„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
MINISTERSTWO EDUKACJI
NARODOWEJ
Janina Kleban
Badanie właściwości minerałów i skał
311[11].Z3.05
Poradnik dla ucznia
Wydawca
Instytut Technologii Eksploatacji – Państwowy Instytut Badawczy
Radom 2007
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
1
Recenzenci:
prof. dr hab. Leszek Marks
dr inż. Marek Młyńczak
Opracowanie redakcyjne:
mgr Janina Kleban
Konsultacja:
mgr inż. Marek Olsza
Poradnik stanowi obudowę dydaktyczną programu jednostki modułowej 311[11].Z3.05
„Badanie właściwości minerałów i skał”, zawartego w modułowym programie nauczania dla
zawodu technik geofizyk.
Wydawca
Instytut Technologii Eksploatacji – Państwowy Instytut Badawczy, Radom 2007
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
2
SPIS TREŚCI
1.
Wprowadzenie
3
2.
Wymagania wstępne
5
3.
Cele kształcenia
6
4.
Materiał nauczania
7
4.1.
Klasyfikacja minerałów i skał
7
4.1.1.
Materiał nauczania
7
4.1.2.
Pytania sprawdzające
19
4.1.3.
Ćwiczenia
20
4.1.4.
Sprawdzian postępów
22
4.2.
Badanie właściwości fizycznych i mechanicznych skał
23
4.2.1.
Materiał nauczania
23
4.2.2.
Pytania sprawdzające
41
4.2.3.
Ćwiczenia
41
4.2.4.
Sprawdzian postępów
43
4.3.
Analizowanie właściwości wód
44
4.3.1.
Materiał nauczania
44
4.3.2.
Pytania sprawdzające
53
4.3.3.
Ćwiczenia
53
4.3.4.
Sprawdzian postępów
55
5.
Sprawdzian osiągnięć
56
6.
Literatura
60
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
3
1. WPROWADZENIE
Poradnik ten będzie Ci pomocny w przyswajaniu wiedzy dotyczącej badania właściwości
minerałów i skał.
W poradniku zamieszczono:
−
wymagania wstępne – wykaz umiejętności, jakie powinieneś mieć już ukształtowane,
abyś bez problemów mógł korzystać z poradnika,
−
cele kształcenia – wykaz umiejętności, jakie ukształtujesz podczas pracy z poradnikiem,
−
materiał nauczania – wiadomości teoretyczne niezbędne do osiągnięcia założonych celów
kształcenia i opanowania umiejętności zawartych w jednostce modułowej,
−
zestaw pytań, abyś mógł sprawdzić, czy już opanowałeś określone treści,
−
ćwiczenia, które pomogą Ci zweryfikować wiadomości teoretyczne oraz ukształtować
umiejętności praktyczne,
−
sprawdzian postępów,
−
sprawdzian osiągnięć, przykładowy zestaw zadań. Zaliczenie testu potwierdzi
opanowanie materiału całej jednostki modułowej,
−
literaturę uzupełniającą.
Miejsce jednostki modułowej w strukturze modułu 311[11].Z3 „Badania geofizyczne”
jest wyeksponowane na schemacie zamieszczonym na stronie 4.
Bezpieczeństwo i higiena pracy
W czasie pobytu w pracowni musisz przestrzegać regulaminów, przepisów bhp
i instrukcji przeciwpożarowych, wynikających z rodzaju wykonywanych prac. Wiadomości
dotyczące przepisów bezpieczeństwa i higieny pracy, ochrony przeciwpożarowej oraz
ochrony środowiska znajdziesz w jednostce modułowej 311[11].O1.01 „Przestrzeganie
przepisów bezpieczeństwa i higieny pracy oraz ochrony środowiska”.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
4
Schemat układu jednostek modułowych
311[11].Z3
Badania geofizyczne
311[11].Z3.01
Analizowanie zmian
geofizycznych w strukturze
Ziemi
311[11].Z3.03
Obsługiwanie aparatury do
pomiarów geofizycznych
311[11].Z3.02
Planowanie i organizacja
badań geofizycznych
311[11].Z3.04
Wykonywanie badań
geofizycznych
311[11].Z3.05
Badanie właściwości
minerałów i skał
311[11].Z3.06
Sporządzanie dokumentacji
badań geofizycznych
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
5
2. WYMAGANIA WSTĘPNE
Przystępując do realizacji programu nauczania jednostki modułowej powinieneś umieć:
−
stosować przepisy bezpieczeństwa i higieny pracy, ochrony środowiska i ochrony
przeciwpożarowej obowiązujące w pracowni i na stanowisku pracy,
−
korzystać z różnych źródeł informacji,
−
organizować stanowisko pracy zgodnie z wymogami ergonomii,
−
posługiwać się podstawowymi pojęciami z zakresu fizyki, takimi jak: masa, siła,
prędkość,
−
stosować podstawowe prawa fizyki z zakresu pola grawitacyjnego, elektrostatycznego,
magnetycznego,
−
posługiwać się dokumentacją geodezyjną,
−
posługiwać się dokumentacją geologiczną,
−
posługiwać się podstawowymi pojęciami topograficznymi,
−
stosować i zamieniać jednostki układu SI,
−
interpretować związki wyrażone za pomocą wzorów, tabel,
−
wykonywać proste obliczenia matematyczne,
−
użytkować komputer,
−
współpracować w grupie.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
6
3. CELE KSZTAŁCENIA
W wyniku realizacji programu jednostki modułowej powinieneś umieć:
−
określić cel i zakres badań mineralogicznych,
−
określić skład mineralogiczny, teksturę i strukturę skał,
−
dobrać narzędzia do pobierania próbek i budowy wewnętrznej skał,
−
dobrać metody badania właściwości fizycznych skał i minerałów,
−
pobrać próby skał do badania fizycznych właściwości,
−
dobrać urządzenia i aparaturę do badania fizycznych i mechanicznych właściwości skał,
−
wykonać badania właściwości fizycznych skał,
−
wykonać badania właściwości mechanicznych skał,
−
scharakteryzować formy i głębokości zalegania skał,
−
określić znaczenie fizycznych parametrów skał w badaniach geofizycznych i geologicznych,
−
pobrać próby wody do analizy fizycznej, chemicznej i bakteriologicznej,
−
wykonać kompleksowe badanie wody,
−
wyjaśnić pojęcie stopnia geotermicznego,
−
określić parametry wody geotermalnej,
−
posłużyć się inżyniersko-geologiczną nomenklaturą klasyfikacji skał i minerałów,
−
posłużyć się mapami geologicznymi, normami, katalogami,
−
stosować przepisy bezpieczeństwa i higieny pracy oraz ochrony środowiska.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
7
4. MATERIAŁ NAUCZANIA
4.1.
Klasyfikacja skał i minerałów
4.1.1. Materiał nauczania
Minerał – najmniejszy naturalny składnik skał budujących skorupę ziemską, w stanie
stałym o określonej budowie chemicznej i fizycznej (krystalograficznej) powstały bez udziału
człowieka. Zazwyczaj jest to związek chemiczny, rzadziej pierwiastek chemiczny.
Zasadniczo minerały są ciałami stałymi o budowie krystalicznej, choć do minerałów zalicza
się także niektóre ciała niekrystaliczne, np. bursztyn, opal, ozokeryt. Wg innych klasyfikacji
naturalne związki chemiczne o niekrystalicznej budowie (jak np. ropa naftowa lub woda) to
mineraloidy. Niektóre związki chemiczne tworzą grupy minerałów o składzie zmieniającym
się w dowolnych proporcjach, jak np. plagioklazy, skaleniowce, pirokseny, amfibole,
minerały ilaste, węglany.
Jeden związek chemiczny zazwyczaj tworzy jeden minerał, ale są wyjątki, np.
−
SiO
2
jako bezpostaciowa krzemionka tworzy: chalcedon, chryzopraz, heliotrop, plazma,
praz, sard, opal, krzemień, czert, agat, onyks, sardonyks, jaspis, karneol i in. Krystaliczna
SiO
2
tworzy kwarc, trydymit i krystobalit,
−
różne odmiany barwne kwarcu, to: kryształ górski, kwarc dymny, morion, kwarc
mleczny, ametyst, cytryn (kwarc żółty), awenturyn, kwarcowe sokole oko, kwarcowe
kocie oko, przy czym niektóre nazwy są wielce umowne,
−
innym przykładem jest węglan wapnia CaCO
3
, który tworzy kalcyt i aragonit.
Klasyfikacja minerałów
1.
Pierwiastki rodzime.
2.
Siarczki i związki pokrewne. Siarczki to sole kwasu siarkowodorwego: H
2
S Selenki to
sole kwasu selenowodorowego: H
2
Se. Tellurki to sole kwasu tellurowodorowego: H
2
Te.
3.
Halogenki Halogenki to sole kwasów halogenowych. Chlorki to sole kwasu
chlorowodorowego: HCl Fluorki to sole kwasu fluorowodorowego: HF Bromki to sole
kwasu bromowodorowego: HBr Jodki to sole kwasu jodowodorowego: HJ.
4.
Tlenki i wodorotlenki.
5.
Azotany, węglany i borany Azotany to sole kwasu azotowego (V): HNO
3
Węglany to
sole kwasu węglowego: H
2
CO
3
Borany to sole kwasu borowego: H
3
BO
3
.
6.
Siarczany, chromiany, wolframiany i molibdeniany Siarczany to sole kwasu siarkowego
(VI): H
2
SO
4
Chromiany to sole kwasu chromowego: H
2
CrO
4
Molibdeniany to sole kwasu
molibdenowego: H
2
MoO
4
Wolframiany to sole kwasu wolframowego: H
2
WO
4
.
7.
Fosforany, arseniany i wanadany Fosforany to sole kwasu fosforowego (V): H
3
PO
4
Arseniany to sole kwasu arsenowego: H
3
AsO
4
Wanadany to sole kwasu wanadowego:
H
3
VO
4
.
8.
Krzemiany.
9.
Substancje organiczne.
Właściwości makroskopowe minerałów
Większość występujących w przyrodzie minerałów tworzy ciała krystaliczne
o uporządkowanej budowie wewnętrznej. Budujące je atomy usytuowane są względem siebie
w ściśle określonym położeniu, tworząc sieć przestrzenną. W zależności od występujących
elementów symetrii wyróżnia się następujące układy krystalograficzne:
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
8
−
trójskośny,
−
jednoskośny,
−
trygonalny i heksagonalny,
−
rombowy,
−
tetragonalny,
−
regularny.
Kryształy posiadają określony kształt, nazywany pokrojem. Wyróżnia się następujące
pokroje kryształów:
−
izometryczny – gdy kryształ ma identyczne lub zbliżone wymiary w trzech kierunkach,
−
tabliczkowy – gdy kryształ ma różne wymiary w trzech kierunkach,
−
płytkowy – gdy kryształ ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, zaś w trzecim jest
wyraźnie mniejszy od poprzednich,
−
listewkowy – gdy kryształ ma różne wymiary w trzech kierunkach, przy czym jeden
wymiar wyraźnie przeważa nad pozostałymi,
−
słupkowy – gdy kryształ ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, w trzecim zaś
wymiar wyraźnie większy od dwóch poprzednich (w przypadku, gdy wymiar trzeci
bardzo znacznie przeważa nad pozostałymi, można wyróżnić pokrój pręcikowy
igiełkowy lub włóknisty).
Do wytworzenia dobrze wykształconych, dużych kryształów dochodzi w przyrodzie
rzadko. Najczęściej mają one postać kryształów wrosłych, tzn. obrośniętych ze wszystkich
stron przez inne kryształy. Kryształy dobrze wykształcone spotyka się też w postaci
kryształów narosłych, np. na powierzchni szczelin, pęcherzy i innych wolnych przestrzeni
w skałach. Najczęściej jednak minerały o budowie krystalicznej tworzą ciała
drobnokrystaliczne, w postaci form zbitych, ziarnistych, naciekowych (stalaktyty, stalagmity),
konkrecji itp.
Minerały bezpostaciowe (o nieuporządkowanej budowie) nie tworzą kryształów, lecz
występują w formie skupień, jako żele mineralne (np. opal) lub szkliwa wulkaniczne,
powstające na skutek gwałtownego ochłodzenia magmy.
Dokładną metodą badania minerałów jest analiza mikroskopowa, w której pod
mikroskopem polaryzacyjnym określa się ich właściwości optyczne. Przy rozpoznawaniu
minerałów stosuje się ponadto analizy i badania chemiczne, rentgenograficzne,
derywatograficzne (różnicowa analiza termiczna), mikroskopię elektronową i skaningową
oraz wiele innych.
Wiele
minerałów
można
dokładnie
zidentyfikować
na
podstawie
zespołu
charakterystycznych właściwości makroskopowych, takich jak:
1.
Barwa.
Zależy ona od rodzaju i charakteru ułożenia atomów w przestrzeni, które wpływają
na pochłanianie i odbijanie promieni świetlnych. Wyróżnia się minerały:
−
barwne, o niezmiennej, charakterystycznej barwie,
−
zabarwione, o barwie pochodzącej od domieszek innych substancji,
−
bezbarwne.
2.
Rysa.
Jest ona barwą sproszkowanego materiału. Bada się ją pocierając minerałem
o niepolerowaną płytkę porcelanową. Minerały barwne dają rysę barwną, zaś bezbarwne
i zabarwione mają zawsze rysę białą.
3.
Przezroczystość.
Stopień przezroczystości kamienia – cecha fizyczna wynikająca z jonowego
charakteru wiązań atomowych budujących strukturę danego minerału. Pod pojęciem
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
9
przezroczystość rozumie się przepuszczalność światła przez ośrodek. Wśród minerałów
wyróżnia się:
−
przezroczyste – np. diament, kwarc,
−
przeświecające (półprzezroczyste) – np.: chalcedon, lazuryt, turkus,
−
nieprzezroczyste – minerały kruszcowe (rudne) np. siarczki, galena, piryt,
chalkopiryt, tlenki, magnetyt, w których występuje typ wiązania metalicznego.
Przezroczystość kamieni zmniejsza się wraz z obecnością inkluzji, domieszek innych
faz mineralnych czy też defektów strukturalnych np. obecności drobnych próżni,
banieczek gazów i spękań. Przepuszczalność światła może być zaburzona wskutek silnej
absorpcji światła w krysztale.
W bardzo cienkich warstwach nawet minerały zazwyczaj nieprzezroczyste stają się
przezroczyste lub przeświecające. Wszystkie metale są również w cienkich warstwach
nieprzezroczyste. Minerały ziarniste lub włókniste oraz skupienia są zawsze
nieprzezroczyste.
4.
Połysk.
Jest to cecha powierzchni minerału (jego ścian bądź powierzchni powstałych po jego
rozbiciu), określająca sposób, w jaki odbija ona promienie świetlne. Wyróżnia się
następujące rodzaje połysku:
−
metaliczny: właściwy i półmetaliczny,
−
niemetaliczny: diamentowy, szklisty, tłusty, perłowy, jedwabisty i matowy.
5.
Łupliwość.
Jest to zdolność minerałów do pękania pod wpływem uderzenia bądź nacisku na części
ograniczone powierzchniami płaskimi. Łupliwość nie występuje u minerałów
bezpostaciowych i u niektórych minerałów krystalicznych. Minerały mogą wykazywać
łupliwość w jednym lub w kilku kierunkach. Kierunki te są w danym krysztale zawsze
takie same, niezależnie od kierunku przyłożenia siły, np. uderzenia. W zależności od
łatwości pękania minerału oraz stopnia prawidłowości powierzchni, łupliwość dzielimy na:
−
doskonałą,
−
bardzo dobrą,
−
wyraźną,
−
niewyraźną (słabą).
6.
Przełam.
Cecha ta mówi nam o braku łupliwości. Minerał wykazujący przełam, pęka wzdłuż
powierzchni zupełnie przypadkowych, jak np. kwarc. Ze względu na kształt tych
powierzchni wyróżnia się następujące typy przełamów:
−
równy (powierzchnie zbliżone do płaskich),
−
nierówny:
muszlowy
(przypominający
kształtem
powierzchnię
muszli),
haczykowaty, zadziorowaty i inne.
Powierzchnie przełamu są zazwyczaj nierówne, a najbardziej charakterystyczne
formy są określane własnymi nazwami opisowymi.
Niektóre minerały pod wpływem uderzenia pękają wzdłuż słabo zaznaczających się,
niezbyt równych powierzchni, które nie przecinają całego kryształu. Cecha ta określana
jest jako oddzielność. Posiadają ją np. niektóre granaty.
7.
Twardość.
Jest to opór, jaki stawia minerał przy próbie zarysowania go ostrym narzędziem.
Próbę wykonuje się swobodnie pociągając ostrzem po powierzchni minerału, bez
stosowania silnego punktowego nacisku, powodującego jej kruszenie bądź miażdżenie.
Twardość minerałów określa się porównując ją do twardości minerałów wzorcowych,
tworzących skalę Mohsa. Jest to zestaw 10 minerałów ułożonych kolejno od najmniej do
najbardziej twardego.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
10
Skala twardości Mohsa podaje tylko następstwo twardości, a więc szereg minerałów
rysujących kolejno wszystkie poprzednie. W praktyce cała skala Mohsa jest rzadko
stosowana, a twardość określa się pośrednio. Minerały o twardości 1 i 2 dają się łatwo
zarysować paznokciem, o twardości 1 do 4 – gwoździem żelaznym, o twardości do
5 – ostrzem stalowym. Minerały o twardości 7 i większej są zdolne zarysować szkło.
Twardość jest cechą charakterystyczną i stałą dla danego minerału. W wypadku wielu
kryształów mieszanych, zwłaszcza glinokrzemianowych, może się ona zmieniać
w pewnych, ściśle określonych dla danego minerału granicach. Istnieją też minerały,
w których twardość jest cechą kierunkową, np. dysten. Twardość określamy badając
minerał w stanie świeżym, nie zmienionym w wyniku późniejszych procesów, np.
wietrzeniowych. Minerały zwietrzałe mają na ogół twardość niższą.
Tabela 1. Skala Mohsa [opracowanie własne]
Twardość
Minerał wzorcowy
1.
Talk
Mg
3
(OH)
2
[Si
4
O
10
]
2.
Gips
CaSO
4
· 2H
2
O
3.
Kalcyt
CaCO
3
4.
Fluoryt
CaF
2
5.
Apatyt
Ca
5
(Cl,F,OH)[PO
4
]
3
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
11
6.
Ortoklaz
KAlSi
3
O
8
7.
Kwarc
SiO
2
8.
Topaz
Al
2
(F,OH)
2
[SiO
4
]
9.
Korund
Al
2
O
3
10.
Diament
C
Innym sposobem badania twardości jest wykorzystanie sklerometru – jest to
przyrząd służący do badania twardości skały na podstawie rysy, jaką robi na
wyszlifowanej płytce badanej skały diament obciążony określonym ciężarkiem.
Sklerometr Smitha stosuje się również na budowach w celu zbadania, czy konstrukcja np.
betonowa ma odpowiednią wytrzymałość.
8.
