Методы определения плотности горных пород реферат
Обновлено: 05.07.2024
Плотность горных пород измеряют либо на специально отбираемых образцах пород, либо в их естественном залегании.
Способ гидростатического взвешивания относится к числу наиболее распространенных. Он сводится к двойному взвешиванию испытуемого образца горной породы. Вначале определяют массу образца т1 в воздухе, затем в воде – т0. В соответствии с законом Архимеда разница между этими величинами (т1–т0) равна массе воды в объеме образца. Учитывая, что плотность воды в=1, имеем:
. | (1.5) |
Так поступают с практически водонепроницаемыми породами. Для сохранения естественной влажности водопроницаемых горных пород их образцы сразу после отбора парафинируют. Делают это при температуре не выше 6070 °С, чтобы законсервировать образец с поверхности, но одновременно не исказить результат измерений за счет проникновения парафина в поры породы. При этом формула (1.5) усложняется:
, | (1.6) |
где ;
п – плотность парафина;
m2 – масса образца после парафинирования.
Точно по такой же методике можно получить плотность водо- и газонасыщенной породы. Изменяется лишь подготовка образца к измерениям. Чтобы получить плотность водонасыщенного образца в, его предварительно насыщают водой, а для получения плотности газонасыщенной породы в образец, наоборот, высушивают при температуре 105110°С в муфельной печи. Признаком водо- или газонасыщенности служит стабилизация массы образца.
В гравиразведке широко распространен денситометр Самсонова, при использовании которого в результате взвешивания образца в воздухе и в воде значение плотности считывают непосредственно с нелинейной шкалы прибора. Денситометром можно измерять плотность образцов любой формы, в том числе керна скважин. Масса отдельных образцов может колебаться в пределах 50500 г.
Пикнометрический способ применяют для определения плотности рыхлых сыпучих пород, например песка, супеси, почвы и т. п. Он сводится к взвешиванию определенного объема горной породы, насыпанной в сосуд цилиндрической формы пикнометр. Значение плотности рассчитывают по формуле
, | (1.7) |
где m' – масса пикнометра;
m – масса пикнометра с породой;
V объем рабочей полости пикнометра, занятой породой.
Минералогическую плотность м также определяют пикнометрическим методом. Для этого породу дробят до частиц размером менее 0,25 мм.
В звешивают при температуре t и получают массы т п абсолютно сухого пикнометра, т п.ж пикнометра, заполненного до метки рабочей (пластовая вода, керосин и др.) жидкостью, т п . т абсолютно сухого пикнометра заполненного на 1/3 объема абсолютно сухой измельче нной твердой фазой породы, и пикнометра с тем же объемом твердой фазы и рабочей жидкостью тп.т.ж, заполняющей до метки оставшийся объем пикнометра.
Зная эти массы, можно рассчитать минеральную плотность:
. | (1.8) |
Гамма-гамма-метод используют для определения плотности горных пород на образцах, в шурфах, шпурах и скважинах. При измерениях плотности пород гамма-гамма-методами регистрируют результат взаимодействия с веществом гамма-лучей от искусственного источника излучения, в качестве которого обычно используют радиоактивные изотопы 137 Cs, 60 Со и 226 Ra. При прохождении гамма-квантов через объем горной породы происходят процессы, приводящие к их частичному поглощению веществом, например фотоэлектрическое поглощение, комптоновское рассеяние, образование пар электрон-позитрон.
Наряду с методиками точечных измерений плотности известны способы оценки плотности больших объемов пород в естественном залегании.
Метод подземной регистрации космического излучения (ПРКИ). Как известно, космические лучи на определенной высоте от уровня моря представляют непрерывный и достаточно постоянный во времени поток элементарных частиц, состоящий из жесткой и мягкой компонент. Мягкая составляющая космических лучей включает электроны, позитроны и фотоны. В состав жесткого компонента, определяющей порядка 2/3 полной интенсивности космических лучей, входят протоны и -мезоны. Интенсивность потока космических лучей при измерении под землей, в скважинах, штольнях или шахтах определяется исключительно -мезонами, которые вследствие своей громадной энергии проникают сквозь мощные толщи горных пород, одновременно взаимодействуя с ядрами вещества. При этом интенсивность потока -мезонов под землей зависит в основном от средней плотности горных пород, залегающих в интервале от дневной поверхности до пункта регистрации.
Способ Неттлтона используется для оценки среднего значения плотности промежуточного слоя в гравиразведке.
Гравиметрический способ определения плотности массива горных пород в естественном залегании основан на измерении разности ускорений силы тяжести , на двух высотных уровнях Н2 и H1 в скважине или в шахте.
^ ЛЕКЦИЯ 2 МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
2.1 Основы теории магнетизма. Магнетизм минералов
2.1.1 Общие сведения о магнетизме
Магнетизм – свойство пород намагничиваться в магнитном поле, изменять его и иногда сохранять намагниченное состояние после прекращения действия поля.
