UNIVERSITY OF HELSINKI DIVISION OF GEOPHYSICS AND ASTRONOMY REPORT SERIES IN GEOPHYSICS No 68 PETROFYSIIKAN PERUSTEET Meri-Liisa Airo ja Risto Kiuru HELSINKI 2012 UNIVERSITY OF HELSINKI DIVISION OF GEOPHYSICS AND ASTRONOMY REPORT SERIES IN GEOPHYSICS No 68 Kansikuva: Karkearakeisen kiven pintaa. S. Vuoriainen, GTK. PETROFYSIIKAN PERUSTEET Meri-Liisa Airo ja Risto Kiuru HELSINKI 2012 Report Series in Geophysics No. 68 ISSN 0355-8630 ISBN 978-952-10-7067-9 (PDF) Helsingin yliopiston verkkojulkaisut Helsinki 2012 Yhteyshenkilö: Dos., TkT Meri-Liisa Airo Geologian tutkimuskeskus PL 96, 02151 Espoo meri-liisa.airo@gtk.fi Puh. 020 550 2330 SISÄLLYSLUETTELO ESIPUHE 1 1. JOHDANTO 2 1.1. Mitä petrofysiikka on? 2 1.2. Petrofysikaaliset ominaisuudet 3 1.3. Petrofysiikan tutkimusmenetelmät 5 1.4. Petrofysiikan historiaa 7 1.5. Petrofysiikka Suomessa 8 2. KIVET JA MINERAALIT 10 2.1. Mineraali 10 2.2. Mineraalien luokitus 11 2.3. Kiderakenne 13 2.4. Mineraalien tunnistaminen 15 2.5. Kivilajit 16 2.6. Maankuoren koostumus 18 3. HUOKOISUUS 19 3.1. Huokoisuuden määritelmä ja käsitteitä 19 3.2. Huokoisuuden merkitys 21 3.3. Kivilajien huokoisuuksista 21 3.4. Irtomaalajien huokoisuus 23 3.5. Huokoisuuden mittaaminen 23 3.5.1. Imeytysmenetelmä 24 3.5.2. Akustinen menetelmä 25 3.5.3. Sähköinen menetelmä 26 3.5.4. Gamma-gamma -luotaus ja neutroniluotaus kairareiässä 26 3.5.5. Vastusmittausmenetelmä 27 4. TIHEYS 28 4.1. Käsitteitä 28 4.2. Tiheyden merkitys 29 4.3. Mineraalien tiheys 30 4.4. Kivilajien tiheys 32 4.5. Tiheyden määrittäminen 36 4.5.1. Punnitus nesteessä ja ilmassa 36 4.5.2. Pyknometrimenetelmä 37 4.5.3. Volumetrimenetelmä 38 4.5.4. Punnitus raskaissa nesteissä 38 4.5.5. Gammasäde-tiheysluotaus 39 4.5.6. Gravimetrimenetelmät 40 4.5.7. Mittausvirheet ja mittaustarkkuus 41 5. MAGNEETTISET OMINAISUUDET 43 5.1. Määritelmiä ja yksiköitä 43 5.2. Materiaalien käyttäytyminen magneettikentässä 46 5.3. Mineraalien magneettisista ominaisuuksista 55 5.4. Magneettiset domainit 58 5.5. Kivilajien magneettisista ominaisuuksista 61 5.6. Suskeptibiliteetin mittaus laboratoriossa 66 5.6.1. Suskeptibiliteetin anisotropia 68 5.6.2. Suskeptibiliteetin lämpötilariippuvuus 69 5.6.3. Log-normaalinen suskeptibiliteettijakauma 69 5.7. Remanentti magnetoituma 71 5.7.1. Remanenssin mittaus 72 5.7.2. Demagnetointitekniikat 74 5.8. Koenigsbergerin suhde, Q 74 6. SÄHKÖISET OMINAISUUDET 79 6.1. Määritelmiä ja käsitteitä 80 6.2. Maankamaran sähkönjohtavuusmekanismit 83 6.3. Taajuusriippuvainen ominaisvastus, indusoitu polarisaatio (IP) 86 6.4. Geologisten materiaalien sähkönjohtavuuksista 88 6.5. Mittausmenetelmiä 91 7. RADIOAKTIIVISET OMINAISUUDET 94 7.1. Säteilylajit 96 7.2. Radioaktiivinen hajoaminen 97 7.3. Säteilyn ja aineen vuorovaikutus 101 7.4. Radioaktiivisuuden hyödyntäminen geotieteissä 103 7.5. Kivilajien U, Th ja K pitoisuudet 104 7.6. Mittaaminen 107 8. ELASTISET OMINAISUUDET 109 8.1. Taustaa ja peruskäsitteitä 109 8.2. Seismiset aallot 114 8.3. Seismisten aaltojen nopeus kivilajeissa 116 8.4. Mittaaminen 119 9. TERMISET OMINAISUUDET 121 9.1. Määritelmiä ja käsitteitä 121 9.2. Mineraalien ja kivilajien termiset ominaisuudet 124 9.3. Mittaaminen 127 LÄHDELUETTELO 129 HAKEMISTO 139 - 1 - ESIPUHE Petrofysiikka on yhdistävä tekijä geologian ja geofysiikan välillä. Petrofysikaalisia tutkimustuloksia käytetään mm. raaka-ainevarojen kartoituksessa, ympäristön tutkimuksessa, yhdyskuntarakentamisessa sekä Maan kuoren ja sisuksen geofysikaalisissa tutkimuksissa. Petrofysiikan mittauksia tehdään myös paljon kiviainestutkimuksessa kivialan toimijoiden ja kivimateriaalin käyttäjien tarpeisiin. Kivi- ja maa-aineksen petrofysikaalisia ominaisuuksia on tutkittu Suomessa 1960- luvulta lähtien, jolloin kivinäytteiden tiheys- ja magneettisia ominaisuuksia alettiin systemaattisesti mitata ja koota tietokantaan. Pohjoismaisen geotieteellisen yhteistyön kautta petrofysikaalista tietoa on ollut pitkään saatavissa myös muista Skandinavian maista. Viime vuosina petrofysikaalinen tutkimus on ollut myötätuulessa maailmalla, tutkijoiden välinen verkostoituminen on käynnissä, mittauslaboratorioita on perustettu yliopistoihin ja tutkimuslaitoksiin ja mittaustuloksia alettu koota on-line tietokantoihin. Tässä kurssioppaassa tutustutaan kivien ja mineraalien petrofysikaalisiin ominaisuuksiin, niiden mittausmenetelmiin sekä teoreettiseen taustaan. Tavoitteena on perehdyttää lukijaa petrofysikaalisen tutkimustiedon käyttämiseen erilaisissa sovelluskohteissa sekä tuoda esiin petrofysiikan tutkimuksen ajankohtaisia kysymyksiä. Petrofysiikan perusteiden luennoiminen alkoi Helsingin yliopistossa 2000-luvun alussa professori Lauri Pesosen toimesta. Tämä opas pohjautuu Meri- Liisa Airon Helsingin yliopiston geofysiikan osastolla vuosina 2004-2009 pitämiin Petrofysiikan peruskurssin luentoihin ja luentomonisteeseen, jotka osaltaan pohjautuvat professori Pesosen materiaaleihin. Oppimateriaalia päivitettiin vuosittain. Monisteen rinnalla jokaiseen luentoon liittyi kattava PowerPoint-esitys, jonka materiaalia on vain osittain mukana tässä oppaassa. Helsingissä 30. maaliskuuta 2012 Meri-Liisa Airo ja Risto Kiuru - 2 - 1. JOHDANTO 1.1. Mitä petrofysiikka on? Petrofysiikka on tieteenala, joka tutkii kivien ja mineraalien fysikaalisia ominaisuuksia ja käyttäytymistä. Geofysikaaliset anomaliat aiheutuvat maa- ja kallioperän fysikaalisten ominaisuuksien vaihteluista, jotka eivät aina noudata geologian vaihteluita. Viime vuosikymmeninä geofysiikan käyttö erilaisissa maa- ja kallioperään sekä koko maapalloon kohdistuvissa tutkimuksissa on huomattavasti kasvanut ja samalla on alettu kiinnittää huomiota mittaustulosten käsittelyyn ja tulkintaan. Petrofysikaaliset ominaisuudet ovat avainparametreja geofysikaalisessa inversiossa ja niiden avulla voidaan parantaa geofysikaalisten mittaustulosten tulkinnan tarkkuutta ja luotettavuutta. Kivien fysikaalisten ominaisuuksien tunteminen on viime vuosina noussut yhä tärkeämmäksi teemaksi mm. raaka- ainevarojen tutkimuksessa ja kartoittamisessa. Petrofysiikan rooli on toimia välittäjänä havaintojen (usein geofysikaalinen kenttä tai häiriö) ja ”mallin” välillä. ”Malli” on havaitun ilmiön aiheuttaja, joka on tutkimuksen kohteena oleva geologinen muodostuma tai rakenne. Petrofysikaaliset tutkimukset, joiden avulla voidaan selvittää geologisten ja fysikaalisten ominaisuuksien vaihteluiden välinen riippuvuussuhde, muodostavat tärkeän sillan geologian, mineralogian ja geofysiikan välille. GEOLOGIA PETROFYSIIKKA GEOFYSIKAALISET MITTAUSTULOKSET Geotieteenä petrofysiikka on vahvasti poikkitieteellinen. Pohjimmiltaan petrofysiikka, kuten mikä tahansa muukin luonnontiede, nojaa vahvasti fysiikkaan ja kemiaan. Lähimmät sisaralat löytyvät geofysiikasta (seismologia, geomagnetismi, geotermiikka jne.) ja geologiasta (erityisesti mineralogia ja geokemia), ja näiden alojen kokonaisvaltainen hallitseminen on olennaista ilmiöiden ja riippuvuussuhteiden ymmärtämiseksi. Sovelluskohteita on loputtomasti: sovellettu geofysiikka (malmien ja hiilivetyjen etsintä), insinööritieteet (esim. kallioiden - 3 - fysikaalinen lujuus ja rakoilu, kunnallistekniikka, rakennusgeologia, kiviainesteollisuus), ympäristötieteet (esim. saastuneiden maa-alueiden kartoitus, ydinjätteen loppusijoitus), aurinkokunnan tutkimus (meteoriittien petrofysiikka), ilmastotutkimus (järven- tai merenpohjan sedimenttien magnetoituvuus hapen määrän korreloijana), biologia (biomagnetismi), jopa lääketiede (merkkiaineiden käyttäytyminen). 1.2. Petrofysikaaliset ominaisuudet Petrofysikaaliset ominaisuudet eli parametrit kertovat mineraalien, kivilajien sekä maa- ja kallioperän fysikaalisista ominaisuuksista. Suomen kielessä puhutaan myös ominais- ja ainevakioista. Tärkeimmät näistä parametreista ovat huokoisuus ja tiheys, magneettiset, sähköiset, elastiset ja radioaktiiviset ominaisuudet. Näihin parametreihin ja niiden vaihteluihin perustuvia geofysikaalisia menetelmiä käytetään malminetsinnässä, rakennusgeologiassa, kiviainestutkimuksessa, ympäristön tutkimuksessa, geologisessa kartoituksessa ja Maan kuoren ja sisuksen geofysikaalisissa tutkimuksissa. Seuraavassa taulukossa on lueteltu tärkeimpiin geofysikaalisiin menetelmiin liittyviä fysikaalisia parametreja. Taulukko 1.1: Geofysiikan menetelmiä, ja niihin liittyviä petrofysiikan suureita. Geofysiikan menetelmä tai kenttä Petrofysiikan suureet Painovoima Tiheys, huokoisuus Magnetismi Suskeptibiliteetti, remanenssi, Q-suhde Sähkökenttä Sähkönjohtavuus, dielektrisyys Sähkömagnetismi Sähkönjohtavuus, permeabiliteetti Indusoitu polarisaatio (IP) IP-efekti, IP-vasteet Seismiikka Elastiset ominaisuudet, tiheys Geotermiikka Lämmönjohtavuus, lämpökapasitanssi Radioaktiivisuus Radioaktiivisten alkuaineiden pitoisuus, lämmöntuotto Petrofysikaaliset suureet voivat olla skalaarisuureita (mitattavalla ominaisuudella on suuruus, joka ei riipu suunnasta, esim. tiheys), vektorisuureita (mitattavalla ominaisuudella on suuruus ja suunta, esim. luonnollinen remanentti magnetoituma) - 4 - tai tensorisuureita (mitattavan ominaisuuden suuruus muuttuu eri suuntiin, esim. magneettinen suskeptibiliteetti). Suureen suuntariippuvuutta kutsutaan aineen anisotropiaksi; mikäli suure ei riipu suunnasta, on aine puolestaan isotrooppinen. Mittaustulokseen voi vaikuttaa mittaussuunnan lisäksi mittauspaikka (in-situ vs. laboratorio), ympäristö (luonto vs. laboratorio) ja aika (magnetismin tapauksessa). Mitataanko näyte alkuperäisessä ympäristössään vai laboratoriossa, riippuu yleensä siitä, halutaanko minimoida ympäristön vaikutus ja mittausvirhe, vai mittaukseen käytettävä aika. Tyypillisesti laboratoriolaitteilla saadaan huomattavasti tarkempia tuloksia, mutta tällöin ympäristön olosuhteet poikkeavat luonnosta. Aineen petrofysikaalinen ominaisuus palautuu teoriassa aineen perusosasten atomin, ionien tai molekyylin ominaisuuksiin. Eri petrofysikaaliset ominaisuudet ovat lähtöisin joko atomin ytimestä (mm. radioaktiivisuus), elektroniverhosta (mm. sähkönjohtavuus) tai molemmista (mm. tiheys). Aineen petrofysikaalisiin ominaisuuksiin vaikuttavia rakennetekijöitä on hahmoteltu oheisessa kuvassa. 