Електричні властивості гірських порід

Електричні властивості гірських порід залежить від великої кількості факторів різної природи: мінерального складу, пористості та тріщинуватості, вологості, мінералізації підземних вод, структури і текстури, температури та тиску тощо. Однак, враховуючи різку відмінність більшості електричних параметрів мінерального скелету та газово-рідинних заповнювачів (питомий електричний опір твердої фази, наприклад, перевершує опір рідкої фази на 6-8 порядків, а газова фаза є діелектриком), можна говорити про визначальну роль фазового складу, структури порового простору і структури включень електроннопровідних мінералів.

Як і інші речовини, гірські породи за природою провідності діляться на електричні провідники (провідники I роду), в яких електричні заряди переносяться вільними електронами, та іонні провідники (провідники ІІ роду), в яких електричні заряди переносяться іонами розчинів, що заповнюють пори, тріщини тощо. В деяких випадках можна говорити про змішаний механізм провідності. У більшості гірських порід опір породоутворюючих мінералів є дуже високим. Подібні гірські породи у першому наближенні можна вважати такими, що складаються із мінерального скелету і природного розчину, який заповнює пори і тріщини.

Їх електропровідність визначається:

1) електропровідністю мінерального скелету, яка завдяки високому опору породоутворюючих мінералів мало впливає на електропровідність в цілому;

2) розподілом в породі електропровідних рудних та акцесорних мінералів;

3) електропровідністю вільної води;

4) поверхневою електропровідністю, спричиненою наявністю на зернах породи поверхневого, зв’язаного шару води;

5) розподілом в породі непровідних газових включень.

Другий фактор є надзвичайно важливим при формуванні електричних властивостей руд, а три останні - є домінуючими при визначенні електропровідності більшості осадових, метаморфічних та вивержених порід.

Питомий опір газонасичених (з видаленою гігроскопічною вологою) порід різного складу в цьому випадку відрізняється майже виключно за рахунок відмінності опору породоутворюючих мінералів. Так, граніти і кварцові порфіри, для яких характерний високий вміст кварцу і біотиту (мінерали з найгіршою провідністю), мають вищий опір, ніж габро і базальти, породоутворючі мінерали яких (польові шпати, піроксени) мають дещо вищу провідність (див. табл. 8.24). Більш різке зростання провідності при водонасиченні кислих відмін інтрузивних порід порівняно з ультраосновними, обумовлено меншою пористістю і тріщинуватістю останніх. Наразі вплив мінерального складу на величину питомого опору є найпомітнішим у випадку низькопористих недеформованих відмін порід, електропровідність яких є близькою до електропровідності мінерального скелету.

Якщо в породі з високим опором породоутворюючих мінералів провідні компоненти (заповнені водою пори, рудні мінерали) знаходяться у вигляді ізольованих включень, то вони не справляють суттєвого впливу на електропровідність породи: для того щоб опір порід почав знижуватися обсяг сферичних включень повинен перевищити 70%, а еліпсоїдних - 50%. Водночас, наявність в породі кількох відсотків безперервно пов'язаних між собою провідних компонентів (рудні прожилки і заповнені електролітом тріщини) є достатньою причиною для зменшення питомого опору на декілька порядків. Понад те, якщо вміст безперервно пов’язаних між собою провідних компонентів перевищує 10-20% то питомий опір порід стає близьким до питомого опору провідників.

Значно менший питомий опір гірських утворень що знаходяться нижче рівня грунтових вод, в порівнянні з питомим опором порід, розташованих вище рівня грунтових вод, обумовлений збільшенням водонасиченості порового простору. Найбільш різка зміна властивостей такого роду відмічається у крупнозернистих пісках, гальці, сильно тріщинуватих скельних породах. Так, сухі піски можуть мати опір, що сягає десятків тисяч омметрів, тоді коли в умовах повного вологонасичення він знижується до десятків, а при сильно мінералізованих водах і до одиниць омметрів. Відсутність залежностей подібного роду в глинах обумовлена високим (20-40 % і більше) вмістом в них міцно і рихло зв’язаної води. Зменшення електропровідності глин континентального походження (r=5¼20 Ом×м) порівняно з морськими (r=1¼10 Ом×м) пов’язане як зростанням домішки уламкової компоненти (питомий опір суглинків і супісків ще вищий - 20¼60 Ом×м) так і з зміною мінералізації плівкової води.

