В веществе, помещённом в магнитное поле, появляется
внутреннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничивающее).
Напряжённость суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего) называется
магнитной индукцией. Магнитная индукция
В = mо(H + J).
Намагниченность вещества J является
функцией внешнего поля. Для парамагнетиков связь между J и H
в широкой области полей носит линейный характер: J
= æH, где безразмерная
величина æ носит название магнитной восприимчивости. Для ферромагнетиков
условно принимают туже форму записи, но их æ сложным образом зависит от
поля.
С той же оговоркой связь между величиной магнитной
индукции и внешним полем выражается через магнитную проницаемость
m = mо(1+ æ).
Для характеристики магнитной проницаемости вакуума
используется величина mо, равная
107/4p.
7.2.1 Магнитные
свойства метаморфических пород
Для метаморфических пород характерен наиболее широкий
диапазон изменения значений магнитной восприимчивости и естественной остаточной
намагниченности. Встречаются образования от диамагнитных до очень сильно
ферромагнитных. Широкие пределы изменения æ, J, Jn обусловлены сравнительно редко распространенными
породами – мраморами и кристаллическими известняками, характеризующимися
отрицательной магнитной восприимчивостью и железистыми кварцитами,
серпентинитами, скарнами, среди которых встречаются очень сильно магнитные
разности, по значениям æ, J и
Jn приближающиеся к магнетитовым рудам. Наиболее широко развитые
метаморфические породы – микрокристаллические и кристаллические сланцы, гнейсы,
амфиболиты и другие имеют меньший диапазон изменения значений параметров; они
обладают более низкими максимальными значениями, чем магматические образования.
Контактовый метаморфизм определяет образование пород, характеризующихся очень
непостоянными магнитными свойствами, что зависит как от параметров исходных
пород, так и от давлений и температур, обуславливающих метаморфизм.
Так, для скарнов, наиболее вероятная величина
магнитной восприимчивости (в 10-5 ед. СИ) – 10 - 12000, а
максимальная величина – 30000.
7.3 Электрические
свойства
Из электрических свойств веществ наибольшее значение в
геофизике имеют удельное электрическое сопротивление, диэлектрическая
проницаемость, естественная и вызванная поляризация и пьезоэлектрический
эффект.
Возможность направленного движения частиц (электронов
и ионов) под действием внешнего электрического поля обусловливает
электропроводность веществ. Сопротивление возникающему электрическому току
вызывается хаотическим (тепловым) перемещением заряженных частиц и зависит от
строения электронной оболочки атомов, кристаллохимических структур минералов и
ионизационных свойств водных растворов солей.
Удельное электрическое сопротивление
r = Rs/l,
где R – сопротивление вещества, Ом; l
– длина тела, м; s – поперечное сечение тела, м2.
Удельная электрическая проводимость g = 1/r.
По природе электропроводности выделяются: проводники,
полупроводники и диэлектрики (электронные и ионные).
7.3.1 Удельное
электрическое сопротивление метаморфических пород
Удельное электрическое сопротивление метаморфических
пород зависит от ряда факторов. Выше уровня грунтовых вод породы
характеризуются гигроскопической влажностью; их сопротивление достигает 103
– 106 Ом×м. Наблюдается значительное колебание сопротивления
пород в зависимости от климатических условий. Ниже уровня грунтовых
водообильность кристаллических пород определяется наличием в них связанных
(капиллярных) и свободных (гравитационных) вод. Капиллярная влажность для
ненарушенных массивов и толщ, главным образом ниже зоны выветривания. Свободные
гравитационные воды в складчатых областях и древних щитах являются
трещинно-жильными; они подразделяются на трещинные воды зоны выветривания (до
100 м), жильные воды (до 1- 2 км) и трещинно-карстовые.
Удельное сопротивление кристаллических пород,
обводнённых трещинно-жильными водами, в несколько раз меньше сопротивление тех
же пород в ненарушенных массивах.
Для разных районов величина удельного сопротивления
пород в зоне развития трещинных вод неодинакова в связи и различной
интенсивностью развития процесса выветривания и отличием в степени
минерализации вод. Сопротивление одних и тех же пород обычно значительно
изменяется по площади.