Взаимодействие между проводниками с током, т. е. взаимодействие между движущимися электрическими зарядами, называют магнитными. Причиной возникновения сил магнитного взаимодействия является магнитное поле, которое появляется вокруг проводника с током. Магнитное поле, как и электрическое, является частным проявлением единого электромагнитного поля.
Характерной, отличительной особенностью электрического поля является его способность действовать на неподвижные заряды. Главное свойство магнитного поля заключается в том, что оно действует на движущиеся заряды (электрический ток). Неподвижные заряды не создают магнитного поля. Только движущиеся заряды и постоянные магниты создают магнитное поле.
В результате намагничивания любой объем породы приобретает магнитный момент. Магнетизм проявляется при взаимодействии двух намагниченных образцов пород или образца породы и проводника, по которому течет ток; его определяют концентрация и распределение в породе диа-, пара-, антиферро-, ферро- или гораздо чаще ферримагнитных компонентов, их химический состав, структура кристаллической решетки минералов, в частности, тип связи в ней атомов или ионов. Магнетизм зависит от происхождения и условий жизни пород. Он не постоянен, если растут со временем действующие на погружающуюся породу давление и температура; при этом изменяется не только ее структура, но и минеральный состав.
Магнитные свойства горных пород описываются несколькими параметрами, среди которых для интерпретации геофизических данных наибольший интерес представляют магнитная восприимчивость , магнитная проницаемость и вектор намагниченности горных пород J.
Мерой намагничивания служит вектор намагниченности вещества J. Он равен векторной сумме всех магнитных моментов Мм молекул, заключенных в единице объема вещества:
. | (2.1) |
Намагниченность зависит как от величины намагничивающего поля, так и от магнитной восприимчивости , характеризующей способность материалов намагничиваться под воздействием магнитного поля:
, | (2.2) |
где Н – вектор напряженности существующего магнитного поля, внешнего по отношению к веществу, А/м.
Магнитная восприимчивость является безразмерной величиной, магнитную восприимчивость горных пород принято измерят в 10 -5 ед. СИ; именно такой порядок значений имеет у наименее магнитных пород.
Напряженность суммарного магнитного поля, т. е. сумма напряженностей намагничивающего поля и внутреннего поля, возникающего под действием намагничивающего поля, называется магнитной индукцией (или плотностью магнитного потока). Магнитная индукция В определяется по формуле:
. | (2.3) |
Способность породы намагничиваться можно характеризовать с помощью другого магнитного параметра – магнитной проницаемости.
Магнитная проницаемость показывает, во сколько раз увеличилось магнитное поле в результате намагничивания среды. Различают абсолютную и относительную магнитные проницаемости.
Абсолютная магнитная проницаемость вещества характеризует связь между индукцией и напряженностью в любой среде и определяется по формуле:
. | (2.4) |
Для характеристики магнитной проницаемости вакуума используется величина магнитной постоянной 0. В СИ 0=410 -7 Гн/м.
Относительная магнитная проницаемость вещества характеризует отношение абсолютной проницаемости к магнитной постоянной:
. | (2.5) |
Магнитная восприимчивость и относительная магнитная проницаемость связаны между собой соотношением:
. | (2.6) |
Намагниченность горных пород J слагается из вектора остаточной намагниченности Jn и вектора индуцированной намагниченности Ji:
. | (2.7) |
Остаточная естественная намагниченность приобретается породами в предшествующее время в отличие от индуцированной намагниченности, которая вызвана действием современного нормального геомагнитного поля.
Породы, в которых направление вектора Jn совпадает с современным магнитным полем Земли, называются нормально намагниченными. В течение геологической истории направление магнитного поля Земли неоднократно менялось на обратное, т. е. происходило изменение знака магнитного момента Земли. Число таких инверсий только за последние 500 млн. лет (с начала палеозоя) превышает 1000, а поворот вектора напряженности геомагнитного поля занимает около 10 4 лет. Породы, образовавшиеся во время инверсий, имеют обратную по сравнению с современной намагниченность. По наблюдениям прямой и обратной намагниченности горных пород проводится корреляция вулканогенных и осадочных пород по границам, разделяющим породы прямо и обратно намагниченные.
2.1.2 Элементарные носители магнетизма
Магнитные свойства вещества обусловливаются главным образом магнитными моментами электронов. Магнитные моменты ядерных частиц атома (протонов, нейтронов) значительно меньше и их можно не учитывать.
Электрон, вращающийся вокруг ядра атома по замкнутой орбите, представляет собой ток, направление которого противоположно движению электрона. Поскольку это движение аналогично круговому току, возникает магнитное поле и движение электрона можно охарактеризовать орбитальным магнитным моментом.