Електропровідність порових вод суттєвим чином залежить від їх мінералізації та складу. При малих концентраціях солей, які найчастіше зустрічаються в природних умовах, опір води можна вважати величиною зворотно-пропорційною до концентрації і такою, що мало залежить від складу розчинених солей. Відчутна диференціація електропровідності від складу розчинених компонентів спостерігається при солоності понад 1-10 ‰, при цьому, за рівних концентрацій, опір хлоридів менший за опір сульфатів і гідрокорбонатів, а опір солей натрію – опору солей кальцію, калію і магнію.

Нижню і верхню межу діапазону змін питомого опору гетерогенної ізотропної системи ( і , відповідно) складеної практично неелектропровідною мінеральною матрицею (r_М®¥) та відносно високопровідним флюїдом (r_Ф) можна оцінити за об’ємним вмістом флюїду (тобто коефіцієнтом водонасиченості):

,

, де

У випадку тріщинуватих і кавернозних порід суттєве значення для формування електропровідності мають їх фільтраційні властивості, вплив яких на величину питомого опору можна оцінити, за наявності інформації щодо площі питомої поверхні порового простору (S_П) та коефіцієнту проникності, за модифікованим рівнянням Козені-Кармана:

,

Встановлені експериментально залежності електропровідності від водонасиченості порід також мають нелінійний характер – при появі в гірських породах гігроскопічної вологи починається повільне пониження питомого електричного опору, яке стає більш інтенсивним надалі - при заповненні водою всього порового простору. Видалення гігроскопічної вологи призводить до зростання опору порід на 2-3 порядки (до 10⁷¼10⁸ Ом×м і вище).

Роль іонної провідності водних розчинів солей в загальній величині опору порід зростає із збільшенням об’єму провідних порових каналів, і за пористості понад 5% вплив напівпровідникової провідності мінерального скелету порід стає другорядним. Безсумнівною є залежність питомого електричного опору від вологості і пористості для осадових уламкових і іонно-біогенних слабко-глинистих порід (пісковиків, пісків, вапняків, доломіту). Ця залежність добре вивчена для порід різного літологічного складу, різної цементації і структури і використовується для визначення пористості за опором.

Таблиця 8.24 – Питомий електричний опір деяких порід (за Н.Б.Дортман і В.М.Кобрановою)

При аналізі даних щодо питомого опору гірських порід слід враховувати зменшення опору при зростанні частоти струму. Вказана залежність є найпомітнішою для високоомних кристалічних порід, однак проявляється і в низькоомних осадових породах, чому сприяє також зростання частоти, поява включень мінералів з електронною чи дірковою природою провідності.

На значення питомого електричного опору впливає також температурний фактор. Відомо, що при підвищенні температури, завдяки збільшенню рухливості іонів, опір провідників другого роду (гірські породи переважно відносяться до них) знижується, а провідників першого роду (рудні мінерали) - зростає. Це явище приходиться враховувати при вивченні електричних властивостей порід на великих глибинах. Електропровідність гірських порід різко (в сотні разів) зменшується також при пониженні температури з переходом через точку замерзання вільної води. В цьому випадку у складі гірських порід з’являється лід, опір якого близький до опору мінерального скелету (10¹⁰¼10¹² Ом×м). Так опір пісків і грубоуламкових порід при 272 К в сотні раз вищий ніж при 274 К. Для глинистих порід він зростає в декілька раз при зниженні температури до 265-270 К. Для масивних кристалічних порід відношення опору замерзлої і талої породи не перевищує 10 і зростає лише у випадку тріщинуватих порід.

На питомий опір гірських порід впливає також фактор тиску. Експериментально встановлено, що з ростом тиску електричний опір породи збільшується, в зв’язку зі зміною структури порового простору (порода ущільнюється і, як наслідок, зменшується водонасичення). Слід, однак, вважати що обумовлене зростанням тиску зменшення провідності порід в умовах глибинних горизонтів в надрах Землі з надлишком компенсується впливом зростання температури і мінералізації - за даними глибинних електрометричних досліджень на глибинах декілька сот кілометрів питомий електричний опір складає не більш як 0,1¼1 Ом×м, а на глибинах близько 2 тисяч кілометрів він на два – три порядки менший.