1.1: Petrofysikaalisiin ominaisuuksiin vaikuttavat atomaariset rakennetekijät. (Peltoniemi 1988) - 5 - Geofysiikassa petrofysikaalisiin ominaisuuksiin vaikuttavat sekä kiven perusosasten eli mineraalien fysikaaliset ominaisuudet että geologiset rakenteelliset tekijät kuten huokoisuus ja rakoilu. Kokonaisuutena kiven fysikaalisiin ominaisuuksiin vaikuttavat monet sisäiset ja ulkoiset tekijät. Tärkeimpiä tekijöitä ovat kiven mineraalikoostumus, huokoisuus ja kosteuspitoisuus. Lisäksi vaikuttaa kiven sisäinen rakenne: mineraalirakeiden koko ja muoto sekä niiden keskinäinen järjestys. Edelleen fysikaalisiin ominaisuuksiin vaikuttavat kiven aineosasten suhteelliset osuudet, keskinäinen vuorovaikutus ja niiden sidosominaisuudet. Ulkoisista tekijöistä tärkeimpiä ovat lämpötila, paine ja jännityskenttä. Kuva 1.2: Kiven fysikaalisiin ominaisuuksiin vaikuttavia tekijöitä. (Schön 2004) 1.3. Petrofysiikan tutkimusmenetelmät Petrofysikaalisia tutkimusmenetelmiä voidaan soveltaa sekä laboratoriossa että maastossa. Maastossa esimerkiksi kalliopaljastumilla voidaan mitata magneettista suskeptibiliteettia tai sähköisin luotauksin mitata maa-aineksen sähkönjohtavuutta; kairareikään laskettavilla laitteilla voidaan mitata useita erilaisia petrofysikaalisia parametreja; painovoimamittauksin voidaan määrittää maankamaran tiheysvaihteluita jne. Petrofysiikan kokeelliset mittaukset ovat välttämättömiä paitsi varsinaisen datan tuottamisen kannalta, myös mittalaitteiden ja mittausjärjestelmien kehittämiseksi ja virheiden arvioimiseksi. Kokeellisia mittauksia voidaan tehdä sekä maastossa että - 6 - laboratoriossa. Jokainen menetelmä perustuu pohjimmiltaan teoreettiseen tarkasteluun, jonka perusteella tietylle mittalaitteen vasteelle annetaan tietty arvo (esimerkiksi äänennopeus tiheyden funktiona). Kuva 1.3: Esimerkki petrofysikaalisten ominaisuuksien mittaustuloksista kairareiässä. Samassa reiässä on mitattu useita eri parametreja, jolloin tulosten moniselitteisyys yksinkertaistuu. Kuvan kairareiässä parametrien vaihtelu liittyy pääasiassa kivilajivaihteluun. Viimeinen sarake osoittaa, että kairareikämittauksen lisäksi on otettu näytteitä laboratoriossa tehtäviä mittauksia varten. (Airo 2002) Maailmalla on petrofysiikan laboratorioita mm. Ruotsissa, Saksassa, Hollannissa, Kanadassa, USA:ssa, Etelä-Afrikassa, Australiassa, Japanissa ja Englannissa. Monet laboratorioista ovat erikoistuneet tiettyihin menetelmiin, kuten mekaanisiin tai teknisiin ominaisuuksiin. Geologian tutkimuskeskuksen (GTK) kehittämät laboratoriot ovat erikoistuneet tiheyden, magneettisten ominaisuuksien ja sähkönjohtavuuden mittaamiseen. GTK:ssa kehitettyjä laitteita ja mittausjärjestelmää on sovellettu sekä GTK:n omissa laboratorioissa (aluetoimistoissa Espoossa, - 7 - Kuopiossa ja Rovaniemellä) että ulkopuolisille asiakkaille toimitetuissa laboratorioissa (Helsingin yliopisto, Oulun yliopisto, Ruotsissa SGU Uppsala, Tansaniassa GST Dodoma). Kuva 1.4: Petrofysiikan mittauslinja Tansanian laboratoriossa (GST, Geological Survey of Tanzania, Dodoma). Kuva J. Multala, GTK. 1.4. Petrofysiikan historiaa Petrofysiikan tutkimushistoria palautuu periaatteessa fysiikan tutkimushistoriaan, sillä usein fysikaalisissa kokeissa käytettiin tutkimusmateriaalina kiviä ja mineraaleja. Kompassi keksittiin Kiinassa n. 600 eaa. (todennäköisesti jo ennen tätä) ja Eurooppaan se tuli noin vuonna 1060. Alussa kompassit oli tehty ”lodestonesta” eli magnetiitista. Petrofysiikkaa parhaimmillaan oli magneettisten kivien tutkiminen jo vanhalla ja keskiajalla. Tiilien valmistus alkoi roomalaisten aikana ja niiden fysikaalisia ominaisuuksia tutkittiin paljon (huokoisuus, termiset ominaisuudet). - 8 - Tiilien värjäämisessä mustaksi tai punaiseksi käytettiin raudan oksidien käyttäytymistä eri lämpötiloissa. Radioaktiivisuus keksittiin 1900-luvun alussa (Becquerel, Rutherford, Marie ja Pierre Curie). Uraanimalmin rooli oli avainasemassa, kun erotettiin itsenäiset polonium- ja radon-alkuaineet. Ennen radon-tutkimusta Marie Curie tutki eri teräslajien magneettisia ominaisuuksia. Useat fysikaaliset ilmiöt keksittiin kivien ja mineraalien tutkimisen kautta pääasiassa 1800-luvulla ja 1900-luvun alussa. Esimerkkeinä magnetismin perusilmiöt (tutkijasuuruudet Ampere, Biot, Coulomb, Gauss, Örstedt, Henry, Tesla jne.), luminesenssi-ilmiöt kivissä, lämmönjohtavuus, lämpökonvektio ja lämpösäteily. Ennen 1960-lukua petrofysiikka ei ollut itsenäinen tieteenhaara. Petrofysikaalisia ominaisuuksia tutkittiin paleomagnetismissa (kivien ja mineraalien magneettiset ominaisuudet) ja sovelletussa geofysiikassa mm. gravimetriassa (kivien tiheys) ja geotermiikassa (lämmönjohtavuus). Vasta 1960-luvulla petrofysiikan arvostus kohosi ja petrofysiikkaa alettiin pitää itsenäisenä osana kiinteän maan geofysiikkaa. Tätä itsenäistymisprosessia edesauttoivat eri maiden standardisoimisvirastot (SI- järjestelmän käyttöönotto, ISO-standardit jne.), jotka edellyttivät kivien ja mineraalien fysikaalisten vakioiden mittalaitteiden ja mittaamismenetelmien standardisoimista mittausten laadun tarkkailua varten. 1.5. Petrofysiikka Suomessa Suomessa petrofysiikan tutkimus alkoi 1960-luvun lopulla, samaan aikaan kun Geologian tutkimuskeskuksen (GTK, silloin Geologinen tutkimuslaitos GTL) toinen kansallinen geofysikaalinen lentomittausohjelma käynnistyi. Tämän mittavan aineiston tulkintaan tarvittiin tietoa maamme kallioperän fysikaalisista ominaisuuksista. Uranuurtajana oli professori Maunu Puranen, jonka toimesta alettiin GTK:ssa kehittää kivinäytteiden fysikaalisia ominaisuuksia mittaavaa laboratoriota. Aluksi mitattiin pääasiassa tiheyttä ja magnetoituvuutta. Laitteistojen ja - 9 - ohjelmistojen kehittäjänä oli Risto Puranen, joka kehitti myös tiheyksien ja magneettisten ominaisuuksien tilastollista käsittelyä ja geologista tulkintaa. Suomi nousi petrofysiikan tutkimuksen edelläkävijäksi 1970-luvulla lentogeofysiikan ja petrofysiikan kartoitusten ansiosta. Suomessa aloitettiin valtakunnallinen petrofysikaalinen kartoitus samaan tapaan kuin ns. kansannäytteiden keruu. 1970- ja 1980-luvulla petrofysiikan näytteitä saatiin kallioperäkartoituksen yhteydessä eri puolilta maata. Näyteaineistoa täydennettiin koko valtakunnan laajuiseksi käynnistämällä Petrofysikaalinen kartoitusohjelma. Mittausaineisto on koottu valtakunnalliseen petrofysiikan tietokantaan, jossa on nykyisin n. 130 000 näytteen mittaustiedot (pääasiassa tiheys ja magneettiset ominaisuudet). Tietoja käytetään erilaisten tutkimusten taustatietoina ja alueellisena referenssinä. Vastaavanlaisia kiviaineksen fysikaalisia ominaisuuksia sisältäviä tietokantoja on maailmalla eri maissa (kuten Pohjoismaat, Kanada, Etelä-Afrikka ja Australia), mutta näin laaja tietokanta on maailmalla harvinainen. Esimerkiksi Japanissa, Tansaniassa ja Ugandassa on aloitettu petrofysikaalisten mittaustulosten kokoaminen tietokantoihin. Yhteispohjoismaisen Pohjoiskalotti-projektin toimesta kerättiin näytteitä Suomen, Ruotsin ja Norjan alueelta ja niiden tiheys- ja magneettinen mittausaineisto liitettiin kansallisiin tietokantoihin. Samaan aikaan kehiteltiin tilastollista käsittelymallia tiheyksien ja magneettisten ominaisuuksien korrelaatioiden ymmärtämiseksi geologisessa tulkinnassa. Petrofysiikan opetus on Suomessa useimmiten sisältynyt muihin kursseihin, eli asiat on opetettu eri geofysikaalisten menetelmien yhteydessä tarpeen mukaan. Erillisenä kurssina opetus alkoi 1970-luvulla TKK:ssa, Helsingin ja Oulun yliopistoissa opetus käynnistyi erillisenä kurssina vasta 2000-luvulla. Helsingissä oli toki jo aiemmin 1990-luvulla pidetty seminaareja petrofysiikasta. - 10 - 2. KIVET JA MINERAALIT Petrofysikaalisten ominaisuuksien ja ilmiöiden ymmärtämiseksi tarvitaan perustietoa mineraaleista ja kivistä. Tässä luvussa käsittelemme mineraaleja (koostumus, rakenne, luokitus, tunnistaminen ja fysikaaliset ominaisuudet) sekä kivilajeja (luokittelu ja rakenne) ja ohessa käydään läpi perusasiat kiderakenteesta ja kidejärjestelmistä. Luvussa käydään läpi petrofysiikan perusteiden ymmärtämisen kannalta olennaisia asioita, mutta laajemman käsityksen saamiseksi on suositeltavaa tutustua muuhun alan kirjallisuuteen. Kivien ja mineraalien perusasioihin voi tutustua mm. GTK:n julkaisemassa Retkeilijän kivioppaassa, joka on saatavissa sekä painettuna kirjasena että e-julkaisuna tai geologian perustietoja esittelevästä www.geologia.fi –sivustosta. 