Необходимо отметить, что в пределах эксплуатируемых
рудных месторождений в результате вскрытия их горными выработками и нарушения
естественной циркуляции вод рудничные воды характеризуются значительно более
высокой минерализацией (10 – 20, реже 100 г/л) по сравнению с водами
неэксплуатируемых месторождений. Поэтому сопротивление пород, полученное в
результате параметрических измерений на эксплуатируемых месторождениях, может
быть значительно ниже, чем сопротивление аналогичных пород в пределах
невскрытых месторождений.
Удельное электрическое
сопротивление (в Ом×м) метаморфических
пород (по литературным и фондовым данным)
Порода |
Измерения на образцах |
Измерения с помощью ВЭЗ и каротажа
в породах |
с гигроскопической влажностью |
с максимальной капиллярной влажностью |
с максимальной капиллярной влажностью |
с вкраплениями рудных минералов, графита, углистого
вещества |
Скарн |
1×106-1×107
|
1×103-1×106
|
- |
50-1×103
|
Роговик |
1×106-1×107
|
1×103-1×106
|
- |
50-1×103
|
Пьезоэлектрический эффект – свойство определенных кристаллических веществ
проявлять электрическую поляризацию под действием механических напряжений или
деформации.
Пьезоэлектрическая поляризация проявляется как в
монокристаллах определенного типа симметрии, так и в полнокристаллических
агрегатах, содержащих ориентированные пьезоэлектрические кристаллы.
Горные породы, в составе которых находятся
пьезоэлектрические активные минералы, образуют обширную и распространенную
группу пьезоэлектрических текстур. Тип симметрии пьезоэлектрических текстур
горных пород и величина их пьезоэффекта находятся в зависимости от следующих
свойств пьезоактивного минерала: типа кристаллографической симметрии, величины
пьезомодулей, характера пространственной ориентировки электрических (полярных)
и других осей, процентного содержания минерала и его пространственного
положения относительно нейтральной компоненты в породе. К наиболее распространенным
в природе минералам пьезоэлектрикам относятся кварц, турмалин, сфалерит,
нефелин.
При наложении на породу электрического поля в ней
происходит смещение внутренних связанных зарядов. В результате на ее
поверхности появляются неуравновешенные заряды, которые создают электрическое
поле, направленное противоположно внешнему и ослабляющее последнее. Это явление
носит название поляризации породы. Вектор поляризации h – суммарный электрический момент единицы объема диэлектрика. По
природе поляризации и величине поляризуемости выделяются 4 группы веществ:
1.
полезные ископаемые с высокой
поляризуемостью, образующиеся за счет высокой электронной проводимости;
2.
полезные ископаемые и горные
породы с непостоянной поляризуемостью, изменяющейся в зависимости от содержания
и состава вкрапленных электронно-проводящих минералов;
3.
магматические и метаморфические
породы со слабой поляризуемостью, возникающие за счет полупроводниково-ионной
проводимости;
4.
осадочные породы со средней и
слабой поляризуемостью, образующиеся в средах с ионной проводимостью
Минералами, способствующими увеличению поляризуемости
пород, являются: пирит, пирротин, галенит, графит, марказит, халькозин,
халькопирит и др.
Поляризуемость пород, содержащих вкрапленность
проводящих минералов, изменяется также от влажности – с увеличением влажность
поляризуемость заметно возрастает.
Магматические, метаморфические и осадочные “чистые”
породы (не содержащие вкрапленности рудных минералов или графита) имеют
относительно невысокую поляризуемость, определяющуюся полупроводниково-ионной и
ионной проводимостью.
7.4 Теплофизические свойства
Тепловое состояние земных недр является первопричиной
многих геологических процессов.
Теплофизические параметры определяются следующими
формулам:
теплопроводность
l = q/grad T,
где q – плотность теплового потока; grad T – температурный градиент;
удельная теплоёмкость
c = Q/m(T2
– T1),
где Q – количество теплоты; m – масса тела;
Т – Т – разность температур, на которую изменяется температура тела массой m при
подведении к нему количества теплоты Q;
температуропроводность
a =l /cs,
где cs - объёмная теплоёмкость [Дж/(м3*К)].