Будова струмопровідних шляхів, характер розташування пор і тріщин, їх орієнтація, тобто все те що ми зазвичай називаємо структурно-текстурними особливостями будови гірських утворень, є причиною існування явища електричної анізотропії – залежності питомого електричного опору від напрямку електричного струму. В першу чергу анізотропія властива майже всім глинам і глинистим сланцям, які краще пропускають струм паралельно шаруватості, ніж перпендикулярно до неї. Більша електропровідність паралельно поверхні напластування взагалі є характерною рисою більшості осадових і метаморфічних порід. В тріщинуватих кристалічних породах найбільш сприятливий напрямок струму визначається простяганням системи тріщин. Величина анізотропії характеризується коефіцієнтом анізотропії l_r та середнім квадратичним опором анізотропної товщі r_m:

,

де r_п – питомий електричний опір перпендикулярно нашаруванню чи напрямку простягання системи тріщин; r_t – питомий електричний опір за нашаруванням або вздовж системи тріщин. Найбільш чітко виражена електрична анізотропія у графітистих та вуглистих сланцях, кам’яному вугіллі, глинистих сланцях, шаруватих пісковиках.

Позбавлені вологи гірські породи є двокомпонентними системами, діелектричні властивості яких визначаються: частотою електричного поля, мінеральним складом, кількісним співвідношенням мінералів з різною діелектричною проникністю, текстурними і структурними особливостями породи, а також коефіцієнтом пористості. Експериментальні дані щодо зменшення діелектричної проникності та тангенсу кута діелектричних втрат із зростанням частоти (v) електричного поля описуються відомими формулами Дебая, за якими e є функцією 1/v. Залежність діелектричної провідності від мінерального складу принципово описується формулою Ліхтенекера, однак найкращу збіжність розрахунків діелектричної проникності з експериментальними даними (для ізотропних порід) дає формула Л.В.Лоренц-Лоренца, а при значній відмінності діелектричної проникності компонент більш правильним є застосування вирішення рівняння В.М.Одолевського:

- формула Ліхтенекера

- формула Лоренц-Лоренца

- формула Одолевського де

де e, e₁, e₂, e_i - електрична проникність суміші і окремих компонент; x₁, x₂ і x_i – об’ємні концентрації компонент (åx_i=1). Відмінності розрахункових та експериментальних даних обумовлені залежністю діелектричної проникності від розміру включень (зростає із зменшенням діаметру зерен), від розподілу речовин в просторі тощо. Зокрема, значення діелектричної проникності полікристалічних мономінеральних агрегатів є вищими за величини характерні для відповідних мінералів. Крім того, не слід забувати що найпростіша модель реальної гірської породи є не двокомпонентною, а трикомпонентною, і враховувати вклад не тільки мінералів з електронною провідністю та мінералів-діелектриків, а й заповнювача порового простору. Оскільки діелектрична проникність газів набагато менша ніж мінералів то e сухих гірських порід із збільшенням пористості зменшується, це зменшення є найпомітнішим в напрямку перпендикулярному до площини орієнтації видовжених пор, каверн та тріщин.

Наявність в порах порід мінералізованого розчину спричиняє зростанню діелектричної проникності гірських порід, оскільки величина цього параметру в поровому розчині (близько 80 у вільної води, 30-80 – у рихлозв’язаної і 5-30 у міцнозв’язаної плівкової води) значно більша, ніж у породоутворюючих мінералів. Підвищення значень діелектричної проникності порід при водонасиченні може бути викликане також процесами поляризації в подвійному електричному шарі на контакті з твердою фазою. Вплив вологи на величину діелектричної проникності тим більший, чим нижча частота електричного поля. З збільшенням концентрації солей в поровому розчині діелектрична проникність порід зменшується, що особливо помітно в області низьких частот і малих концентрацій розчину.

Певна закономірність в розташуванні зерен мінералів, їх орієнтування відносно кристалографічних осей, а також чергування шарів різного мінерального складу створюють анізотропію гірських порід. Діелектрична проникність вздовж шаруватості вища, ніж упоперек. При цьому для водонасичених порід ця залежність виражена більш різко ніж для сухих (табл. 8.25).

Діелектричні втрати в мінералах і гірських породах зумовлені повільно встановлюваними видами релаксації. Останні проявляються внаслідок наявності в речовині полярних молекул, складних комплексних аніонних радикалів, хімічно зв'язаної води, а також процесів на межі твердої і рідкої фаз, на контактах діелектрика і напівпровідника тощо. Величина тангенсу кута діелектричних втрат гірських порід сильно залежить від вмісту порового електроліту і рудних мінералів з низьким опором; із збільшенням їх кількості tgj росте.

