породи (вологонасиченість порового простору породи) відображає коефіцієнт

P_q=1/К_q^2,15, (17)

який свідчить, у скільки разів збільшується опір породи у випадку часткового насичення її пор вологою (у кількості К_q частинок одиниці об’єму порового простору) порівняно з питомим опором ρ_в тієї ж породи за умови повного насичення її пор вологою.

Окремо зазначимо наявність дуже цікавого емпіричного зв’язку, виявленого Е.П. Пузіним для Балтійського кристалічного щита, відповідно до якого залежність між питомим дебітом свердловини q, просвердленої в давніх метаморорфічних породах, і їхнім середньоквадратичним опором ρ_м, визначає формула

Q=425 ρ_м^-1 (18)

У породах-колекторах частина об’єму пор може бути насичена нафтою або газом. Оскільки нафта і газ практично не проводять електричний струм, питомий опір нафтогазоносійних порід ρ_нп збільшується у Р_н разів порівняно з її питомим опором для повної водонасиченості ρ_вп:

Р_н=ρ_нп/ρ_вп; ρ_пв=Р_нρ_вп. (19)

Значення Р_н називають параметром насичення, що пов’язаний з коефіці-єнтом водонасичення породи К_в співвідношенням

Р_н=а_п/К_вⁿ , (20)

де а_n і n - емпіричні сталі, значення яких залежать від структури порового простору, глинястості порід та вибіркової змочуваності поверхні пор водою та вуглеводнями.

Для чистих міжзернових гідрофільних колекторів n=1,8-2,0, для глинистих гідрофільних n<1,6 і зменшується зі збільшенням глинястості. Для частково гідрофобних міжзернових колекторів, частина поверхні пор яких змочена вуглеводнями, n>2 і досягає значень 3-10, причому чим більша гідрофобізація поверхні, тим більше n.

Коефіцієнт нафтогазоносійності К_нг=1-К_в.

Усереднені зв’язки параметра насичення Р_н з К_в (К_нг) ілюструє рисунок ?.

Значення К_в, що залежить від насиченості порового простору вуглеводнями, для певного типу колектора (наприклад, глинястого) змінюється в обмеженому діапазоні 1>К_в>К_в.св., де К_в.св. відповідає мінімальній (незнижуваній) для певного колектора водонасиченості, коли вся вода в порах є зв’язаною, нерухомою. Значення К_в=К_в.св. відповідає гранично нафто- або газонасиченому колектору, коли значення К_нг ста є максимальним для цієї породи. Від літології породи залежить К_в.св., що збільшується зі зростанням глинястості і зменшенням їхньої кількості, а також головні фізико-деформаційні характеристики ґрунтів.Тобто електроопір через кількість глинястого матеріалу пов’язаний з цими характеристиками. Аналогічну залежність для низки “глина-супісок-пісок” спостерігаємо і для параметра поляризаційності порід η.

Швидкість сейсмічних хвиль для однотипних ґрунтів залежить переважно від наявності глинястих і дрібнодисперсних фракцій, що збільшують сумарну площу дотикання між зернами породи і сприяють підвищенню швидкості хвиль.

Нарешті, природна радіоактивність осадових порід дуже тісно пов’язана з їхньою глинястістю, що дає змогу використовувати гамма-каротаж для виділення оптимальних місць для закладання фільтрів у гідрогеологічних свердловинах, які пройдені у товщі водоносійних пісків (мінімум на кривих ЕЕП і гамма-каротажу та максимум на діаграмі ρ_п).

Питання для перевірки знань

1.1

1 В залежності від внутрішнього взаємозв’язку пор виділяють такі їхні різновиди.

2. В залежності від розмірів пор виділяють такі їхні різновиди.......

3.Що таке коефіцієнт загальної поруватості?

4.Як залежить поруватість від тиску і наявності цементувального матеріалу?

5.У яких порід (осадових чи вивержених) поруватість більша?

1.2.

1. Вагова водонасиченість це .........і вимірюють її у.....

2.Об’ємна водонасиченість це .........і вимірюють її у....

3.Коефіцієнт водонасиченості це ....... і вимірюють його у.....

4.Адсорбційні води це........

5. Адсорбційні води поділяють на.....

6.Напішіть рівняння Дарсі

7.Назвіть пор