Denne kunnskapen er det sammenbindende leddet mellom geofysikk og geologi. På NGU måler vi bergartenes tetthet og magnetiske egenskaper (susceptibilitet og remanens) rutinemessig i laboratoriet på alle innsamlede bergartsprøver. I tillegg kan varmeledningsevne og elektrisk motstand måles for spesielle formål.
Magnetisk susceptibilitet kan også måles direkte på blotninger i felt. Elektrisk motstand anbefales målt i felt da dette gir en mer representativ verdi for det geologiske materialet. Kvantitativ tolkning av bergartenes utbredelse både på overflaten og mot dypet fra geofysiske anomalier kan gjøres når de fysiske egenskapene til de aktuelle bergartene er kjent.
Tetthet
Utstyr for tetthetsmålingerTetthet er en funksjon av mineralenes volumandel i en bergart. Kalifeltspat (2550 kg/m3) har lavest tetthet, mens jern- og magnesium-rike silikater (2900-3600 kg/m3) og malmmineraler (4800-5200 kg/m3) har høyest tetthet. I krystallinske bergarter av prekambrisk eller kaledonsk alder er porøsiteten vanligvis så lav at den påvirker tettheten med minus 20 kg/m3. I de permiske bergartene i Oslofeltet kan porøsiteten gi bidrag på så mye som minus 100 kg/m3. De sedimentære bergartene på kontinentalsokkelen kan ha betydelig porøsitet (20-30 %), og reduserer derfor tettheten betydelig. Hulrommene mellom mineralkornene er fylt med vann eller petroleum.
Så lenge innholdet av malmmineraler er lavt, påvirkes bergartens tetthet lite, ca. 20 kg/m3 per volumprosent malmmineral. I noen bergarter kan imidlertid innholdet av malmmineraler være på mer enn 10 volumprosent. Tetthet kan enklest måles ved å veie prøvematerialet i luft og nedsenket i vann. Ved å benytte Arkimede's lov kan tettheten (densiteten) beregnes.
Susceptibilitet
Susceptibilitet (eller magnetiserbarhet) er en funksjon av mengden magnetiske mineraler i en bergart. De ferromagnetiske mineralene magnetitt, ilmenitt og magnetkis har den største magnetiserbarheten (0,01-1,6 SI), men de paramagnetiske jernholdige mineralene kan også ha betydelig magnetiserbarhet (1-5 x 10-3 SI). Grafitt, salt, kvarts og kalsitt er diamagnetiske og kan dersom de opptrer i større mengder, gi bergarter negativ susceptibilitet.
Instrument for måling av susceptibilitet (magnetiserbarhet)
Magnetitt er det vanligste mineralet med høy susceptibilitet (opp til 1,6 SI) og kan gi stor spredning i observert magnetiserbarhet. Dersom spredningen er lav, får man vanligvis en karakteristisk og homogen magnetisk anomali over en bergart. Dersom spredningen derimot er høy, observerer man et mer komplisert og uregelmessig magnetisk anomalimønster over bergarten.
Slike mønstre kan også si noe om hvordan bergarten er dannet. Magnetisk susceptibilitet kan måles ved å se på variasjonen i en spoles egenfrekvens med og uten prøvemateriale. For mer utførlig beskrivelse se NGU-rapport 85.271 (Petrofysisk laboratorium. Brukerbeskrivelse).
Remanens
Remanens (eller egenmagnetisering), NRM finnes i alle ferromagnetiske mineraler, når de er eller har vært i et magnetisk felt. Q-verdi brukes ofte som et mål på remanens. Det er forholdet mellom remanent og indusert magnetisering. Når de magnetiske mineralene forekommer i såkalte lavkoersive korn (større enn ca. 10µ), følger NRM vanligvis jordfeltet.
Størrelsen på egenmagnetiseringen er da vanligvis bare 20-30 % av det induserte feltet (dvs. lave Q-verdier på 0,2-0,3). Dersom andelen høykoersive korn øker, øker også bergartens remanens og spesielt evnen til å holde på en tidlig remanens, for eksempel fra da bergarten ble avsatt, størknet eller ble omvandlet. I noen tilfeller kan den remanente magnetiseringen være betydelig større enn den induserte. Mineraler som gir høykoersive korn, er spesielt jern-titanoksydene, der forskjellige avblandingsfenomen gir en oppdeling av kornene i små lameller. En annen kilde til små korn er avblanding av magnetitt i jernholdige silikater.
