Электрические и магнитные свойства горных пород

5.1 Электрическая поляризация

В любой горной породе имеются свободные (электроны) и связанные (например, ионы) заряды.

При наложении на породу электрического поля в ней происходит смещение внутренних связанных зарядов. В результате на ее поверхности появляются неуравновешенные заряды. Это явление носит название электрической поляризации (рис. 5.1).

Вектор поляризации Р_э – суммарный электрический момент единицы объема породы. В зависимости от механизма поляризации и типа частиц, участвующих в ней, выделяют четыре основные ее вида: электронную, ионную, дипольную и миграционную.

I – электронная поляризация;

II – дипольная поляризация;

III – миграционная поляризация;

а – при отсутствии внешнего электрического поля;

б – при наличии внешнего электрического поля;

1 – диэлектрик; 2 – проводник; 3 – породы

Рис. 5.1 – Различные виды электрической поляризации горных пород:

Электронная поляризация Р_эл возникает в атомах в результате смещения электронных орбит относительно положительно заряженных ядер. Так как с увеличением напряженности поля смещение электронных орбит увеличивается, величина Р_эл прямо пропорциональна напряженности электрического поля Е_э (упругая поляризация).

Электронная поляризация присуща всем атомам и молекулам и является наиболее быстрым видом поляризации (возникает за 10^-13 с).

Ионная (атомная) поляризация Р_и образуется за счет смещения в электрическом поле ионов или частей кристаллических решеток с ковалентной связью. При этом под воздействием электрического поля положительные и отрицательные ионы сдвигаются. Величина ионной поляризации также прямо пропорциональна напряженности внешнего электрического поля Е_э:

Время установления ионной поляризации несколько меньше, чем электронной; оно составляет 10^-14–10^-12 с.

Дипольная поляризация Р _д наблюдается при наличии в породах ионов с полярными связями. В этом случае каждая молекула уже имеет некоторый дипольный момент при отсутствии внешнего электрического поля. Тем не менее, в объеме породы, состоящем из таких молекул, из-за их хаотического расположения суммарный дипольный момент при отсутствии внешнего поля равен нулю.

При его наличии диполи будут ориентироваться согласно внешнему полю, т. е. возникает электрическая поляризация объема породы.

Дипольная поляризация завершается в течение 10^-10– 10^-7 с.

Миграционная (объемная) поляризация Р _м возникает в многофазной породе, состоящей из частиц, обладающих различными электрическими свойствами, а также при наличии пор, заполненных электролитом.

При внесении породы в электрическое поле свободные электроны и ионы, содержащиеся в проводящих и полупроводящих включениях, начинают перемещаться в пределах каждого включения. В результате каждое включение приобретает дипольный момент и ведет себя подобно большому диполю.

Время завершения миграционной поляризации составляет 10^-610^-3 с.

Время установления дипольной и миграционной поляризации пород сравнимо с частотой применяемых на практике электромагнитных полей, поэтому указанные виды поляризации называются релаксационными или медленным в отличие от " мгновенного" смещения электронов и ионов.

Суммарная поляризация породы, представляющая собой средний дипольный момент единицы ее объема, равна сумме всех видов поляризации.

Поляризации пород сопутствует явление, называемое электрострикцией. Оно заключается в деформировании (подобно всестороннему сжатию) диэлектриков под действием электрического поля и присуще всем породам.

Причинами электрострикции являются, с одной стороны, давление на породу заряженных частиц, создающих электрическое поле и притягивающихся друг к другу, с другой – смещение ионов и электронов в породе, вызываемое внешним полем.

5.2 Особые случаи поляризации минералов и пород

Как известно, существуют 32 кристаллографических класса минералов. Из них 11 классов имеют центр симметрии. Эти минералы не обладают никакими особыми электрическими свойствами и подчиняются рассмотренным выше закономерностям поляризации под воздействием электрического поля. Им, как и всем твердым телам, присуща электрострикция.

