|
|
Пористость, плотность горных породСтр 1 из 9Следующая ⇒ Минералы
Под минералом понимают любое природное химическое соединение, образовавшееся при различных химических и физико-химических процессах в земной коре. К минералам относятся также индивидуализированные элементы, обнаруживаемые в земной коре (самородные металлы и металлоиды). Минералы могут быть газообразные (природный газ), жидкие (нефть, ртуть, вода) и твердые (рудные минералы и др.). Количество природных соединений ограниченно; всего на настоящее время, известно около 4100 различных минералов. В большинстве случаев это твердые кристаллические химические соединения. Каждый год открывают в среднем около 50 новых минералов. В настоящее время многие минералы выращиваются искусственно. Минералы распределяются в земной коре весьма неравномерно. В образовании горных пород основную роль играют только около 30 так называемых породообразующих минералов, из которых наиболее распространены полевые шпаты — натриевые, калиевые и кальциевые алюмосиликаты, составляющие 60% верхней части земной коры, амфиболы и пироксены — 17%, кварц — 12% и слюды — 3,8%. Большинство других минералов присутствует в породах в незначительном количестве. Однако именно они имеют огромное значение для различных производств. В тоже время, такие добавочные (акцессорные) минералы оказывают большое влияние на свойства горных пород. Минералы встречаются в виде одиночных хорошо образованных кристаллов и зерен, рассеянных в породе, поликристаллических плотных и землистых масс, натеков, налетов, корочек и желваков. Некоторые кристаллы, такие, как кварц, полевой шпат и сподумен, могут быть очень больших размеров, однако большинство минералов встречается в виде мелких кристаллов. Минералы имеют свою пространственную решетку, соответствующую закону распределения вещества внутри кристалла. Известно семь типов (сингоний) кристаллических решеток, характеризуемых отношениями размеров кристаллических осей a, b, c (наименьших расстояний между узлами решетки в трех направлениях) и углами между ними α, β, γ (рис. 1): первая сингония — триклинная (a ≠ b ≠ c; α ≠ β ≠ γ ≠ 90°); вторая сингония — моноклинная (a ≠ b ≠ c; α =γ =90°; β ≠ 90°); третья сингония — ромбическа я (a ≠ b ≠ c; α =γ =β ≠ 90°); четвертая сингония — тетрагональная (a = b ≠ c; α =γ =β =90°); пятая сингония — тригональная (a = b = c; α =β =γ ≠ 90°); шестая сингония — гексагональная (a = b ≠ c; α =β =90° γ =120°); седьмая сингония - кубическая (a = b= c; α =β =γ =90°); Физические свойства одиночного кристалла определяются его химическим составом и силами связей между частицами, входящими в пространственную решетку.
Существуют следующие типы связей – ионная (полярная), ковалентная (гомеополярная), металлическая, молекулярная. Если взаимодействующие атомы имеют различную электроотрицательность, валентные электроны [1] от атома с меньшей электроотрицательностью переходят к атому с большей электроотрицательностью. В результате образуется ионная, или полярная, связь, обусловленная кулоновскими силами взаимодействия. Характерными представителями минералов с ионным типом являются галит КС1 и сильвин КС1. В случае если соединяющиеся атомы имеют равные или между собой близкие значения электроотрицательности, то связывающие их электроны располагаются симметрично по отношению к ядрам этих атомов. Возникает ковалентная [2], или гомеополярная, связь, которую имеют, например, кварц и алмаз; минералы, обладающие такой связью, характеризуются большой твердостью и высокой температурой плавления. В узлах решетки металлов находятся лишь положительные ионы[3]. Валентные электроны отделены от своих атомов и легко могут переходить от одного иона к другому; такого типа связи называются металлическими, их имеют, например, самородные