Właściwości mechaniczne minerału.
Odporność danego minerału na rozbicie lub odkształcenie. Właściwość ta ma ścisły
związek ze spójnością elementów, które tworzą sieć krystaliczną minerału.
Ze względu na wytrzymałość minerały możemy podzielić:
−
kruche – rozpryskują się pod wpływem niezbyt silnego uderzenia, np. kwarc,
−
ciągliwe – można z nich wyciągnąć drut, np. metale rodzime: miedź, srebro, złoto,
−
kowalne – minerały, z których można wykuć cienkie blaszki, np. miedź,
−
sprężyste – wykazują elastyczność, po usunięciu siły odkształcającej powracają do
pierwotnej postaci, np. mika,
−
giętkie – pod działaniem siły odkształcają się na stałe, np. gips,
−
strugalne – dają się ciąć nożem i strugać na wióry, np. gips.
9.
Gęstość właściwa.
Jest bardzo ważną cechą diagnostyczną, która zależy od:
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
12
−
składu chemicznego,
−
porowatości,
−
obecności defektów wewnętrznych – szczelin, pęknięć, inkluzji.
Gęstość względna minerału jest względną liczbą wskazującą, ile razy jego masa jest
większa lub mniejsza od tej samej ilości wody.
Gęstość bezwzględna tzw. masa właściwa – czyli stosunek masy do objętości (g/cm
3
).
Gęstość pozorna (g/cm
3
) – wyraża stosunek masy do objętości wraz z zawartymi
w minerale porami (pustkami). Dokładne określenie gęstości wymaga specjalnych metod.
Pomiar gęstości przeprowadza się najczęściej przy użyciu wagi hydrostatycznej,
której zasada działania opiera się na prawie Archimedesa. Ponieważ gęstość zależy od
temperatury pomiaru (maleje w miarę jej wzrostu), dlatego należy utrzymywać stałe
warunki pomiaru, tj. temperaturę +20
o
i dla takiej wartości podawać mierzone wartości.
Gęstość minerałów jest bardzo zróżnicowana.
Największe wartości (w g/cm
3
) posiadają:
−
metale rodzime (10,0–23,0),
−
minerały kruszcowe (9–4).
Najmniejsze zaś substancje pochodzenia organicznego:
−
np. bursztyn (1,33).
Większość minerałów, głównie skałotwórczych, posiada gęstość w granicach 2–4 g/cm
3
.
Różnica między gęstością bezwzględną a gęstością pozorną jest miarą porowatości
minerału. W przypadku niektórych minerałów stanowi doskonałą cechę rozpoznawczą
(np. barytu – 4,5 g. cm
-3
, galeny – 7,58 g. cm
-3
). Większość minerałów skałotwórczych
ma jednak gęstość rzędu 2,5–3,5 g. cm
-3
. Cecha ta, zatem w badaniach terenowych nie
ma zatem praktycznego znaczenia.
10.
Inne cechy.
W przypadku niektórych minerałów w badaniach makroskopowych wykorzystywane
są inne charakterystyczne cechy. Należą do nich
−
kruchość (np. turmalin),
−
sprężystość (np. muskowit),
−
giętkość (np. gips),
−
kowalność (np. srebro rodzime),
−
smak (np. halit),
−
magnetyzm (np. magnetyt).
Przewodność elektryczna minerału
Najlepszymi przewodnikami są kryształy o wiązaniu metalicznym, np. srebro rodzime,
miedź rodzima. Przewodność elektryczna jest właściwością kierunkową kryształów.
Przewodność elektryczną minerałów charakteryzuje się przy pomocy: przewodności
właściwej, która jest odwrotnie proporcjonalna do oporności właściwej (określa się ją zwykle
jako oporność sporządzonego z tego metalu drutu o długości 1 m i przekroju 1 mm
2
).
Metodę przybliżonego określania przewodności elektrycznej minerałów kruszcowych,
która znajduje zastosowanie przy ich rozpoznawaniu opracowali P.F.Kerr i Ch.K. Cabeen.
Przyrząd służący do tego celu składa się z obwodu elektrycznego, ogniwa, sześciu żarówek
1,25 W i galwanometru.
W przypadku dobrej przewodności (niskiej oporności) minerału – płynie prąd, który
powoduje świecenie żarówek. Gdy oporność minerału jest większa – żarówki nie świecą
i trzeba zmniejszać ich ilość, a w skrajnym przypadku badać przewodność z włączonym
w obwód galwanometrem.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
13
Wyróżnia się trzy grupy minerałów odznaczających się:
–
dobrą przewodnością – (srebro rodzime, nikielin, pentlandyt),
–
średnią przewodnością – (arsenopiryt, magnetyt, galena, chalkopiryt, ilmenit),
–
nieznaczną przewodnością – (kupryt, cynober, antymonit, sfaleryt).
Obecność wrostków minerałów inaczej przewodzących elektryczność może zniekształcić
wynik.
Piroelektryk – to materiał, który posiada zdolność generowania siły elektromotorycznej
pod wpływem zmian temperatury. Piroelektryki posiadają zwykle budowę krystaliczną, choć
niektóre materiały ciekłokrystaliczne a nawet amorficzne również posiadają tę zdolność.
Kryształy o właściwościach piroelektrycznych posiadają bardzo wysoką temperaturę Curie.
Piroelektrykami nie mogą być kryształy, które posiadają środek symetrii. Wszystkie
ferroelektryki są piroelektrykami i piezoelektrykami, jednak piroelektryki i piezoelektryki nie
muszą być ferroelektrykami.
Ze względu na to, że siła elektromotoryczna generowana przez piroelektryki jest bardzo
mała, obserwacje powstawania zjawiska separacji ładunków elektrycznych powstających na
kryształach wskutek ogrzania przeprowadza się sposobem opylania, który został opracowany
przez Augusta Kundta w 1883 r.
Ogrzewany kryształ opyla się sproszkowaną mieszaniną siarki i minii. Do opylania
używa się mieszka zakończonego siatką z gęstego bawełnianego muślinu. Przy przejściu
przez muślin żółte ziarna siarki ładują się ujemnie, czerwona minia – dodatnio. Naładowane
ziarna spadają na powierzchnię naelektryzowanego kryształu i zostają na niej zatrzymane
bądź odrzucone. Powoduje to odmienne zabarwienie przeciwległych elementów powierzchni
kryształu.
Objawy piroelektryczności są możliwe do dostrzeżenia tylko na takich kryształach, które
są dobrymi izolatorami. Zanim zastosowano do badania kryształów rentgenografię
obserwacje zjawisk piroelektryczności miały duże znaczenie przy ustalaniu symetrii
kryształów.
Piezoelektryczność to zjawisko generowania potencjału elektrycznego przez elementy
poddawane mechanicznemu ściskaniu lub rozciąganiu, lub na odwrót zmiany wymiarów tych
elementów na skutek przykładania do nich potencjału elektrycznego. Wielkość potencjału
wytworzonego w ten sposób jest wprost proporcjonalna do wielkości przyłożonej siły.
Zjawisko to jest odwracalne. W kryształach właściwości piezoelektryczne występują pod
dwoma podstawowymi warunkami:
−
w krysztale muszą występować liczne chemiczne wiązania jonowe,
−
wiązania te muszą mieć charakter anizotropowy.
Właściwości piezoelektryczne wykazują kryształy należące do 20 różnych klas symetrii.
Najczęściej jednak w technice używane są płytki wycięte z kryształów kwarcu ukośnie do
jednej z polarnych dwukrotnych osi symetrii i równolegle do osi Z.
W ciekłych kryształach właściwości piezoelektryczne występują, gdy:
−
tworzące je cząsteczki są uporządkowane (np. polu magnetycznym) tworząc rozległe
monodomeny,
−
cząsteczki te posiadają na końcach silnie polarne grupy (np. CN),
−
cząsteczki te generują fazy optycznie czynne (np. smektyczne C*).
Właściwości piezoelektryczne kryształów i ciekłych kryształów są wykorzystywane
praktycznie w:
−
generowaniu dźwięków (np. głośniki oparte na elementach piezoelektrycznych),
−
rejestracji dźwięków (mikrofony oparte na elementach piezoelektrycznych),
−
detekcji drobnych drgań (np. w czujnikach sejsmicznych, alarmach samochodowych itp.),
−
do wytwarzania iskry elektrycznej (np. w zapalniczkach),
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
14
−
płytki piezoelektryczne wycięte z kwarcu, rzadziej z turmalinu znajdują zastosowanie
w radiotechnicznej aparaturze nadawczej do stabilizowania częstości drgań, w aparatach
do badania materiałów przy pomocy ultradźwięków (defektoskopia).
Skała to naturalne skupienia minerałów jednakowych lub niejednakowych pod względem
morfologicznym i chemicznym, które mogą być albo spojone ze sobą, albo pozostawać obok
siebie w stanie luźnym. Przestrzenny zasięg danej skały jest zawsze ograniczony, gdyż jeżeli
zmienia się skupienia minerałów pod względem właściwości oraz sposobu ich powiązania,
zmieni się tym samym rodzaj skały. Każda skała jest produktem odrębnego procesu
geologicznego.
Pod względem fizyko-mechanicznym podzielono najogólniej skały na: bardzo zwięzłe,
zwięzłe, słabo zwięzłe luźne płynne i gazowe, Do badań skał pod względem właściwości
fizyko-mechanicznych, stosuje się przeważnie metody stosowane do badania tworzyw
sztucznych i materiałów technicznych.
Rys. 1. Formy występowania skał magmowych [10]
Rys. 2. Klasyfikacja skał magmowych [10]
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
15
Rys. 3. Cykl skalny [10]
Skały budujące skorupę ziemską powstają w wyniku działania różnych procesów
geologicznych. Najbardziej podstawowy podział skał opiera się właśnie na ich genezie
i obejmuje następujące grupy:
−
skały magmowe,
−
skały osadowe,
−
skały metamorficzne.
Skały magmowe i metamorficzne obejmowane są czasem wspólną nazwą skał
krystalicznych.
Podział skał magmowych w zależności od budowy wewnętrznej
Skały magmowe wykazują różną budowę wewnętrzną tj. strukturę i teksturę. Struktura
określa sposób wykształcenia minerałów. Ze względu na stopień wykrystalizowania masy
skalnej wyróżnia się następujące typy struktur:
1)
pełnokrystaliczne (holokrystaliczne) – gdy wszystkie składniki są wykrystalizowane; taka
strukturę mają wszystkie skały magmowe głębinowe, a także część skał wylewnych,
2)
półkrystaliczne (hipokrystaliczne) – gdy w nieskrystalizowanej (szklistej) masie tkwią
pojedyncze kryształy lub ich zespoły,
3)
szkliste – gdy nie doszło do krystalizacji, a cała skała zbudowana jest z bezpostaciowego
szkliwa, które z biegiem czasu na ogół rekrystalizuje; z tego względu szkliwo występuje
zwykle tylko w młodszych skałach.
Większość skał magmowych posiada strukturę pełnokrystaliczną, w której zależnie od
wielkości wykrystalizowanych składników wyróżnia się struktury:
1)
jawnokrystaliczną (fanerytową, fanerokrystaliczną) – gdy poszczególne składniki
mineralne są widoczne gołym okiem; w zależności od rozkładu wielkości kryształów
budujących skałę struktura fanerytowa może mieć postać:
a)
równoziarnistą, gdy minerały występujące w skale tworzą kryształy mniej więcej
jednakowej wielkości; struktura równoziarnista, w zależności od przeciętnej
wielkości ziaren, może być:
−
gruboziarnista (średnica ziaren powyżej 5 mm),
−
średnioziarnista (średnica ziaren od 5 mm do 2 mm),
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
16
−
drobnoziarnista (średnica ziaren poniżej 2 mm).
b)
nierównoziarnistą, gdy minerały występujące w skale tworzą kryształy różnej
wielkości; struktura ta, w zależności od rozkładu wielkości kryształów, może być:
−
porfirowata, gdy wielkość ziaren zmienia się stopniowo od największych do
najdrobniejszych,
−
fanerytowo-porfirowa, gdy ziarna dzielą się na dwie zasadnicze grupy: ziarna
duże i małe.
2)
skrytokrystaliczną (afanitową) – gdy poszczególne składniki skały są tak małe, że można
je rozróżnić jedynie pod mikroskopem,
3)
porfirową – gdy w skrytokrystalicznym tle skalnym (tzw. cieście skalnym) widoczne są
pojedyncze ziarna tzw. prakryształów; struktura ta jest dostrzegalna okiem
nieuzbrojonym na świeżym przełomie skały.
Rys. 4. Przykładowe struktury skał należących do różnych grup [13]
Tekstura – określa sposób rozmieszczenia minerałów w skale. Pojęcie to obejmuje takie
cechy jak uporządkowanie składników skały i stopień wypełnienia przez nie przestrzeni
w skale. Cechy te zależą przede wszystkim od dynamiki krzepnącego stopu, a w mniejszym
stopniu od jego składu chemicznego.
W zależności od stopnia uporządkowania składników skały wyróżnia się tekstury:
−
bezładną – gdy rozmieszczenie składników skały nie wykazuje żadnej prawidłowości;
tekstura taka wykazuje, że krystalizacja magmy przebiegała równomiernie w całej masie,
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
17
a czynniki porządkujące ułożenie i rozkład składników w skale nie miały znaczenia. Jest
to najczęściej spotykana tekstura skał magmowych, szczególnie zaś plutonicznych,
−
kierunkową (uporządkowaną) – gdy składniki skały rozmieszczone są w sposób
regularny; tekstura ta powstaje w wyniku działania na krzepnącą magmę czynników
porządkujących np. ciśnienia kierunkowego, płynięcia magmy itp. Najczęściej
obserwacja tego typu tekstury możliwa jest jedynie pod mikroskopem.
Uwzględniając stopień wypełnienia przestrzeni skalnej wyróżnia się tekstury:
−
masywną (zbitą) – gdy składniki mineralne całkowicie wypełniają przestrzeń skalną nie
pozostawiając żadnych wolnych przestrzeni (porów, próżni skalnych),
−
porowatą – gdy pomiędzy składnikami mineralnymi skały występują wolne przestrzenie,
nie zapełnione podczas krystalizacji magmy substancją mineralną w stanie stałym.
Tekstura ta powstaje najczęściej w skałach, których tworzeniu towarzyszy gwałtowne
odgazowanie krzepnącej magmy. Odmianami tekstury porowatej są tekstury:
pęcherzykowata, gąbczasta i migdałowcowa. Ta ostatnia powstaje wskutek wtórnego
wypełnienia pęcherzyków pogazowych przez rozmaite minerały (np. kwarc, chalcedon,
chloryty, itp.).
Skały osadowe
Skały osadowe powstają w wyniku nagromadzania i osadzania produktów wietrzenia
starszych skał, jak również resztek roślinnych i zwierzęcych o różnym stopniu rozkładu.
Mogą też tworzyć się w wyniku wytrącania z roztworów wodnych. Głównymi procesami
uczestniczącymi w genezie tych skał są: wietrzenie, transport, sedymentacja i diageneza.
Procesy te, stanowiące etapy rozwoju skał osadowych następują po sobie w określonej
kolejności, bądź też mogą się wzajemnie zazębiać. Nie wszystkie skały osadowe przechodziły
w swym rozwoju wszystkie wymienione etapy.
Powstawanie skał osadowych związane jest z dużymi zmianami warunków fizycznych
i chemicznych środowiska ich powstawania. Za szczególnie istotne należy uznać:
−
wahania temperatury na powierzchni wietrzejących skał (od -80
o
C do + 80
o
C),
−
znaczna rozpiętość opadów (od zera do kilku tysięcy mm rocznie),
−
stosunek opadów do parowania,
−
stężenie jonów wodorowych, które w naturalnych zbiornikach waha się w granicach od
pH 5 do pH 9,
−
potencjał oksydoredukcyjny (Fe
2+
– Fe
3+
),
−
udział organizmów żywych (mikroorganizmy, rośliny, zwierzęta).
Minerały wchodzące w skład skał osadowych są dwojakiego pochodzenia:
−
minerały allogeniczne, tzn. powstałe poza środowiskiem tworzenia się skał osadowych.
Dostają się one do środowiska osadowego w wyniku mechanicznego wietrzenia skał
starszych niż dany osad i przetransportowania do zbiornika sedymentacyjnego,
−
minerały autogeniczne, tj. powstałe w środowisku tworzenia się skał osadowych.
Powstają one w wyniku bezpośredniego wytrącenia z roztworu, na skutek procesów
biochemicznych lub w wyniku późniejszych przemian diagenetycznych w obrębie
złożonego osadu.
Niektóre minerały mogą występować w skałach osadowych zarówno jako allo- jak
i autogeniczne. Odnosi się to przede wszystkim do kwarcu, który nieraz w tej samej skale
występuje w postaci allogenicznych ziaren oraz autogenicznego spoiwa (lepiszcza). Spośród
minerałów skał magmowych i metamorficznych, minerałami allogenicznymi skał osadowych
stają się te, które wykazują największą odporność na wietrzenie. Do najważniejszych
minerałów autogenicznych należą: opal, kwarc autogeniczny, chalcedon, minerały ilaste,
glaukonit, gibbsyt, diaspor, getyt, lepidokrokit, piryt autogeniczny, markasyt, kalcyt, dolomit,
syderyt, apatyt, wiwianit, anhydryt, baryt, kizeryt, halit, sylwin, karnalit i kainit.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
18
Wszystkie skały osadowe występują w postaci warstw (pokładów). Pierwotnie ułożenie
tych warstw jest zbliżone do horyzontalnego. Wszelkie istotne odstępstwa od tego położenia
są wynikiem późniejszych deformacji tektonicznych. Swoistą cechą budowy skał osadowych
jest uławicenie i warstwowanie. Ławicą nazywany jest pokład oddzielony od innych
wyraźnymi powierzchniami nieciągłości oraz odznaczający się spoistością. Uwarstwienie
natomiast jest cechą teksturalną polegającą na przestrzennym uporządkowaniu składników
w obrębie ławicy. Uławicenie występuje we wszystkich skałach osadowych, warstwowanie
jest zaś cechą charakterystyczną głównie dla skał okruchowych i ilastych.
Skały osadowe są w petrografii sklasyfikowane na trzy grupy, w zależności od genezy:
–
skały osadowe okruchowe
–
skały osadowe pochodzenia chemicznego,
–
skały osadowe pochodzenia organicznego.