Минералы остальных кристаллографических классов ацентричны, и для них характерна поляризация приложением механических нагрузок (пьезоэлектрический эффект).

Так, нагрузив монокристалл кварца, получают разноименные заряды на его противоположных гранях.

Этот эффект обратим: приложение к кварцу электрического поля вызывает деформацию кристалла, которая значительно больше, чем электрострикция.

Пьезоэффект в отличие от электрострикции зависит от направления поля. Поэтому, приложив к граням кристалла переменные электрические поля, можно вызвать вибрацию кристалла.

Пьезоэффект изучен более чем в 400 минералах, в том числе в кварце, турмалине, цинковой обманке, бораците, сфалерите и нефелине.

М. П. Воларович и Э. И. Пархоменко (ИФЗ АН СССР) в 1954 г. открыли явление пьезоэффекта также в горных породах, содержащих минералы-пьезоэлектрики, – в гранитах, гнейсах, кварцитах, жильном кварце, нефелиновых породах и т. д.

Величина поляризации Р _п пьезоэлектрика прямо пропорциональна механическим напряжениям σ.

Наиболее сильным пьезоэффектом обладает жильный кварц.

Десять кристаллографических классов из числа пьезоэлектриков имеют особенные оси, в положительном и отрицательном направлениях которых свойства кристаллов различны. Эти кристаллы спонтанно (самопроизвольно) поляризованы. Величина их поляризации зависит от температуры. Они называются пироэлектриками.

При нагреве кристалла пироэлектрика один его конец заряжается положительно, другой – отрицательно. Охлаждение кристалла ведет к изменению знака заряда. Появление зарядов на поверхности пироэлектрика связано с дополнительным смещением диполей вдоль электрической оси под воздействием температуры. Пироэффект обратим: в электрических полях, направленных по электрической оси кристалла, происходит его нагрев, в противоположных полях – охлаждение.

К пироэлектрикам относятся турмалин, вермикулит, нефелин, канкринит, пирротин и др.

У некоторых пироэлектриков направление самопроизвольной поляризации можно изменить, воздействуя на них внешним электрическим полем. Эта группа минералов носит название сегнетоэлектриков. Сегнетоэлектрические свойства могут проявлять минералы кубической, тетрагональной, ромбической и моноклинной сингоний, например, пирохлор, колеманит, борацит, пиролюзит и др.

Так как сегнетоэлектрики спонтанно поляризованы, даже при ничтожно малой напряженности поля, поляризация их значительна. Поэтому они обладают исключительно большой диэлектрической проницаемостью (20 000 и более), которая сильно зависит от температуры и имеет аномальные значения в определенных температурных интервалах. Существует температура (точка Кюри), выше которой сегнетоэлектрики теряют свою поляризацию – деполяризуются. Каждый минерал имеетсвоюточку Кюри (в пределах 10 – 840 ⁰К).

Практически все минералы-диэлектрики и слабые полупроводники способны поляризоваться при трении. Возникающие при этом заряды называются трибоэлектричеством.

Существует общая закономерность, согласно которой при трении двух диэлектриков друг о друга положительно заряженным становится диэлектрик с большей диэлектрической проницаемостью.

5.3 Диэлектрическая проницаемость

В результате электрической поляризации пород возникает внутреннее электрическое поле, направленное противоположно внешнему. Поэтому в любом веществе суммарная напряженность электрического поля Е_э оказывается меньше, чем в вакууме Е_эо.

Отношение Е_эо / Е_э , показывающее, во сколько раз напряженность поля в веществе меньше по сравнению с вакуумом, называют относительной диэлектрической проницаемостью ε _r, являющейся мерой поляризации вещества.

ε _r = Е_эо / Е_э (5.1)

Понятие диэлектрической проницаемости имеет смысл только для плохо проводящих сред. Действительно, если среда, в которой располагаются заряды, способна проводить ток (т. е. имеет много свободных зарядов), то вместо взаимодействия будет происходить перенос зарядов из точки с большим потен­циалом в точку с меньшим потенциалом до момента их вырав­нивания.