2.1. Mineraali Mineraali on luonnossa esiintyvä kiteinen aine, jolla on luonteenomainen kemiallinen koostumus. Suomen kielessä mineraalin vastineena on käytetty sanoja kaivannainen ja kivennäinen. Malmimineraali on mineraali, jota käytetään metallin valmistamiseen. Malmimineraalien esiintymää sanotaan malmiksi, jos se sisältää yhtä tai useampaa malmimineraalia niin paljon, että sitä kannattaa hyödyntää kaivostoiminnassa. Teollisuusmineraaleiksi luetaan muut teollisuudessa käytettävät mineraaliset luonnonvarat. Mineraalit ovat kivien perusrakenneosasia. Tavallisissa kivissä on yleensä 3–5 eri mineraalia, jotka kukin muodostavat kivessä lukuisia yleensä noin 0.1–1 mm suuruisia rakeita eli kideyksilöitä. Mineraalien fysikaalisia ominaisuuksia voidaan käyttää niiden tunnistamiseen. Mineraalin hilan rakenne (alkeiskopin särmien pituudet, massapistejonojen väliset kulmat, atomien paikat hilassa) on tuntomerkki, jonka perusteella mineraali erotetaan kaikista muista. Lisäksi kullakin mineraalilla on tietyissä rajoissa vaihteleva kemiallinen koostumus. Mineraalit koostuvat pääasiassa - 11 - maankuoren pääalkuaineista, joita ovat happi, pii, alumiini, rauta, kalsium, natrium, kalium ja magnesium. 2.2. Mineraalien luokitus Mineraalien luokittelussa noudatetaan samaa jaottelua kuin epäorgaanisten kemiallisten yhdisteiden (tai alkuaineiden) luokittelussa. Mineraaliryhmän nimi (esim. sulfidit tai fosfaatit) muodostuu sillä perusteella, mikä on hilassa esiintyvä anioni ja mikä sen kaavan ilmoittama paljoussuhde kationeihin nähden. Erilaiset silikaatit muodostavat valtaosan kivien päämineraaleista. Silikaattien osalta ryhmän sisäinen luokittelu tehdään kidekemiallisen rakenteen pohjalta. Taulukko 2.1: Mineraalien luokittelu. Mineraaliryhmä, tunnusomainen anioni ja esimerkkejä kunkin ryhmän jäsenistä. (Piispanen ja Tuisku 2005) Mineraaliryhmä Anioni Esimerkkejä Alkuaineet Kulta (Au), Kupari (Cu), Grafiitti Sulfidit S2- Lyijyhohde (PbS), Sinkkivälke (ZnS) Oksidit O2- Hematiitti (Fe2O3), Korundi (Al2O3) Hydroksidit OH- Goethiitti (FeO·OH), Brusiitti (Mg(OH)2) Halogenidit Cl-, F-, Br-, I- Haliitti (NaCl), Fluorisälpä (CaF2) Karbonaatit CO32- Kalkkisälpä (CaCO3), Dolomiitti (CaMg(CO3)2) Fosfaatit PO43- Apatiitti (Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)) Sulfaatit SO42- Kipsi (CaSO4·2H2O), Baryytti (BaSO4) Nitraatit NO3- Salpietari (KNO3) Silikaatit: Jalosilikaatit Ketjusilikaatit Nauhasilikaatit Verkkosilikaatit Hohkasilikaatit SiO44- SiO3-ketju Si4O11-nauha Si2O5-verkko SiO2-hila Oliviini ((Mg,Fe)2SiO4) Ortopyrokseeni ((Mg,Fe)SiO3) Tremoliitti (Ca2Mg5Si8O22(OH)2) Kaoliini (Al2Si2O5(OH)4) Kalimaasälpä (KAlSi3O8) - 12 - Mineraaleilla voi olla sama kemiallinen koostumus, mutta erilainen rakenne (polymorfia) – esim. hiili voi esiintyä timanttina ja grafiittina. Mineraaleilla voi vastaavasti joskus olla sama rakenne, mutta erilainen koostumus (isomorfia). Isomorfisessa seossarjassa mineraalien kemiallisessa koostumuksessa yksi tai useampi ionipari voi korvata toisiaan (esim. oliviinin rauta ja magnesium). Mineraalin koostumuksessa voi olla samat alkuaineet, joiden määräsuhde vaihtelee (esim. magneettikiisu). Silikaatit jaetaan jalo-, ketju-, nauha-, verkko- ja hohkasilikaatteihin kidekemiallisen rakenteen erilaisuuksien perusteella. Kaikkien silikaattien kidekemiallisena perusrakenneosasena on piihappitetraedri. Siinä tetraedrin keskipisteessä olevaa piiatomia ympäröivät sopissa olevat happiatomit. Piihappitetraedrin korkeus on noin 0.33 nm. Kuva 2.1: Piihappitetraedri SiO44-. A: "todellinen" malli, jossa pieni piiatomi jää piiloon happi-ionien väliin. B: Yksinkertaistettu sidosmalli, jossa ionien kokoa on pienennetty todellisesta jolloin sidokset saadaan näkyviin. C: koordinaatiokappalemalli, jossa piitä ympäröivien happiatomien keskipisteet ovat tetraedrin kärkinä. Piiatomi on piilossa kappaleen keskellä. (Piispanen & Tuisku 2005) - 13 - 2.3. Kiderakenne Nykyisin tunnetaan noin 4000 eri mineraalia. Niistä jokaisella on erilainen kiderakenne, joka riippuu mineraalin koostumuksesta ja kiteytymisolosuhteista. Edullisissa olosuhteissa vesiliuoksista tai jäähtyvästä kivisulasta eli magmasta kiteytyessään mineraalit voivat saada säännöllisen ja usein kauniinkin ulkomuodon. Edullisia olosuhteita ovat hitaasti tapahtuva jäähtyminen ja kasvulle rajoja asettamaton ympäristö. Tällaisissa olosuhteissa syntyvää raetta sanotaan omamuotoiseksi. Rakeen muoto on tällöin mineraalin kidemuoto. Epäedullisissa olosuhteissa mineraalirae ei saa esille omaa kidemuotoaan vaan jää vierasmuotoiseksi. Kiteisessä olomuodossa olevalle aineelle on erotuksena nestemäis-amorfisista ja kaasumaisista aineista luonteenomaista aineen sisäinen järjestys. Alkeiskoppi on kiderakenteen perusosa. Se on pienin rakenne, jota toistamalla koko kiderakenne saadaan rakennettua. Alkeiskoppi rakentuu molekyyleistä, atomeista tai ioneista. Rakenneosat, atomit ja atomiryhmät, ovat säännönmukaisella tavalla järjestyksessä suhteessa muihin atomeihin ja atomiryhmiin. Kiteinen aine voidaan käsittää tasaväliseksi avaruushilaksi, jossa massapisteet sijaitsevat tasaisin välein suorilla, ns. massapistejonoina. Usean samassa tasossa olevan massapistejonon muodostamaa kokonaisuutta sanotaan verkkopinnaksi. Avaruushila koostuu kolmesta tai neljästä toisiaan leikkaavasta massapistejonoparvesta, ja avaruushilan kahdeksan toisiaan lähinnä olevan pisteen rajoittama kappale muodostaa alkeiskopin. Kiderakenne koostuu alkeiskopeista, jotka toistuvat tasavälisessä avaruushilassa. Alkeiskopin särmien pituuksia kutsutaan kideakseleiksi ja niiden muodostamia kulmia hilakulmiksi. Yleisluonteisen avaruushilan alkeiskoppi on vino suuntaissärmiö, jonka pinnat ovat suunnikkaita. Tällaista alkeiskoppia kutsutaan trikliiniseksi. Alkeiskoppimuotoja on seitsemän, ja kukin niistä edustaa kidejärjestelmää. - 14 - Kuva 2.2: Luonnossa esiintyvät mineraalien kidejärjestelmät. A: kuutiollinen, B: tetragoninen, C: rombinen, D: trigoninen, E: heksagoninen, F: monokliininen, G: trikliininen. (Grönholm et al. 2010) Kaikki luonnossa esiintyvät kiteet voidaan luokitella johonkin seitsemästä kidejärjestelmästä. Kunkin kidejärjestelmän kaikilla esiintyvillä ja ajateltavissa olevilla täysilukuisilla kiteillä on samanlainen symmetria kuin järjestelmän alkeiskopilla. Mineraalin kiderakenne määrää, millaiset kidepintamuodot ovat mahdollisia. Kiteytymisolosuhteet määräävät, mitkä pintamuodot voivat kehittyä, eli millainen kidemuoto mineraalille niissä olosuhteissa muodostuu. Hilan ominaisuudet kiteisellä aineella eivät välttämättä ole joka suuntaan samat. Aine ei ole eri suuntiin homogeenista tietyistä tarkastelupisteistä edettäessä kuten amorfisilla aineilla. Esim. kovuus, lämpölaajeneminen ja valon etenemisnopeus kiteisessä aineessa ovat suunnasta riippuvia. Myös lohkeavuus on kiteisen aineen erikoispiirre ja tärkeä tunnistuskeino. Lohkeavuus johtuu hilan lujuusominaisuuksien vaihtelusta eri suunnissa. Tämä johtuu siitä, että mineraalin hilaa koossapitävät kemiallisiin sidoksiin liittyvät koheesiovoimat ovat hilan luonteesta johtuen eri suunnissa erisuuruiset. Iskettäessä mineraalia, jolla ei ole lohkosuuntia, murtuu se epäsäännöllisiin kappaleisiin tai kartiomaisin pinnoin kuten lasi. Useimmat karkearakeiset mineraalit särkyvät suoria pintoja eli lohkopintoja pitkin. - 15 - 2.4. Mineraalien tunnistaminen Mineraalien tunnistaminen edellyttää yleensä sen kiderakenteen ja koostumuksen määrittämistä, mikä vaatii laboratoriotutkimuksia. Alustava mineraalin tunnistaminen voidaan tehdä varsin luotettavasti mineraalin fysikaalisten ominaisuuksien perusteella. Tunnistuksessa käytettäviä ominaisuuksia ovat: kidejärjestelmä ja kidemuoto, mineraalin asu, lohkeavuus ja kovuus, väri ja kiilto, ominaispaino, magneettisuus, sähkönjohtavuus, radioaktiivisuus ja fluoresenssi. Mineraalirakeen ulkonäkö eli mineraalin asu voi jossain määrin kuvastaa mineraalin kidemuotoa ja rakennetta, vaikka varsinaista omamuotoista kidettä ei kivessä esiintyisikään. Mineraalin asulla kuvataan sen rakeiden eri ulottuvuuksien suhdetta toisiinsa. Jos rakeet ovat likipitäen yhtä ulottuvia kaikkiin suuntiin, sanotaan että mineraalin asu on rakeinen. Kuva 2.3: Luonnossa esiintyviä raemuotoja. A: neulamainen, B: pylväsmäinen, C: kuutiomainen, D: sälöinen, E: levymäinen, F: lamellimainen (Grönholm et al. 2010) Raekoko on oleellinen tekijä mineraalin muita ominaisuuksia tutkittaessa. Mineraalien raekoko on tavallisesti suuruusluokkaa 0.1–2 mm. Hienorakeisiksi sanotaan mineraaleja, joiden raekoko on alle 1 mm, raekooltaan välillä 1–5 mm olevat mineraalit ovat keskirakeisia, ja yli 5 mm karkearakeisia. - 16 - Mineraaleja tunnistettaessa käytetään apuna mineraalin naarmutuskovuutta ns. Mohsin asteikolla, jossa on 10 mineraalia kovuusasteikon standardeina. Niistä pehmein on talkki, kovuus 1, ja kovin on timantti, kovuus 10. Sarjassa ylempänä oleva mineraali naarmuttaa alempana olevaa eli kovemmalla mineraalilla voidaan naarmuttaa pehmeämpää. Väri on pääsääntöisesti hyvä tuntomerkki monille mineraaleille, mutta kuitenkin sama mineraali voi esiintyä monen värisenä jopa samassa muodostumassa. Mineraalin värin voi aiheuttaa joko kemiallinen koostumus, jokin vähäisessä määrin esiintyvä alkuaine, sulkeumina esiintyvä aines tai jokin optinen ilmiö. Mineraalin jauheen väri kuvaa "viirun" väriä. Malmimineraalit, sulfidit ja oksidit antavat yleensä tumman, voimakkaan värisen viirun. Kiilto riippuu mineraalin pinnan heijastuskyvystä. Korkein kiilto, metallikiilto, on sellaisilla mineraaleilla, jotka eivät läpäise valoa ollenkaan. Valoa läpäisevillä aineilla on epämetallinen kiilto, esimerkiksi lasikiilto, helmiäiskiilto tai matta. Eräät mineraalit fluoresoivat mm. sinistä, punaista, vihreää tai keltaista väriä, kun niitä valaistaan ultraviolettivalolla (UV). Väri syntyy, jos mineraali sisältää epäpuhtautena aktivaattorialkuaineita (ns. siirtymäalkuaineita). Esimerkiksi yleisin volframimineraali scheeliitti fluoresoi voimakkaan sinistä valoa lyhytaaltoisella UV- valolla, mutta pitkäaaltoisella UV-valolla se ei fluoresoi ollenkaan. Mineraalien ominaispaino, magneettisuus, sähkönjohtavuus ja radioaktiivisuus ovat selkeitä mineraaleja toisistaan erottelevia ominaisuuksia, joihin tutustutaan tarkemmin myöhemmin. 