золото и медь. Если решетка кристалла образуется не атомами, а нейтральными молекулами, то связь между ними обуславливается электростатическими силами притяжения, возникающими вследствие поляризации взаимодействующих молекул; такие связи называются молекулярными и по величине меньше предыдущих. Свойства поликристаллических агрегатов наряду со свойствами составляющих кристаллов также зависят от сил сцепления между кристаллами. Эти силы обычно слабее внутрикристаллических и близки по величине к молекулярным. Кристаллы анизотропны; их свойства зависят от направления, в котором производится измерение. В агрегатах кристаллы обычно не ориентированы, располагаются беспорядочно, поэтому минеральные агрегаты в целом почти изотропны. Они имеют различную макроструктуру, определяющую их свойства. Макроструктура характеризуется размерами, формой кристаллов и их взаимным расположением. Широко распространены зернистые, лучистые, волокнистые, болитовые и другие минеральные агрегаты. Характерным признаком некоторых минералов является спайность — способность раскалываться по плоским блестящим поверхностям. Явление спайности — следствие наличия в минералах направлений с ослабленным сцеплением частиц. Весьма развита спайность, например, у слюды. Агрегаты, сложенные такими минералами, анизотропны. По химическому составу минералы принято делить на следующие группы: самородные элементы (золото, серебро, мышьяк, сера, сурьма, алмаз); сульфиды (халькозин Сu2S, сфалерит ZnS, киноварь HgS, пирит FеS2); окислы (куприт Сu2О, корунд А12O3, гематит Fе2O3, кварц SiO2); силикаты (оливин, тальк, мусковит, биотит, серпентин, каолинит, калиевые полевые шпаты); соли кислородных кислот — сульфаты, вольфраматы, карбонаты и т. д. (ангидрид СаSO4, барит ВаSO4, шеелит СаWO4, кальцит СаСО3); галоидные соединения (флюорит СаF2, галитNаС1, сильвин КС1). Минералы подразделяются по генезису [4] на группы. Различают магматогенные минералы, образовавшиеся как непосредственно из магмы, так и из магматогенных горячих растворов, экзогенные (осадочные) минералы, возникшие вблизи поверхности Земли при участии агентов выветривания, и метаморфические минералы, образовавшиеся на глубине в результате изменения других минералов. Часто один и тот же минерал может образовываться в различных условиях. Например, слюда может быть магматогенной и метаморфической.
Лекция №3 Горные породы Горная порода — это природное образование, агрегат минералов более или менее постоянного состава, слагающий самостоятельные геологические тела. Если минерал — химическое соединение элементов, то горная порода — механическое соединение минералов. Горная порода может состоять из кристаллических, аморфных, жидких и газообразных минералов. Свойства пород в первую очередь зависят от их минерального состава и макростроения (структурно-текстурных признаков). Содержание в породе различных минералов, выраженное в процентах, называется ее количественным минеральным составом и является одним из основных определяющих ее признаков. В зависимости от характера связей отдельных зерен различают следующие типы пород: рыхлые (раздельно-зернистые) породы — механические смеси различных минералов или зерен одного минерала, не связанных между собой, например песок, гравий, галечник; связные (глинистые) породы — породы с водно-коллоидными связями частиц между собой; например глины, суглинки, бокситы; их отличительной особенностью является высокая пластичность при насыщении водой; твердые (скальные и полускальные) породы — породы с жесткой, упругой связью между частицами минералов, например песчаники, граниты, диабазы, гнейсы; связи между минеральными зернами скальных пород наиболее прочны. Важнейшими признаками строения пород являются их структура и текстура.