Skały metamorficzne
Skały metamorficzne powstają w wyniku działania procesów metamorficznych. Ich
charakter zależy od rodzaju skały wyjściowej oraz zakresu temperatury i ciśnienia, w jakich
zachodzi przeobrażanie. Na tej podstawie wyróżniono (U. Grubenmann, P. Niggle) trzy strefy
metamorfizmu, w których powstają skały różniące się składem mineralnym i teksturą:
−
strefa górna (Epi) – charakteryzuje się działaniem dużych ciśnień kierunkowych (stressu),
małego ciśnienia hydrostatycznego oraz niskiej temperatury. Stress decyduje
o wykształceniu się wyraźnej tekstury łupkowej,
−
strefa pośrednia (Mezo) – cechuje się działaniem silnego stressu, dużego ciśnienia
hydrostatycznego oraz średniej temperatury. Warunki takie sprzyjają rekrystalizacji
składników i powstawaniu minerałów o dużej gęstości, np. granatów. W strefie tej
powstają skały o strukturze bezładnej lub grubołupkowej, podkreślonej równoległym
ułożeniem blaszek łyszczyków, słupków amfiboli, itp.,
−
strefa dolna (Kata) – panuje w niej duże ciśnienie hydrostatyczne i wysoka temperatura,
aż do powstania faz półpłynnych. Oddziaływanie stressu jest nieznaczne. Powstają tu
skały wykazujące na ogół teksturę bezładną i strukturę gruboblastyczną, co upodabnia je
do magmowych skał głębinowych.
Skały metamorficzne charakteryzują się strukturami pełnokrystalicznymi, które
określane są jako blastyczne. Podkreśla to podstawowy efekt metamorfozy, polegający na
pojawieniu się krystalicznych minerałów nawet w skałach pierwotnie niekrystalicznych
(krystaloblasteza). W zależności od wielkości kryształów (blastów) wyróżnia się struktury:
drobno-, średnio-, i gruboblastyczne. Struktury gruboblastyczne wyglądem odpowiadają
strukturze jawno krystalicznej skał magmowych.
Tekstury skał metamorficznych odznaczają się swoistym wykształceniem. Najczęściej
dochodzi do powstania tekstur kierunkowych:
–
łupkowej, która jest wynikiem równoległego ułożenia minerałów blaszkowych
(np. łyszczyków, chlorytów itp.), które występują w skale w dużej ilości. Powoduje to
występowanie złupkowacenia, czyli rozdzielności na cienkie równoległe do tekstury,
płaskie pakiety nie różniące się między sobą składem mineralogicznym,
–
gnejsowej, powstającej w wyniku zróżnicowania składu mineralogicznego na warstwy
skaleniowo-kwarcowe (zawierające także inne minerały) oraz na warstwy zasobne
w łyszczyki, chloryty lub inne krzemiany warstwowe. Jeżeli skalenie lub kwarc osiągają
znaczne rozmiary, to w zależności od ich kształtu wyróżnia się struktury oczkowe,
soczewkowate, laminowane i inne.
W niektórych skałach metamorficznych, zwłaszcza powstających w strefie Kata,
rozwijają się również struktury bezkierunkowe.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
19
Tabela 1. Zestawienie produktów różnych stref metamorfizmu regionalnego z uwzględnieniem skał
wyjściowych i powstających tekstur [13]
Strefy
metamor-
fizmu
Struktury
Skały wyjściowe
granity
sjenity
gabra
bazalty
perydotyty
dunity
arkozy
szarogłazy
piaskowce
kwarcowe
skały
ilaste i
mułowce
wapienie
dolomity
EPI
łupkowe
łupki
serycy-
towe
zieleńce,
łupki
chlory-
towe
serpentyni-
ty, łupki
talkowe
fyllity
kwarcyty
fyllity
marmury
kalcytowe,
marmury
dolomitowe
MEZO
łupkowo-
gnejsowe
orto-
gnejsy
amfibolity
paragnejsy
łupki
mikowe,
paragnejsy
KATA
gnejsowe,
bezładne
eklogity
paragnejsy
Skały metamorficzne klasyfikowane są według założeń genetycznych, w zależności od
przedziałów temperatury i ciśnienia, w jakich powstały. Geneza skały pierwotnej pełni rolę
marginalną, jest jednak podstawą do podziału na odmiany orto-, utworzone ze skał
magmowych (np. ortognejsy, ortoamfibolity) i odmiany para-, powstałe ze skał osadowych
(np. paragnejsy, paraamfibolity). Wyjątek stanowią metakwarcyty – skały metamorficzne
powstałe w wyniku przeobrażenia skał osadowych. Mianem ortokwarcytów określa się
natomiast skały osadowe – piaskowce kwarcowe o lepiszczu krzemionkowym.
Skały
metamorficzne
należą
do
słabo
rozpowszechnionych
w
przyrodzie.
Za najważniejsze uznać należy:
−
gnejsy,
−
fyllity,
−
łupki krystaliczne,
−
kwarcyty,
−
marmury,
−
zieleńce,
−
serpentynity,
−
amfibolity,
−
granulity,
−
eklogity.
4.1.2. Pytania sprawdzające
Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.
1.
Co to są minerały?
2.
Jak klasyfikuje się minerały?
3.
Co to jest układ krystalograficzny minerału?
4.
Co nazywamy pokrojem?
5.
Według jakiej skali oznaczamy twardość minerałów?
6.
Co to jest wytrzymałość minerałów?
7.
Na czym polega piezoelektryczność minerałów?
8.
Co nazywamy skałą?
9.
Jak klasyfikuje się skały?
10.
Co nazywamy teksturą skały?
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
20
4.1.3. Ćwiczenia
Ć
wiczenie 1
Określ twardość minerałów według skali Mohsa. Połącz strzałkami pozycję skali
twardości z nazwą minerału wzorcowego.
1.
Fluoryt
2.
Ortoklaz
3.
Talk
4.
Diament
5.
Kalcyt
6.
Apatyt
7.
Topaz
8.
Korund
9.
Gips
10.
Kwarc
Sposób wykonania ćwiczenia:
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
określić pojęcie twardości minerałów,
2)
odszukać w katalogach twardość podanych minerałów,
3)
dobrać nazwę minerału do pozycji w skali Mohsa,
4)
zaprezentować wyniki ćwiczenia.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−
katalogi minerałów,
−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
21
Ć
wiczenie 2
Określ powstanie i strukturę określonych typów skał.
Rodzaje skał
Geneza skał
Struktura skał
Magmowe
Osadowe
Metamorficzne
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
określić genezę poszczególnych typów skał,
2)
odszukać w katalogach informacje o charakterystycznych elementach struktury różnych
typów skał,
3)
zapisać informacje w tabeli,
4)
zaprezentować wyniki ćwiczenia.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−
katalogi skał,
−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
Ć
wiczenie 3
Rozpoznaj organoleptycznie, do jakiej grupy skał należą prezentowane okazy.
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
zorganizować stanowisko pracy do wykonania ćwiczenia,
2)
porównać ze strukturami katalogowymi, struktury otrzymanych okazów skał,
3)
odszukać w katalogach skał informacje o prezentowanych próbkach skał,
4)
zapisać w zeszycie informacje o każdym okazie skały,
5)
pogrupować okazy skał według ich genezy,
6)
zaprezentować wyniki ćwiczenia.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−
katalogi skał,
−
próbki skał,
−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
22
4.1.4. Sprawdzian postępów
Czy potrafisz:
Tak
Nie
1)
rozróżnić pojęcie skały i minerału?
2)
określić właściwości minerałów?
3)
rozróżnić minerały według ich twardości?
4)
sklasyfikować skały?
5)
wyjaśnić genezę określonych typów skał?
6)
rozpoznać typ skały?
7)
posłużyć się katalogami minerałów i skał?
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
23
4.2.
Badanie właściwości fizycznych i mechanicznych skał
4.2.1. Materiał nauczania
Fizyczne właściwości skał
Skała (ciało fizyczne) to naturalny, wieloziarnisty, spójny zespół jednego lub więcej
minerałów i (lub) mineraloidów, z różnym dodatkiem płynów i powietrza. Poszczególne
rodzaje skał różnią się między sobą (chociażby w drobnych szczegółach), to znaczy cechują
się różnymi właściwościami fizycznymi. Właściwości fizyczne (parametry), które
charakteryzują stan fizyczny skał, to gęstość, porowatość, sprężystość, zdolność
przewodzenia prądu elektrycznego.
Ta sama skała może wykazywać różne wartości tej samej właściwości fizycznej
w zależności od ciśnienia nadkładu, temperatury, nawilgocenia i innych czynników.
Wieloletnie badania wykazały, że pomiędzy niektórymi właściwościami skał występują
wzajemne związki. Niektóre właściwości skał ujawniają się również w przestrzeni poza tą
skałą, w tym również na powierzchni ziemi (np. w postaci pola siły magnetycznej). Z kolei
inne właściwości, a raczej ich zmienności, powodują zakłócenia w zjawisku sztucznie
wywołanym w środowisku skalnym.
Gęstość skał
Ciała o różnej objętości wykonane z tej samej substancji mają różne masy, ale stosunek
mas tych ciał do ich objętości jest wielkością stałą:
V
m
ρ
=
Ten stosunek może więc być traktowany jako pewna charakterystyczna właściwość danej
substancji i nazwano ją gęstością. Gęstość substancji
ρ
(lub masa właściwa) jest to stosunek
masy tej substancji m (ciała jednorodnego) do jej objętości V. Liczbowo gęstość równa się
masie jednostki objętości substancji (ciała jednorodnego).
Z definicji skały wynika, że jest to ciało niejednorodne, że oprócz fazy stałej zawiera
płyny i gazy, a zatem jej gęstość trzeba określić inaczej. Jest to stosunek liczbowy sumy masy
fazy stałej (m
1
), ciekłej, (m
2
) i gazowej (m
3
) do sumy objętości zajmowanej przez te fazy
i nazwano ją gęstością objętościową lub pozorną skały:
V
m
m
m
V
V
V
m
m
m
ρ
3
2
1
3
2
1
3
2
1
0
+
+
=
+
+
+
+
=
V = V
1
+V
2
+V
3
Gęstość skał zależy od ich składników. Skały zawierające takie minerały, jak pirokseny,
amfibole, epidot, mają gęstość większą niż skały zawierające minerały ilaste. Skały
magmowe i metamorficzne charakteryzują się gęstościami większymi niż skały osadowe.
Gęstość pozorna skał jest wyznaczana na próbkach pobranych z rdzeni wiertniczych,
z wyrobisk górniczych lub z naturalnych odkrywek. W praktyce ze względów ekonomicznych
i innych, pomiar gęstości nie jest wykonywany bezpośrednio po wydobyciu rdzenia z otworu
czy po pobraniu próbki, ale w laboratorium. Utraconą wilgotność przywraca się próbce
podczas wyznaczania gęstości nasycając ją cieczą o gęstości
ρ
= l,0· 10
3
kg/m
3
. Obecnie
w Polsce gęstości objętościowe próbek skalnych wyznacza się zmodyfikowanym,
gęstościomierzem Samsonowa lub metodą piknometryczną. Metoda piknometryczna jest
bardzo dokładna.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
24
Gęstość oznacza się tą metodą według wzoru:
q
d
p
d
ρ
−
+
=
gdzie:
ρ
– gęstość,
d – masa próbki skały,
p – masa piknometru napełnionego wodą,
q – masa piknometru napełnionego próbką.
Skałę do oznaczenia gęstości należy sproszkować do wielkości ziaren 0,06–0,15 mm, ale
nie ucierać na pył. Powietrze, które wiąże się adhezyjnie ze sproszkowanym materiałem,
należy usunąć albo przez wygotowanie, albo przez zmniejszone ciśnienie.
Przy metodzie suspensyjnej do oznaczania gęstości stosuje się ciecze o znanych
gęstościach. Gęstości cieczy oznacza się albo areometrem, albo tzw. wagą Westphala.
Najczęściej używane ciecze do oznaczania gęstości:
1.
Ciecz Thouleta, tj. roztwór wodny HgJ
2
i KJ, w stosunku ciężarowym 1:1,24,
o maksymalnej gęstości 3,196.
2.
Bromoform – CHBr
3
– o maksymalnej gęstości 2,904.
3.
Czterobromek acetylenu – C
2
H
2
Br
4
– o gęstości około 3.
4.
Jodek metylenu – CH
2
J
2
– maksymalna gęstość 3,32.
5.
Ciecz Clericiego, tj. wodny roztwór mrówczanu HCOO·Tl i jabłczanu talu
CH
2
(COO)
2
·Tl
2
o gęstości 4,2 w stanie zimnym, a po podgrzaniu 4,5.
Do oznaczania gęstości stosuje się także stopy azotanu talowortęciowego o gęstości 5,5.
Porowatość i przepuszczalność skał
Porowatość jest to zbiór wszystkich próżni (porów) występujących w skale między
ziarnami. Pory mogą być zamknięte, gdy są otoczone szczelnie substancją skalną, lub mogą
być otwarte, gdy poszczególne pory są połączone tworząc kanaliki, szczeliny itp. Miarą
porowatości skał jest współczynnik porowatości K
p
i wskaźnik porowatości e.
Współczynnik porowatości (potocznie nazywany porowatością) jest to stosunek objętości
wszystkich porów w próbce skały do objętości całej próbki i wyraża się go wzorem
(zazwyczaj w %):
100
V
V
100
V
V
-
V
K
p
z
⋅
=
⋅
=
p
gdzie: V – objętość całej badanej próbki skalnej,
V
p
– całkowita objętość porów badanej próbki,
V
z
– całkowita objętość ziaren badanej próbki.
Wskaźnik porowatości jest to stosunek objętości porów do objętości ziaren w próbce
skały:
z
p
V
V
e
=
Współczynnik porowatości nie zależy od wielkości ziaren, ale od ich kształtu,
jednorodności oraz sposobu ułożenia w skale. Skała zbudowana z ziaren kulistych ma
porowatość większą niż skała zbudowana z ziaren ostrokrawędzistych, słupkowatych,
tabliczkowatych. Bardziej porowate są skały zbudowane z ziaren o jednakowej wielkości niż
o różnej wielkości. Skały magmowe i metamorficzne są mniej porowate niż skały osadowe.
Porowatość skał maleje ze wzrostem ciśnienia, a zatem i ze wzrostem głębokości
występowania skały.
Z porowatością skał jest ściśle związana ich przepuszczalność, gdyż warunkiem jej
istnienia jest obecność w skale wolnych, otwartych przestrzeni (porów, próżni, szczelin).
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
25
Przepuszczalność jest to zdolność skal do przewodzenia przez nie cieczy, gazów lub ich
mieszanin przy istnieniu różnicy ciśnień. Jeśli w skale przemieszcza się woda. to mówi się
o wodoprzewodności. Woda w skale może przepływać, gdy istnieje różnica ciśnień
hydrostatycznych. Przepuszczalne są zatem skały porowate, szczelinowate lub skrasowiałe.
Przepuszczalność skały zależy nie tylko od rodzaju próżni lub porów (otwarte, zamknięte),
ale także od ich wielkości. Jeżeli wymiary próżni (porów) są tak małe, że całe ich światło
objęte jest strefą działania sił cząsteczkowych, to woda w nich zawarta jest utrzymywana
(uwięziona) przez te siły, a więc niezdolna do ruchu.
Według H. Darcy'ego (1856) ilość wody Q przepływającej przez środowisko porowate
w jednostce czasu jest proporcjonalna do spadku hydraulicznego i, poprzecznego przekroju
S prowadzącego wodę środowiska filtrującego i współczynnika wodoprzepuszczalności
k (m/s), czyli:
S
i
k
Q
⋅
⋅
=
Spadek hydrauliczny i równa się różnicy wysokości słupów wody lub różnicy ciśnień na
drodze l:
l
h
i
∆
=
Prawo Darcy'ego zakłada, że przepływ wody odbywa się ruchem laminarnym tzn.
współczynnik k zależy od właściwości filtracyjnych ośrodka skalnego oraz od właściwości
fizycznych cieczy, to jest gęstości, temperatury i lepkości.
Skały zawierają substancje, które w różnym stopniu pochłaniają wodę i inne ciecze.
Skały zawierające substancje, które zwilżają się wodą nazywa się hydrofilowymi, a skały
zawierające substancje, które zwilżają się lepiej ropą niż wodą – hydrofobowymi. Woda
w porach skał hydrofobowych występuje w postaci izolowanych kropelek w ropie lub
przylegających do ziaren skały.
Pod wpływem ciśnienia nadległych warstw skalnych zmniejsza się porowatość (objętość)
skał i jednocześnie rośnie ich gęstość. Proces ten nazwano kompakcją skał. Kompakcja zależy
od grubości nadkładu oraz od właściwości fizycznych i mechanicznych skał. Najsilniej
ulegają kompakcji skały osadowe – drobnoziarniste (iły, muły). Znajomość prawidłowości
zmniejszania się porowatości i zwiększania gęstości wraz z głębokością, dla poszczególnych
rodzajów skał ma istotne znaczenie przy interpretacji wyników badań geofizycznych.
Zjawisko kompakcji jest też wykorzystywane w geologii do oceny pionowych przesunięć
tych samych utworów w wyniku ruchów górotwórczych.
Znajomość porowatości skał jest bardzo ważna dla wielu zagadnień, jak np. ściśliwości
skał, wytrzymałości na zamrażanie, nasiąkanie wodą itp.
Oznacza się porowatość skał suchych, wilgotnych i nasyconych wodą. Pod względem
porowatości rozróżnia się skały zbite – 1% porowatości, małoporowate 1–2,5%, średnio
porowate 2,5–5%, znacznie porowate 5–10%, silnie porowate 10>20%, bardzo silnie
porowate > 20% porowatości.
Z
oznaczeniem porowatości łączy się bardzo często oznaczenie nasiąkliwości skały
wodą. W celu oznaczenia nasiąkliwości, którą wyraża się w procentach, wysusza się
odważoną próbkę skały w temperaturze 110 °C do stałego ciężaru, następnie zanurza się ją
w wodzie i utrzymuje się w niej przez 24 godz. Po 24 godzinach wyjmuje się próbkę z wody,
osusza bibułą sączkową i waży, a następnie zanurza ponownie na dalsze 24 godziny, po czym
znowu osusza i waży. Czynność tę należy prowadzić tak długo, dopóki nie stwierdzi się
żadnego przyrostu na ciężarze, czyli nie osiągnie stałej wagi. Skały zbite osiągają stały ciężar
czasem dopiero po 28 dniach zanurzania ich w wodzie.
Nasiąkliwość wodą można oznaczyć też przez gotowanie próbki skały w wodzie
w temperaturze wrzenia przez około 4–8 godzin, albo przez nasycenie jej wodą pod
ciśnieniem przez około 2 godz.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
26
Wielkości porów w skałach są różne. Rozróżnia się
mikropory o wymiarze 0,005 mm,
drobne pory 0,005–0,2 mm, duże pory 0,2–2 mm, bardzo duże pory > 2 mm.
Twardość skał
Dotychczas nie ma dokładnych metod bezpośredniego oznaczenia twardości skał.
Stosowanie mineralogicznych metod oznaczania twardości w odniesieniu do skał jest tylko
częściowo słuszne. Zależnie od celu, do jakiego ma się zastosować daną skałę, można
wyrazić jej twardość innymi właściwościami fizyko-mechanicznymi. Na przykład twardość
dla skał używanych w budownictwie wyraża się wytrzymałością na ściskanie, twardość skał
do wyrobu płyt chodnikowych, płyt szlifierskich – wytrzymałością na ścieranie. Przyjęło się
uważać za twarde te skały, które wykazują wysoką wytrzymałość na ściskanie i które
zbudowane są również z twardych minerałów, przy czym przez minerały twarde rozumie się
te, których twardość według skali Mohsa przekracza 5 1/2 (twardsze od stali). Sama jednak
wytrzymałość skały na ściskanie, ani też zawartość w niej – minerałów twardych nie decydują
jeszcze o jej twardości.