2.5. Kivilajit Kallioperä koostuu kivilajeista, jotka muodostuvat yhden tai useamman mineraalin toisiinsa liittyneistä rakeista. Kivilajien koostumukselliset ja rakenteelliset pääpiirteet riippuvat syntytavasta, jonka perusteella ne jaetaan magmakiviin, sedimenttikiviin ja - 17 - metamorfisiin kiviin. Magmakivet syntyvät kivisulasta kiteytymällä, ja jaetaan syntysyvyytensä (ja siis vallinneen paineen, lämpötilan ja ympäristön kemian) perusteella edelleen syväkiviin (kiteytyneet tyypillisesti hitaasti), vulkaanisiin kiviin (pinnallisia, tekemisissä hapen kanssa, nopea jäähtyminen) ja juonikiviin (puolipinnallisia). Sedimenttikivet muodostuvat kerrostumalla kaikkien kolmen ryhmän rapautumistuotteista ja ovat tyypillisesti melko kevyitä ja huokoisia. Metamorfiset kivet ovat magma- tai sedimenttikiviä, jotka ovat ympäristön lämpötilan, paineen tai kemian takia muuntuneet, joko kemiallisesti tai fyysisesti. Kivilajit koostuvat erilaisista mineraaleista, joiden fysikaaliset ominaisuudet ja muoto, koko ja järjestys kivessä vaihtelevat. Erilaisesta mineraalikoostumuksesta johtuen eri kivilajeilla on erilaiset petrofysikaaliset ominaisuudet, joihin vaikuttavat mm. kiven rakenne ja tekstuuri (mineraalirakeiden keskinäinen järjestäytyminen ja geometria) sekä kiven homogeenisuus tai anisotrooppisuus. Ulkoisista tekijöistä vaikuttavat ensisijaisesti paine, lämpötila ja jännityskenttä. Erilaiseissa geologisissa prosesseissa kiven mineralogia voi muuttua. Mineralogian muutoksella tarkoitetaan sitä, että mineraalien keskinäiset osuudet kivessä vaihtelevat ja tekstuurin muutoksella taas yksittäisten mineraalirakeiden kokoa, muotoa ja sitä, millä tavalla ne ovat yhdistyneet toisiinsa. Samalla kiven petrofysikaaliset ominaisuudet muuttuvat. Felsisissä kivissä on vähän tummia mineraaleja (rautaa ja magnesiumia sisältäviä), mutta paljon silikaatteja, kuten kvartsia, maasälpää ja plagioklaasia, minkä takia ne ovat tyypillisesti vaaleita ja kevyitä, esimerkkinä mainittakoon graniitti. Mafinen kivi puolestaan sisältää kohtalaisen paljon magnesiumia ja rautaa sisältäviä tummia mineraaleja, ja on siksi väriltään tumma, esimerkiksi gabro. Intermediääristen kivien koostumus on felsisten ja mafisten kivien välillä, esimerkkinä granodioriitti, ja ultramafiset kivet taas sisältävät vielä mafisia kiviä enemmän tummia mineraaleja. Tyypillisesti kivilajin ominaispaino kasvaa tummien mineraalien osuuden kasvaessa (enemmän raskaita alkuaineita, kuten rautaa, suhteessa kevyisiin, kuten happeen). - 18 - 2.6. Maankuoren koostumus Maapallo alkoi muodostua noin 4.7 miljardia vuotta sitten kasaantumalla kivimeteoriittien kaltaisesta aineksesta. Jatkuva meteoriittipommitus toi huomattavia määriä kineettistä energiaa, joka vapautui lämpönä. Tämä lämpö sulatti kiviaineksen, ja sen mukana tulleet metalliset rakeet, ja ne alkoivat painovoiman vaikutuksesta järjesteätyä kerroksittain. Metalliset rauta ja nikkeli muodostivat ytimen, rautaa kevyemmät raudan ja magnesiumin yhdisteet kertyivät vaipaksi sen päälle ja kevyimmät kalsiumin, natriumin, kaliumin ja alumiinin yhdisteet kuoreksi tämän päälle. Tätä eri painoisten alkuaineiden erottumista kutsutaan differentiaatioksi, joka tapahtui pääasiassa painovoiman vaikutuksesta. Sen seurauksena Maalle on kehittynyt selkeä kehärakenne, jossa keveät felsiset kivilajit kerääntyivät kuoren yläosaan ja raskaat, mafiset sen alaosaan. Tästä säännöllisyydestä esiintyy kuitenkin poikkeuksia, ja esim. raskaat alkuaineet kuten uraani, torium ja kulta ovat rikastuneet kuoren yläosaan, koska ne eivät suuren ionikokonsa tai valenssinsa tähden voi sitoutua maapallon sisäosissa yleisinä esiintyviin mineraaleihin. Kuva 2.4: Maapallon rakenne ja eräiden pääalkuaineiden suhteellinen esiintyminen merellisessä (A) ja mantereellisessa (B) kuoressa. (Koljonen 1992) - 19 - 3. HUOKOISUUS Huokostilalla tarkoitetaan sitä tilaa kivessä tai maaperässä, joka ei ole kiinteää vaan sisältää nestettä tai kaasua. Huokoset voivat olla avoimia, suljettuja, yhteydessä toisiinsa tai erillisiä. Huokoset voivat muodostaa huokosputkia (huokoskäytäviä) tai onkaloita. Huokosten koko vaihtelee atomaarisista suuriin, kymmenien metrien kokoisiin kallioluoliin. Useimmiten puhutaan kiven tai kallioperän huokoisuudesta, mutta viime aikoina on alettu kiinnittää huomiota myös mineraalien huokoisuuteen: mikrohuokoisuuteen. Kun mittaustekniikat ovat kehittyneet, huokoisuutta päästään mittaamaan nanotasolla. Geologisen muodostuman huokoisuuden määrääminen näytteiden perusteella on hankalaa. Ruhjeet, raot ja rapautunut kallion pintaosa lisäävät huokoisuutta verrattuna terveeseen kallioon. Näytteet, joista huokoisuutta määritetään, ovat usein rapautuneesta pintakalliosta. Koko maapalloa tarkasteltaessa huokoisuudella ei ole käytännön merkitystä, mutta kallioperän pintaosan tutkimuksessa ja insinöörigeologiassa sen merkitys voi olla suuri. 3.1. Huokoisuuden määritelmä ja käsitteitä Huokoisuus, P, määritellään huokostilavuuden Vp ja kokonaistilavuuden Vt suhteena, ja ilmoitetaan yleensä prosentteina: t p V V P = (3.1) Luonnollisesti kokonaistilavuus voidaan ilmaista myös huokostilavuuden ja kiinteän aineksen tilavuuden Vm summana: )( mp p VV V P + = (3.2) - 20 - Huokoisuus voi olla sekundääristä tai primääriä. Sekundääristä huokoisuutta muodostuu mm. kiviainespartikkelien mekaanisessa tai kemiallisessa rikkoutumisessa. Primäärihuokoisuutta on esimerkiksi kiviainespartikkelinen välinen tila, joka muodostuu esim. sedimentaation aikana. Siihen vaikuttaa mineraalirakeiden ja huokosten geometriset ominaisuudet (mineraalirakeiden järjestäytyminen ja muoto, raekokojakauma), diageneettiset prosessit, sementoitumisaste, syvyys ja paine (vaikuttavat myös sekundääriseen huokoisuuteen). Kokonaishuokoisuus määritellään primäärisen ja sekundäärisen huokoisuuden summana, ja sisältää siis myös erilliset, täysin suljetut huokoset: ondaryprimarytotal PPP sec+= (3.3) Tehollinen huokoisuus määritellään nestevirtauksille vapaiden huokosten tilavuuden suhteena kokonaistilavuuteen. Geologian tutkimuskeskuksen geofysiikan laboratoriossa saatujen kokemusten perusteella tehollinen huokoisuus on monissa sovellutuksissa oleellisesti merkittävämpi suure kuin kokonaishuokoisuus. Esimerkiksi rakoihin sekä huokosiin imeytyneen veden määrällä on eksponentiaalinen vaikutus sähkönjohtavuuteen. Huokoisuus määritetään laboratoriossa yleensä välittömästi ominaisvastuksen ja seismisen P-aallon nopeuden mittaamisen jälkeen. Näin ollen mittausaineiston eri ominaisuuksien korreloinnit tapahtuvat parhaalla mahdollisella tavalla ja kyllästysasteet vastaavat toisiaan. Kiviteollisuudellekin tehollinen huokoisuus on monissa tapauksissa kokonaishuokoisuutta tärkeämpi suure. Rakennusten ulkopinnoilla sekä lattioilla rakennuskivet joutuvat koviin olosuhteisiin ja kosteusvaihteluiden alaisiksi. Näiden kivimateriaalien tutkimuksissa myös imeytymiskäyrien määritys on hyödyllistä. Permeabiliteetti kuvaa huokoisen väliaineen (kiven) kykyä kuljettaa neste- tai kaasuvirtausta lävitseen pitkin huokosia. Permeabiliteetti riippuu siis huokoisuudesta, huokosten dimensioista ja geometriasta, ja on yleensä tensori. - 21 - 3.2. Huokoisuuden merkitys Huokoisuudella on merkitystä kiinteän maan geofysiikan menetelmien sovellutuksissa, erityisesti gravimetriassa, sähköisissä ja sähkömagneettisissa luotauksissa, seismiikassa ja geotermiikassa. Tämä johtuu siitä, että huokosten sisältämät aineet muuttavat monia kiven fysikaalisia ominaisuuksia. Esimerkiksi sähkönjohtavuuteen tai äänen etenemiseen kalliossa ja irtomaissa huokoisuudella ja huokosten sisältämillä aineilla on ratkaiseva vaikutus. Huokosten sisältämät aineet voivat olla taloudellisesti merkittäviä, kuten hiilivedyt ja vesi. Erityisesti huokoisuuden merkitys on tärkeä öljynetsinnässä. Huokoisuuden rooli tulee esiin myös tutkittaessa asteroidien huokoisuuksia meteoriittinäytteiden huokoisuuksien avulla. Huokoisuus vaikuttaa myös muihin petrofysiikan parametreihin. Tyypillisesti huokoisuuden kasvaessa tiheys laskee, sähkönjohtokyky ja lämpökapasiteetti kasvavat sekä lämmönjohtokyky ja seismiset nopeudet pienenevät. Magnetoitumaan huokoisuudella ei ole suoraa vaikutusta. 3.3. Kivilajien huokoisuuksista Syvällä kiteytyvissä kivissä ei kiteytymisen aikana pääse syntymään huokosia, koska paineen vuoksi helposti haihtuvat aineetkin pysyvät liuenneina magmaan ja kiteytyvät sen mukana. Pintasyntyisissä magmakivissä (laavat) pääsevät liuenneet kaasut haihtumaan aiheuttaen joskus hyvinkin suuria huokoisuuden arvoja. Sedimenttikivien huokoisuusaste on yleensä suuri ja siihen vaikuttaa niiden irtomaiden huokoisuus, joista sedimenttikivet ovat syntyneet. Metamorfoosiasteen kasvaessa huokoisuus pienenee. Esimerkiksi kvartsihiekkakiven muuttuessa kvartsiitiksi huokoisuus pienenee noin 20 %:sta alle 2 %:iin. - 22 - Metamorfoosissa huokoisuus useimmiten laskee. Lämpötilan ja paineen kasvu edesauttaa rakojen ja huokosten umpeutumista ja mahdollista täyttymistä jollain mineraalilla. Syvemmällä maankuoressa korkeammassa lämpötilassa ja paineessa voisi olettaa myös mikrohuokoisuuden osittaista umpeutumista mineraalien uudelleen muotoutumisen yhteydessä. Huokoisuuden rooli katoaa syvemmällä maan kuoressa kun paine kasvaa ja huokoset umpeutuvat, mutta toisaalta tektoniset prosessit voivat lisätä rakoilua. Joskus on vaikeaa tehdä ero huokoisuuden ja rakoilun välillä, vaikka niiden syntytapa voi olla aivan erilainen. Huokoisuus voi syntyä esim. kiven synnyn aikana rakeiden sedimentoituessa tai kidesulan jäähtymisen aikana. Rakoilu taas on myöhempää tektonista rikkoutumista. Mekaanisessa rapautumisessa kiveen syntyy rakoja, jotka lisäävät huokoisuutta. Ne lisäävät huokostilaa sekä antavat kulkutien kemiallista rapautumista aiheuttaville liuoksille. Huokoset ja raot puristuvat kiinni 3–6 km syvyydessä, mutta jo ennen näitä syvyyksiä huokoset ja raot ovat niin pieniä, etteivät liuokset pääse kulkemaan niissä. Täten kemiallinen rapautuminen rajoittuu 2–3 km syvyydelle ja on suurinta aivan kallion pintaosissa. Joskus liuennut aine saattaa saostua huokosten pinnalle pienentäen huokoisuutta. Sekundääristen mineraalien huokoisuus on suurempi kuin alkuperäisten mineraalien. Esimerkiksi raetiheydellä ja serpentiniittiytymisen asteella on todettu korrelaatio. Matala raetiheys ja huokoisuus liittyvät täydellisempään serpentiniittiytymiseen. Kivien huokoisuus on hyvin yksilöllinen ominaisuus ja varsinkin tiettyjen kivilajien kohdalla on vaikea antaa keskiarvoja tai keskimääräisiä vaihteluvälejä (esim. hiekkakivet). Eri kivilajien huokoisuuksia onkin hyvä vertailla alueellisesti, muodostumakohtaisesti tai syvyyden funktiona. Syvällä kiteytyneiden magmakivien huokoisuus on yleensä pieni (alle 0.7 %), mutta pinnalla kiteytyneet kivet ovat huokoisempia (0–10 %). Sedimenttikivet voivat olla erittäin huokoisia (2–40 %). - 23 - Impaktikivissä huokoisuus on tyypillisesti suuri. Suomen kivilajien todellisten huokoisuuksien on esitetty olevan 0.4 – 7.0 % ja avointen huokosten osuuden 0.15- 0.83 %. Taulukko 3.1: Yleisiä kivilajien huokoisuusarvoja. (Ketola 1974) Syväkivet 0.1–4 % Metamorfiset kivet 0.4–8 % Sedimentit 0.6–50 % Irtomaa 20–60 % 3.4. Irtomaalajien huokoisuus Irtomaalajien huokoisuus on paljon suurempi kuin kallioperän. Irtomaalajien huokoisuuteen vaikuttavat eniten maalaji, raekoko, rapautumisaste, kulkeutuminen ja kasautuminen. Näiden ja muiden tekijöiden yhteisvaikutus on monimutkainen, eikä yksittäisen tekijän vaikutusta voida aina selvittää. Rapautumisaste vaikuttaa kuten kalliossakin. Lisäksi se vaikuttaa myös raekokoon ja sitä kautta huokoisuuteen. Kulkeutuminen vaikuttaa lajittelevan osuutensa kautta raekokoon ja kulutuksensa kautta raekoon lisäksi rapautumisasteeseen ja rakeiden muotoon. Painavimmat rakeet kasautuvat kuljetuksen seurauksena melko pian. Hienojakoinen aines vaatii rauhallisia olosuhteita kasaantumiseensa. Jos hienojakoinen aines kasautuu samaan paikkaan kuin karkeampi aines, määrää se huokoisuuden. Ohuina kerroksina irtomaat säilyttävät sen huokoisuuden, joka niillä oli kasautumisen jälkeen. Jos samaan paikkaan kertyy enemmän irtomaita, puristaa ylempien paino alempia, jolloin niiden huokoisuus pienenee. 3.5. Huokoisuuden mittaaminen Suomessa huokoisuutta mitataan mm. GTK:n ja Helsingin yliopiston Geofysiikan ja tähtitieteen osaston petrofysiikan laboratorioissa. Huokoisuuden mittaamista on käsitelty tarkemmin Kivekkään (1993) koosteessa, jossa kuvataan erityisesti imeytysmenetelmää. Siinä huokostilavuus saadaan massaerosta, kun vedellä - 24 - imeytetyn näytteen painosta vähennetään uunissa kuivatun paino. Näytteen kokonaistilavuus määritetään imeytetyn näytteen vesi/ilma-punnituksella. Huokoisuuden mittaamiseksi helposti rapautuvista (esim. meteoriitti-) näytteistä on kehitetty Helium-pyknometri, jossa näytteeseen syötetään veden sijaan pienimolekyylistä heliumia. 3.5.1. Imeytysmenetelmä Huokoisuusmittauksissa käytetään useimmiten imeytysmenetelmiä, joilla pystytään määrittämään kiviaineksen ns. tehollinen huokoisuus. Tällöin kuitenkin tulevat esiin vain ne raot ja huokoset, jotka ovat yhteydessä toisiinsa ja täyttyvät imeytettävällä nesteellä. Koska imeytysmenetelmä ei tavoita kaikkia huokosia, tulokseksi saadaan kokonaishuokoisuutta pienempiä arvoja. Huokoisuuden määrityksiin käytetty yksinkertainen imeytysmenetelmä soveltuu hyvin muiden petrofysiikan ominaisuuksien mittausten jatkoksi. Ominaisvastuksen ja P-aallon määrityksiin näytteitä pidetään vähintään pari vuorokautta vedessä, joten huokoisuudelle imeytysajaksi tulee 3–5 vuorokautta. Imeytymistä voidaan tehostaa käyttämällä alipainetta. Näytteen pinta kuivataan ja se punnitaan sekä ilmassa että vedessä: saadaan näytteen tilavuus ja märkätiheys. Näytteiden koosta, dimensioista ja ominaisuuksista riippuen niitä kuivataan 2–3 vuorokautta uunissa. Näytteet punnitaan välittömästi uunikuivatuksen jälkeen, ettei huoneilman kosteus pääsisi imeytymään niihin. Punnitustulosten erotuksista saadaan näytteisiin imeytyneen veden määrä. Mittausohjelma laskee tehollisen huokoisuuden ja kuiva-, märkä- sekä raetiheyden. GTK:ssa on mitattu kivinäytteiden huokoisuuksia jo vuodesta 1985 lähtien. Kuivauksessa varotaan lämmön mahdollisesti aiheuttamia muutoksia kivien ominaisuuksiin ja nykyisin näytteiden kuivatukseen käytetään 105–110 °C:n lämpötilaa. - 25 - Kiven huokoisuus määritetään mekaanisesti punnitsemalla näyte vedellä kyllästettynä ja uunissa kuivattuna. Huokoisuus saadaan kaavasta: wWW WW P ρ⋅ − − = 21 31 (3.4) Jossa: W1 = vedellä kyllästetyn näytteen massa ilmassa W2 = vedellä kyllästetyn näytteen massa vedessä W3 = uunissa kuivatun näytteen massa ilmassa wρ = veden tiheys Maalajien vesipitoisuus määrätään yleensä kuivaamalla punnittu näyte 105 °C:ssa ja laskemalla painohäviö prosenteissa kuivapainosta. Vesipitoisuus voidaan määrätä myös antamalla näytteen sisältämän veden ja kalsiumkarbidin reagoida keskenään ja mittaamalla syntyneen asetyleenin paine. 3.5.2. Akustinen menetelmä Akustisissa mittauksissa havaitaan pitkittäisen seismisen aallon (P-aalto) kulkuaika pituusyksikköä kohti: maf ma tt tt P ∆−∆ ∆−∆ = (3.5) Jossa: ∆t = havaittu kulkuaika ∆tf = kulkuaika huokosten sisältämässä liuoksessa ∆tma = kulkuaika kivessä Esitetty yhtälö pitää hyvin paikkansa sedimenttikivissä, joissa huokoset ovat tasaisesti jakautuneet. Muissa kuin sedimenttikivissä yhtälö antaa liian suuria - 26 - huokoisuuden arvoja. Tällöin kaavaa voidaan empiirisesti muotoilla siten, että sillä saadaan oikeammat arvot. 3.5.3. Sähköinen menetelmä Huokoisuus voidaan määrittää myös sähköisesti. Näin saatu huokoisuus sisältää avoimet, toisiinsa yhteydessä olevat huokoset: 2 2 w g g wP σ σ ε ε ⋅= (3.6) Jossa: εw = nesteen dielektrisyys εg = kyllästetyn näytteen dielektrisyys σg = kyllästetyn näytteen johtokyky σw = nesteen johtokyky 3.5.4. Gamma-gamma -luotaus ja neutroniluotaus kairareiässä Gamma-gamma -luotauksessa käytetään gamma-säteilylähdettä ja sellaista suojattua detektoria, joka havaitsee vain takaisin sironneen säteilyn. Tämä on verrannollinen näennäistiheyteen. Menetelmä on herkkä kairareiän pinnan epätasaisuuksille ja porausjätteille. Näiden vaikutus kompensoidaan detektorilla, joka havaitsee pääasiassa näiden virhelähteiden aiheuttaman osuuden. Huokoisuus saadaan kaavasta: fg gP ρρ ρρ − − = log (3.7) Jossa: ρg = kiven raetiheys ρlog = luotauksesta saatu tiheys ρf = huokosten täyttämän liuoksen tiheys - 27 - Neutroniluotauksessa lähetetään nopeita neutroneja, joita hidastavat pääasiassa vetyatomit. Havaitaan joko näitä hidastuneita, termisiä neutroneita, niiden aiheuttamaa gamma-säteilyä tai epitermisiä eli edellisiä hiukan nopeampia neutroneja. Saatavaan huokoisuuteen vaikuttaa geologisen muodostuman laatu ja kaasujen määrä. 3.5.5. Vastusmittausmenetelmä Vastusmittauksissa saadaan huokoisuus kokeellisen Archie’n kaavan mukaan: m w PaRR − ⋅⋅=0 (3.8) Jossa: R0 = vedellä kyllästyneen muodostuman vastus Rw = muodostumaveden vastus a = kokeellinen vakio 0.6–1.5 m = kokeellinen eksponentti 1.5–3 - 28 - 4. TIHEYS Kivilajin tiheys riippuu sen mineraalikoostumuksesta sekä huokoisuudesta. Mineraalit koostuvat pääasiassa maankuoren pääalkuaineista, joita ovat happi, pii, alumiini, rauta, kalsium, natrium, kalium ja magnesium. Mineraalin tiheys riippuu sen alkuaineiden atomipainoista, kidejärjestelmästä ja eri alkuaineiden määräsuhteista. Tässä kappaleessa tutustutaan kivien tiheyden määrittämiseen mittaamalla ja laskemalla. 