Если название породы обычно дает общее представление о ее минеральном составе и строении[5], то судить о свойствах пород, основываясь, лишь на их названии, можно только весьма приближенно. Только изучение минерального состава и строения конкретных пород дает возможность прогнозировать их физико-технические характеристики. Как минеральный состав, так и строение горных пород определяются их генезисом и воздействием различных внешних факторов движением земной коры, деятельностью ветра и воды, давлением, температурными колебаниями) в течение всего периода их существования. Магматические породы (гранит, сиенит, дунит, габбро, базальт, диорит) по содержанию кремнезема (SiO2) условно подразделяются на кислые (> 65%), средние (52 - 65%), основные (52 - 40%) и ультраосновные (<40%). Наиболее распространенными кислыми породами являются гранит, липарит, кварцевый порфир; средними — диорит, андезит, сиенит, трахит; основными — габбро, базальт; ультраосновными — перидотит, пироксенит, дунит. Осадочные породы — породы, возникшие путем отложения (механического, химического или органического) из воды или воздуха продуктов разрушения магматических и метаморфических пород (известняки, песчаники, трепела, ископаемые угли, осадочные железные руды и др.). Метаморфические породы — породы, возникшие в результате преобразования магматических или осадочных пород под воздействием высоких давлений, температур и горячих газоводяных растворов (кварцит, кристаллические сланцы, гнейсы, мрамор). Каждой генетической группе свойствен определенный ряд минералов. Для магматических пород характерны лейцит, нефелин, анортоклаз, оливин; для метаморфических — гранаты, тальк, серпентин; для осадочных — кальцит, гипс, доломит, галоидные соединения, каолинит и др. Условия образования горных обуславливает их строение. Например, в магматических породах крупность кристаллов, их форма, наличие или отсутствие стекловатой массы обусловлены давлением и скоростью затвердевания магмы. В осадочных породах слоистость и пористость, а также способ цементации обломочного материала определяется условиями накопления осадков. В метаморфических породах степень метаморфизации пород их перекристаллизацию и, следовательно, строение (сланцеватость, пористость, зернистость) определяют температура и состав горячих растворов, давление, его характер и длительность воздействия. В магматических породах практически отсутствует слоистость, в то время как в осадочных толщах слоистость является одним из основных признаков строения. Отличительной особенностью горных пород является их многоагрегатность, так как поры и трещины пород в естественных условиях обычно заполнены газами, жидкостью или инородными породами, что предопределяет изменение физических характеристик породы в широких пределах. Характерными многоагрегатными представителями являются ископаемые угли (органогенные горные породы), и представляющие собой аморфную массу, являющуюся механической смесью или твердым раствором различных органических компонентов с включением неорганических примесей[6].
Лекция №4 Коэффициент вариации
И доверительный интервал при соответствующей доверительной вероятности α (например, α = 0,95)
Окончательный результат записывается следующим образом:
Для более полной характеристики изменчивости параметров пород пользуются вариационными кривыми, которые строят по данным большого числа измерений. По оси абсцисс откладывают численные значения параметра, а по оси ординат — число образцов (в %) со значениями параметра, меньшими или равными данному (рис. 5, а).
Часто необходимо получить количественное выражение зависимости какого-либо параметра от различных признаков минерального состава (например, от содержания магнетита) и строения (например, от пористости) или взаимную связь между двумя параметрами, (например, между модулем Юнга и прочностью породы). Для этого проводят серию опытов. На основе полученных данных строят в соответствующих координатах точечный график зависимости между исследуемыми параметрами. Поскольку при определении параметров практически невозможно учесть все факторы, оказывающие влияние на свойства пород, на графике можно проследить только общую закономерность изменения одного параметра с изменением другого. Такой график можно обработать методами математической статистики. В результате обработки устанавливается корреляционная зависимость, т. е. зависимость, в которой одному значению аргумента соответствует несколько значений функции (рис. 5, б). Корреляционные зависимости не отличаются большой точностью, но они находят широкое применение на практике, поскольку позволяют с достаточной вероятностью определить по одному показателю другой.
Лекция №8 Пластические свойства пород Часто разрушение горных пород происходит за пределами области упругих деформаций — в области пластического состояния, характеризуемого появлением в породах значительных остаточных деформаций. Пластические деформации возникают в результате перемещения дислокаций; они начинаются от мест нарушения структуры в кристалле и распространяются по плоскости скольжения постепенно, не нарушая кристаллической структуры и сплошности вещества. Наряду с этим в породах наблюдается взаимное перемещение довольно больших объемов, обжатие, смятие и т. д. (квазипластичность). Максимальное напряжение, не приводящее к остаточным деформациям, называется пределом упругости данной породы. До достижения предела упругости зависимость между напряжением и предельной деформацией у породы прямо пропорциональная; наглядно она представляется механической моделью — пружиной (тело Гука). В случае идеального пластического тела после достижения предела упругости тело начинает пластически течь — деформация возрастает при постоянном напряжении. Механическая модель, описывающая эту деформацию, представляет собой тяжелое тело, лежащее на горизонтальной плоскости и соединенное с пружиной (тело Сен-Венана). Большинство горных пород относится к упрочняющимся телам; для поддержания в них пластических деформаций необходимо повышать напряжения; рост напряжений происходит с убывающей скоростью. Такое поведение породы моделируется комбинацией идеально упругого тела Гука и идеально вязкого тела Ньютона (поршень с отверстиями, движущийся в цилиндре, наполненном вязкой жидкостью). При параллельном соединении этих тел получается модель тела Кельвина — Фойгта, при последовательном — тела Максвелла (рис. 34).
Упрощенная связь между напряжением а и относительной деформацией ε в области пластической деформации выражается коэффициентом Е' (секущий модуль деформации) Предельный секущий модуль деформации — отношение величины прироста напряжений в пластической зоне (до момента разрушения породы) к величине полной относительной деформации в области пластической зоны (до момента разрушения), называемое модулем пластичности. Если соединить прямой линией конечную точку графика «напряжение — деформация» (момент разрушения образца) с началом координат, то тангенс такого угла называется модулем полной деформации:
Пластическая деформация отличается от разрушающей: тем, что она происходит без явного нарушения сплошности породы. На дополнительное деформирование пластической породы с целью ее разрушения тратится большее количество энергии, чем на разрушение упругой (хрупкой) породы с тем же пределом прочности. Это видно из рис. 36, где площадь OCDравна работе Wр, затраченной на разрушение реального образца, а площадь OAB— работе, затраченной на разрушение идеально хрупкой породы,W у с тем же σсж. Отношение Wрк W у представляет собой коэффициент пластичности kпл:
По величине kпл можно сравнивать относительную пластичность различных пород. Обычно с увеличением предела прочности одноосному сжатию коэффициент пластичности уменьшается. Повышение предела прочности пород не всегда затрудняет их разработку. Высокопрочные, но хрупкие породы значительно легче поддаются динамическому разрушению (например, взрыванию), чем более слабые, но высокопластичные породы. Для характеристики высокопластичных пород существует понятие вязкости. Наиболее трудно разрушаются породы, имеющие высокое значение σсж и значительную пластичность, например базальты. Модуль упругости более пластичных пород обычно ниже, чем пород менее пластичных. Пластичность зависит от минерального состава горных пород. Наличие жестких кварцевых зерен и полевого шпата в породе уменьшает ее пластичность. Пластичность углей зависит от содержания в них углерода. При превращении малометаморфизованных углей в антрациты пластичность углей уменьшается в 30 раз. Пластические характеристики пород чувствительны к внешним воздействиям; они повышаются при увлажнении пород. Исключительно высокими пластическими свойствами обладают связные (группа пород по строению 3. п) породы. В зависимости от степени их увлажнения глинистые породы могут быть хрупкими, пластичными и текучими. Пределы пластичности — это значения влажности породы (в %), при которых происходит переход породы из хрупкого состояния в пластическое и из пластического в текучее (соответственно нижний предел пластичности w п и верхний предел пластичности — предел текучести wт). Число пластичности Ф равно разности верхнего и нижнего пределов пластичности и характеризует диапазон влажностей, в пределах которого порода находится в пластическом состоянии. Характеристика некоторых пород по этим параметрам приведена в табл. 8.
С увеличением числа пластичности глин возрастает их сжимаемость и водонепроницаемость. Пластичность скальных пород увеличивается с повышением температуры и всестороннего давления; количество дислокаций в породах при этом не изменяется, но значительно увеличивается их подвижность, что способствует пластической деформации. Породы, ведущие себя как хрупкие в обычных условиях, при повышенных давлениях и температурах приобретают явно выраженные пластические свойства. Это важно при разработке месторождений на больших глубинах. Например, способность к пластическим деформациям у известняков и алевролитов появляется уже при всесторонних давлениях около 500 кгс/см2, у ангидритов — около 1000 кгс/см2. Пластические деформации песчаника возможны при давлениях свыше 4000 ат. Пластические деформации при больших всесторонних давлениях объясняются тем, что в этих условиях более легко могут проявиться внутризеренные движения и смещения, не приводящие к нарушению сплошности и возникновению трещиноватости, т. е. к разрушающим деформациям.