W Szwajcarii opracowano projekt stworzenia sześciu grup twardości skał, według zasad
podanych w tabeli 2.
Tabela 2. Podział skal na grupy twardości [13]
Ś
rednia wytrzymałość
na ściskanie
10
5
⋅⋅⋅⋅
N/m
2
Zawartość minerałów twardszych niż stal = 5 1/2
0–25%
25– 50%
50–75%
75–100%
ponad 2200
średnio
twarde
twarde
twarde
bardzo
twarde
1800 – 2200
średnio
twarde
średnio
twarde
twarde
twarde
1400 –1800
średnio
twarde
średnio
twarde
średnio
twarde
twarde
1000 – 1400
miękkie
miękkie
średnio
twarde
średnio
twarde
600 –1000
miękkie
miękkie
miękkie
średnio
twarde
poniżej 600
bardzo
miękkie
bardzo
miękkie
miękkie
miękkie
Wytrzymałość na udar i miażdżenie
Udarność jest to zdolność materiału na przenoszenie krótkotrwałych obciążeń dynamicznych.
Wyrażona jest zazwyczaj ilością energii potrzebnej do zniszczenia próbki materiału. Udarność
skał bada się za pomocą aparatu Page'a. Próbkę skały przygotowuje się w kształcie kostki
o krawędzi 25 mm albo walca o długości boku i średnicy 25 mm. Młot o ciężarze 20 N
w aparacie Page'a spuszcza się po raz pierwszy
z wysokości 1 cm. Przy każdym następnym
podnoszeniu młota zwiększa się jego wysokość spadania o 1 cm. Opadanie młota prowadzi się aż
do rozbicia próbki, przy czym uderzenia młota skierowane są na jej środek. Przyjęto uważać skały
wytrzymujące powyżej 12 uderzeń za skały bardzo zwięzłe, 12–8 uderzeń za średniozwięzłe
i poniżej 8 uderzeń za małozwięzłe. W czasie badania zwięzłości skał spotyka się między jednym
a drugim oznaczeniem odchylenia różniące się między sobą o 50 a nawet o 100%. Średnią
zwięzłość przyjmuje się zwyczajnie na podstawie 10–15 oznaczeń. Badanie zwięzłości skał
luźnych przeprowadza się na brykietach wykonanych z tych skał w prasie brykietowniczej.
Do oznaczenia odporności skał na miażdżenie stosuje się metodę Foppla.
W tej metodzie
uderzenie młota obejmuje całą powierzchnię próbki skały, wykonanej w postaci
znormalizowanej kostki o boku 29 mm, czyli o objętości 25 cm
3
. Ciężar młota wynosi 500 N.
Pierwsze uderzenie przeprowadza się z wysokości 1 cm, następne z 2, 3, 4, 5 itd.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
27
Współczynnik odporności na miażdżenie N/mm
2
:
S = A/V
gdzie:
A – praca N
⋅
m,
V – objętość kostki, cm
3
.
Plastyczność i ściśliwość skał
Przez plastyczność rozumie się zdolność przybierania przez skałę różnych kształtów,
czyli zdolność formowania przy zachowaniu stałej objętości. Plastyczność skały zależy od
składu chemicznego zawartych w niej minerałów i od stopnia ich rozdrobnienia. Minerały
o właściwościach plastycznych mają strukturę łuseczkowatą albo tabliczkowatą, przy czym
każda z łuseczek lub tabliczek wykazuje pewną sprężystość. Minerały te dzięki swej
krystalochemicznej strukturze mają też zdolność wiązania w sobie wody, dzięki czemu można
je w dowolny sposób ugniatać, nie zmieniając ich objętości. Za minerały bardzo plastyczne
uważa się serycyt, chloryt, talk, kaolinit. Cechą skał plastycznych jest zdolność tworzenia
zawiesin. Stopień plastyczności skały zależy od ilości związanej wody. Plastyczność skały
oznacza się górną i dolną granicą zawartości wody w górnych i dolnych granicach, wyrażanej
w procentach wagowych albo objętościowych.
Górna granica zawartości wody nazywa się granicą płynności g
p
zaś dolna – granicą
wałkowania albo zwijalności g
w
. Granica wałkowania leży na przejściu skały ze stanu
półtwardego w stan plastyczny. Granicę tę oznacza się z różnicy wody w jednym i drugim stanie.
Granica płynności leży na przejściu skały ze stanu plastycznego w stan płynny. Te przejścia
skał w różne stany konsystencji oznacza się za pomocą aparatu A. Casagrande'go. Liczba
wskazująca granice plastyczności skały nazywa się liczbą plastyczności albo miarą
plastyczności:
L
p
= (g
p
– g
w
) 100
gdzie:
L
p
– liczba plastyczności,
g
p
– granica płynności,
g
w
– granica wałkowania (zwijalności).
Skały plastyczne dzielą się według liczby plastyczności na pięć klas.
Tabela 3. Zawartość wody w skałach [13]
Klasa
Zawartość wody w % wagowych
w stosunku do stanu suchego
skały
Rodzaj skały
1
2
3
4
5
1–5
5–15
15–25
25–40
ponad 40
skały bardzo chude
skały chude
skały średnio tłuste
skały tłuste
bardzo tłuste
Skały nieplastyczne w sensie ceramicznym stają się plastyczne pod pływem działania
większych ciśnień. Sól staje się plastyczna pod ciśnieniem 50
⋅
10
5
N/m
2
, zaś marmur pod
ciśnieniem 700
⋅
10
5
N/m
2
.
Dla skał luźnych lub mało zwięzłych, jak piaski, gliny, iły, torfy, iły bogate w humus,
ważne jest oznaczenie ściśliwości, czyli plastycznego zmniejszenia objętości. Oznaczeń
takich dokonuje się w aparacie zwanym dometrem.
Plastyczne zmniejszenie objętości, zwane też współczynnikiem ściśliwości, wyraża się
symbolem
∆
e. Oznacza on plastyczne zmniejszenie objętości danej próbki skalnej wyrażone
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
28
w procentach pod wpływem pionowego obciążenia równego 2,718
⋅
10
5
N/m
2
, w stosunku do
objętości zajmowanej przez tę próbkę przy obciążeniu wstępnym = 1
⋅
10
5
N/m
2
. Zamiast
współczynnika ściśliwości używa się często modułu plastyczności M
p
, przy czym:
M
p
=
σ
i/
∆
e lub M
p
= tg
α
,
gdzie:
σ
i – obciążenie w N/m
2
,
∆
e – współczynnik ściśliwości,
α
– nachylenie krzywej osiadania w funkcji obciążenia w podziałce nielogarytmicznej.
Moduł plastyczności wzrasta z obciążeniem i jest zależny od wstępnego obciążenia.
Przez sprężystość lub elastyczność skały należy rozumieć jej zdolność powracania do
pierwotnego kształtu, z chwilą gdy ustaje odkształcające działanie siły. Odkształcanie
sprężyste zachodzi pod wpływem działających sił zgniatających, łamiących, rozrywających
czy to w sposób statyczny, czy w sposób dynamiczny przez drgania sprężyste, np. sejsmiczne
albo dźwiękowe.
Sprężystość ciała ogranicza siła odkształcająca. Jeżeli siła odkształcająca przekracza
granicę sprężystości ciała, wtedy ulega ono albo odkształceniu plastycznemu, albo
zniszczeniu w postaci zgniecenia, zerwania lub pęknięcia. W zagadnieniach mechaniki
górotworu, najbardziej interesujące jest badanie sprężystości skał pod wpływem zgniatania,
lub obciążenia. W czasie działania sił zgniatających na skałę zmniejsza się w niej objętość
porów i stopniowo zmienia się kształt wkładek międzyziarnowych, czyli spoiwa, które
w wielu przypadkach jest skrytokrystaliezne (zbudowane z krystalitów). Im więcej zawiera
dana skała ziaren krystalicznych a mniej krystalitów, tym mniej reaguje na nacisk i mniej się
odpręża. Jako przykłady mogą służyć piasek kwarcowy i ił, których właściwości są pod wyżej
wspomnianymi względami biegunowo przeciwne.
Ciało stałe pod działaniem sił zewnętrznych odkształca się, to znaczy zmienia swoje
rozmiary (objętość) i kształt. Siły działające prostopadle do powierzchni ciała stałego
powodują – w zależności od zwrotu siły – ściskanie lub rozciąganie ciała. Siły działające
stycznie do powierzchni ciała powodują tzw. ścinanie.
W zachowaniu się ciała (próbki skalnej) pod wpływem stopniowego zwiększania
działającej siły F można wydzielić cztery fazy:
−
dla przedziału wartości siły 0 – F1 wydłużenie względne
∆
l/l ciała jest proporcjonalne do
działającej siły, a po usunięciu tej siły ciało uzyskuje swój pierwotny kształt i objętość,
−
dla przedziału wartości siły F1 – F2 wydłużenie wzrasta szybciej niż liniowe (faza II),
a po ustaniu działania tej siły, ciało również wraca do pierwotnego kształtu i pierwotnej
objętości, ale następuje to znacznie wolniej niż w fazie I,
−
gdy ciało poddamy działaniu jeszcze większej siły F > F2, to wydłużenie będzie wzrastać
znacznie szybciej niż w fazie II, a po usunięciu tej siły ciało już nie uzyska swego
pierwotnego kształtu i objętości (faza III – odkształcenie nieodwracalne),
−
dalsze zwiększanie siły (F > F3) doprowadza do rozerwania (skruszenia) próbki skalnej.
Tak więc, gdy ciało stałe (próbka skalna) zostanie pod działaniem siły zdeformowane
poza pewną granicę – zwaną granicą sprężystości (faza III) – to po ustaniu działania tej
siły. ciało to już nie uzyskuje swego pierwotnego kształtu i pierwotnej objętości. Mamy
wówczas do czynienia z odkształceniem trwałym.
Odkształcenie ciała (próbki skalnej) znikające po usunięciu działającej siły nazywamy
odkształceniem sprężystym. W przedziale wartości siły od 0 do F
2
, tj. do granicy sprężystości
badanej próbki skalnej, między wartością działającej siły F a wydłużeniem względnym
∆
l/l,
zachodzi następująca zależność (jest to prawo Hooke
ł
a):
l
∆l
E
S
F
⋅
=
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
29
gdzie:
F – wartość przyłożonej do ciała siły w N,
S – powierzchnia poprzecznego przekroju próbki skały w m
2
,
l – pierwotna długość próbki w m,
∆
l – przyrost długości próbki w m,
E – moduł Younga N/m
2
,
F/S – naprężenie w Pa.
Wielkość E jest nazywana modułem sprężystości liniowej (podłużnej) lub modułem
Younga; zależy on od właściwości sprężystych ciała i liczbowo jest równy naprężeniu, przy
którym, względna zmiana długości próbki byłaby równa jedności. W rzeczywistości
rozciąganiu próbki towarzyszy zmniejszanie przekroju poprzecznego, a więc i średnicy d tej
próbki. Stosunek względnego zwężenia poprzecznego
∆
d/d do względnego wydłużenia
∆
l/l
nosi nazwę współczynnika Poissona v:
Rys. 5. Ideowy schemat budowy sejsmoskopu [6, s. 11]
Prędkość rozchodzenia się fal sejsmicznych (sprężystych) zależy od składu mineralnego
skał, a także od gęstości, porowatości, stanu nasycenia wodą i głębokości występowania
skały.
Wartości parametrów sprężystych skał określa się albo w laboratorium badając próbki
pobrane z rdzeni wiertniczych albo w terenie, w warunkach naturalnego występowania skał
(in situ). Prędkość rozchodzenia się fal sejsmicznych (sprężystych) w warunkach
laboratoryjnych wyznacza się najczęściej za pomocą ultradźwiękowego sejsmoskopu. Ideowy
schemat budowy sejsmoskopu przedstawia rysunek 5. Wytworzony impuls elektryczny jest
zamieniany przez nadajnik 1 na impuls mechaniczny. Powstała fala ultradźwiękowa przebiega
przez próbkę badanej skały i dochodzi do odbiornika 3. W odbiorniku następuje zamiana
drgań mechanicznych na impulsy elektryczne, które przez wzmacniacz są przekazywane do
oscylografu (mikrosekundomierza). Na podstawie odczytanej na oscylografie różnicy czasu
∆
t między impulsem wzbudzającym, a impulsem po przejściu fali przez próbkę oraz
znajomości długości próbki l oblicza się prędkość fali sprężystej:
v
p
=l/
∆
t
Moduł sprężystości skały zależy od jej porowatości, zawartości w niej wody i od jej
gęstości. Im większa jest sprężystość skały, tym mniejszy jest moduł sprężystości. Moduł
sprężystości rośnie ze wzrastającym naciskiem.
Zmiany, które występują w wymiarach skał w czasie działania na nie nacisku, nie
przebiegają jednak zgodnie z prawem Hocke'a, jak to zachodzi w metalach, w sposób
izotropowy, lecz anizotropowy i są zależne od ich składu mineralnego i chemicznego,
właściwości fizycznych, zawartości wody, zawartości wymiennych jonów, itd.
W celu pełnego oznaczenia właściwości elastycznych skał powinno się oznaczyć obok
modułu sprężystości (elastyczności) E także moduł plastyczności M
p
.
Moduł Younga wyznaczamy w laboratorium na próbkach badanej skały, albo w terenie.
W wyniku takich badań otrzymujemy statyczny moduł Younga. Moduł sprężystości Younga
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
30
wyznaczony na podstawie znajomości prędkości rozchodzenia się fal sprężystych
(sejsmicznych) i gęstości skał nazywa się dynamicznym modułem Younga. Badania
eksperymentalne wykonane przez wielu autorów wykazały, że z reguły wartość modułu
dynamicznego jest większa od wartości modułu statycznego E
d
> E
s
; przy czym k= E
d
/ E
s
–
przyjmuje wartości od 1 do 6.
Główną przyczyną tego, że E
d
jest różne od E
s
jest to, że na ogół ośrodek skalny odbiega
od modelu ciała Hooke'a. Określenie wartości stosunku E
d
/E
s
umożliwia ocenę stopnia
spękania masywu skalnego, co ma istotne znaczenie przy projektowaniu budowli
inżynierskich (mosty, zapory wodne, zbiorniki wodne, itp.).
Tabela. 4. Wytrzymałość na ściskanie, moduły sprężystości i moduły plastyczności niektórych skał [13]
Nazwa skały
Wytrzymałość
na ściskanie
10
5
N/m
2
Moduł
sprężystości E
10
5
N/m
2
Moduł
plastyczności M
p
10
5
N/m
2
Granit
Wapień
Piaskowiec
Piaskowiec
900–2300
1450
750
550
403000
834000
114000
83000
292000
817000
82000
53 000:
Urabialność skał
Z opisanych dotychczas fizyko-mechanicznych właściwości skał urabialność skał jest
w górnictwie jedną z najważniejszych. Przez urabialność skał należy rozumieć ich podatność
na oddzielanie od calizny oraz na rozdrabianie ręczne lub maszynowe. Jednolitej metody, za
pomocą, której można by określić wymienione właściwości dla danej skały, dotychczas brak.
Urabialność skał bada się pod różnymi wzglądami, np. pod względem zwiercalności,
rozsadzalności przy użyciu materiałów wybuchowych, kruszenia lub ścierania w kruszarkach
oraz młynach, itp.
Przez zwiercalność należy rozumieć opór, jaki stawia skała drążącemu ją wiertłu. Wyraża
się ją ilością mm (cm) uwierconych w 1 minucie, czyli postępem wiercenia. Na zwiercalność
skał składają się parametry dotyczące ich właściwości mineralogicznych i fizyko-
mechanicznych oraz parametry techniczne, jak rodzaj wiercenia (obrotowy, udarowy), rodzaj
wiertła, materiał wiertła, sposób usuwania zwiercin, wielkość nacisku, itd.
Czynnikami petrograficznymi mającymi wpływ na postąp wiercenia są:
1.
Struktura, a raczej rodzaj uziarnienia i skład mineralny, a w skałach okruchowych rodzaj
spoiwa. Zależnie od struktury, twardości minerałów i jakości spoiwa odbywa się w czasie
wiercenia wydłubywanie, kruszenie, miażdżenie, skrawanie, ścieranie i szlifowanie.
2.
Tekstura, czyli sposób ułożenia składników mineralnych w skale. Stwierdzono, że postęp
wiercenia przebiega inaczej prostopadle, inaczej równolegle i jeszcze inaczej skośnie do
kierunków ułożenia składników mineralnych w skale.
3.
Ilość i rodzaj widocznych i utajonych spękań (szczelinowatość).
4.
Stopień zawilgocenia.
Przebieg urabialności skał za pomocą rozsadzania materiałem wybuchowym nie został
dotąd ściślej ujęty. Tekstura, uławicenie, porowatość, zawilgocenie oraz szczelinowatość skał
odgrywają przy tym urabianiu dużą rolę.
W toku badań urabialności skał przez kruszenie lub mielenie znaleziono pewne metody
pozwalające określić cyfrowo podatność skały na tego rodzaju urabianie. Metody te nie
należą do metod ścisłych. Do tych metod należy metoda ASTM – kruszenia lub mielenia
różnych skał i węgli w młynie kulowym oraz metoda Protodiakonowa mająca zastosowanie
głównie do węgla. Metoda ASTM daje dobre rezultaty przy badaniu skał miękkich (węgli
miękkich), zawodzi natomiast przy badaniu skał średnio-twardych i twardych. Stosunkowo
duże zastosowanie w węglu znalazła metoda Protodiakonowa ze względu na swą prostotą
wykonania, jakkolwiek daleka jest od dokładności. Oparta jest ona na prawie fizycznym:
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
31
H = A/S
gdzie:
H – praca właściwa rozkruszenia, N
⋅
m/cm
2
,
A – wykonywana praca, N
⋅
m,
S – nowopowstałe powierzchnie ziaren wskutek, ich rozdrobienia, cm
2
, mm
2
.
Autor metody przyjmuje H = f, przy czym f określa jako współczynnik zwięzłości węgla,
S = q / I, gdzie q wyraża nasypową objętość w cm
3
miału, otrzymanego przez kruszenie
węgla, I – odczyt na skali objętościomierza w mm, a następnie f = A/I.
Praktycznie oznaczenie stopnia urabialności węgla metodą Protodiakonowa polega na
wykonaniu następujących czynności. Z pokładu węgla, ze spągu, stropu i środka pobiera się
trzy próbki wielkości pięści i z każdej takiej próbki wydziela się przynajmniej pięć próbek,
o ciężarze po 25–75 kG i o ziarnach powyżej 10 mm. Każdą z tych próbek kruszy się
w głębokim cylindrze ciężarkami o określonym ciężarze przez pięciokrotne uderzenie.