Instrument for måling av egenmagnetisering (remanens)
Magnetisk remanens måles ved å måle magnetfeltet fra prøven i tre retninger inne i en sylinder hvor jordfeltet er skjermet bort. Ved å holde kontroll på hvordan prøven lå i naturen, kan retningen på den magnetiske remanensen bestemmes.
Elektrisk motstand
Elektrisk motstand eller resistivitet måles ved å sende elektrisk strøm i pulser gjennom en prøve av materialet. En prinsippskisse av dette er vist i figuren under.
Måling av elektrisk motstand (resistivitet). Prinsippskisse vist til høyre.Vanligvis er bergarter vannmettet ute i naturen, og for å oppnå tilsvarende forhold, må prøvene vannmettes i minst ett døgn før måling. Homogen strømfordeling gjennom prøven oppnås ved at den spennes fast mellom to plateelektroder av metall. Ut fra målt strømstyrke (I) og spenningsfall (V) mellom to ringelektroder sentralt på prøven, kan spesifikk elektrisk motstand symbolisert med p, (greske bokstav ro) beregnes:
p= V x A / I x L
der A er prøvens areal og L er lengden mellom de to ringelektrodene. Dette forutsetter at prøven har en form slik at A og L kan bestemmes. Ved å angi arealet i kvadratmeter (m2), lengden i meter (m), potensialfallet i volt (V) og strømstyrken i ampere (A) blir enheten for spesifikk motstand Wm (ohm m). Ved malmleting benyttes ofte den elektriske ledningsevnen symbolisert med s (greske bokstav sigma) i stedet for elektrisk motstand. Enheten for elektrisk ledningsevne er S/m (Siemens pr. meter) og sammenhengen mellom disse to størrelsene er
s = 1/p
Ofte kan ledningsevnen uttrykkes i mS/m (milli-Siemens pr meter = 10-3 S/m).
I geologiske materialer ledes strømmen vanligvis ved bevegelige ioner i vannfylte sprekker og porevolum. Ledningsevnen påvirkes av materialets porøsitet, hvordan porøsiteten opptrer, vannmetningsgrad og porevannets ledningsevne. I noen tilfeller vil mineraler hvor strømmen ledes ved elektroner, påvirke materialets resistivitet (elektriske ledningsevne). Dette gjelder spesielt sulfider, oksyder, grafitt og enkelte leirmineraler.
Ved utvelgelse av bergartsprøver, tar en prøver vanligvis mellom sprekkene, og de mest strømførende delene av en bergart blir ikke med. Dette betyr at resistiviteten man måler på prøven i laboratoriet vanligvis blir høyere enn resistiviteten i selve bergarten. For å få representative verdier, anbefaler NGU derfor at resistiviteten måles ute i felt, enten på bakken eller i borehull.
Varmeledningsevne
Varmeledningsevne er et mål på hvor godt varme ledes i et materiale. Kunnskap om berggrunnens varmeledningsevne er viktig for å oppnå optimal dimensjonering av grunnvarmeanlegg, og for å beregne varmestrøm i dype borehull. NGU har utviklet et apparatur, hovedsakelig basert på Middleton (1993), for måling av varmediffusivitet for bergartsprøver. Prøvens varmeledningsevne (k, [W/m*K]) beregnes som et produkt av den målte varmediffusiviteten (a, [m2/s]) tetthet (p, [kg/m3]) og spesifikk varmekapasitet (Cp, [Ws/kg K]).
k = Cp a p
En konstant varmestrøm (stråling) induseres på bergartsprøvens overflate ved å plassere varmekilden ca. 10 millimeter over prøvens overside. Temperaturen på prøvens underside logges, og varmediffusiviteten bestemmes fra den lineære delen av temperatur-tid diagrammet som fremkommer.
Instrument for måling av varmeledningsevneI dag kan apparatet måle fire prøver samtidig. Hver måling tar ca. 200 sekunder. Vanlig diameter og høyde for prøvestykkene er henholdsvis 35 og 20 millimeter, men andre diametermål og former kan måles. Pyroceram, et godkjent referansemateriale i EU, benyttes som standardmateriale.
Referanse:
Middleton, M.F. (1993): A transient method of measuring the thermal properties of rocks. Geophysics, Vol. 58, No. 3, p. 357-365.