Лекция №15 Теплопроводность пород Теплопроводность пород определяет способность минералов, слагающих породу, проводить тепло. Горные породы, как правило, являются плохими проводниками тепла (см. приложение 13) и имеют небольшие значения теплопроводности (0,1 - 7 ккал/м·ч·0С). Рудные минералы - магнетит, пирит гематит и другие - обладают большими значениями (10 - 40 ккал/м·ч·0С) теплопроводности, поскольку они имеют электронную теплопроводность. Из породообразующих минералов большими значениями теплопроводности (6 - 10 ккал/м·ч·0С) обладаем кварц и еще большими - алмаз. У плотных малопористых безрудных пород (группа пород по строению 1п.) наблюдается увеличение коэффициента теплопроводности λ с увеличением содержания в них кварца. Сравнительно повышенную теплопроводность имеют гидрохимические осадки (каменная соль, сильвин, ангидрит), а пониженную - каменный уголь и асбест. У чистых монокристаллов теплопроводность наибольшая, а при переходе их в поликристаллы она падает (табл. 10).
Наибольшие пределы изменения теплопроводности характерны для монокристаллов. Для практических расчетов, теплопроводности пород, представляющих собой статистическую смесь минералов, пригодна формула логарифмического средневзвешенного
Где λi –теплопроводность минерала с относительным объемным содержанием в породе Vi. Значения теплопроводности различных минералов, составляющих породу, имеют небольшие различия, поэтому для упрощения расчетов можно принять среднее значение теплопроводности
где
Теплопроводности кристаллических и аморфных минералов имеют значительные отличия. Как правило, λкр > λам. Теплопроводность аморфных минералов не превышает 1,5 ккал/м·ч·0С, поэтому наличие стекловатой массы понижает теплопроводность пород. Теплопроводность пород зависит от размеров зерен, из которых сложены породы. Как правило, происходит уменьшение теплопроводности пород с уменьшением размеров зерен. Влияние размеров зерен наиболее существенно только при небольших их средних размерах dср. Это объясняется тем, что длина свободного пробега фононов определяется двумя факторами: рассеиванием фононов на фононах и рассеиванием фононов на границах кристаллов и зерен. Какой фактор будет преобладать, зависит от соотношения длины свободного пробега фононов и размеров зерен d ср. Если l<<dср, длина свободного пробега не зависит от размеров зерен, а зависит от температуры. Длина свободного пробега фононов при l ≈ dср зависит от размеров зерен. В частности, для мрамора и керамики экспериментально установлена следующая формула:
где λ0 - коэффициент теплопроводности монокристалла; B— отношение температурного градиента на одном контакте зерен к среднему температурному градиенту всего образца (для мрамора при температуре 0 0C B=0,0027). Теплопроводность слоистых пород, как это было показано выше, зависит от направления теплового потока: вдоль слоистости она всегда больше, так как в этом случае λ║ определяется теплопроводностью наиболее проводящего слоя, а в другом случае — теплопроводностью наименее проводящего слоя. Отношение λ║/ λ┴ в среднем для слоистых пород составляет приблизительно 1,1 -1,5 (табл. 11). У слюды вдоль спайности теплопроводность в 6 раз выше, чем поперек спайности; для графита это отношение составляет 2 и более.
При этом анизотропия объясняете тем, что частицы, входящие в кристаллическую решетку минерала, вдоль слоистости взаимодействуют интенсивнее; молекулярное движение перпендикулярно плоскости спайности передается значительно хуже. Теплопроводность пористых пород является сложной функцией составляющих их фаз (табл. 12). При этом передача тепловой энергии может происходить как посредством теплопроводности, так и путем конвекции заполнителя порового пространства. Если размеры пор сравнительно малы, явление конвекции можно не учитывать, так же как и явление передачи тепла излучением, когда температура нагрева породы не превышает 1000° С.
Теплопроводность газов очень низка, поэтому λсухих пористых пород всегда ниже теплопроводности непористых пород. Например, теплопроводность песка в 6 - 7 раз меньше теплопроводности плотного песчаника. Большую роль играет форма пор в породе; теплопроводность пород, имеющих удлиненные поры (типа трещин), значительно меньше в направлении, перпендикулярном направлению теплового потока. В этом случае можно использовать формулу последовательного соединения звеньев. Так как коэффициент теплопроводности воздуха λв ≈ 0,02 ккал/м·ч·0С
Если тепловой поток направлен вдоль трещин, то
Поскольку
Эти уравнения определяют предельные зависимости теплопроводности пород от пористости и трещиноватости (рис. 41). В зависимости от формы пор тип конкретного уравнения может быть различным.