Powstały miał odsiewa się przez sito o wielkości oczek 0,5 mm. Frakcję o ziarnach < 0,5 mm
wprowadza się do objętościomierza, wstrząsa się i mierzy współczynnik f
. Ilość ziaren
< 0,5 mm jest wprost proporcjonalna do wytrzymałości na kruszenie węgla.
Opisaną metodą zbadano 400 przodków węglowych w Zagłębiu Górno-i Dolnośląskim.
Badania te wykazały, że współczynnik zwięzłości (urabialności) f
badanych pokładów węgla
waha się od poniżej 0,4 do 3,5. Współczynnik zaś zmienności zwięzłości (urabialności)
v w jednej warstwie węgla w przodku nie przekracza 43%.
Aby dany gruby pokład zaliczyć do pewnej klasy zwięzłości (urabialności) wyniki
dotyczące zwięzłości poszczególnych ław petrograficznych w pokładzie powinny
odpowiadać sobie w powyżej 95%.
Ś
cieralność skał
Ścieralność skał jest to zmniejszenie przez badaną próbkę objętości, masy lub grubości
pod wpływem czynników ścierających.
Badanie ścieralności materiałów kamiennych przeprowadza się na suchych próbkach
o wymiarach 7,1 x 7,1 x 7,1 cm. Przed przystąpieniem do ścierania próbki mierzy się
w środkach krawędzi i waży. Następnie próbkę umieszcza się w uchwycie aparatu zwanego
tarczą Bohmego i obciąża masą 30 kg. Badana próbka posiada powierzchnię 50 cm
2
,
a dociążenie jej masa 30 kg ma sprawić, że każdy cm
2
próbki będzie dociskany do tarczy
z siłą 0,6 kg/cm
2
. Tarczę na całej długości ścierania posypuje się 20 gramami proszku
ściernego elektrokorundowego, po czym uruchamia się tarczę. Po każdych 22 obrotach
proszek wraz z startym materiałem zmiata się i nasypuje nową porcję świeżego proszku.
Czynność tą powtarzamy po każdych 22 obrotach. Po 110 obrotach próbkę obracamy o kat
90° i dalej kontynuuje ścieranie. Czynność tą powtarzamy 4-krotnie co 110 obrotów. Po 440
obrotach tarczy próbkę wyjmuje się z uchwytu i mierzy stratę masy:
S =
0
ρ
F
∆m
⋅
,
S – ścieralność,
m – masa próbki przed badaniem,
m
P
– masa próbki po badaniu,
∆m – ubytek masy,
F – pole powierzchni badanej próbki,
ρ
0
– przyjęta gęstość pozorna próbki.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
32
Rys. 6. Boehmego tarcza – urządzenie do badania
ścieralności (wyrażanej w cm) materiałów
kamiennych
na
tarczy
obrotowej
z zastosowaniem proszku ściernego [13]
Magnetyczne właściwości skał
Zbliżając do magnesu różne substancje stwierdzamy, że tylko nieliczne z nich są przez
ten magnes przyciągane, np. żelazo, kobalt, nikiel, natomiast miedź, ołów, cynk, srebro nie są
przyciągane (w sposób dostrzegalny). Ponadto zaobserwowano, że niektóre substancje, gdy
znajdą się przez pewien czas w obrębie działania siły magnetycznej polu magnetycznym,
stają się magnesami i przyciągają przedmioty z żelaza. Spostrzeżenia te prowadzą do
wniosku, że substancje cechują się różnymi właściwościami magnetycznymi.
W początkach XIX w. Ampere doszedł do wniosku, że zjawiska magnetyczne substancji
dają się objaśnić, jeżeli się przyjmie, że atomy są mikroskopijnymi, elementarnymi
magnesikami. Nie potrafił jednakże wyjaśnić przyczyn powstania tych magnesików. Obecnie
wiemy już, że w każdym atomie są ujemnie naładowane cząstki – elektrony, które
bezustannie się poruszają i wokół których istnieje pole magnetyczne. Moment magnetyczny
atomu jest równy sumie wektorowej momentów magnetycznych elektronów krążących wokół
jądra. W atomach niektórych pierwiastków momenty magnetyczne elektronów są
zorientowane wzdłuż wszystkich możliwych kierunków (są zorientowane bezładnie), tak że
momenty te kompensują się wzajemnie. Pierwiastek taki nie ma (nie powoduje) własnego
pola magnetycznego. W atomach innych pierwiastków kompensacja momentów
magnetycznych nie jest całkowita i dlatego pierwiastki te mają własne pole magnetyczne.
W substancjach, takich jak: żelazo, kobalt, nikiel, gadolin, dysproz oraz w wielu stopach
tych i innych substancji, momenty magnetyczne atomów, w pewnych małych obszarach
zwanych domenami, są zorientowane ściśle równolegle – każda domena jest całkowicie
magnetycznie uporządkowana. Pod działaniem magnesu (zewnętrznego pola magnetycznego)
powstaje w substancji tendencja uporządkowania kierunków poszczególnych momentów
magnetycznych domen wzdłuż linii sił pola magnetycznego magnesu. Gdy działaniu pola
magnetycznego poddana jest substancja o dużym stopniu uporządkowania domen
magnetycznych (np. żelazo, nikiel), to domeny magnetyczne zorientowane zgodnie
z kierunkiem zewnętrznego pola magnetycznego rosną kosztem domen o innej orientacji
magnetycznej. Następuje sumowanie elementarnych pól magnetycznych domen i w ten
sposób zwiększa się wartość pola magnetycznego substancji. Tak skrótowo przedstawia się
proces, który nazwano magnesowaniem się substancji (ciała).
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
33
Jeżeli substancja po usunięciu jej z obszaru pola magnetycznego zachowuje nabyte
w tym polu własne pole magnetyczne, to mówimy, że substancja została namagnesowana
trwale. To trwałe namagnesowanie substancji nosi nazwę namagnesowania szczątkowego lub
pozostałości magnetycznej (zob. w fizyce – pętla histerezy).
Stwierdzono, że dla większości substancji, w tym również skał, namagnesowanie J jest
proporcjonalne do wielkości pola magnesującego H:
J =
χ
H
Występujący w wyrażeniu współczynnik proporcjonalności
χ
nosi nazwę podatności
magnetycznej substancji. Jest to wielkość bezwymiarowa. Wymiar namagnesowania (wektora
namagnesowania) pokrywa się z wymiarem natężenia pola magnetycznego H, czyli amper na
metr (A/m).
W celu scharakteryzowania substancji pod względem właściwości magnetycznych używa
się również czasami innej wielkości zwanej przenikalnością magnetyczną, której jednostką
jest henr na metr (H/m). Związek między podatnością magnetyczną
χ
a przenikalnością
magnetyczną µ ma postać:
µ=1+
χ
Substancje, w tym również skały, różnią się więc między sobą stopniem i charakterem
oddziaływania z polem magnetycznym. W związku z tym wyróżnia się substancje (skały)
o właściwościach diamagnetycznych, paramagnetycznych i ferromagnetycznych. Podział ten
dokonany według wartości podatności magnetycznej przedstawia się następująco:
−
substancje diamagnetyczne, gdy
χ
<0,
−
substancje paramagnetyczne, gdy
χ
> 0,
−
substancje ferromagnetyczne, gdy
χ
>> 0.
Paramagmatyzm i ferromagmatyzm skał jest spowodowany w większości przypadków
występowaniem w tych skałach minerałów zawierających związki żelaza, jak: magnetyt
(Fe
3
O
4
), piryt (FeS
2
), pirotyn (Fe
n
S
n+1
), ilmenit, czyli żelaziak tytanowy (FeOTiO
2
), limonit
(FeO
3n
·H
2
O), hematyt (Fe
2
O
3
). Najsilniejsze właściwości magnetyczne ma magnetyt. Badania
wykazały, że namagnesowanie ferromagnetyka jest zwykle większe niż wartość pola
magnesującego.
Ważną cechą ciał ferromagnetycznych jest to, że w wysokich temperaturach tracą one
swoje właściwości ferromagnetyczne i stają się zwykłymi paramagnetykami. Temperatura,
powyżej której ferromagnetyk traci swoje właściwości ferromagnetyczne nosi nazwę punktu
Curie. Powyżej tej temperatury następuje zburzenie struktury domenowej ferromagnetyka.
Dla żelaza punkt Curie wynosi 1031 K, dla niklu – 633 K, a dla permaloyo (stop 70% Fe
i 30% Ni) – zaledwie 343 K. Z powyższych faktów oraz tego, że temperatura Ziemi rośnie
wraz z głębokością wypływa wniosek, że skały namagnesowane (skały czynne magnetycznie)
występują tylko do pewnej głębokości.
Wyniki najnowszych badań dowodzą, że kierunki namagnesowania niektórych skał nie
pokrywają się z kierunkiem pola magnetycznego Ziemi i są one różne dla różnych epok
geologicznych. Wyciągnięto z tego wniosek, że obserwowane obecnie w skałach różnych
epok różne kierunki namagnesowania szczątkowego są utrwalonymi kierunkami dawnych pól
magnetycznych Ziemi. Ciało (skała, kopalina użyteczna) namagnesowane ma własne pole
magnetyczne (jest czynne magnetycznie), które objawia się w postaci działania siły
magnetycznej, również na odległość. W pewnych przypadkach siła ta jest dostatecznie duża
i może być pomierzona na powierzchni Ziemi lub innej powierzchni obserwacji. Rozkład
wartości siły magnetycznej na powierzchni Ziemi jest wykorzystywany do określania
charakteru oraz wyznaczania miejsca występowania namagnesowanego ciała (obiektu
geologicznego).
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
34
Diamagnetyzm polega na ekranowaniu zewnętrznego pola magnetycznego przez pole
powstające w ośrodku na skutek indukcji. Molekuły diamagnetyka nie posiadają
wypadkowego momentu magnetycznego. W zewnętrznym polu magnetycznym w wyniku
precesji powstaje dodatkowy orbitalny moment magnetyczny elektronów skierowany
przeciwnie do przyłożonego pola. Wartości podatności magnetycznej są rzędu 10
-10
-
(Mortimer, 2001) i nie zależą od temperatury. Przedstawicielami metali tej grupy są m.in.: Bi,
Cu, Hg, Zn, Au, Cd, Pb, Sb, Ca, zaś minerałów są m.in.: diament, grafit, kwarc, ortoklaz,
kalcyt, anhydryt, gips, apatyt, halit, baryt, fluoryt, korund, topaz, a także woda i związki
organiczne. Diamagnetyki są praktycznie obojętne magnetycznie, nie wywołują zakłóceń pola
magnetycznego.
Paramagnetyki to ciała, w których atomy posiadają różne od zera wypadkowe momenty
magnetyczne. Przy braku pola zewnętrznego momenty magnetyczne są skierowane
przypadkowo, dopiero obecność tego pola powoduje ich orientację wzdłuż jego kierunku.
Podatność magnetyczna paramagnetyków jest rzędu 10
-4
(Mortimer, 2001). Do tej grupy
ciał należą np.: Mg, Mo, Mn, Pd, Cr, Cu, metale alkaliczne, lantanowce, ich tlenki i siarczki.
Ważniejszymi minerałami są: miki (biotyt, muskowit), goethyt, piryt, syderyt, ilmenit,
dolomit, magnezyt, malachit, chalkopiryt, piroluzyt, wolframit, braunit, augit, monacyt, talk,
spinel, epidot, ankeryt.
Pomiary podatności magnetycznej możemy wykonać przy użyciu aparatury MS2 firmy
Bartington. Przyrząd pomiarowy ustawia się w takim miejscu, aby oddziaływania
zewnętrznych pól elektrycznych, magnetycznych i elektromagnetycznych pochodzących od
urządzeń elektrycznych lub przedmiotów metalowych były jak najmniejsze. Przygotowane
wcześniej próbki w kształcie sześcianów o boku 1 cala (25,4 mm) i 7/8 cala (23 mm),
wkładamy do uchwytu czujnika MS2B. Na każdej próbce wykonujemy 5 pomiarów w jednej
pozycji. Jeśli w ramach eksperymentu, próbka zostanie poddana pomiarom w każdym
ułożeniu, można sprawdzić, czy istnieje anizotropia podatności. Aparaturę do pomiaru
podatności magnetycznej szczegółowo zaprezentowano w jednostce modułowej Z3.03
„Obsługiwanie aparatury do pomiarów geofizycznych”.
Przed wykonaniem jakichkolwiek pomiarów, przyrząd należy skalibrować, używając do
tego próbki kalibracyjnej.
Pomiary wykonuje się według określonego schematu. Najpierw odczytuje się wartość
z wyświetlacza LCD dla powietrza K
pow1
, potem dla konkretnej próbki K
pr
i na końcu znów
dla powietrza K
pow2
. Obliczona według wzoru liczba jest wartością podatności magnetycznej
K
badanej próbki:
Gdy odczyt dla powietrza jest bardzo bliski 0, wówczas nie ma konieczności korzystania
z powyższej procedury.
Po wykonaniu serii pomiarów istnieje możliwość eksportowania danych do komputera
osobistego PC w celu dalszej interpretacji.
Zakres pomiarowy MS2 wynosi 1-9999 · 10
-5
[SI] (· 10
-6
[CGS]), a dokładność
pomiarów -2 · 10 [SI] (· 10 [CGS])
na zakresie 0,1.
Przyrząd musi znajdować się w tzw. „spokojnym otoczeniu”, z dala od przedmiotów
metalowych, śrub, gwoździ, rur, kabli, transformatorów, urządzeń i maszyn elektrycznych,
urządzeń powodujących wibracje. Gdy jednak znalezienie „spokojnego otoczenia” jest trudne
lub niemożliwe, wówczas pomiary powinny być przeprowadzone w specjalnym
pomieszczeniu – klatce Faradaya.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
35
Elektromagnetyczne właściwości skał
W badaniach geoelektrycznych wykorzystuje się kilka niezależnych właściwości skał.
Zalicza się do nich: opór elektryczny właściwy
ρ
,
przenikalność elektryczną
ε
, przenikalność
magnetyczną µ, polaryzowalność
η
i elektrochemiczną aktywność
α
. Te właściwości skał
nazywa się również parametrami elektromagnetycznymi. Zależą one od właściwości
elektrycznych fazy stałej, ciekłej i gazowej skał.
Właściwości elektryczne fazy stałej są uwarunkowane właściwościami elektrycznymi
minerałów skałotwórczych i rud tworzących sztywny szkielet skały. Właściwości elektryczne
fazy ciekłej skał określają właściwości elektryczne roztworów wypełniających całkowicie lub
częściowo pory skał. Skały przewodzą prąd w głównej mierze poprzez zawarte w nich
roztwory. Właściwości elektryczne fazy gazowej skał zależą od właściwości elektrycznych
gazów wypełniających pory skał, a w powierzchniowej części również powietrza.
Elektromagnetyczne właściwości skał zależą ponadto od ich wilgotności, porowatości,
struktury, charakteru procesów elektromechanicznych zachodzących na granicy pomiędzy
fazą stałą a fazą ciekłą skały, a także od warunków geologiczno-fizycznych, w jakich się
znajdują. Z uwagi na dużą zmienność tych warunków, te same skały w zależności od
wilgotności, temperatury, ciśnienia i innych czynników mogą istotnie różnić się
właściwościami elektrycznymi. Spośród wymienionych właściwości skał podstawową jest
opór elektryczny właściwy
ρ
albo wielkość odwrotna do niej przewodność elektryczna
σ
.
Jednostką oporu elektrycznego właściwego jest omometr (om
⋅
m albo
Ω
m). Liczbowo
omometr wyraża opór 1 m skały, jeśli od jednej jego ściany do drugiej płynie prąd stały.
Jednostką przewodności elektrycznej właściwej jest simens na metr (S/m = [
Ω
m]
-1
). Opór
elektryczny skał zmienia się w szerokich granicach od tysięcznych części omometra dla
metali rodzimych do wielu miliardów omometrów dla minerałów skałotwórczych, jak: kwarc,
anhydryt, mika, kalcyt. W zależności od mechanizmu przewodzenia prądu skały i rudy dzielą
się na dwie zasadnicze grupy. Do pierwszej grupy należą tzw. przewodniki pierwszego
rodzaju, w których nośnikami ładunku elektrycznego są swobodne elektrony (przewodnictwo
elektronowe). Należą do nich metale rodzime i ich siarczki oraz niektóre tlenki, a także grafit
i antracyt. Do drugiej grupy należą przewodniki drugiego rodzaju, w których elektryczne
ładunki są przenoszone przez jony znajdujące się w roztworach wypełniających pory skał
(przewodniki jonowe). Należą do nich niemal wszystkie skały. Niektóre skały charakteryzują
się mieszanym przewodnictwem elektronowo- jonowym.
W większości skał opór elektryczny jest wielkością izotropową, tzn. jest jednakowy we
wszystkich kierunkach. Występują jednak w przyrodzie skały pod względem elektrycznym
anizotropowe. Należą do nich skały o wyraźnym warstwowaniu, np. łupki, grafit. Ich opór
elektryczny właściwy wzdłuż uwarstwienia
ρ
t
jest różny od oporu prostopadle do
uwarstwienia
ρ
n
. Przy wzroście temperatury, wzrasta ruchliwość jonów, co w konsekwencji
powoduje, że opór elektryczny skał maleje (w przybliżeniu dwa razy przy wzroście
temperatury o 40°). Opór skały zamarzniętej wzrasta 10 i więcej razy na skutek tego, że woda
swobodna zawarta w skałach (lód) jest praktycznie izolatorem.
Mimo, że opór elektryczny właściwy skał zmienia się w szerokich granicach, to
obserwuje się wyraźnie pewne prawidłowości. Skały głębinowe charakteryzują się
największymi oporami, od ok. 500 do 10000
Ω
. Wśród skał osadowych wysokie opory mają
jedynie wapienie i sole (sól krystaliczna). Okruchowe skały osadowe mają tym większy opór,
im większa jest średnica ziaren, z których są zbudowane. Przy przejściu z glin do piasków
opór elektryczny zmienia się od części i kilku do kilkudziesięciu i kilkuset omometrów.
Wartości oporu elektrycznego skał metamorficznych są pośrednie między skałami
głębinowymi
a
osadowymi.
Im
skała
jest
bardziej
gruboziarnista
i
bardziej
zmetamorfizowana, tym ma większy opór. Łupki ilaste mają niski opór elektryczny.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
36
Przenikalność elektryczna i magnetyczna skał odgrywają istotną rolę tylko przy
badaniach
geoelektrycznych prądem zmiennym (wykorzystujących zmienne pola
elektromagnetyczne). Względna elektryczna przenikalność
ε
, nazywana również stałą
dielektryczną równa się:
0
n
ε
ε
ε
=
gdzie:
ε
n
i
ε
0
– odpowiednio dielektryczna przenikalność skały i powietrza.
Wskazuje ona ile razy zwiększa się pojemność kondensatora, jeśli zamiast powietrza
pomiędzy jego płytkami umieści się próbkę skały. Przenikalność
ε
jest wielkością
bezwymiarową.
Względna elektryczna przenikalność skał głębinowych wynosi 5–12, suchych osadowych
2–3, w pełni nasyconych wodą 16–25, wody 81. Wielkość przenikalności zależy głównie od
procentowej zawartości wody w skale, a także od składu mineralnego.
Przenikalność magnetyczna większości skał jest równa przenikalności magnetycznej
powietrza. Jedynie przenikalność magnetyczna ferromagnetyków jest od 2 do 10 razy większa
od przenikalności magnetycznej powietrza.
Zdolność skał do elektrycznego polaryzowania się, tzn. do gromadzenia ładunku
w trakcie przepuszczania przez nią prądu, a następnie oddawania go po wyłączeniu prądu,
ocenia się na podstawie współczynnika polaryzowalności
η
(w %):
%
100
U
U
pw
⋅
∆
∆
=
η
gdzie:
∆
U
pw
– różnica potencjałów pola polaryzacji między punktami ośrodka po 0,5–1 s po
wyłączeniu prądu w obwodzie zasilającym,
∆
U –
różnica potencjałów między tymi punktami w trakcie przepuszczania prądu.
Największą polaryzowalnością
η
=
10–40%) charakteryzują się skały zawierające
minerały o przewodności elektronowej. Należą do nich rudy polimetali, rudy siarczkowe
miedzianopirytowe i zgrafityzowane łupki. Polaryzowalność skał osadowych okruchowych
nasyconych wodą słodką wynosi 2–6%, a wszystkie pozostałe skały (głębinowe,
metamorficzne i okruchowe osadowe, nasycone wodami zmineralizowanymi) charakteryzują
się polaryzowalnością mniejszą od 2%.
Rys. 7. Schemat urządzenia do określania elektrycznego oporu właściwego próbek skalnych: 1 – badana próbka
skalna, 2 – miliamperomierz, 3 – miliwoltomierz, 4 – źródło zasilania [6, s. 12]
Elektrochemiczna aktywność
α
określa zdolność skał do tworzenia własnych
(samoistnych) pól elektrycznych. Pola te powstają w skałach zawierających minerały
przewodzące wskutek reakcji utleniająco-redukcyjnych. Mogą być również wynikiem
procesów filtracyjnych i dyfuzyjno-adsorpcyjnych, jakie zachodzą w skałach porowatych
w wyniku ruchu wód.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
37
Jednostki elektrochemicznej aktywności
α
do tej pory nie ustalono. Zwykle określa się ją
w miliwoltach. Dla skał nie przewodzących prądu wynosi ona kilka miliwoltów, a dla skał
przewodzących kilkaset miliwoltów. Elektrochemiczna aktywność
α
skał zależy od wielu
czynników (m.in. od składu mineralnego, warunków hydrogeologicznych, strukturalnych,
teksturalnych, głębokości ich zalegania).
W warunkach laboratoryjnych wartości właściwości elektromagnetycznych minerałów
i skał wyznacza się różnymi metodami, z zastosowaniem różnych urządzeń i przyrządów. Na
rysunku 7 przedstawiono schemat urządzenia do określania oporu właściwego próbek
skalnych. Próbka (1) włączona jest do obwodu prądu stałego. Przez elektrody A i B
przepuszcza się prąd elektryczny o natężeniu I, który jest kontrolowany miliamperomierzem.
Między elektrodami C i D mierzy się miliwoltomierzem różnicę potencjałów AC. Opór
właściwy o badanej próbki oblicza się według wzoru:
l
I
U
S
ρ
⋅
∆
⋅
=
gdzie:
S – powierzchnia poprzecznego przekroju próbki w m
2
∆
U – różnica potencjałów w V,
I – natężenie prądu w A,
l – odstęp między elektrodami C i D w m.
Promieniotwórcze właściwości skał
Niektóre substancje (pierwiastki) naturalne wysyłają niewidzialne promienie, które
działają na błonę fotograficzną. Zjawisko to otrzymało nazwę promieniotwórczości
naturalnej, a samo promieniowanie – promieniowania radioaktywnego. Promieniowanie
radioaktywne składa się z trzech rodzajów promieniowania. Nazwano je
α
(alfa),
β
(beta) i
γ
(gamma). Promienie
α
niosą ze sobą ładunek dodatni, promienie
β
– ujemny, a promienie
γ
są
nienaładowane. Badania wykazały, że promienie
γ
mają naturę fal elektromagnetycznych
(przemieszczają się kwanty energii), zaś promienie
α
i
β
są cząstkami materialnymi (
α
– jądra
helu,
β
– elektronów). Stwierdzono, że promieniotwórczość naturalna jest to ciągły,
samoczynny, niezależny od zmian warunków fizyczno-chemicznych proces przekształcania
się jednych jąder atomowych w drugie i że temu właśnie procesowi towarzyszy
promieniowanie
α
,
β
,
γ
. Promienie
γ
w próżni rozchodzą się z prędkością światła i są
najbardziej przenikliwe (przenikają osłony ołowiane o grubości do kilkunastu centymetrów).
Głównymi pierwiastkami promieniotwórczymi występującymi w skałach w dostępnej
części skorupy ziemskiej są uran, tor i potas. Przyjmuje się, że o promieniotwórczości skał
w 99% decydują niektóre izotopy tych właśnie pierwiastków. Wobec faktu, że proces
promieniowania radioaktywnego ma charakter samoczynny i ciągły, to w długim okresie
czasu duża liczba jąder ulegnie przemianie (rozpadowi). Prawo zmniejszania się w czasie
liczby radioaktywnych jąder danej substancji (pierwiastka) ma postać:
λt
0
e
N
N
−
=
gdzie:
λ
– stała rozpadu promieniotwórczego lub stała zaniku promieniowania,
N – liczba radioaktywnych jąder w momencie t,
N
o
– początkowa liczba radioaktywnych jąder, które istniały w czasie przyjętym za
moment początkowy (t=0),
e – podstawa logarytmu naturalnego.
Stała rozpadu
λ
nie zależy od warunków zewnętrznych, lecz od właściwości jądra. Ma
ona wymiar s
-1
i charakteryzuje tę część jąder, które rozpadają się w jednostce czasu, tzn.
określa prędkość rozpadu radioaktywnego. Drugą charakterystyczną cechą promieniowania
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
38
radioaktywnego jest tzw. czas połowicznego rozpadu (T
m
). Tak nazywa się czas, w ciągu
którego rozpada się połowa początkowej liczby jąder, lub też czas, po upływie którego
połowa początkowej liczby jąder jeszcze nie uległa rozpadowi. Wzór określa zależność czasu
połowicznego rozpadu od stałej rozpadu:
λ
0,693
λ
ln2
T
1/2
=
=
Czas połowicznego rozpadu poszczególnych izotopów promieniotwórczych jest różny,
lecz dla każdego z nich stały. Waha się w bardzo szerokich granicach, od miliardów lat do
milionowych części sekundy. Czasy te są niezależne od warunków fizyczno-chemicznych,
w jakich aktualnie dane izotopy się znajdują. Liczba rozpadów przypadająca na jednostkę
czasu nosi nazwę aktywności źródła radioaktywnego. Jest ona równa iloczynowi stałej
rozpadu i liczby jeszcze nierozpadłych jąder (źródła).
Obecnie, według SI, jednostką aktywności ciała promieniotwórczego jest bekerel. Równa
się on aktywności ciała promieniotwórczego, w którym jedna samoistna przemiana jądrowa
zachodzi w czasie 1 s. Zawartość pierwiastków radioaktywnych w skałach zmienia się
w szerokich granicach. Ogólną prawidłowością jest to, że skały kwaśne, a szczególnie granity
obfitują w te pierwiastki, natomiast skały zasadowe i ultrazasadowe są w nie znacznie
uboższe. Rodzaj i ilość pierwiastków radioaktywnych w skałach osadowych zależy od składu
mineralnego i chemicznego oraz radioaktywności materiału osadowego, a także warunków
osadzania. Najwięcej pierwiastków radioaktywnych zawierają iły (szczególnie ciemne iły
głębokowodne), utwory ilaste i sole potasowe. Stosunkowo małą radioaktywnością cechują
się piaski, piaskowce, dolomity, wapienie, węgiel brunatny i kamienny oraz anhydryty.
Pomiarów radioaktywności skał dokonujemy za pomocą liczników promieniowania, które
zostały omówione w jednostce Z3.03 „Obsługiwanie aparatury do pomiarów geofizycznych”
Rozpadowi pierwiastków radioaktywnych w Ziemi towarzyszy wydzielanie ciepła
(radiogenicznego). Pokrywa ona znaczną część energii cieplnej, która z Ziemi
wypromieniowuje.
Termiczne właściwości skał
Ciepło jest to energia, jaką ciało o wyższej temperaturze przekazuje będącemu z nim
w kontakcie ciału o niższej temperaturze w procesie dochodzenia obu ciał do równowagi
cieplnej (do jednakowej temperatury). Ilość energii wewnętrznej, którą ciało (substancja, skała)
traci lub zyskuje podczas wymiany ciepła nazywa się ilością ciepła Q. Zgodnie z układem SI
ilość ciepła wyraża się w dżulach (J). Ważną i w praktyce ciągle jeszcze używaną jednostką
ciepła jest kaloria (1 cal) i jej pochodna kilokaloria (1 kcal): 1 cal = 4,1868 J.
Doświadczenie wykazuje, że ilość ciepła
∆
Q, jaką trzeba dostarczyć ciału, aby jego
temperatura wzrosła od T
1
do T
2
(T
2
> T
1
, jest proporcjonalna do masy ciała (m) i różnicy
temperatur (T
2
– T
1
), co można wyrazić wzorem:
∆
Q = m·c(T
2
-T
1
)
Litera c oznacza współczynnik proporcjonalności, którego wartość zależy od rodzaju
ciała (skały) oraz warunków, w jakich zachodzi wymiana ciepła (np. stałe ciśnienie).
Współczynnik c jest liczbowo równy ilości ciepła potrzebnej do ogrzania jednostki masy ciała
(skały) o 1 K i nazywany ciepłem właściwym lub cieplną pojemnością właściwą, która
wyrażamy dżul na kilogram i kelwin.
Ciała (skały) różnią się pod względem ilości ciepła, jaka jest niezbędna do wywołania
określonego wzrostu temperatury tego ciała (skały). Stosunek ilości ciepła
∆
Q dostarczonego
ciału (skale) do odpowiadającemu temu ciepłu przyrostowi temperatury
∆
T = T
2
– T
1
nazywa
się pojemnością cieplną (C) ciała.
Ciepło właściwe c danego ciała (skały) nie jest stałe i zależy od temperatury (od
przedziału temperatury) tego ciała. Ze wzrostem wilgotności skały ciepło właściwe c skały
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
39
rośnie. Ciepło właściwe c skał osadowych zmienia się w granicach 795–1005 J/(kg·K), skał
wylewnych zaś – 628–837 J/(kg·K).
Ciało (skała) o dużym przewodnictwie cieplnym
λ
jest dobrym przewodnikiem ciepła
i odwrotnie o małym przewodnictwie cieplnym jest złym przewodnikiem ciepła, czyli dobrym
izolatorem ciepła.
Przewodnictwo cieplne
λ
skał o teksturze warstwowanej jest inne w kierunku
warstwowania, a inne w kierunku prostopadłym do niego. Dla skał przewodnictwo cieplne
mierzone w kierunku równoległym do uwarstwienia jest większe od przewodnictwa cieplnego
mierzonego w kierunku prostopadłym do uwarstwienia.
Wartość współczynnika anizotropii zależy od porowatości skał, kształtu ziaren oraz od
stosunku przewodnictwa cieplnego tych ziaren do przewodnictwa cieplnego ośrodka
wypełniającego pory skały. Największą anizotropię wykazują fyllity, łupki ilaste, łupki
grafitowe, iłowce i gnejsy, najmniejszą – anhydryty, dolomity i wapienie.
Wyrażenie
x
∆
∆
T
– nosi nazwę gradientu temperatury. Wskazuje on jak szybko zmienia się
temperatura ciała wzdłuż rozpatrywanego kierunku rozchodzenia się ciepła. Strumień ciepła
jest więc proporcjonalny do gradientu temperatury (prawo Fouriera).
W rozważaniach dotyczących przenoszenia ciepła w skorupie ziemskiej, gdzie
temperatura ulega zmianom w czasie, korzysta się ponadto z pojęcia przewodnictwa
temperaturowego
α
, wyrażającego się wzorem:
⋅
=
s
m
ρ
c
λ
α
2
Jego wartość:
−
maleje ze wzrostem gęstości o skal,
−
wzrasta ze wzrostem wilgotności skał, ale tylko do pewnych granic, a następnie maleje,
−
jest niezależna od stopnia mineralizacji roztworów wodnych,
−
maleje ze wzrostem temperatury skał,
−
zależy od uwarstwienia.
Ciało (np. żelazo) nagrzane do wysokiej temperatury świeci, tzn. wysyła widzialne
promienie – światło. Gdy do tego ciała zaczniemy zbliżać dłoń od dołu, to przy pewnej
odległości dłoni od nagrzanego ciała poczujemy dopływ ciepła. Ciepło nie dochodzi do dłoni
drogą przewodnictwa, bo w gazach i powietrzu jest ono bardzo małe. Nie może to być także
strumień ogrzanego powietrza, gdyż nagrzane powietrze unosi się ku górze i naszej dłoni nie
osiąga. Mamy tu więc do czynienia z innym rodzajem wymiany ciepła niż przewodnictwo
i konwekcja, a mianowicie z promieniowaniem. Wyróżnia się promieniowanie widzialne –
światło i promieniowanie niewidzialne, tzw. podczerwone. Słońce oprócz promieniowania
widzialnego jest potężnym źródłem promieniowania niewidzialnego. Cała przestrzeń poza
granicami naszej atmosfery nie zawiera materii, istnieje tam prawie idealna próżnia,
a w próżni nie może zachodzić przenoszenie ciepła ani za pomocą przewodnictwa, ani za
pomocą konwekcji, a więc ciepło Słońca na Ziemię jest przekazywane drogą promieniowania.
Promieniowanie widzialne oraz promieniowanie podczerwone stanowią część
promieniowania elektromagnetycznego, które rozciąga się od promieni
γ
poprzez promienie
X, ultrafiolet, promieniowanie widzialne, podczerwień, mikrofale aż do długich fal
radiowych. Wszystkie ciała, w tym również skały, w temperaturze powyżej zera
bezwzględnego promieniują energię elektromagnetyczną, czyli wysyłają fale o różnej
częstotliwości i długości. Właściwość ta jest współcześnie szeroko wykorzystywana
w badaniach geofizycznych i geologicznych, szczególnie wykonanych w samolotach i za
pośrednictwem satelitów.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
40
Właściwości termiczne skał są określane laboratoryjnie na próbkach pobranych z rdzeni
wiertniczych lub z odkrywek. Znanych jest kilka sposobów wyznaczania tych właściwości.
W Polsce przewodność cieplna I jest wyznaczana głównie metodą bezwzględną (rys. 8).
Rys. 8. Schemat procesu wyznaczania przewodnictwa cieplnego: 1 – próbka skalna, 2 – grzejnik elektryczny,
3 – chłodnica, 4, 5, 6, 7 – izolatory ciepła [6, s. 13]
W metodzie tej badaną próbkę skalną 1 umieszcza się pomiędzy elektrycznym
grzejnikiem 2 i chłodnicą 3, a następnie mierzy temperaturę T
1
na dolnej powierzchni próbki
i temperaturę T
2
na górnej powierzchni próbki. Temperatury T
1
i T
2
są określane za pomocą
termopar. Z wzoru:
⋅
⋅
⋅
⋅
=
K
m
W
∆T
S
U
d
I
λ
'
gdzie:
U – napięcie w V,
I – natężenie prądu w A,
S – powierzchnia czynna próbki w m
2
,
d – grubość próbki w m,
∆
T = T
1
-T
2
w K,
określa się pozorną przewodność cieplną
λ
. Wartość rzeczywistą przewodności cieplnej
λ
otrzymuje się za pomocą krzywej kalibracji aparatury pomiarowej.
Ciepło właściwe c wyznacza się za pomocą kalorymetru lub tzw. metodą porównawczą.
Pomiar kalorymetrem przeprowadza się następująco: próbkę skalną rozdrabnia się, waży
i ogrzewa do określonej temperatury T, następnie wkłada się ją do płynu w kalorymetrze
i mierzy temperaturę tego płynu T
2
.
Wartość c określa się z wzoru:
)
T
(T
m
)
T
(T
K)
(m
c
2
2
1
2
1
−
⋅
−
⋅
−
=
gdzie:
m
1
– masa wody w kg,
m
2
– masa próbki w kg,
T
1
– temperatura początkowa płynu w K,
T
2
– temperatura końcowa płynu w K,
T – temperatura nagrzanej próbki w K,
K – stała kalorymetru.
Metoda porównawcza polega na równoczesnym ogrzewaniu w tych samych warunkach
próbki wzorcowej o znanym cieple właściwym i próbki badanej. Ciepło właściwe badanej
skały uzyskuje się przez porównanie ilości ciepła doprowadzonego do obu próbek.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
41
4.2.2. Pytania sprawdzające
Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.
1.
Co nazywamy gęstością a co gęstością pozorną skał?
2.
Jak wyznaczamy gęstość skał metoda piknometryczną?
3.
Co nazywamy porowatością?
4.
Co nazywamy kompakcją skał?
5.
Od czego zależy twardość skały?
6.
Jak wyznaczamy zwięzłość skał?
7.
Na czym polega plastyczność skał?
8.
Co nazywamy urabialnością skały?
9.
Jak wyznaczamy urabialność skały?
10.
Co czego służy tarcza Bohmego?
11.
Jak sprawdzamy właściwości magnetyczne skał?
12.
Co nazywamy ciepłem właściwym skał?
13.
Jak wyznaczamy przewodnictwo cieplne skał?
4.2.3. Ćwiczenia
Ć
wiczenie 1
Wyznacz ciepło właściwe skały za pomocą kalorymetru.
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
zorganizować stanowisko pomiarowe,
2)
dobrać wzory do wykonania ciepła właściwego,
3)
rozdrobnić próbkę skalną,
4)
wyznaczyć masę próbki skalnej,
5)
ogrzać próbkę skalną do określonej temperatury T,
6)
wyznaczyć masę m
1
wody w kalorymetrze,
7)
zmierzyć temperaturę wody T
1
w kalorymetrze,
8)
włożyć próbkę skalną do płynu w kalorymetrze i zmierzyć temperaturę tego płynu T
2
,
9)
wyznaczyć ciepło właściwe próbki ze wzoru,
10)
zaprezentować wyniki pomiarów.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−−−−
próbki skał,
−−−−
kalorymetr, termometr, waga,
−−−−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
Ć
wiczenie 2
Wyznacz udarność próbki skalnej za pomocą aparatu Page’a.
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
dobrać sześcienną kostkę o wymiarach 25 x 25 x 25 mm,
2)
opuścić na próbkę o takich wymiarach ciężarek o masie 2 kg z wysokości 1 cm,
3)
zwiększyć wysokość za każdą próbą o 1 cm,
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
42
4)
obserwować próbkę i notować wysokość, przy której nastąpiło jej rozbicie,
5)
określić wysokość, z której spuszczony ciężarek powoduje zniszczenie próbki jako miarę
wytrzymałości próbki na udarność.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−−−−
aparat Page’a,
−−−−
próbki skalne,
−−−−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
Ć
wiczenie 3
Zbadaj ścieralność materiału kamiennego za pomocą tarczy Bohmego.
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
dobrać próbkę kamienną o wymiarach 7,1 x 7,1 x 7,1 cm,
2)
zmierzyć próbki w środkach krawędzi oraz zważyć,
3)
umieścić próbkę w uchwycie aparatu zwanego tarczą Bohmego,
4)
obciążyć próbkę ciężarem 30 kg,
5)
posypać tarczę na całej długości ścierania 20 gramami proszku ściernego
elektrokorundowego,
6)
uruchomić tarczę,
7)
zamieść i nasypać nową porcję świeżego proszku, po każdych 22 obrotach proszek wraz
z startym materiałem,
8)
obrócić próbkę o kat 90° po 110 obrotach i dalej kontynuować ścieranie,
9)
powtórzyć czynności 4-krotnie co 110 obrotów,
10)
wyjąć próbkę z uchwytu po 440 obrotach tarczy i zmierzyć stratę masy,
11)
obliczyć ścieralność wg wzoru.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−−−−
próbka kamienna,
−−−−
proszek elektrokorundowy,
−−−−
waga, przyrządy pomiarowe,
−−−−
tarcza Bohmego,
−−−−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
43
4.2.4. Sprawdzian postępów
Czy potrafisz:
Tak
Nie
1)
dobrać metody sprawdzenia właściwości skał?
2)
przygotować próbki do pomiarów?
3)
posłużyć się aparaturą pomiarową?
4)
wyjaśnić pojęcia ścieralności?
5)
wyznaczyć ścieralność za pomocą tarczy Bohmego?
6)
wyznaczyć udarność próbek skalnych?
7)
zinterpretować wyniki pomiarów?
8)
dobrać narzędzia pomiarowe do wyznaczenia ciepła właściwego
skał?
9)
wyznaczyć ciepło właściwe?
10)
przeprowadzić próbę wytrzymałości?
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
44
4.3.
Analizowanie właściwości wód
4.3.1. Materiał nauczania
Do najczęściej wykonywanych pomiarów należy badanie właściwości fizycznych
i fizykochemicznych wody, do których zaliczamy:
1)
odczyn wody,
2)
temperatura wody,
3)
potencjał redox,
4)
przewodność elektrolityczna właściwa mierzona na wypływie wody z ujęcia,
5)
absorbancja wody przy λ = 254 nm i λ = 436 nm (długości fal świetlnych),
6)
całkowita aktywność promieniotwórcza α i β,
226
Ra,
222
Rn.
Badania wody wykonywane są najczęściej w otworach wiertniczych, które wytycza się
w terenie zgodnie z zatwierdzonym projektem na podstawie załączonego szczegółowego
planu sytuacyjno-wysokościowego, który posiada uzgodnioną lokalizację. W przypadku
wątpliwości dotyczących podziemnego uzbrojenia terenu należy w miejscu wiercenia
wykonać szybik o głębokości 1,5–2,5 m. Dotyczy to szczególnie terenów zakładów
przemysłowych i starych dzielnic miast. W terenach, gdzie brak stałej zabudowy, lokalizacje
otworów należy wytyczyć geodezyjnie. W przypadku braku szczegółowych planów należy
lokalizacje otworów domierzyć do stałych punktów, sporządzając przy tym szkic.
W obszarach zabudowanych wytyczanie lokalizacji otworów może być wykonane metodą
domiarów do poszczególnych elementów zagospodarowania (drogi, budynki, itp.). Próbki
skał podczas wiercenia należy pobierać przy każdej zmianie litologicznej, nie rzadziej jednak
niż co 2 m postępu wiercenia. Przy przewiercaniu warstwy wodonośnej próbki należy
pobierać co 1 m. Próbki umieszcza się w znormalizowanych skrzynkach wiertniczych, które
odpowiednio zabezpieczone na terenie wiertni tworzą magazyn próbek wiertniczych.
Zgodnie z rozporządzeniem Ministra Środowiska z dnia 19 grudnia 2001 r. w sprawie
gromadzenia i udostępniania próbek i dokumentacji geologicznych (Dz. U. Nr 153, poz.
1780)
próbki
geologiczne
uzyskane
przy
prowadzeniu
prac
dokumentacyjnych
w hydrogeologii są próbkami czasowego przechowywania i wykonawca prac geologicznych
zobowiązany jest do ich przechowywania w magazynie.
Likwidacja próbek może nastąpić po przyjęciu dokumentacji hydrogeologicznej przez
właściwy organ administracji geologicznej.
Pomiarów możemy dokonywać specjalnymi sondami. Sonda przeznaczona do
monitoringu wód podziemnych i powierzchniowych. Wykonuje pomiary następujących
parametrów: tlenu rozpuszczonego, konduktywności, temperatury, pH, potencjału redox
w słodkich, słonych i zanieczyszczonych wodach.
Urządzenie to posiada niewielkie rozmiary (średnica ok. 4,2 cm) i może współpracować
z czytnikiem danych YSI 650 lub komputerem PC. Elektroda referencyjna pH jest łatwo
wymienialna w warunkach polowych, pomiar tlenu jest niezależny od mieszania.
Dane techniczne:
−
medium: słodka, morska i zanieczyszczona woda,
−
temperatura: od -5 do +70 °C,
−
interfejs: RS-232, SDI-12 Pamięć: 384 K (około 150 000 wyników),
−
software: EcoWatch, dyskietka 3,5”(Windows 3.1 i nowsze, 4 MB RAM min),
−
rozmiar: 4,32 x 54,1 cm,
−
waga z bateriami: 0,7 kg,
−
Zasilanie zewnętrzne: 12 V DC.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
45
Monitoring wód gruntowych
Wody gruntowe są jedną z dróg ucieczki materii poza ekosystem. Płytkie wody gruntowe
mogą również zasilać roślinność w składniki biogeniczne. Zakres monitoringu wód
gruntowych jest ściśle uzależniony od dobrego rozpoznania warunków hydrogeologicznych
zlewni. Wody gruntowe opróbowywać można zarówno na powierzchni terenu (źródła) jak
w głębi gleb i skał, w studniach, piezometrach i otworach wiertniczych.
Punkty pomiarowe monitoringu lokalizuje się strefie drenażu wód gruntowych w obrębie
zlewni, tam gdzie zlokalizowane są źródła lub studnie. Zalecane jest zainstalowanie
dodatkowego profilu piezometrów obejmującego zarówno strefę zasilania, spływu jak
i drenażu. Profil powinien być usytuowany prostopadle do poziomic, od wododziału do cieku.
Rys. 9. Lokalizacja stanowisk monitoringu wód gruntowych w obrębie zlewni (Manual 1993) [11]
Pomiary powinny być prowadzone jednocześnie we wszystkich punktach sieci
obserwacyjnej w jednoznacznie ustalonych terminach.
Pomiar stanu wód podziemnych w piezometrach
Najczęściej stosowanym i najprostszym przyrządem do pomiaru stanu wód, jest
świstawka z taśmą parcianą zbrojoną drutem stalowym. Świstawka jest tak przytwierdzona,
by odczyt na taśmie uwzględniał wymiary świstawki. W przeciwnym przypadku należy do
pomiarów wprowadzać poprawkę uwzględniającą jej długość. Dokładność pomiaru takim
przyrządem wynosi zwykle 1 centymetr, a maksymalna głębokość pomiaru – 50 metrów.
Rys. 10
.
Lokalizacja i sposób instalacji lizymetrów i piezometrów na transekcie stokowym (Manual 1993) [11]
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
46
Pomiar świstawką prowadzi się od ściśle określonego miejsca, wyraźnie i trwale
oznakowanego na krawędzi piezometru lub jego obudowy. Punkt ten powinien mieć
określoną rzędną oraz wzniesienie względem powierzchni terenu. Pomiaru dokonuje się w ten
sposób, że świstawkę na taśmie opuszcza się do otworu. Po usłyszeniu gwizdu (powietrza
wypartego przez wodę ze świstawki) podnosi się świstawkę kilkanaście centymetrów do góry
i energicznie kilkakrotnie opuszcza się by ustalić dokładnie punkt zetknięcia się jej ze
zwierciadłem wody (słychać gwizd). Następnie dokonuje się odczytu z taśmy, głębokości do
zwierciadła wody.
Wynik pomiaru jest zapisywany przez obserwatora natychmiast po jego wykonaniu
w odpowiednim notatniku, a po powrocie do stacji przepisany do dziennika pomiarowego.
W dzienniku oprócz daty, godziny i wyniku pomiaru odnotowuje się stan pogody
i ewentualnie istnienie innych zjawisk mogących mieć wpływ na wynik pomiaru.
Bezwzględnie należy zanotować ewentualne uszkodzenia lub niesprawności świstawki lub
taśmy, zmiany przyrządu pomiarowego itp.
Pomiar wydajności źródła
W przypadku prowadzenia badań źródła, dokonuje się pomiaru jego wydajności, która
dobrze charakteryzuje jego dynamikę i reżim zasilania. Stan wody w źródle jest zwykle stały
lub zmienia się nieznacznie. Podstawowe metody pomiaru wydajności źródła, to:
1.
Metoda naczyń podstawianych – przy małych wydajnościach, do 50 litrów na minutę.
2.
Metoda przelewów pomiarowych – przy większych wydajnościach, powyżej 30 litrów na
minutę.
W obydwu metodach konieczna jest budowa przelewu poniżej wypływu wody ze źródła
skoncentrowanego lub miejsca połączenia się wypływów ze strefy wysięków, podmokłości
lub kilku źródeł, których wydajność chcemy mierzyć łącznie. Przelew ma być tak
skonstruowany by ujmował całość wypływających wód, nie powodował podpiętrzenia wody
w źródle (bo zmieni to naturalne warunki wypływu wody i wydajność źródła) i nie
dopuszczał do przedostawania się do układu pomiarowego wód spływających po zboczu,
w czasie trwania opadów lub wód roztopowych.
W obydwu przypadkach należy odnotować stan pogody, np. okres intensywnych
roztopów czy opadów oraz wszelkie inne fakty mogące mieć wpływ na wynik pomiaru.
Opróbowanie punktu badawczego
Do poboru próbek wody z piezometru stosowane są pompy i próbniki. Można tu
wykorzystywać: pompy stojakowe, ssąco-tłoczące (maksymalnie do głębokości 6–8 metrów),
pompy elektryczne, zatapiane typu „Giant” lub „Whale”, próbniki. Ze źródła próbkę wody
pobieramy za pomocą naczynia cechowanego.
Przed wykonaniem badań polowych i pobraniem próbki, ale już po wykonaniu pomiaru
głębokości do zwierciadła wody, z otworu studziennego nieeksploatowanego lub piezometru
należy zaczerpnąć minimum trzy objętości słupa wody stagnującej w otworze. W trakcie
pompowania oczyszczającego maksymalnie głęboko zanurza się pompę zatapianą lub
przewód ssawny pompy stojakowej. Podstawą decyzji o możliwości pobrania próbki jest
stabilność mierzonej w czasie pompowania oczyszczającego elektrycznej przewodności
właściwej i odczynu.
Zakres i procedura pomiarów i badań polowych przedstawia się następująco:
a)
pomiar temperatury wody, najlepiej – termometrem cyfrowym lub cieczowym
z dokładnością pomiaru 0,1°C,
b)
pomiar odczynu – pehametrem,
c)
pobieranie próbek wody do badań laboratoryjnych: do pobierania próbek wody należy
wykorzystywać pojemniki z propylenu:
−
próbka anionowa o pojemności 250 cm
3
,
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
47
−
wodą napełnia się naczynie do pełna, „pod nakrętkę”, bez pozostawiania pęcherzyka
powietrza, próbka kationowa o pojemności 60–125 cm
3
, utrwalona kwasem solnym
w ilości 5 cm
3
HCl (1+1) na każde 100 cm
3
badanej wody,
−
próbka kationowa musi być bezwzględnie przesączona zalecane jest przesączanie
również próbki anionowej i innych jeśli są one pobierane z zastosowaniem filtra
membranowego o porach 0,45
µ
m i strzykawki o pojemności 20 cm
3
,
−
wodą napełnia się naczynie do zaznaczonego na nim poziomu.
Pobrane próbki wody odpowiednio oznakowane (podwójne napisy na butelkach)
i zabezpieczone, z wypełnioną metryką poboru próbek powinny być przesłane w pojemnikach
izotermicznych w ciągu 2–5 dni do wybranego laboratorium chemicznego. Do zbierania,
transportu i przechowywania próbek wód gruntowych należy używać pojemników mytych
każdorazowo roztworem kwasu.
Próbki, w których metale oznaczane będą metodą ICP powinny być zakonserwowane
poprzez dodanie 0,5 cm
3
stężonego HNO
3
cz.d.a. na każde 100 cm
3
wody. Butelki z próbkami
do momentu rozpoczęcia analiz należy przechowywać w ciemnym i chłodnym (4°C) otoczeniu.
Czas transportu i przechowywania powinien być w miarę możliwości zredukowany do
minimum. Metodyki laboratoryjne oznaczania właściwości fizykochemicznych próbki wody
gruntowej są analogiczne jak innych.
Tabela 5. Parametry pomiarowe: program podstawowy [11]
Parametr
Kod
Jednostka – dokładność
(ilość miejsc dziesiętnych)
Częstotliwość
pomiarów
stan wód gruntowych
WL
cm p.p.t.................. 0
1/doba
temperatura wody
T_W
°C........................... 1
4 lub 12/rok
odczyn pH
PH_L25
pH.......................... 2
....
przewodność elektrolityczna właściwa
CTY_
mS m
-1
.................... 1
....
zasadowość
ALK_NTG
mg dm
-3
.................. 1
....
wapń Ca
CA_
mg dm
-3
.................. 1
....
magnez Mg
MG_
mg dm
-3
.................. 1
....
sód Na
NA_
mg dm
-3
.................. 1
....
potas K
K_
mg dm
-3
.................. 1
....
siarka siarczanowa S-SO
4
SO4S_
mg dm
-3
.................. 1
....
azot azotanowy N-NO
3
NO3N_
mg dm
-3
.................. 1
....
azot amonowy N-NH
4
NH4N_
mg dm
-3
.................. 1
....
fosfor ogólny P
ogól.
PTOT_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
chlorki Cl
CL_
mg dm
-3
.................. 1
....
mangan Mn
MN_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
żelazo Fe
FE_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
rozpuszczony węgiel organiczny RWO
COR_D
µ
g dm
-3
.................. 1
....
Tabela 6. Parametry pomiarowe: program rozszerzony [11]
Parametr
Kod
Jednostka – dokładność
(ilość miejsc
dziesiętnych)
Częstotliwość
pomiarów
krzemionka SiO
2
SIO2_D
mg dm
-3
.................. 1
4 lub 12/rok
glin ogólny Al
ogól.
AL_T
µ
g dm
-3
.................. 1
....
glin ruchomy Al
L
AL_L
µ
g dm
-3
.................. 1
....
kadm Cd
CD_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
miedź Cu
CU_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
ołów Pb
PB_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
cynk Zn
ZN_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
nikiel Ni
NI_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
arsen As
AS_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
chrom Cr
CR_
µ
g dm
-3
.................. 1
....
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
48
Zapis danych w raporcie
Pierwsze dwie kolumny zawierają kod podprogramu. Kod medium (kolumny 12–19)
określa czy opróbowane zostało źródło (SPRING) czy też piezometr lub studnia (TUBE).
„Poziom” (kolumny 22–25) określa głębokość (w cm) pobrania próby poniżej poziomu wody
w piezometrze, studni lub źródle. „Skala” (kolumny 32–34) oznacza ilość pojedynczych
punktów poboru prób. Wartości podawane są jako średnie arytmetyczne miesięczne lub
kwartalne zależnie od przyjętej częstotliwości pomiarów.
Stosowane urządzenia wielofunkcyjne
Rys. 11. POWER PROBE
®
model 9630-PTO [12]
POWER PROBE model 9630 PTO jest samobieżną sondą geologiczną zamontowaną na
samochodzie terenowym FORD F-450 4WD. Została ona zaprojektowana i zbudowana jako
uniwersalne urządzenie do prowadzenia prac w zakresie ochrony środowiska oraz badań
geotechnicznych. Podstawową metodą wierceń w celu poboru prób gruntu, wody gruntowej
i powietrza gruntowego jest metoda udarowa, która polega na wprowadzeniu w grunt
odpowiedniego próbnika.
Wiercenia okrętne (SZNEK)
Firma AMS przystosowała swój najnowszy model 9630-PTO także do wierceń okrętnych
– sznekiem, poprzez zainstalowanie silnika hydraulicznego o momencie obrotowym 3253
N·m. Dzięki temu możliwe jest posadowienie piezometrów obserwacyjnych o średnicy
80 mm do głębokości 15 metrów.
Rys. 12. Skład sekcji wiertniczej [12]
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
49
Jedna sekcja wiertnicza składa się ze szneka o długości 1,2 metra z przelotem o średnicy
108 mm oraz z żerdzi z końcówką zamykającą przelot szneka. W tracie wiercenia żerdź
z końcówką zamykającą zainstalowana jest wewnątrz szneka, blokując tym samym jego
przelot. Po odwierceniu wymaganej głębokości, żerdzie wraz z końcówką blokującą
wyciągane są na powierzchnie otwierając tym samym przelot szneka co umożliwia
wykonanie obsypki i instalację filtra.
Sondowanie CPT
Wykorzystanie sondy Power Probe daje możliwość prowadzenia terenowych badań
geotechnicznych, prace rozwojowe pozwoliły na przystosowanie sondy do współpracy z sondą
statyczną CPT, która pozwala określić podstawowe parametry geotechniczne, takie jak:
−
opór stożka – qc,
−
opór tarcia gruntu na tulei – fs,
−
współczynnik tarcia – Rf,
−
ciśnienie wody w porach – u.
Rys. 13. Obraz otrzymywany za pomocą sondy Power Probe [12]
W sondzie Pawer Probe zastosowano bezprzewodową metodę zapisywania danych.
W próbniku wciskanym w grunt zainstalowany jest mikroprocesor rejestrujący wszystkie
parametry. Po zakończeniu sondowania i wyciągnięciu na powierzchnie sonda podłączana jest
do komputera, który sczytuje wszystkie wyniki, wyświetlając je bezpośrednio na monitorze
komputera. Sonda Power Probe umożliwia także pobór prób gruntu o nienaruszonej
strukturze z dowolnych interwałów głębokości.