Поэтому в случае электростатического поля в проводниках Е_э = 0 и, следовательно, диэлектрическая проницаемость близка к бесконечности.

В то же время число поляризующихся частиц п и, следова­тельно, поляризация зависят от частоты ω электрического поля.

В силу того, что ионная поляризация возникает лишь тогда, когда частота электрического поля снижается до 10¹² Гц, а дипольная — лишь при частоте поля не более 10⁷–10¹⁰ Гц, с воз­растанием круговой частоты ω электрического поля от 0 до ∞ диэлектрическая проницаемость постепенно уменьшается и стремится к единице.

Диэлектрическая проницаемость ε _r минералов при небольших частотах находится обычно в пределах от 3 до 25. Наименьшее значение величины ε _r (около 3–4) имеют минералы, обладающие в основном электронной поляризацией (например, кварц, ортоклаз, гипс, сера). Минералы, у которых к электронной до­бавляется еще ионная поляризация, обычно обладают большей диэлектрической проницаемостью. Так, у галита и сильвина ε _r = 4, 7–6, 4.

У минералов с дипольной поляризацией диэлектрическая проницаемость еще больше. Именно этим объясняется высокая диэлектрическая проницаемость воды (81), льда (73), рутила (130) и др. Большая диэлектрическая проницаемость харак­терна для рудных минералов из-за миграционной поляризации.

Диэлектрическая проницаемость пород является функцией значений ε _r минералов, слагающих породу, их концентрации и взаимного расположения.

Поэтому наибольшие значения диэлектрической проницаемо­сти присущи породам, в состав которых входят рудные мине­ралы.

Предельные значения ε _r в зависимости от содержания мине­ралов, расположенных в породе слоями, имеют различные величины при определении вдоль слоев, перпенди­кулярно к слоям и для однородной смеси минералов.

Диэлектрическая прони­цаемость слоистых пород вдоль слоистости ε _║ всегда больше, чем поперек ε _┴ .

Так, у железистого кварцита экспериментально определенный коэффициент анизотропии составляетот 1, 18 до 1.36.

В сухих пористых породах относительная диэлектрическая прони­цаемость ε _r значительно ниже, чем в плотных. Это связано с тем, что диэлектрическая прони­цаемость воздуха (и других газов) близка к единице.

5.4 Электрохимическая активность горных пород

В горных породах возникает также медленная электрохи­мическая поляризация, причиной которой являются про­цессы, возникающие при прохождении тока через многофазные породы.

К таким процессам относятся: окислительно-восстановитель­ные реакции; появление в местах выхода и входа тока продук­тов электролиза, газов; электроосмос; перераспределение кон­центрации растворов. Эти процессы бывают как обратимые, так и необратимые. Обратимый процесс приводит к возникновению ЭДС поляризации, т. е. явлению разрядки породы при замыка­нии ее поверхностей накоротко.

Электрохимическая поляризация происходит значительно медленнее, чем другие виды поляризации. Например, в песча­никах эта поляризация достигает наибольшего значения лишь через несколько десятков минут после приложения внешнего электрического поля.

Среди минералов наибольшей по­ляризуемостью обладают пирит, пирротин, халькопирит и гра­фит. Активны также магнетит, гематит и другие окислы, имею­щие электронную проводимость.

В каменных углях электрохимическая поляризация связана с их зольностью, увеличение последней приводит к снижению элек­трохимической активности углей.

5.5 Электрическая проводимость

Перенос зарядов из одной точки проводника в другую, осущест­вляемый электронами и ионами, носит название электрической проводимости. Векторный показатель, характеризующий количе­ство элементарных зарядов, проходящих через единицу сечения проводника в единицу времени, называют плотностью электри­ческого тока j:

j = nqv, (5.2)

где п – число заряженных частиц в единице объема;

q – заряд частицы;

v – средняя скорость направленного движения за­рядов.

Так как v = иЕ, где и — подвижность частиц,

j = σ _э Е_э , (5.3)

где σ _э – коэффициент, зависящий от вида и состояния проводящей породы, называют удель­ной электрической проводимостью и измеряется в сименсах, деленных на метр (См/м);

Е_э – напряженность электрического поля.

σ _э = nqu (5.4)

Уравнение (5.3) представляет собой закон Ома в дифферен­циальной форме.

Величину, обратную σ _э, называют удельным электрическим сопротивлением, измеряемым в омах на метр (Ом / м).

Подобно тому, как диэлектрическая проницаемость характе­ризует электрические свойства диэлектриков, удельная электри­ческая проводимость σ _э является электрическим параметром про­водников.

Горные породы в основном входят в группу полупро­водников, характеризующихся свойствами как диэлектриков (относительная диэлектрическая прони­цаемость ε _r < < ∞), так и проводников (породам присущи некоторые значения удельной электрической проводимости σ _э > 0).

Прохождение тока через горные породы может осущест­вляться с переносом вещества (ионная, ионно-электронная про­водимость) и без переноса его (электронная и дырочная прово­димость).

Ионный характер проводимости имеют все аморфные минералы, галогенные соединения, нитраты, сульфаты и т. д.

Элек­тронная проводимость характерна для окислов и сульфидов большинства тяжелых металлов.

По величине электрической проводимости σ _э все вещества де­лят на проводники, полупроводники и диэлек­трики. Разная электрическая проводимость веществ с пози­ций квантовой теории объясняется различиями в энергетической схеме их кристаллов.

Свободным носителем тока может быть лишь электрон, уда­ленный от ядра атома на достаточно большое расстояние и на­ходящийся в зоне проводимости. Для того чтобы электрон мог попасть в зону проводимости, необходимо некоторое энергетиче­ское воздействие на него. Величина такого воздействия зависит от ширины так называемой запрещенной зоны, отделяю­щей валентную зону обращения электронов от зоны проводи­мости.

У проводников (металлов) запрещенная зона отсутствует. Приобретая под влиянием внешних факторов дополнительную кинетическую энергию, электроны легко переходят в зону про­водимости и становятся способными переносить заряды.

У полупроводников запрещенная зона имеет определен­ную ширину. Она выражается количеством энергии, которую не­обходимо затратить электрону для того, чтобы перейти в зону проводимости. Для горных пород-полупроводников величина запрещенной зоны чаще всего составляет 0, 16•10^-19—3•10^-19 Дж.

В диэлектриках запрещенная зона имеет ширину, превышаю­щую работу, требуемую для отрыва электрона от кристалличе­ской решетки (до 13•10^-19 Дж и более). Поэтому проводимость металлов и полупроводников — электронная, а проводимость ди­электриков – ионная, так как работа отрыва иона меньше.

Есть два основных отличия полупроводников от проводни­ков.

Первое из них состоит в том, что электрическая проводи­мость σ _э проводников значительно выше, чем полупроводников, причем граничной считают электрическую проводимость по­рядка 10 См/м.

Второе отличие – возрастание электрической проводимости полупроводников σ _э с повышением температуры (температурный коэффициент положителен), в то время как электрическая проводимость проводников при этом уменьша­ется (электрическое сопротивление растет – температурный ко­эффициент отрицателен).

Кроме того, наличие примесей в проводниках всегда сни­жает их электрическую проводимость, а в полупроводниках – повышает ее. По этим признакам почти все минералы и горные породы относят к классу полупроводников и диэлектриков с разной электрической проводимостью.

Главнейшие породообразующие минералы (слюда, галит, сильвин, кальцит, полевые шпаты, кварц) обладают низкой электрической проводимостью (σ _э = 10^-12 – 10^-20 См/м).

Фактически почти весь ток проводимости в этих минералах обусловлен примесными ионами и атомами и лишь незначитель­ная его часть – небольшим числом свободных электронов са­мого минерала.

Примесная проводимость существенна также и для других минералов, так как ионы и электроны примесей оказываются наименее связанными в кристаллической решетке. Поэтому удельная электрическая проводимость минераловнеявляется строго постоянной величиной и изменяется в больших пределах.

Удельная электрическая проводимость плотных малопористых пород зависит от проводимости слагающих их минералов. Так, при прочих равных условиях удельная электрическая про­водимость породы находится в прямой зависимости от объем­ного содержания хорошо проводящих минералов.

Если в породе имеются рудные минералы, расположенные в виде прожилков, то присутствие даже незначительного коли­чества этих минералов резко повышает величину σ _э пород. Это характерно для пород, содержащих халькопирит, пирротин, которые имеют полосчатое расположение в отличие, например, от галенита, располагающегося изолированными включениями.

Слоистость пород вызывает анизотропию электрической проводимости.

В сцементированных оса­дочных породах электрическая проводимость понижа­ется, так как обычно цементирующими веществами бывают слабопроводящие минералы – кварц, гипс, кальцит и др.

Метаморфизация углей повышает их удельную электрическую проводимость. Особенно резко она увеличивается при содержании углерода более 87 %.

С увеличением зольности электрическая проводимость углей понижается.

Выветривание породы, повышение её пористости, развитая система трещин, не сопровождающиеся увлажнением, также уменьшают электрическую проводимость породы.

Мелкозернистые породы, особенно если они содержат колло­идные частицы, имеют при прочих равных условиях большую электрическую проводимость, чем крупнозернистые. Например, из осадочных пород, не имеющих рудных минералов, наиболь­шей электрической проводимостью обладает глина.

5.6 Диэлектрические потери

Горная порода, имеющая высокое электрическое сопротивление в переменном электрическом поле, характеризуется еще одним параметром - углом диэлектрических потерь δ. Угол δ можно представить как дополняющий до 90° угол сдвига фаз между полным переменным током I, проходящим через конденса­тор с диэлектриком, и напряжением между обкладками конден­сатора U.

Полный ток I в реальном диэлектрике является векторной суммой (рис. 5.2) емкостного тока I_с (тока смещения), тока проводимости I_а и тока, обусловленного релаксационными видами поляризации I_r, который, в свою очередь, также состоит из емкостного I'_c, и активного I'_а токов. Поэтому tg δ может быть записан как отношение суммы активных составляющих тока к сумме его реактивных составляющих:

tg δ = (I_а + I'_а ) / (I_с + I'_c). (5.5)

При параллельной схеме замещения образца и частоте элек­трического поля f эту формулу можно представить так:

tg δ =1 / (2π f CR), (5.6)

где С – емкость образца;

R – активное сопротивление.

Так как количество теплоты Q, выделившейся при прохож­дении тока через породу, равно

Q = UI = U² / R_a, (5.7)

то, подставив в формулу (5.7) значение R из формулы (5.6), получим

Q = 2π f C tg δ U². (5.8)

Следовательно, поглощение энергии породой с увеличением частоты электрического поля f возрастает, а параметр tg δ оп­ределяет количество электрической энергии, переходящей в по­роде в теплоту.

Рис. 5.2. Параллельная эквивалентная схема замещения конденсатора

с ди­электрическими потерями (а) и векторная диаграмма токов и напряжений (б):

U — напряжение; R — активное сопротивление; C – емкость конденсатора

Тангенс угла диэлектрических потерь большинства скальных пород при частоте поля около 1 МГц находится в пределах 2·10^-3 – 10^-1.

Величина tg δ минералов зависит от структуры кристаллической решетки и плотности упаковки ионов в ре­шетке. Более плотная упаковка ионов и высокая симметрия кри­сталлов обусловливают малые значения tg δ минералов.