4.1. Käsitteitä Tiheys ρ määritellään massana (m) tilavuusyksikköä (V) kohden: V m =ρ (4.1) MKSA-järjestelmässä tiheyden yksikkö on kg/m3, mutta käytännössä usein g/cm3 (cgs-järj.). Homogeenisen ainekappaleen tiheys on kauttaaltaan sama kuin sen keskitiheys. Epähomogeenisella ainekappaleella on määrätty keskitiheytensä, mutta sen tiheys vaihtelee tietyissä rajoissa tarkasteltavan tilavuusyksikön koosta ja sijainnista riippuen. Aineen ominaispainolla ρ0 tarkoitetaan sen tiheyden suhdetta veden tiheyteen NTP - olosuhteissa (ISO 5011: +20 °C, 101.3 kPa): wρ ρρ =0 (4.2) Koska veden tiheys on lähes 1000 kg/m3 (riippuu lämpötilasta, paineesta ja suolapitoisuudesta), on ominaispaino lukuarvoltaan likimain sama kuin tiheys. - 29 - Raetiheydellä ρg tarkoitetaan mineraalijauheen tiheyttä, esimerkiksi kivilajinäytteen mineraaliaineksen tiheyttä ilman huokostiloja. Kappaletiheydellä ρb tarkoitetaan koko kappaleen keskitiheyttä, siis kivilajinäytteen mineraaliaineksen, huokosten ja huokosnesteen yhteistä keskitiheyttä. In-situ tiheys on aineen kappaletiheys luonnontilassa. Tiheysfunktiolla tarkoitetaan funktiota, joka kuvaa tiheyden riippuvuutta paikkakoordinaateista (muotoa ρ(x,y,z)). Funktio voi olla joko jatkuva tai epäjatkuva. Tiheyserolla ∆ρ tarkoitetaan tarkasteltavan geologisen yksikön ja sen ympäristön välistä tiheyseroa. Kuivatiheys ρd on kuivan aineen tiheys, kun huokosnesteet on poistettu. Märkätiheys ρs on vedellä kyllästetyn aineen tiheys. 4.2. Tiheyden merkitys Tiheys on kivien ja mineraalien tunnistamisessa oleellinen tekijä, koska se kertoo niiden alkuainekoostumuksesta. Mineraalisten raaka-ainevarojen kartoittamisessa ja arvioinnissa tiheystietoa tarvitaan sekä etsintävaiheessa että malmi- ja louhinta- arvioiden laskemisessa. Rikastustekniikassa ja kiviteollisuudessa tarvitaan tietoa materiaalien tiheyseroista. Painovoimamittauksia käytetään geologisessa kartoituksessa ja malminetsinnässä, missä haetaan kivilajien tiheyskontrasteja tai metallisten malmien ympäristöstään huomattavasti poikkeavia tiheyksiä. Painovoimamittaukset ovat muodostuneet yhä tärkeämmäksi menetelmäksi yhdyskuntarakentamisen suunnittelussa ja kalliotilojen rakentamisessa paikannettaessa kallioperän heikkousvyöhykkeitä ja arvioitaessa irtomaakerroksen paksuutta ja kalliopinnan topografiaa. Maankamaran tiheysvaihtelu vaikuttaa myös seismisiin luotaustuloksiin ja niiden tulkintaan. Planetaaritutkmuksessa tiheystietoa käytetään meteoriittien luokittelussa ja asteroidien tiheyden arvioinnissa sekä Maapallon (ja muiden planeettojen) koostumuksen ja rakenteen selvittelyssä. - 30 - 4.3. Mineraalien tiheys Mineraalien tiheys riippuu lähinnä niiden kidemuodoista ja kemiallisista koostumuksista. Epäpuhtaudet, ylimääräiset atomit ja aukot kidehilassa aiheuttavat poikkeamia teoreettisiin tiheysarvoihin, ja esimerkiksi hilavakiot riippuvat hieman lämpötilasta ja paineesta. Mineraalien tiheystutkimusta voidaan käyttää hyväksi esimerkiksi mineraalien tiheyteen perustuvien rikastusominaisuuksien laskemisessa, mineraalien tunnistuksessa, mineraalien koostumuksen tai kiderakenteen selvittelyssä ja laskettaessa kivilajien teoreettisia tiheyksiä. Teoreettinen lauseke mineraalien tiheyksille on seuraava: NV ZM =ρ (4.3) Jossa: M = kemiallisen kaavan ilmoittamien atomien yhteenlaskettu atomipaino g/mooli Z = alkeiskopin sisältämien kemiallisten yhdistelmien lkm N = Avogadron luku V = alkeiskopin tilavuus cm3 Z tunnetaan jokaiselle mineraalille, ja se riippuu kidejärjestelmästä (esim. spinellit Z = 8). Alkeiskopin tilavuus eri kidejärjestelmissä voidaan laskea hilavakioista (jotka saadaan esim. röntgensädetutkimuksin). Hilavakiot riippuvat vähäisessä määrin lämpötilasta. Esim. kalsiitin alkeiskopin tilavuus normaalipaineessa muuttuu 0.105 % lämpötilan noustessa 200 °C:sta 6000 °C:een. Kalsiitin alkeiskopin tilavuus pienenee normaalilämpötilassa 0.136 % paineen kohotessa 1 baarista 1 kilobaariin ja 1.328 % paineen kohotessa 1 baarista 10 kilobaariin. - 31 - Taulukko 4.1: Kidejärjestelmiä vastaavien alkeiskopin tilavuuksien laskeminen: a,b ja c ovat kideakselien pituudet; α, ß ja γ hilakulmat.(Piispanen & Tuisku 1998) Kidejärjestelmä Alkeiskopin tilavuus Kuutiollinen a3 Tetragoninen a2c Heksagoninen ja trigoninen a2c sin(60°) Rombinen abc Monokliininen abc sin(ß) Trikliininen abc(1− cos2α − cos2ß − cos2γ + 2cosα cosß cosγ) Seuraavissa taulukoissa on mineraalien ja alkuaineiden tiheyksiä. Taulukon alkupäässä olevat mineraalit ovat kivien tavanomaisia päämineraaleja. Vaaleiden mineraalien (kvartsi, plagioklaasi, maasälpä ja muskoviitti) tiheydet ovat yleisesti alhaisempia kuin tummien (biotiitti, amfiboli, pyrokseeni). Taulukko 4.2: Mineraalien tiheyksiä (kg/m3). Mineraali Vaihteluväli Tyypillinen arvo Lähde Kvartsi 2500–2700 2650 Puranen et al. 1978 Plagioklaasi 2625–2759 – ” Maasälpä 2560–2630 2580 ” Biotiitti 2700–3300 2860 ” Muskoviitti 2770–2880 2800 ” Amfiboli 3000–3330 3080 ” Pyrokseeni 3200–3500 3280 ” Kloriitti 2600–3300 2780 ” Epidootti 3380–3490 3410 ” Serisiitti 2760–3100 2850 ” Granaatti 3510–4250 3700 ” Kalsiitti 2600–2800 2720 ” Kordieriitti 2530–2780 2600 ” Oliviini 3270–3480 3300 ” Sillimaniitti 3230–3270 3240 ” Opaakit 4500–5200 4760 ” Serpentiini 2100–2300 – Suominen 1973 Grafiitti 2100–2300 – ” - 32 - Taulukko 4.3: Tiheyden vaihtelualueet erilaisille alkuaineille. (Peltoniemi 1988: Elo ja Heiskanen 1974) Aine Tyypillinen tiheys (103 kg/m3) Teoreettinen tiheys (103 kg/m3) Platina 14.0-19.0 21.46 Kulta 15.6-19.3 19.28 Hopea 10.1-11.1 10.50 Kupari 8.5-8.9 8.93 Isomorfisten yhdisteiden tiheydet suhteutuvat suoraan läsnä olevien atomien massoihin, kuten seuraavassa taulukossa rombisten karbonaattien isomorfisen sarjan tiheydet: Taulukko 4.4: Rombisten karbonaattien isomorfit tiheyksineen. (Patnaik 2003) Isomorfi Kemiallinen kaava Tiheys Atomipaino Aragoniitti CaCO3 2.93 g/cm3 Ca: 40.08 Strontianiitti SrCO3 3.78 g/cm3 Sr: 87.62 Viteriitti BaCO3 4.31 g/cm3 Ba: 137.34 Serusiitti PbCO3 6.58 g/cm3 Pb: 207.19 Sekakiteiden tiheyksistä kuvastuu myös kemiallinen koostumus. Esimerkiksi oliviinisarjan tiheys vaihtelee Fe-Mg-suhteen funktiona forsteriitista (3.22 g/ cm3) fajaliittiin (4.41 g/ cm3). 4.4. Kivilajien tiheys Kivilajien tiheys riippuu pääasiassa niiden mineraalikoostumuksesta ja huokoisuudesta. Prekambrisissa kivissä huokoisuuden vaikutus jää mineraalikoostumuksen varjoon. Tiheydellä on vahva korrelaatio tummien mineraalien pitoisuuden kanssa. Kivilajin teoreettinen tiheys lasketaan määrittämällä ensin kemiallisista analyyseistä standardikoostumus ja laskemalla tästä mineraalikoostumus. Tämän jälkeen kivilajin tiheys lasketaan painotettuna keskiarvona, jossa painoina ovat mineraalien tilavuusprosenttiosuudet. - 33 - Taulukko 4.5: Tyypillisten maanpinnalla esiintyvien irtomaa- ja kivilajien tiheyksien vaihtelualueet. (Peltoniemi 1988) Syväkivet 2500–3300 kg/m3 Pintakivet 2200–3300 kg/m3 Metamorfiset kivet 2400–3200 kg/m3 Sedimenttikivet 1600–2800 kg/m3 Irtomaa 1100–2200 kg/m3 Taulukko 4.6: Tiheyden vaihtelualueet eri kivilajeille. (Peltoniemi 1988: Elo ja Heiskanen 1974) Kivilaji Tiheys (103 kg/m3) Peridotiitti 3.1-3.3 Gabro 2.8-3.1 Noriitti 2.7-3.0 Diabaasi 2.8-3.1 Dioriitti 2.7-2.95 Granodioriitti 2.65-2.8 Anortosiitti 2.65-2.9 Graniitti 2.5-2.8 Basaltti 2.7-3.3 Dasiitti 2.4-2.8 Ryoliitti 2.4-2.7 Amfiboliitti 2.8-3.1 Fylliitti ja kiilleliuske 2.65-2.85 Gneissi 2.6-3.1 Kvartsiitti 2.5-2.65 Serpentiniitti 2.4-2.8 Yleisesti emäksiset kivet ovat painavampia kuin happamat (felsiset) kivet. Esimerkiksi peridotiitit, gabrot ja diabaasit ovat tavanomaisesti tiheämpiä kuin granodioriitit ja graniitit; basaltit ovat tavallisesti tiheämpiä kuin ryoliitit, ja amfiboliitit tiheämpiä kuin kvartsiitit. Tämä johtuu siitä, että emäksisissä on kivissä tummia Fe- ja Mg-pitoisia mineraaleja enemmän suhteessa vaaleisiin mineraaleihin kuin felsisissä. Syvällä hitaasti ja täysin kiteytyneet magmakivet ovat yleensä jonkin verran tiheämpiä kuin pinnalla nopeasti ja vaillinaisesti kiteytyneet, kemialliselta koostumukseltaan vastaavat magmakivet. Metamorfisten ja magmakivien tiheydet kuvastelevat niiden raskaiden ja kevyiden mineraalien paljoussuhteita. - 34 - Kuva 4.2: Tiheyden riippuvuus mafisten mineraalien pitoisuudesta. (Puranen et al. 1978) Puranen et al. (1978) tutkivat keskitiheyksien ja mafisten mineraalien määrän suhdetta 15 eri kivilajille. Tiheydet kasvavat lineaarisesti mafisten mineraalien osuuden kasvaessa (kuva 4.1). Kvartsipitoisuus alentaa kiven tiheyttä voimakkaasti (kuva 4.2). Kuva 4.3: Graniittien ja dioriittien tiheyden riippuvuus kvartsipitoisuudesta. (Schön 2004) - 35 - Huokoisuus alentaa kiven tiheyttä, joten kivilajin tiheys on yleensä suurempi syvällä kallioperässä kuin lähellä pintaa. Esimerkiksi sedimenttikivien tiheys kasvaa syvyyden funktiona 2 km syvyyteen asti, jossa se saavuttaa vakioarvon joka ei enää syvemmällä merkittävästi muutu. Tämä johtuu siitä, että huokoset ja rakoset sulkeutuvat syvällä paineen vaikutuksesta ja kivi on tiiviimpää. Syväkivillä paineen kasvaessa kiven tiheys kasvaa aluksi nopeammin välillä 0 – 4000 MPa ja sitten hitaammin paineen edelleen kasvaessa. Tiheyden kasvun määrä ja nopeus riippuvat vähäisessä määrin kivilajin mafisuusasteesta, mutta tyyliltään noudattavat samaa linjaa. Esimerkiksi dioriitilla tiheys kasvaa n. arvosta 2700 kg/m3 arvoon 2750 kg/m3, ja paineen kasvaessa yli 5000 MPa:iin tiheys ei enää kasva. Graniiteilla tiheys kasvaa edelleen hitaasti lähestyen arvoa 2700 kg/m3 ja gabroilla (2900 kg/m3) kasvu lähestyy suunnilleen arvoa 2950 kg/m3. Metamorfisten kivien tiheys riippuu voimakkaasti alkuperäisen kiviaineksen koostumuksesta ja tiheydestä, metamorfoosiasteesta sekä termodynaamisista olosuhteista ja prosesseista. Mikäli metamorfoosissa kiven huokoisuus pienenee, niin sen tiheys kasvaa. Mineraalien muutosprosessit metamorfoosissa ja metasomatoosissa riippuvat vallitsevista kemiallisista ja fysikaalisista olosuhteista: kevyistä mineraaleista saattaa muodostua raskaita ja päinvastoin. Esimerkiksi seuraavat mineraalien muutosprosessit ovat metamorfoosissa mahdollisia: zeoliiteista (2.0–2.4 g/cm3) voi muodostua plagioklaasia (2.61–2.77 g/cm3), plagioklaasi voi anortiittiutua (albiitti 2.61 g/cm3 – anortiitti 2.77 g/cm3). Anortiittipitoisesta plagioklaasista voi muodostua epidoottia (3.3 g/cm3) ja oliviinista voi muodostua serpentiiniä (2.5–2.6 g/cm3). Tietyt geologiset ilmiöt vaikuttavat kivilajien tiheyksiin. Esimerkiksi ruhjoutumisen, rakoilun, rapautumisen, impaktimetamorfoosin, serpentiniittiytymisen ja graniittiutumisen on todettu pienentävän kiven tiheyttä. Kovettuminen ja iskostuminen, eklogiittiutuminen ja tiheiden malmimineraalien rikastuminen taas suurentavat kiven tiheyttä. Tiheyden suhdetta muihin suureisiin, kuten huokoisuuteen, seismiseen P-aallon nopeuteen, suskeptibiliteettiin, - 36 - lämmönjohtokykyyn, lämpötilaan, paineeseen ja kulutuskestävyyteen on kirjallisuudessa käsitelty runsaasti. 