Электроны наряду с полным зарядом е и массой m0 обладают еще одним внутренним свойством, именуемым спином. Спин характеризует скорость вращения электрона вокруг собственной оси, так что проекция его механического момента на любое заданное направление в пространстве может иметь только два дискретных значения ±/2, где – постоянная Планка. Спиновое вращение электрона является причиной возникновения элементарного магнитного момента B , названного магнетоном Бора:
Ам 2 . | (2.8) |
Если величина спинового магнитного момента электрона является его внутренним свойством, то направление спина, как и направление вектора спинового магнитного момента, зависит от положения электрона в атоме.
Каждому электрону в атоме соответствует некоторый энергетический уровень, определяемый комбинацией значений трех квантовых чисел (n, l, m) и так называемой орбиталью. Понятием орбиталь в квантовой механике заменяется классическое представление об орбите электрона.
Главное квантовое число n может принимать значения 1, 2, 3, 4, . и характеризует номер электронной оболочки, на которой находится электрон.
Орбитальное квантовое число l указывает на форму орбитали и может иметь целочисленные значения от 0 до (n-1). Орбитали с l=0, 1, 2, 3 также называются s-, p-, d- и f-орбиталями. С орбитальным движением электрона связано возникновение орбитального магнитного момента l, единицей квантования которого также является магнетон Бора:
. | (2.9) |
Для каждого заданного l существует (2l+1) орбиталей, обладающих в отсутствие внешнего магнитного поля одинаковой энергией и отличающихся только направлением орбитального момента движения.
Возможные варианты пространственной ориентировки орбитали характеризует магнитное квантовое число m, принимающее целочисленные значения от -l до l, включая нуль. При взаимодействии электрона атома с внешним магнитным полем угол между орбитальным магнитным моментом и направлением магнитного поля принимает дискретные значения, зависящие от магнитного квантового числа.
Определенный порядок в электронной структуре атома подчинен принципу Паули, в соответствии с которым одну орбиталь с конкретной комбинацией трех квантовых чисел могут занимать не более чем два электрона при условии, что они имеют противоположные спины. Принцип Паули лимитирует максимально возможное количество электронов на оболочке не больше 2n 2 , и максимальное количество электронов с конкретным значением орбитального квантового числа l не больше 2(2l+1). Согласно этому принципу электронные оболочки с полностью заполненными орбиталями не имеют собственного магнитного момента, поскольку спиновые магнитные моменты двух электронов заполненной орбитали компенсируют друг друга из-за антипараллельной ориентации, а каждому электрону, обладающему орбитальным магнитным моментом, находится парный электрон в другой орбитали, имеющий равный по величине, но противоположный по направлению магнитный момент.
Группа элементов, атомы которых не имеют собственных магнитных моментов, называется диамагнетиками. Элементы, в атомах которых магнитные моменты электронов скомпенсированы не в полной мере, должны быть отнесены к ферромагнетикам или парамагнетикам, в зависимости от наличия или отсутствия определенного атомного магнитного порядка в кристаллах, о чем речь пойдет ниже.
Следует заметить, что при образовании ионных соединений происходит заполнение электронных оболочек ионов в результате передачи электронов от одного атома другому. Поэтому минералы с чисто ионной связью, как правило, диамагнетики. Рисунок 2.1 поясняет механизм заполнения орбиталей иона хлора при образовании галита.
Рисунок 2.1 – Заполнение орбиталей внешних электронных оболочек
натрия и хлора при образовании галита. Кружками показаны орбитали,
стрелками – направления спиновых магнитных моментов
У натрия на s-орбитали третьей оболочки находится один электрон, и его спиновый магнитный момент не скомпенсирован.
У атома хлора не хватает одного электрона на 3p-орбитали, и здесь нескомпенсированным оказывается как спиновый, так и орбитальный магнитные моменты электрона. Поэтому атомы натрия и хлора парамагнитны. Орбиталь 3р у хлора более энергетически выгодна в сравнении с 3s-орбиталью натрия. Поэтому при химическом соединении 3s-электрон натрия переходит к атому хлора на место полузанятой 3s-орбитали, подчиняясь диктату ее квантовых чисел: спиновый магнитный момент его должен быть антипараллельным спину парного электрона орбитали, а величина и направление орбитального магнитного момента – одинаковыми. У ионов натрия и хлора оказались полностью заполненными соответственно две и три электронные оболочки, все магнитные моменты электронов скомпенсированы, и галит обнаруживает диамагнитные свойства, т. е. в отсутствие внешнего магнитного поля не обладает магнитным моментом.
Способность образовывать ионные связи у разных элементов разная, что также определяется особенностями электронной структуры атомов.
Орбитали заполняются электронами в порядке возрастания их энергии. Минимальную энергию имеют те орбитали, для которых сумма (n+1) оказывается наименьшей, а при одинаковой сумме – те орбитали, у которых главное квантовое число меньше. Это правило отражает реальную последовательность заполнения электронами орбиталей:
1s, 2s, 2р, 3s, 3р, 4s, 3d, 4р, 5s, 4d, 5p.
Читайте также: