22. Класифікація гірських порід за основними температурними коефіцієнтами

Теплопровідність. В дуже вузьких межах 0,66-1,78 Вт / (м*К) змінюється значення коефіцієнта теплопровідності глибоководних морських осадів - мулів через малу концентрації у них теплопровідної твердої фази, особливо якщо вона представлена ​​слабо теплопровідними глинистими мінералами. Для осадових, магматичних, метаморфічних порід X відповідно змінюється від 0,14 до 7,4; від 0,25 до 5,0 і від 0,25 до 7,6 Вт / (м-К) (див. рис. 114, табл. 13). Отже, найбільш широкими вони є для осадових порід. Досить близькі до них і граничні значення X метаморфічних порід. У менш широких межах змінюються значення Я магматичних порід. Це можна пояснити з урахуванням їх мінерального і фазового складів, зокрема, мінерального складу цементу і гранулометричного складу уламкових порід, ступеня кристалічності порід з кристалічною, аморфною або крісталлоаморфной структурою. Аналіз даних, що відносяться до меж зміни X найголовніших типів осадових порід, показав, що теплопровідність зростає в ряду сіль. В цей ряд не входять пісковики. Самая низька теплопровідність [0,38 Вт / (м-К)] спостерігається у сухих і високопористих пісковиків, а найвища-у Нізкопорістая окварцованних або оруденелих їх різницях з дуже високою концентрацією щодо високотеплопроводних кварцу або рудних мінералів (пірит, магнетит і ін ). Для глин і аргілітів звичайні порівняно вузькі межі зміни Я і низькі її значення для сухих і високопористих різниць (див. рис. 114). Для алевролітів і пісків межі зміни X дещо ширше в зв'язку з великим діапазоном зміни їх кп і меншим вмістом глинистих мінералів. Межі зміни X вапняків, кам'яної солі ще ширше (за винятком пісковиків) і зрушені в бік більш високих значень X за рахунок зниження їх і зростання X породоутворюючих мінералів (кальциту, доломіту, Галіт). Відзначимо закономірні підвищення гранично високих і низьких значень X від глинистих порід до солей (див. рис. 114) (за винятком пісковика, крейди). Для інтрузивних магматичних порід спостерігається знижений-ня найвищих і найнижчих значень X в ряду ультра-основні-^ основні-^ середні породи, зростання гранично високих і розширення граничних значень у сиенита і граніту. Для сиенита це пояснюється підвищенням в породі концентрації більш теплопровідних мінералів (калієві польові шпа ¬ ти і рогова обманка), а у граніту - кварцу. Для слабо змінених ефузивних порід характерне звуження меж зміни коефіцієнта теплопровідності, зниження гранично високих значень X через наявність у складі цих порід піроксенів (див. рис. 114, табл. 13). Горазда нижче значення X у обсидіану і пемзи, що містять багато кремнекислоти, пояснюють їх аморфною структурою. Гранично малі значення X у високопористих базальтів значно нижче, ніж у андезиту та обсидіану. Цікаво зазначити те, що незважаючи на високий вміст кремнезему обсидіани, а також пемзи не мають високих значень X і не тільки через високу пористості, як у пемзи, але й через низьку Теплопром-водності скловати кварцу, у якого X, згідно з даними останніх визначень, не перевищує 1,34 Вт / (м * К). Гранично високі значення X у сильно змінених ефузивних порід знижуються від діабазу до кварцового порфіру, а гранично низькі значення зростають в тому ж напрямку. Низькі значення X у діабазу і порфірити (див. рис. 114) пов'язують з крісталлоаморфіой структурою цих порід. Для пір-Фіров їх можна, мабуть, порівняти з наявністю в колекції досліджених зразків скловати різниць. Відно-сительно невисокі значення X у кварцового порфіру при до-статочно великому вмісті кварцу (34%) не здаються дивними з урахуванням того, що дана порода містить до 66% мінералів (ортоклаз, олігоклаз, буттям), X яких зна-ве нижче, ніж у кварцу. Багато типів метаморфічних порід (див. рис. 114) відрізняються широкими межами зміни X. Причому особливо вони значні у роговиков і кварцитів. Виняток становлять деякі кристалічні сланці, серпентініти і еклогіти. Дуже низькі значення X для глинистих сланців і дуже високі для кварцитів досить легко пояснюються особливостями їх мінерального складу. Глинисті сланці характе ¬ ризуются високою концентрацією глинистих мінералів з низькими значеннями Х> а кварцити - великим вмістом крем ¬ незема, причому тут знаходяться в різному співвідношенні кварц, опал і халцедон, мабуть, з різко відмінними зна ¬ нями X. Коефіцієнт пористості цих порід нерідко має дуже низькі значення. Для руд X змінюється від 1,6 до 4,9 Вт / (м-К), і ці значення близькі до X Нізкопорістая порід. Теплоємність. Для порід СРТ варіюють від 0,42 (з-вестняк) до 4,65 (кам'яна сіль) кДж / (кг * К). Для окремих же груп порід вона змінюється [в кДж / (кг-К)] наступним чином; від 0,42 до 4,65 (осадові), від 0,45 до 2,13 (магма-тичні), від 0,3 до 1,72 (метаморфічні). Найбільший діапазон Срт серед осадових порід мають кам'яна сіль, пісковики, крейда, вапняки і глини, а найбільш вузький - ангідриту, гіпси і аргіліти (див. табл. 13 і рис. 115). Широкі межі зміни СРТ кам'яної солі поки задовільно не пояснені, а для більшості інших осадових порід їх пов'язують з великою варіацією їх коефіцієнтів пористості і вологості. Чим вище значення останніх, тим більше СРТ. У відносно широких межах варіює СРТ базальтів, так як вологість їх значно змінюється; СРТ всіх інших магматичних порід, за винятком граніту, укладається в 0,5-1,2 кДж / (кг * К). Для граніту СРТ декілька вище за більшої модифікації його вологості. Відносно невелика варіація значень СРТ метаморфічних порід обумовлена ​​малим зміною їх вологості. Теплоємність руд набагато менше [від 0,6 до 1,3 кДж / (кг-К)], ніж порід. Теплоємність порід не залежить від їх зернистості, шаруватості, стану (аморфності чи кристалічності) мінералів. Температуропровідність. Для окремих груп і типів порід вона змінюється в межах (2-20) • 10 ~ 7 м2 / с. Значення а можуть бути оцінені по Я, ср і бп. Температуропровідність руд набагато менше значень [(0,5-2,5) • 10 -7 м2 / с] а вищеназваних порід.