4.5. Tiheyden määrittäminen Tiheys voidaan määrittää laboratoriossa punnitsemalla kappale nesteessä ja ilmassa, pyknometrimenetelmällä, volumetrimenetelmällä tai punnitsemalla kappale raskaassa nesteessä. Maastossa tiheys voidaan määrittä kairareiästä (gamma-gamma menetelmä) tai painovoimamittausten perusteella esimerkiksi Parasniksen menetelmällä, Nettletonin menetelmällä tai ratkaisemalla tiheys painovoimakentän vertikaaligradienttimittausten tuloksista. Laboratorio- ja in-situ-menetelmien lisäksi pyrittäessä määrittämään maankuoren ja maapallon tiheysjakautumaa pintaa syvemmältä turvaudutaan mm. maan painovoimakenttään, seismisten aaltojen nopeuksiin, isostaattisiin tasapainoehtoihin tai painejakautumaan sisältyviin tietoihin tiheydestä. 4.5.1. Punnitus nesteessä ja ilmassa Näytteen tiheys voidaan määrittää punnitsemalla se nesteessä ja ilmassa: )(T mm m n ni i ρρ ⋅ − = (4.4) Jossa: mi = näytteen massa ilmassa mn = näytteen massa nesteessä (vedessä) ρn(T) = nesteen tiheys lämpötilassa T - 37 - Kuva 4.4: Samalla vaa’alla voidaan punnita näyte sekä ilmassa että vedessä. S. Vuoriainen, GTK. 4.5.2. Pyknometrimenetelmä Pyknometrimenetelmää käytetään mineraalijauheiden ja nesteiden tiheyden määrityksiin. Pyknometri on periaatteessa lasipullo, jossa on jotakin mittaukseen sopivaa nestettä. Tutkittava aine punnitaan pyknometrissä ja tulosten perusteella lasketaan aineen tiheys. Tiheyden yksikön kg/m3 sijaan kemiassa käytetään usein yksikköä g/cm3. Tutkittavan nesteen tiheyden saa yksinkertaisimmin määriteltyä punnitsemalla tietty nestemäärä ja mittaamalla aineen tilavuus. Menetelmän virhelähteenä voi olla se, että mittausnesteen tiheys muuttuu lämpötilan muuttuessa. Mittauksessa tuottaa vaikeuksia pitää pyknometrin tilavuus eri punnituksissa samana sekä nesteen lämpötilan vakioiminen. - 38 - Näytteen tiheys määritetään seuraavasti: )()()( )( 2314 12 T WWWW WW Lρρ ⋅ −−− − = (4.5) Jossa: ρL (T) = pyknometrinesteen tiheys lämpötilassa T W1 = tyhjän pyknometrin paino W2 = pyknometrin + näytteen paino W3 = pyknometrin + näytteen + nesteen paino W4 = pyknometrin + nesteen paino 4.5.3. Volumetrimenetelmä Volumetri on eräänlainen ilmapyknometri sellaisten näytteiden tilavuuden mittaamiseksi, jotka liettyvät tai reagoivat punnitusnesteen kanssa. Esimerkiksi meteoriittien tiheysmäärityksissä käytetään Helium-pyknometria (ilman sijaan He- kaasu). Mittaus käy periaatteessa seuraavasti. Ensin ilmatilavuus V1 puristetaan elohopeamanometrilla tilavuuteen V2 ja manometrista luetaan vastaava paine P1. Sitten näyte, jonka tilavuus on V3, sijoitetaan tilavuuteen V2. Ilmatilavuus V1 puristetaan tilavuuteen V2-V3 ja manometrista luetaan vastaava paine P2. Näytteen tilavuus V3 ratkaistaan yhtälöstä P1V2 = P2(V2-V3). Näyte punnitaan ja näytteen tiheys lasketaan. 4.5.4. Punnitus raskaissa nesteissä Raskasneste-punnitusta käytetään mineraalirakeille. Menetelmällä voidaan määrittää hyvin pienien mineraalirakeiden tiheyksiä ja verrata useiden rakeiden tiheyksiä samalla kertaa. Raskaita nesteitä voidaan käyttää myös erottamaan esimerkiksi sedimenttien raskaita mineraaleja kevyistä. Punnituksessa raskasta nestettä ohennetaan tai tihennetään kunnes rakeet keijuvat nesteessä; ne eivät vajoa eivätkä kellu. Nesteen tiheys on tällöin sama kuin rakeiden ja se voidaan mitata - 39 - esimerkiksi Westfalenin vaa’alla. Sopivia raskaita nesteitä ovat mm. bromoformi CHBr3 (2.9 g/cm3), metyleenijodidi CH2J2 (3.32 g/cm3) ja Clerici-liuos C3H2O2Tl- seos (4.1 g/cm3). Orgaanisia nesteitä voidaan ohentaa esim. bentseenillä C6H6 (0.89 g/cm3) tai hiilitetrakloridilla CCl4 (1.59 g/cm3) ja Clerici-liuosta vedellä. 4.5.5. Gammasäde-tiheysluotaus Gammasäde-tiheysluotauksessa kohdistetaan tutkittavaan aineeseen säteilyä ja mitataan joko tiettyyn suuntaan sironneen säteilyn voimakkuus tai absorption suuruus. Kohdetta säteilytetään esim. 137Cs-isotoopin säteilyllä, jonka emittoimien gamma-kvanttien energia on 0.66 MeV. Osa kvanteista törmää atomien elektroneihin ja siroaa. Sironnan suuntakulma poikkeaa kvantin alkuperäisestä suunnasta ja todennäköisesti myös uusi kvantti virittää elektronin eli ilmiö toistuu. Näin jatkuu kunnes osa alkuperäisestä gamma-kvanttivirrasta on useiden siroamisien jälkeen kääntynyt reiän seinämästä takaisin kohti anturia ja siinä olevaa detektoria. Palaavan virran voimakkuus riippuu aineessa olevien elektronien ja edelleen nukleonien määrästä, mitkä suoraan liittyvät materiaalin ainemäärään ja tiheyteen. Gamma-gamma-luotauksesta saatava tiheys sisältää myös kiven huokoset ja raot sekä niitä täyttävän materiaalin. Tulokseksi saadaan kappaletiheys (in-situ), joka on tekijänä painovoima-anomalioiden syntymisessä. Peräkkäisten Compton-sirontojen takia gamma-säteiden määrä saattaa riippua muodostuman tiheydestä ja siten häiritä varsinaista gamma-mittausta. Gammasäde-tiheysluotaimia kairareikämittauksia varten on kehitetty ja käytetty erityisesti öljy-yhtiöiden toimesta. In-situ-tiheyksiä tarvitaan esimerkiksi painovoima-anomalioiden tulkinnassa ja laskettaessa sedimenttikivien huokoisuuksia. Eräs gammasäde-tiheysluotauksien sovellutus on irtomaapeitteen tiheyksien mittaaminen maan pinnalla. Hyvissä olosuhteissa kairareikä-gammasäde-tiheysluotaimen tarkkuus voi olla 0.04 g/cm3. - 40 - 4.5.6. Gravimetrimenetelmät Maanpinnan alla olevien geologisten muodostumien in-situ tiheydet voidaan ratkaista painovoima- ja korkeuseron perusteella joko kairarei’issä tai kaivoskuiluissa havaituista vertikaaligradienteista. Painovoima-arvoissa 0.01 mgalin tarkkuus antaa kymmenen metrin paksuisen kerroksen tiheyden noin 0.01 g/cm3 tarkkuudella. Maanpinnalla havaitut painovoimakentän vertikaaligradientit parantavat Bouguer- anomalioiden tulkittavuutta. Painovoima-anomalioiden tulkinnassa tarvitaan mitattuja tiheysarvoja tulkintamahdollisuuksien rajaamiseksi. Se on usein helpompaa kuin ratkaista luotettavasti ja tarkasti eri geologisten yksiköiden tiheyksiä. Kuva 4.5: Painovoimamittausprofiilin tulkinta (Tuire Valjus, GTK). Helsingin seutukunnan alueella toteutuneen KallioINFO-projektin aineistoa. Tulkinta perustuu kallion ja sen päällä olevan maa-aineksen tiheyseroon. Mittauslinjat alkavat ja loppuvat kallioon, jolloin saadaan pohjataso (regionaalitaso) tulkinnalle (profiilikuvassa vihreä viiva). Maanpinta vaaitaan mittauksen yhteydessä. Tulkitusta kallionpinnasta ja mitatusta maanpinnasta voidaan laskea maapeitteen paksuus. - 41 - 4.5.7. Mittausvirheet ja mittaustarkkuus Jokaisella tiheyden määritysmenetelmällä on mittausvirheet ja menetelmästä johtuvat systemaattiset virheet. Mittausvirheiden lisäksi huokoisuudesta, pintajännityksestä, kuplista, näytteen hitaasta hajoamisesta tai turpoamisesta vedessä jne. voi aiheutua virheitä. Ensinnäkin tiheysmääritysten tarkkuus riippuu vaa’an tarkkuudesta ja näytteen painosta. Kivien tiheysmäärityksissä käytetään tavanomaisesti 100–500 g painavia näytteitä. Esimerkiksi Mettler-täsmävaakojen kohdalla tarkkuudeksi voidaan valita 0.1 g tai 0.01 g. GTK:n A&D vaa’an tarkkuus on 0.01 g näytteille, jotka painavat 0– 600 g, ja 0.1 g näytteille, jotka painavat 600–3100 g. Mineraalien tiheysmäärityksissä on edullista käyttää pieniä näyterakeita, joiden puhtaus on tarkastettu mikroskoopilla. Niiden tiheyden mittaamiseen soveltuu esimerkiksi Berman-torsiovaaka, jonka tarkkuus on 0.01 g ja mittausalue 0–25 g. Toiseksi tiheysmäärityksissä punnitusnesteen on oltava puhdasta ja sen tiheys mittauslämpötilassa on tunnettava. Kolmanneksi punnitusnesteen pintajännityksestä riippuen näytteeseen kiinnittyy kuplia, jolloin punnitustulos voi olla liian pieni. Vettä parempia punnitusnesteitä ovat mm. tolueeni tai hiilitetrakloridi. Neljänneksi tiheysmääritysten oikeellisuus riippuu näytteenotosta (näytekohdan valinnasta) ja käsittelystä. Esimerkiksi pienissä mineraalinäytteissä on varottava sulkeumia. Rapautuneen tai halkeilleen kivinäytteen tiheys on säännöllisesti pienempi kuin vastaavan ”terveen” näytteen. Märkätiheyden mittaamiseksi näyte on kyllästettävä vedellä esimerkiksi kiehuttamalla, liottamalla tai tyhjössä vesittämällä, mutta kaikki