Параметром теплового поля земли, который можно
непосредственно измерить, является плотность теплового потока
q = Q/St,
где S – площадь изотермической поверхности ; t –
время.
В геологических исследованиях плотность теплового
потока Земли находится из уравнения Фурье:
q = -l grad T,
Коэффициенты теплового линейного и объёмного
расширения определяются соответственно формулами
a = (LT – L0)/L0;
b = (VT – V0)/V0,
где LТ и L0 – длина тела соответственно при температуре T и 00;
VТ и V0 – объём тела соответственно при температуре T и 00.
Метаморфические
породы (скарны, кварциты, гнейсы, мраморы, роговики и др.) имеют высокую
теплопроводность (для скарнов lср =2,31 Вт/(м×К)), что связано
с наличием у этих образований плотных кристаллических структур с низкой
пористостью и широким развитием метаморфических минералов (андалузита,
ставролита). Диапазон изменения теплопроводности метаморфических пород
значителен - 0,55-76 Вт/(м×К).
Стандартное отклонение теплопроводности метаморфических пород несколько выше,
чем осадочных, и более чем в 3 раза превышает таковое для интрузивных пород. В
полиминеральных метаморфических образованиях теплопроводность ниже, чем в
мономинеральных метаморфических породах, как это видно на примере чарнокитов и
гранито-гнейсов (Хср=1,3и 2 Вт/(м×К) соответственно). Продукты контактового
метаморфизма отличаются повышенной теплопроводностью. Теплопроводность пород из
зон гидротермального метасоматизма близка к теплопроводности продуктов
регионального метаморфизма. Метаморфические породы имеют высокую теплоемкость,
максимальными значениями ее характеризуются роговики - 1480 Дж/(кг×К). Средняя
теплоемкость у метаморфических пород выше, чем у магматических.
7.5 Ядерно-физические (радиоактивные) свойства
Естественная радиоактивность пород обусловлена
наличием в их составе либо минералов, содержащих радиоактивные элементы (уран U,
торий Th, радий Ra), либо радиоактивных изотопов калия K40.
Кроме того, ряд минералов обладает способностью
адсорбировать из окружающей среды радиоактивные элементы и изотопы (глины,
глинистые сланцы).
Величина радиоактивность горных пород оценивается
параметром горной радиоактивности R – количеством распадающихся в
одну секунду атомов в килограмме вещества.
Содержание урана и тория в метаморфических породах,
образующихся за счет метаморфизма вулканитов основного состава, является
повсеместно низким и не зависит от фаций метаморфизма.
В целом в метаморфических породах – продуктах
регионального динамотермального и контактового метаморфизма содержание урана и
тория различно лишь для образований, метаморфизованных в условиях
амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций. В продуктах более
высоких ступеней метаморфизма содержание радиоактивных элементов практически
выравнивается во всех типах пород. Процессы ультраметаморфизма и метасоматоза
приводят к увеличению содержания урана и тория. При этом среди продуктов
ультраметаморфизма и метасоматоза выделяются образования с резко пониженным (<1)
и аномально высоким (>10-20) торий-урановым отношением.
Список литературы
ü Белоусова О.Н., Михина
В.В., Общий курс петрографии, “Недра”,
М, 1972
ü Дортман Н.Б., Физические
свойства горных пород и полезных ископаемых, “Недра”, М, 1984
ü Ермолов В.А., Попова Г.Б.,
Мосейкин В.В. и др., Месторождения полезных ископаемых: учебник для вузов, “МГГУ”, М, 2001
ü Ершов В.В., Геология и
разведка месторождений полезных ископаемых, “Недра”, М, 1989
ü Жариков В.А., Метасоматизм
и метасоматические породы, “Научный мир”, М, 1998
ü Павлинов В.Н., Михайлов
А.Е., Кизевальтер Д.С. и др., Пособие к лабораторным занятиям по общей
геологии, “Недра”, М, 1988
ü Попов В.С., Богатиков О.А.,
Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических
горных пород, “Логос”, М, 2001
|