Для практических целей при Р около 20% можно пользоваться уравнением типа
Увлажнение пористых пород приводит к увеличению их теплопроводности (рис. 42); поскольку теплопроводность воды ниже, чем минералов, то λ пористой влажной породы никогда не становится близким или равным λ0 такой же, но малопористой породы.
Исследования показывают, что теплопроводность заполняющего поры вещества (вода и воздух) может быть выражена следующей приближенной формулой (см. рис. 42):
где w -объемная влажность породы; 0,5 — коэффициент теплопроводности воды; 0,023 - коэффициент теплопроводности воздуха. Теплопроводность насыщенной водой глины в 6 - 8 раз больше, чем теплопроводность сухой. С повышением температуры (рис. 43, а) теплопроводность почти всех кристаллических минералов и пород снижается, а теплопроводность аморфных и скрытокристаллических минералов и пород (обсидиан, аморфные разновидности SiO2) повышается. Некоторый рост теплопроводности наблюдается также у анортозитов, глин и углей. Наиболее значительное снижение λ, с повышением температуры характерно для пород, обладающих исходными его значениями. Эта закономерность хорошо согласуется с известной зависимостью (рис. 43, 6)
где Т — абсолютная температура; A - коэффициент (для кварцитов, гранитов и пегматитов A = 900 - 1600). Такая закономерность четко соблюдается только в области температур до 4000 С. При более высоких температурах λ → const, у некоторых пород наблюдается даже возрастание λ, с повышением температуры, так как при высоких температурах возникает дополнительная теплопроводность, обусловленная излучением. Теплопроводность пород, обладающих повышенной пористостью (известняков и др.) с увеличением температуры изменяется мало, что также связано в основном с радиационной составляющей теплопроводности. В практических расчетах можно принять, что теплопроводность этих пород не зависит от температуры. Уменьшение теплопроводности пород с повышением температуры объясняется усилением хаотичности движения молекул в кристаллической: решетке и их взаимодействием (рассеиванием одного фонона другим), что в свою очередь, снижает длину свободного пробега фононов. Кривая теплопроводности влажной породы при нагреве до 1200С (вследствие испарения влаги) имеет точку максимума: вначале (так как теплопроводность воды с повышением температуры увеличивается) λ, всей породы возрастает, а затем при усилении процесса испарения влаги происходит уменьшение теплопроводности. С понижением температуры теплопроводность скальных пород увеличивается; в области абсолютных температур 5 - 30К наблюдается максимум λ. Понижение температуры влажных пород ниже нуля приводит к замерзанию воды и, следовательно, к резкому возрастанию теплопроводности пород (так как λльда>> λв). Теплопроводность пористых пород под воздействием давления обычно увеличивается, непористых пород — увеличивается незначительно.
Лекция №17 Основные понятия электродинамики Электродинамика горных пород изучает взаимодействие электрических и магнитных полей с горной породой. Электрическое поле проявляется в силовом воздействии на заряженные тела и частицы. Величина и направление действия электрических сил в любой точке пространства определяются напряженностью электрического поля Электрическое поле характеризуется также работой, которую оно может совершить. В качестве показателя этой работы принято пользоваться потенциалом φ. Разность потенциалов между двумя точками поля называется напряжением U. Напряженность поля
где εа — коэффициент, учитывающий свойства среды и называемый абсолютной диэлектрической проницаемостью; r — расстояние между зарядами. Величину εа можно представить в виде двух сомножителей εа = εε0, где ε — относительная диэлектрическая проницаемость исследуемого вещества; ε0 — коэффициент пропорциональности между силой взаимодействия и величиной зарядов, расположенных в вакууме. Этот коэффициент называется электрической постоянной вакуума и равен 8,85∙10-12 ф/м. Так как
Относительная диэлектрическая проницаемость показывает, во сколько раз напряженность поля в породе меньше, чем в вакууме. Для характеристики электрического поля независимо от свойств вещества используют электрическую индукцию
Как известно, проводники характеризуются тем, что всякое электрическое поле вызывает в них движение зарядов, а диэлектрики — полным отсутствием свободного движения зарядов. Понятие диэлектрической проницаемости имеет смысл только для второй группы пород. Действительно, если среда, в которой располагаются заряды, способна проводить ток, то вместо взаимодействия зарядов будет происходить их перенос из точки с наибольшим потенциалом в точку с наименьшим потенциалом до момента их выравнивания. Следовательно, внутри проводника φ = const, Перенос зарядов из одной точки проводника в другую, осуществляемый электронами и ионами, называется током проводимости. Ток — величина скалярная. Векторный показатель, характеризующий количество элементарных зарядов, проходящих через единицу сечения проводника в единицу времени, называют плотностью электрического тока
где п — число заряженных частиц в 1 см3; q— заряд частицы; υ— скорость направленного движения зарядов. Так как υ= иЕ, где и — подвижность частиц, то
Это уравнение представляет собой закон Ома в дифференциальной форме, причем коэффициент ζ = пqи зависит от вида и состояния проводящей породы и называется ее удельной электропроводностью. Удельная электропроводность измеряется в сименсах (1/ом∙м). Горные породы в большинстве случаев входят в группу полупроводников, характеризующуюся свойствами как диэлектриков (ε < ∞), так и проводников (породам присущи некоторые значения удельной электропроводности ζ > 0).