Pobór prób gruntu
Próbki gruntu można pobierać w sposób ciągły wzdłuż całego profilu sondowania, lub
tylko z wybranych głębokości (rys. 14). Próbnik składa się z metalowej rury o długości 60 lub
120 cm o średnicy wewnętrznej 27 lub 44 mm, z nakręconymi z obu stron końcówkami
powodującymi, że jest on całkowicie szczelny w trakcie wciskania w ziemię. Po
wprowadzeniu próbnika na odpowiednią głębokość, zostaje on otwarty, a następnie wbity
w głąb gruntu, który wypełnia plastikową tubę znajdującą się wewnątrz próbnika. Po
wyciągnięciu próbnika na powierzchnię, tubę wypełnioną glebą zastępuje się nową, pustą
tubą i próbnik jest gotowy do dalszego użytku. Wielkość próbnika dobiera się w zależności od
tego jaka ilość gruntu potrzebna jest do analizy. Z mniejszego próbnika uzyskuje się 60 cm
rdzenia o masie około 600 g, z większego 120 cm rdzenia o masie ponad 3000 g.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
50
Rys. 14. Fazy pobierania próbki gruntu: A – otwór po pierwszej
próbie, B – wbijanie uzbrojonego próbnika w ziemię,
C – otwieranie próbnika, D – pobieranie próbki [12]
Rys. 15. Opróbowanie wody gruntowej [12]
Próbniki do gruntu pozwalają także na bardzo dokładne profilowanie ciągłe otworu –
hermetycznie zamknięte, plastikowe, przezroczyste tuby mogą być przewiezione do
laboratorium i tam szczegółowo opisane.
Próbnik do pobierania wody gruntowej (rys. 15) składa się z metalowej rury osłonowej
(ekranu) o średnicy 2,5 cm oraz wewnętrznej perforowanej rury metalowej (filtra). Średnica
szczelin w filtrze wynosi 0,145 mm, a długość próbnika 60 lub 120 cm. W czasie
wprowadzania próbnika w głąb ziemi jest on zamknięty i całkowicie szczelny. Po osiągnięciu
pożądanej głębokości, ekran jest podciągany do góry o ok. 60 cm. Wtedy można dokonać
pomiaru poziomu wody gruntowej i pobrać jej próbkę poprzez wprowadzony wewnątrz rur
osłonowych wąż plastikowy (jednorazowego użytku) o średnicy 9,5 mm, który połączony jest
z odpowiednią pompką. Wprowadzenie próbnika na głębokość np. 10 m, przepompowanie
otworu i pobranie próbki wody o objętości kilku litrów zajmuje nie więcej niż pół godziny.
Woda z otworu wlewana jest bezpośrednio do naczyń laboratoryjnych, dzięki czemu unika się
jakichkolwiek niepożądanych wpływów zewnętrznych na próbkę. Pobrana w ten sposób
próbka wody jest schładzana i dostarczana do laboratorium.
Pobór powietrza gruntowego
Próbnik do pobierania powietrza gruntowego zbudowany jest podobnie jak próbnik wody
(rys. 16). W czasie wprowadzania do gruntu jest zamknięty i szczelny. Po osiągnięciu
właściwej głębokości, do próbnika wkręca się jednorazowego użytku wąż plastikowy,
biegnący wewnątrz żerdzi prowadzących. Na powierzchni wąż połączony jest z pompą
próżniową. Przy zamkniętym próbniku dokonuje się sprawdzenia szczelności układu.
Następnie próbnik zostaje otwarty i powietrze jest zasysane dokładnie z tej głębokości, na
którą został wprowadzony próbnik. Dzięki specjalnej budowie końcówki próbnika, możliwe
jest przeprowadzenie badania powietrza wzdłuż całego profilu wykonanego otworu. W celu
zapobieżenia mieszaniu się powietrza z różnych głębokości, przepompowuje się otwór przed
każdym pobraniem próbki. Pobierana następnie specjalną strzykawką próbka powietrza,
całkowicie wolna od wpływów zewnętrznych, poddawana jest analizie na miejscu lub
transportowana do laboratorium.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
51
Rys. 16. Pobór powietrza gruntowego [12]
Opróbowanie otworu poprzez pobranie próbek powietrza gruntowego jest stosunkowo
proste i tanie. Ten sposób opróbowania terenu jest bardzo przydatny dla oceny występowania
zanieczyszczenia, jego zasięgu i kierunków migracji.
Piezometry monitorujące
Budowanie piezometrów przy użyciu sondy POWER PROBE umożliwia stworzenie
systemu monitoringu środowiska i badanie zmian jakości wody gruntowej i powietrza
gruntowego. W czasie wykonywania piezometru otwór jest całkowicie szczelny, a warstwy
przewiercane pozostają nienaruszone (nie ma możliwości połączenia dwóch poziomów
wodonośnych). Na stałe pozostaje w ziemi konstrukcja zbudowana z rur z utwardzonego
PCV, z filtrem szczelinowym. Filtr jest otoczony obsypką ze szklanych granulek lub
przesianego żwirku o odpowiednio dobranej wielkości ziaren. Wystająca ponad powierzchnię
terenu część piezometru zabezpieczona jest stalową rurą osłonową z zamknięciem. Średnica
otworu do badań powietrza gruntowego wynosi około 10 mm (część plastikowa tkwiąca
w ziemi), natomiast piezometr do badań wód gruntowych ma średnicę wewnętrzną od 25 do
80 mm.
Pełny osprzęt do prowadzenia monitoringu to: próbniki, rurki i pompki do pobierania
wody, mierniki poziomu wody gruntowej, zestawy do pobierania powietrza gruntowego
i inne. Dostosowany on jest do małych średnic otworów wykonywanych przez sondę POWER
PROBE.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
52
Rys. 17. Pompa Iniekcyjna Ams [12]
Pompa iniekcyjna jest urządzeniem przystosowanym do współpracy z sondą geologiczną
POWER PROBE. Podstawowym zadaniem pompy iniekcyjnej jest likwidacja otworów
geologicznych przy pomocy zaczynu cementacyjnego wstrzykiwanego pod wysokim
ciśnieniem (70 atm) do otworu.
Pompa iniekcyjna może być także wykorzystana do prac remediacyjnych na terenach
skażonych substancjami ropopochodnymi. Zamiast mleczka cementowego, w strefę wahań
wód gruntowych wtłacza się środek ORC. Przyspiesza on naturalne właściwości
samooczyszczające środowiska wodno-gruntowego poprzez dostarczenie tlenu w strefę
skażoną.
Zalety Sondy Power Probe:
a)
wysoka wydajność przy pobieraniu próbek,
b)
szeroki zakres badań:
−
grunt,
−
woda gruntowa,
−
powietrze gruntowe,
−
instalacja piezometrów o średnicy do 80 mm,
−
profilowanie CPT,
−
pobór prób o nienaruszonej strukturze NNS,
c)
duża mobilność,
d)
zmniejszenie do minimum możliwości przenoszenia zanieczyszczeń w trakcie pobierania
próbek,
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
53
e)
instalowanie studni do napowietrzania i wentylacji gruntów,
f)
punktowe iniekcje przy pracach remediacyjnych,
g)
łatwość obsługi,
h)
krótki czas wykonywania badań polowych.
Tabela 7. Dane techniczne sondy Power Probe [12]
Pionowy przesuw głowicy
1520 mm
Przesuw boczny
1194 mm
Siła wbijająca
150 kN
Siła wyciągająca
182 kN
Ciśnienie hydrauliczne
138 atm.
Częstość udaru
30Hz
Moment obrotowy
3253 Nm
Szybkość obrotów
125 obr/min
4.3.2. Pytania sprawdzające
Odpowiadając na pytania, sprawdzisz, czy jesteś przygotowany do wykonania ćwiczeń.
1.
Jakie badania wody wykonuje się najczęściej?
2.
Jakie są zasady wyznaczania lokalizacji otworów do pomiarów właściwości wód
głębinowych?
3.
Z jaką częstotliwością pobiera się próbki przy przewiercaniu warstwy wodonośnej?
4.
Za pomocą, jakich urządzeń monitoruje się stan wód podziemnych?
5.
Za pomocą, jakich urządzeń monitoruje się stan wód gruntowych?
6.
Jakie są zasady pomiaru stanu wód w piezometrach?
7.
Na czym polega opróbowanie punktu badawczego?
8.
W jaki sposób zabezpieczamy próbki wody do transportu?
9.
Do czego możemy wykorzystać urządzenia wielofunkcyjne typu Power Probe?
4.3.3. Ćwiczenia
Ć
wiczenie 1
Wykonaj pomiar temperatury wody w piezometrze.
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
zorganizować stanowisko pracy do wykonania ćwiczenia,
2)
dobrać sondę pomiarową,
3)
połączyć elementy zestawu pomiarowego,
4)
sprawdzić stan otworu pomiarowego,
5)
wykonać pomiar temperatury, odczytać wynik,
6)
zaprezentować wyniki ćwiczenia.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−−−−
piezometr,
−−−−
zestaw z sondą do pomiaru temperatury,
−−−−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
54
Ć
wiczenie 2
Określ, jakie czynności wykonać w celu pobrania z piezometru i przygotowania do
transportu próbek wody.
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
określić czynności polegające na przygotowaniu piezometru do pobrania próbek,
2)
dobrać urządzenia umożliwiające pobieranie próbek z otworu,
3)
określić rodzaj pojemników i ich przygotowanie do gromadzenia próbek,
4)
określić sposób napełniania pojemników,
5)
określić sposób przygotowania próbek do transportu,
6)
zaprezentować wyniki ćwiczenia.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−−−−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
Ć
wiczenie 3
Określ, jakie jest przeznaczenie tego urządzenia i wskaż elementy jego budowy.
Sposób wykonania ćwiczenia
Aby wykonać ćwiczenie, powinieneś:
1)
określić przeznaczenie urządzenia,
2)
przeanalizować dokumentację techniczną urządzenia,
3)
rozpoznać elementy urządzenia i zapisać je na rysunku,
4)
zaprezentować wyniki ćwiczenia.
Wyposażenie stanowiska pracy:
−−−−
dokumentacja techniczna urządzenia,
−−−−
literatura zgodna z punktem 6 poradnika dla ucznia.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
55
4.3.4. Sprawdzian postępów
Czy potrafisz:
Tak
Nie
1)
dobrać urządzenia do wykonywania pomiarów w piezometrach?
2)
pobrać próbki z piezometru?
3)
rozróżnić połączenia rozłączne?
4)
określić sposób monitorowania wód gruntowych?
5)
przygotować próbki wody do transportu?
6)
wskazać zastosowania urządzenia wielofunkcyjnego Power Probe?
7)
posłużyć się dokumentacją techniczną urządzenia pomiarowego?
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
56
5. SPRAWDZIAN OSIĄGNIĘĆ
INSTRUKCJA DLA UCZNIA
1.
Przeczytaj uważnie instrukcję.
2.
Podpisz imieniem i nazwiskiem kartę odpowiedzi.
3.
Zapoznaj się z zestawem zadań testowych.
4.
Test zawiera 20 zadań o różnym stopniu trudności. Wszystkie zadania są zadaniami
wielokrotnego wyboru i tylko jedna odpowiedź jest prawidłowa.
5.
Udzielaj odpowiedzi tylko na załączonej karcie odpowiedzi – zaznacz prawidłową
odpowiedź znakiem X (w przypadku pomyłki należy błędną odpowiedź zaznaczyć
kółkiem, a następnie ponownie zakreślić odpowiedź prawidłową).
6.
Pracuj samodzielnie, bo tylko wtedy będziesz miał satysfakcję z wykonanego zadania.
7.
Kiedy udzielenie odpowiedzi będzie Ci sprawiało trudność, wtedy odłóż jego
rozwiązanie na później i wróć do niego, gdy zostanie Ci czas wolny. Trudności mogą
przysporzyć Ci zadania: 16–20, gdyż są one na poziomie trudniejszym niż pozostałe.
Przeznacz na ich rozwiązanie więcej czasu.
8.
Czas trwania testu – 30 minut.
9.
Maksymalna liczba punktów, jaką można osiągnąć za poprawne rozwiązanie testu
wynosi 20 pkt.
Powodzenia
ZESTAW ZADAŃ TESTOWYCH
1.
Minerałem nazywamy
a)
najmniejszy uzyskany przez człowieka składnik skał budujących skorupę ziemską.
b)
najmniejszy naturalny składnik skał budujących skorupę ziemską.
c)
dowolny związek chemiczny występujący w postaci ciała stałego.
d)
każdy pierwiastek chemiczny występujący w postaci ciała stałego.
2.
Kryształ izometryczny jest wtedy, gdy
a)
ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, w trzecim zaś wymiar wyraźnie większy
od dwóch poprzednich.
b)
ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, zaś w trzecim jest wyraźnie mniejszy od
poprzednich.
c)
ma różne wymiary w trzech kierunkach.
d)
ma identyczne lub zbliżone wymiary w trzech kierunkach.
3.
Rysa jest cechą minerału, która
a)
zależy od rodzaju i charakteru ułożenia atomów w przestrzeni.
b)
jest barwą sproszkowanego materiału.
c)
zależy od przepuszczalności światła przez ośrodek.
d)
określa sposób w jaki odbijania promieni świetlnych.
4.
Największą twardość w skali Mohsa posiada
a)
kalcyt.
b)
apatyt.
c)
kwarc.
d)
korund.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
57
5.
Gips należy do minerałów
a)
kruchych.
b)
kowalnych.
c)
strugalnych.
d)
sprężystych.
6.
Gęstością bezwzględną minerału nazywamy
a)
wielkość wskazującą, ile razy jest on cięższy lub lżejszy od tej samej ilości wody.
b)
wielkość wyrażającą stosunek masy do objętości wraz z zawartymi w minerale
porami.
c)
wielkość wyrażającą stosunek masy do objętości.
d)
wielkość wyrażającą miarę porowatości minerału.
7.
Piroelektryk to minerał, który posiada zdolność generowania siły elektromotorycznej pod
wpływem zmian
a)
ciśnienia.
b)
temperatury.
c)
objętości.
d)
napięcia.
8.
Skałą nazywamy
a)
naturalne skupienia minerałów.
b)
sztuczne skupienia minerałów.
c)
rozdrobnione minerały.
d)
minerały o strukturze krystalicznej.
9.
Odporność skały na ścieranie to właściwości
a)
chemiczne.
b)
mechaniczne.
c)
fizyczne.
d)
technologiczne.
10.
Zdolność materiałów do przenoszenia obciążeń, to
a)
wytrzymałość.
b)
sprężystość.
c)
twardość.
d)
kruchość.
11.
Skały osadowe powstają w wyniku
a)
działania procesów wulkanicznych i plutonicznych.
b)
działania procesów metamorficznych zależnych od rodzaju skały wyjściowej.
c)
nagromadzania i osadzania produktów wietrzenia starszych skał, jak również resztek
roślinnych i zwierzęcych o różnym stopniu rozkładu.
d)
osadzania się strumieni magmy i pyłów wulkanicznych.
12.
Temperatura,
powyżej
której
dany
ferromagnetyk
traci
swoje
własności
ferromagnetyczne nazywana jest
a)
punktem Curie.
b)
punktem rosy.
c)
zerem absolutnym.
d)
temperaturą Kelwina.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
58
13.
Opór skały zamarzniętej
a)
jest taki sam jak niezamarzniętej.
b)
jest mniejszy niż niezamarzniętej.
c)
jest większy niż niezamarzniętej.
d)
to zależy od rodzaju skały.
14.
Stosunek ilości ciepła
∆
Q dostarczonego ciału (skale) do odpowiadającemu temu ciepłu
przyrostowi temperatury
∆
T nazywamy:
a)
ciepłem właściwym.
b)
przewodniością cieplną.
c)
stopniem geotermicznym.
d)
gradientem temperatury.
15.
Piezometrem nazywamy
a)
studnię wierconą.
b)
naturalną szczelinę skalną.
c)
obserwacyjny otwór o małej średnicy służący do pomiarów wahań wysokości
zwierciadła wody podziemnej.
d)
wykonanie przelewu poniżej wypływu wody ze źródła skoncentrowanego.
16.
Struktura porfirowa skał jest wtedy, gdy zauważamy, że
a)
poszczególne składniki mineralne są widoczne gołym okiem.
b)
poszczególne składniki skały są tak małe, że można je rozróżnić jedynie pod
mikroskopem.
c)
w skrytokrystalicznym tle skalnym widoczne są pojedyncze ziarna, tzw. prakryształów.
d)
cała skała zbudowana jest z bezpostaciowego szkliwa.
17.
Marmur należy do skał
a)
magmowych.
b)
osadowych.
c)
metamorficznych.
d)
wulkanicznych.
18.
Współczynnikiem porowatości nazywamy stosunek objętości
a)
wszystkich porów w próbce skały do objętości całej próbki.
b)
całej próbki do objętości wszystkich porów w próbce skały.
c)
porów do objętości ziaren w próbce skały.
d)
ziaren do objętości porów w próbce skały.
19.
Zmniejszenie porowatości pod wpływem ciśnienia nadległych warstw skalnych
nazywamy
a)
komparacją.
b)
konwulsją.
c)
kompakcją.
d)
koincydencją.
20.
Za pomocą aparatu Page’a wyznaczamy
a)
sprężystość skał.
b)
plastyczność skał.
c)
twardość skał.
d)
udarność skał.
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
59
KARTA ODPOWIEDZI
Imię i nazwisko ................................................................................................
Badanie właściwości minerałów i skał
Zakreśl poprawną odpowiedź
Nr
zadania
Odpowiedź
Punkty
1
a
b
c
d
2
a
b
c
d
3
a
b
c
d
4
a
b
c
d
5
a
b
c
d
6
a
b
c
d
7
a
b
c
d
8
a
b
c
d
9
a
b
c
d
10
a
b
c
d
11
a
b
c
d
12
a
b
c
d
13
a
b
c
d
14
a
b
c
d
15
a
b
c
d
16
a
b
c
d
17
a
b
c
d
18
a
b
c
d
19
a
b
c
d
20
a
b
c
d
Razem:
„Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego”
60
6. LITERATURA
1.
Bolewski. A.: Rozpoznawanie minerałów na podstawie cech zewnętrznych i właściwości
fizycznych. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1981
2.
Dzwinel J.: Geofizyka: metody geoelektryczne. Cz. 4. – dla techników. – Wydawnictwa
Geologiczne, Warszawa 1978
3.
Fajklewicz Z., i in.: Zarys geofizyki stosowanej. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa
1972
4.
Gonet A., Macuda J.: Wiertnictwo hydrogeologiczne. Wydawnictwo AGH, Kraków 2004
5.
Kowalski W. C.: Geologia inżynierska. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1988
6.
Kozera A., Makojnik Z., Święcicka-Pawliszyn J., Pawliszyn J., Plewa S., Tarkowski H.:
Geofizyka poszukiwawcza. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1987
7.
Stein J. Przewodnik do ćwiczeń z geofizyki geologicznej. Wydawnictwo UW, Warszawa
1983
8.
home.agh.edu.pl
9.
oen.dydaktyka.agh.edu.pl
10.
www.geoforum.pl
11.
www.igf.fuw.edu.pl
12.
www.ing.uni.wroc.pl
13.
www.teberia.pl