Наличие в минералах кристаллизационной воды также уве­личивает их tg δ.

Большие значения tg δ присущи также рудным минералам.

В каменных углях tg δ возрастает с увеличением их золь­ности.

У слоистых пород tg δ параллельно слоистости выше tg δ пер­пендикулярно к слоистости.

Увеличение пористости приводит к уменьшению tg δ сухой горной породы.

5.7 Магнитные свойства пород

Согласно закону Кулона сила взаимодействия между двумя магнитными массами

m _М1и m _М2на расстоянии r друг от друга

F_M = ± m_М1 ∙ m_М2/(μ _а r²), (5.9)

где μ _а – некоторая характеристика среды (вещества, породы), называемая абсолютной магнитной проницае­мостью (Гн/м).

Между магнитной индукцией В и напряженностью маг­нитного поля Н (величина векторная, характеризующая интенсивность магнитного поля) в веществе существует прямо пропорциональная зависимость

В = μ ₀ μ Н. (5.10)

В вакууме μ _а = μ ₀ = 4π 10^-7 Гн/м. Эту константу называют магнитной постоянной.

Отношение μ = μ _а / μ ₀ называют относительной магнитной проницаемостью.

Основными параметрами (характеристиками) магнитных свойств горных пород (веществ) являются:

магнитная проницаемость m

магнитная восприимчивость Н пород.

Относительная магнитная проницаемость m вещества равна

, (5.11)

где В – магнитная индукция поля в веществе;

В₀ – магнитная индукция поля в вакууме.

Следовательно, относительная магнитная проницаемость m показывает, во сколько раз магнитная индукция В поля в веществе больше, чем магнитная индукция В₀ этого же поля в вакууме (для вакуума m = 1).

Все горные породы и минералы обладают в той или иной степени магнитными свойствами, т. е. они являются магнетиками. При внесении во внешнее магнитное поле они намагничиваются и приобретают магнитный момент М, последний, в свою очередь, обусловлен наличием в породе элементарных магнитных моментов m_i.

Мерой намагничивания породы (вещества) служит намагниченность J, которая представляет собой сумму магнитных моментов m_i в единице объема V:

. (5.12)

Намагниченность J породы может быть определена, как прира­щение магнитной индукции поля в веществе по сравнению с ва­куумом:

= μ _а - μ ₀ = μ ₀ (μ - 1). (5.13)

Намагниченность – векторная величина. Она прямо пропорциональна напряженности магнитного поля

= m₀ (m - 1). (5.14)

Коэффициент (m - 1) = Н называют объемной магнитной восприимчивостью, а отношение магнитной восприимчивости к плотности породы Н/r – удельной магнитной восприимчивостью χ.

Следовательно, магнитная восприимчивость Н и магнитная проницаемость m связаны соотношением

m = 1+Н. (5.15)

По магнитным свойствам минералы и горные породы делят на диамагнитные (диамагнетики), парамагнитные (парамагнетики) и ферромагнитные (ферромагнетики).

Диамагнитными называют горные породы, у которых при отсутствии внешнего магнитного поля (магнитная восприимчивость Н = 0) магнитный момент атомов и молекул равен нулю. Магнитная проницаемость диамагнетиков меньше единицы, т. е. m < 1. Магнитная проницаемость диамагнитных минералов и пород находится в пределах m = 0, 999836 ÷ 1, 0.

Парамагнитными называют горные породы, атомы которых обладают магнитным моментом при отсутствии внешнего магнитного поля. Магнитная проницаемость парамагнитных горных пород (веществ) m ³ 1; Н > 0.

Магнитная проницаемость парамагнитных пород m = 1, 0 ÷ 1, 0064.

Ферромагнитными называют горные породы, у которых целые объемы (домены) обладают магнитным моментом при отсутствии внешнего поля, у них m > > 1, 0; Н > 0. Магнитная проницаемость ферромагнитных минералов и пород находится в пределах m = 1, 0064 ÷ 6, 5.