Лекция №18 Поляризация пород При наложении на породу электрического поля в ней происходит смещение внутренних связанных зарядов — сдвижение центров положительных и отрицательных зарядов в кристаллах таким образом, что на поверхности породы появляются неуравновешенные связанные заряды. Эти заряды создают электрическое поле, направленное противоположно внешнему полю и ослабляющее его. Это явление называется поляризацией породы. Вектор поляризации
Таким образом, ε — это мера поляризации породы; действительно, если Р = 0, то ε = 1:
Поляризация происходит только за счет смещения (или поворота) связанных зарядов. В роли связанных зарядов могут выступать как атомы и ионы кристаллической решетки с гомео- и гетерополярной связью, так и целые объемы породы, оказавшиеся в особых структурных условиях. В зависимости от механизма поляризации и частиц, участвующих в поляризации, выделяют четыре вида поляризации. 1. Электронная поляризация РЭ возникает при воздействии внешнего поля в атомах в результате смещения электронных орбит относительно положительно заряженных ядер (рис. 54, I). Возникший электрический диполь может быть охарактеризован дипольным моментом — вектором, направленным от отрицательного заряда диполя к положительному и численно равным произведению заряда полюса диполя Qна расстояние между полюсами
Электронной поляризацией обладают все атомы и молекулы; она является наиболее быстрым видом поляризации (возникает, за время 10-15 сек). 2. Ионная поляризация Ри образуется за счет смещения в электрическом поле ионов или частей кристаллических решеток с гомеополярной (ковалентной) связью. При этом под действием напряжения сдви   Что вызывает тренды на фондовых и товарных рынках Объяснение теории грузового поезда Первые 17 лет моих рыночных исследований сводились к попыткам вычислить, когда этот...  ЧТО ПРОИСХОДИТ, КОГДА МЫ ССОРИМСЯ Не понимая различий, существующих между мужчинами и женщинами, очень легко довести дело до ссоры...  Что делать, если нет взаимности? А теперь спустимся с небес на землю. Приземлились? Продолжаем разговор...  ЧТО ТАКОЕ УВЕРЕННОЕ ПОВЕДЕНИЕ В МЕЖЛИЧНОСТНЫХ ОТНОШЕНИЯХ? Исторически существует три основных модели различий, существующих между... Не нашли то, что искали? Воспользуйтесь поиском гугл на сайте:
|
при α = 0,95.
,
- теплопроводность слоистой породы вдоль напластования;
- теплопроводность слоистой породы поперек напластавания.
.
,
,
.
зависит от свойств среды, влияние которой учитывается, например, в законе Кулона о силе взаимодействия 
двух зарядов Q1 и Q2:
из соотношения напряженности поля в вакууме Е1 и в породе Е 2 получим:
, величина которой для поля точечного заряда определяется только величиной заряда Q:
,
:
,
.
— суммарный электрический момент единицы объема диэлектрика. Формально поляризацию можно представить как разность между истинной электрической индукцией поля и электрической индукцией, этого же поля в вакууме 
при 
.
:
.