Таблиця 8.25 – Діелектрична проникність анізотропних гірських порід (за Н.Б.Дортман)

Вищі, порівняно з кислими породами, значення діелектричної проникності в основних та ультраосновних породах (табл. 8.26) обумовлені, в першу чергу, зростанням вмісту Fe²⁺ і Ca³⁺ в породоутворюючих мінералах, більш високим вмістом рудних мінералів (в першу чергу рівномірно розподіленої по породі тонко дисперсної фракції сульфідів), і, часто, меншим розміром зерен. Щоправда, вплив перелічених чинників частково компенсується певним зменшення пористості (що викликає еквівалентну зміну водонасиченості), та меншим поширенням водовмісних мінералів. В окремих випадках, за наявності значної кількості рудної компоненти, значення діелектричної проникності в магматичних породах можуть досягати діелектричної проникності 20-40 (при частоті 10² Гц). Підвищеною діелектричною проникністю (порівняно з гранітами) характеризуються також деякі лужні породи за рахунок наявності егірину, нефеліну і інших мінералів. Вміст мінералів з електронною провідністю (зокрема магнетиту) та характер їх розподілу є визначальними також при формуванні величин тангенсу кута діелектричних втрат. Крім того, досить значні зміни параметру може викликати зміна вмісту Fe²⁺ і Fe³⁺. Також суттєво значно зростає tgj порід при дисперсному виділенні рудної компоненти або її розташуванні по межі зерен породоутворюючих мінералів.

Таблиця 8.26 - Діелектрична проникність (в частотному діапазоні 10²-10⁷ Гц), поляризуємість та дифузійно-адсорбційна активність деяких гірських порід

(за В.М.Кобрановою)

Примітка: максимальні значення поляризуємості відповідають породам з рудними включеннями.

Найбільший вплив на величину діелектричної проникності метаморфічних порід справляють пористість, вміст мінералів з електронною провідністю, а також кальцієвих (кальцит) та залізистих мінералів (шамозит, сидерит). Відтак, як правило, за однакової пористості підвищеною діелектричною проникністю відзначаються мармури. Діелектрична проникність гнейсів за відсутності в них сульфідів і карбонатів є невеликою. В метаморфічних амфібол-вміщуючих породах діелектрична проникність зростає із збільшенням вмісту в них амфіболу.

Визначальним чинником впливу на величину діелектричної проникності осадових порід є, безумовно, їх пористість і склад заповнювача – найвищі її величини (до 80) встановлені для водонасичених пісків та пісковиків. Наступним, за значенням, чинником є співвідношення вмістів кварцу, карбонатів і глинистих мінералів, як основних породоутворюючих мінералів осадових порід. Діелектрична проникність кальциту і доломіту в 1,5-2 рази більша проникності кварцу, тому карбонатні породи характеризуються вищими значеннями e, чим пісковики і інші кварцовмісні породи. Суттєвому зростанню e сприяє підвищення вмісту глинистих мінералів, діелектрична проникність яких, завдяки наявності зв’язаної води в міжпакетному просторі, може перевищувати 25. Тангенс кута діелектричних втрат водонасичених глин, пісків, пісковиків може складати 0,1¼1, а то і вище.

Поляризуємість гірських порід змінюється переважно в діапазоні від 0,1 % до 30¼40 % і залежить від мінерального складу, структурно-текстурних особливостей порід, вологості та мінералізації підземних вод. Якщо порода чи руда має в своєму складі електропровідні мінерали низького опору (сульфіди, графіт тощо), то поляризуємість досягає аномально високих значень (60-80 % в суцільних сульфідних рудах та понад 90 % в антрацитах) і слабко залежить від вмісту інших мінералів. Слід врахувати що поляризуємість залежить не тільки від об’ємного вмісту електропровідних мінералів, але й від площі їх контакту з іонними провідниками (розчинами). При цьому спостерігається зростання поляризуємості порід що вміщують рудні мінерали із збільшенням їх вологості. В породах, які не містять електропровідних мінералів, підвищена поляризуємість (до 3-6 %) відзначається в масивних кристалічних та деяких піщано-глинистих утвореннях. Найменші значення поляризуємості властиві породам насиченим мінералізованими водами. Викликана поляризація піщано-глинистих відкладів залежить від кількості дрібнодисперсних часток, і досягає максимальних значень при вмісті глинистих мінералів близько 3-10 %.

Дифузійно-адсорбційна активність гірських порід зменшується із збільшенням об'ємної вологості, і зростає при наявності залізистого, піритового, сидеритового, глинистого і глинисто-серицитового цементу. Істотний вплив на a_ДА справляє ефективний діаметр часток піщано-глинистих порід - з його збільшенням величина параметру зменшується. Зростанню дифузійно-адсорбційної активності сприяє збільшення електрохімічної адсорбційної поверхні часток, а також збільшення ємності поглинання порід. Особливо відчутне зростання a_ДА спостерігається при сорбції іонів калію.