Магнитные свойства горных пород зависят от их минерального состава (содержания ферромагнитных минералов), формы, размеров и взаимного расположения зерен, температуры, напряженности и частоты магнитного поля и других факторов.

При измерении магнитной восприимчивости ее истинные значения можно получить только на образцах кольцевой формы. Однако изготовление их из горных пород связано с техническими трудностями, поэтому на практике исследуют образцы цилиндрической или призматической формы. У таких образцов проявляется анизотропия магнитных свойств, определяемая их формой. Анизотропию объясняют действием размагничивающего поля, наведенного в образце.

На магнитные свойства пород ока­зывают также влияние форма, размеры и взаимное расположе­ние ферромагнитных зерен. Например, магнитная восприимчи­вость крупнозернистых ферромагнетиков больше, чем мелко­зернистых. Это объясняется ростом числа доменов в зернах при увеличении их размеров.

В переменных магнитных полях возникают потери магнитной энергии – переход ее в тепловую. Для их оценки используют коэффициент магнитных потерь. Потери в перемен­ном поле складываются из потерь на гистерезис и вихревые токи.

Некоторые ферромагнетики обладают ярко выраженными магнитострикционными свойствами. При намаг­ничивании таких пород происходит их относительное удлинение (например, магнетит, железо) или укорачивание (например, никель).

5.8 Радиационные свойства горных пород

К радиационным свойствам горных пород относят их естествен­ную радиоактивность, а также параметры, определяющие рас­сеяние и поглощение горными породами внешнего излучения: γ -лучей, нейтронов и других частиц.

Естественная радиоактивность пород обусловлена наличием в их составе либо минералов, содержащих радиоактивные эле­менты (уран U, торий Тh, радий Rа), либо радиоактивных изо­топов калия (К⁴⁰), кальция, рубидия, циркония, олова, теллура, вольфрама, кобальта, рения и висмута.

Кроме того, ряд минералов обладает способностью адсорби­ровать из окружающей среды радиоактивные элементы и изо­топы, вследствие чего наличие таких минералов в породах также повышает их радиоактивность. Так, повышенной радио­активностью среди осадочных пород в результате сорбции эле­ментов обладают глина и глинистые сланцы. Поэтому присут­ствие глин в осадочных породах (например, в мергелях) увели­чивает их радиоактивность.

Проникающая способность γ -лучей наибольшая. Пучок γ -квантов радиоактивного кобальта ослабляется в 2 раза лишь слоем свинца толщиной 1, 6 см или алюминия толщиной 12 см. Скорость их распространения мало отличается от скорости света (не более10^-2 %).

Величина радиоактивности горных пород оценивается пара­метром удельной радиоактивности R – количеством распадающихся в 1 с атомов в 1 кг вещества.

Так, удельная ра­диоактивность радия составляет 3, 7∙ 10¹³ с^-1∙ кг^-1.

Рассеяние и поглощение радиоактивного излучения и потока нейтронов в горных породах оцениваются коэффициентами по­глощения и сечениями рассеяния и захвата.

Проходя через вещество, γ -лучи теряют энергию вследствие поглощения и рассеяния.

Поглощение γ -кванта происходит в результате того, чтоγ -квант вырывает электрон из электронной оболочки атома, пе­редавая ему всю свою энергию (фотоэлектрический эффект).

Рассеяние – это передача γ -квантом электрону атома только части своей энергии (Комптон-эффект). В результате уменьшается энергия кванта, меняется направление его дви­жения.

В горных породах преобладает рассеяние – доля энергии, идущей на рассеяние, составляет около 90 % общих потерь.

Полный коэффициент поглощения γ -лучей равен сумме коэффициентов собственно поглощения и рассеяния. Чем больше плотность породы, тем сильнее поглощение γ -лучей.