huokoset eivät välttämättä täyty nesteellä. Kuivatiheyden mittaamiseksi näytteen huokosnesteet on poistettava esimerkiksi kuivaamalla näytettä uunissa, mutta kuivaus ei välttämättä toteudu täydellisesti. Näytettä voidaan lisäksi päällystää - 42 - parafiinilla, jottei punnitusneste tunkeudu huokosiin. Tällöin parafiinin vaikutus punnitustulokseen on huomioitava. Mittausvirhettä arvioidaan virhekaavan avulla: V dV m dmd += ρ ρ (4.6) Jossa: m dm on vaa’an mittausvirhe V dV tilavuuden mittauksessa syntyvä virhe Käytännössä V dV > m dm ja tyypillisesti ρ ρd on luokkaa 10 kg/m3. - 43 - 5. MAGNEETTISET OMINAISUUDET Magneettiset ominaisuudet kuvaavat aineen käyttäytymistä magneettikentän vaikutuksen alaisena. Magneettiset ilmiöt syntyvät sähköisesti varattujen partikkelien liikkuessa väliaineessa. Sähkövirrat voivat olla konduktiovirtoja eli liikkuvien varausten (elektronit, ionit) tai atomaaristen, elektronikuorien sidottujen yksikkövarausten, liikkeestä syntyviä ns. magneettivirtoja. Pienin magneettisen varauksen yksikkö on magneettinen dipoli. Magneettiset varaukset esiintyvät aina pareittain (vastakkaismerkkisinä). Magnetismi ilmiönä ja materiaalin magneettiset ominaisuudet ovat laaja kokonaisuus, jota on alan kirjallisuudessa käsitelty perinpohjaisesti. Tässä kappaleessa keskitytään magneettisiin ominaisuuksiin kivien ja mineraalien kannalta ja magnetismin perusteista on otettu mukaan vain niitä asioita, jotka ovat oleellisia sisällön ymmärtämiseksi. Magneettiset menetelmät ovat yleisimmin ja monipuolisimmin käytetty ryhmä maankamaran geofysikaalisia mittausmenetelmiä lukuisten etujensa ansiosta. Menetelmillä on tyypillisesti hyvä syvyysulottuvuus ja hyvä erotus- ja luokittelukyky, ne ovat luotettavia, helppokäyttöisiä ja kustannustehokkaita. Menetelmien herkkyys sallii eri geologisten yksiköiden erottelun. Käyttökohteita on lukuisia: esimerkiksi mineraalisten raaka-ainevarojen etsintä ja kartoitus, kallioperän ja geologisten prosessien tutkimus, kallioperän heikkousvyöhykkeiden tutkimus, pohjavesitutkimus, ympäristögeologia, arkeomagnetismi, biomagnetismi, paleomagnetismi, kivi- ja mineraalimagnetismi, magneettinen ajoittaminen ja ilmastonmuutoksen tutkimus. 5.1. Määritelmiä ja yksiköitä Kivien ja mineraalien petrofysikaalisia ominaisuuksia ovat indusoitu ja remanentti magnetoituma, suskeptibiliteetti, magneettinen anisotropia, kokonaismagnetoituma ja Königsbergerin luku eli Q-suhde. Ferromagneettisilla materiaaleilla on lisäksi - 44 - erityisiä niille tunnusomaisia, mitattavissa olevia ominaisuuksia kuten spontaani magnetoituma, Curie-lämpötila ja hystereesi. Seuraavassa on esitetty suureita ja yksiköitä, joita tarvitaan magneettisten ominaisuuksien tarkastelussa. Sähköisen varauksen liikkuessa syntyy magneettikenttä H, [A/m], jonka voimakkuutta kuvaa magneettinen momentti m, [Am2] (tai massan suhteen normeerattuna σ = m / massa, [Am2/kg]). Magneettikentän kenttäviivojen tiheyttä, eli magneettikentän ”intensiivisyyttä” kuvaa magneettivuon tiheys B, jonka yksikkö on tesla [T] (1 Tesla = 1 Wb/m2 = 1 Vs/m2). Väliaineen laatua magneettikentän kannalta kuvaa aineen magneettinen permeabiliteetti µ, jonka yksikkö on henry per metri [H/m = Tm/A = Vs/Am = N/A2]: H B =µ (5.1) Magneettikentän vaikuttaessa aineeseen, siihen muodostuu indusoitu magnetoituma J (tai Ji tai M, jossa M = m/V), [A/m], jonka voimakkuus riippuu aineen magnetoitumiskyvystä eli sen magneettisesta suskeptibiliteetistä κ, joka määritellään: H J i =κ (5.2) κ on siis laaduton suure, jolle selkeyden vuoksi käytetään ”yksikkönä” SI, mikäli toimitaan SI-järjestelmässä. Mikäli indusoitu magnetoituma on magnetoivan kentän suuntainen, κ on skalaari. Jos aine taas on magneettisesti anisotrooppinen (eli indusoitu magnetoituma ei ole samansuuntainen kuin magnetoiva kenttä), κ on tensori. Suskeptibiliteetti voidaan normeerata tilavuuden suhteen, jolloin puhutaan tilavuussuskeptibiliteetistä κ, [SI]: H M =κ (5.3) - 45 - Tai massan suhteen, jolloin puhutaan massasuskeptibiliteetistä χ, [m3/kg]: H σχ = (5.4) Näiden kahden välinen yhteys saadaan tiheyden kautta: ρ κχ = (5.5) Magneettinen suskeptibiliteetti ja magneettinen permeabiliteetti ovat saman fysikaalisen ominaisuuden mittoja, ja kuvaavat aineen magneettista käyttäytymistä. Niiden välillä on yhteys: κµ += 1 (5.6) Suhteellinen permeabiliteetti µr kertoo aineen permeabiliteetin suhteessa tyhjiön permeabiliteettiin µ0 (µ0 = 4pi·10-7 H/m): 0µµµ r= (5.7) Voidaan määritellä vielä: )(0 MHB +⋅= µ (5.8) HB ⋅+⋅= )1(0 κµ (5.9) Aineella voi indusoidun magnetoituman lisäksi olla pysyvää, niin sanottua remanenttia magnetoitumaa Jr, joka on syntynyt muinaisten magneettikenttien vaikutuksesta. Se on eri aikoina syntyneiden remanenssivektoreiden vektorisumma: nrrrr JJJJ +++= ... 21 (5.10) - 46 - Kokonaismagnetoituma Jtotal on indusoidun ja remanentin magnetoituman vektorisumma: ritotal JJJ += (5.11) Koenigsbergerin suhde eli Q-suhde kertoo remanentin ja indusoituneen magnetoituman suhteen: i r J JQ = (5.12) 5.2. Materiaalien käyttäytyminen magneettikentässä Materiaalin magnetoitumista voidaan parhaiten kuvata sen perusteella, mitä materiaalissa tapahtuu kun magneettikenttä vaikuttaa siihen (magneettinen induktio). Aine voi magnetoitua eli sen atomeilla ja molekyyleillä voi olla magneettinen dipolimomentti kolmesta syystä: 1) elektronien liikkeestä ytimen ympäri aiheutuvat magneettivirrat 2) elektronin spin-momentti, joka johtuu pyörimisliikkeestä oman akselinsa ympäri 3) atomiytimen spin-momentti. Kaikki materiaalit (mineraalit) ovat magneettisia, mutta jotkut niistä ovat magneettisempia kuin toiset. Tärkein eroavuus on, että joissakin materiaaleissa ei atomaaristen magneettisten momenttien välillä ole yhteistä vuorovaikutusta, kun taas toisissa materiaaleissa atomaaristen momenttien välillä vuorovaikutus voi olla hyvinkin voimakasta. Materiaalien ja mineraalien magneettinen käyttäytyminen voidaan jakaa seuraaviin luokkiin: diamagnetismi, paramagnetismi, ferromagnetismi, ferrimagnetismi ja antiferromagnetismi. Kahdessa ensimmäisessä luokassa ei esiinny magneettista vuorovaikutusta eivätkä ne ole magneettisesti suuntautuneet. Niitä pidetään ”epämagneettisina” tai ”ei-magneettisina”. Kolmen muun ryhmän aineet - 47 - ovat magneettisesti järjestyneet tietyn kriittisen lämpötilan alapuolella. Ferro- ja ferrimagneettiset aineet ovat niitä, joita tavallisesti pidetään magneettisina. Kuva 5.1: Dia-, para-, antiferro- ja ferrimagneettisten aineiden käyttäytyminen magneettikentän vaikuttaessa. H = magneettikenttä, M = magnetoituma. (Hrouda et al. 2009) Diamagnetismi johtuu ulkoisen magneettikentän liikkuvalle alkeisvaraukselle (elektronille) aiheuttamasta ratanopeuden muutoksesta ja tästä aiheutuvasta atomin magneettisen momentin muutoksesta. Diamagneettisten aineiden atomiorbitaalit ovat täynnä eli niillä ei ole parittomia elektroneja. Siksi atomeilla ei ole nettomagneettista momenttia ulkoisen kentän ollessa nolla. Ulkoisen magneettikentän vaikutuksesta diamagneettiseen aineeseen muodostuu heikko vastakkaissuuntainen kenttä (negatiivinen magneettinen momentti) ja siksi suskeptibiliteetti on negatiivinen: κdiam < 0 ja itseisarvoltaan hyvin pieni, noin 10-5 SI-yksikköä. Periaatteessa kaikki aine on diamagneettista, vaikkakin diamagnetismi on yleensä hyvin heikkoa. Luonteenomaista diamagneettisille aineille on, että niiden suskeptibiliteetti ei riipu lämpötilasta. Diamagneettisia luonnon aineita ovat esimerkiksi vesi, kvartsi, maasälpä ja grafiitti. - 48 - Paramagnetismi on myös aineen atomi- ja molekyylirakenteeseen liittyvä ilmiö. Materiaalin joillakin atomeilla tai ioneilla on magneettinen nettomomentti johtuen parittomista elektroneista uloimmilla atomiorbitaaleilla eli molekyyleissä, joissa on uloimmilla elektroneilla spin-momenttien epätasapaino. Yksi tärkeimpiä tällaisia alkuaineita on rauta. Ulkoisen kentän vaikutuksesta atomien magneettiset momentit osittain suuntautuvat vaikuttavan kentän suuntaiseksi ja muodostuu positiivinen magneettinen momentti. Suskeptibiliteetti on positiivinen, κparam > 0. Paramagneettisen aineen yksittäisillä magneettisilla momenteilla ei ole vuorovaikutusta ja aineen paramagneettisuus häviää, kun ulkoinen kenttä poistetaan: lämpöliike sekoittaa dipolimomenttien suuntauksen satunnaiseksi. Paramagneettinen suskeptibiliteetti riippuu lämpötilasta ja noudattaa Curien lakia. Normaaleissa lämpötiloissa ja kohtalaisissa magneettikentissä paramagneettinen suskeptibiliteetti on pieni, itseisarvoltaan noin 10–4 SI-yksikköä. Mineraalien paramagneettinen suskeptibiliteetti riippuu pääasiassa niiden kokonaisrautapitoisuudesta. Vain erittäin alhaisella («100 K) lämpötilalla tai hyvin voimakkaalla ulkoisella kentällä voi olla vaikutusta paramagneettiseen suskeptibiliteettiin. Monet rautapitoiset mineraalit ovat paramagneettisia huoneen lämpötilassa. Paramagneettisia mineraaleja ovat mm. kiilteet, pyrokseenit ja amfibolit. Ferromagneettisten aineiden atomien magneettisten momenttien välinen vuorovaikutus on erittäin voimakasta. Uloimpien elektronien keskinäisestä vuorovaikutuksesta johtuen niiden spin-momentit asettuvat yhdensuuntaisesti joko samaan tai vastakkaiseen suuntaan. Ferromagneettisella aineella on dipolimomentti (spontaani magnetoituma) pienissä aineen alkeisalueissa (domaineissa) ilman ulkoista kenttääkin. Alkeisalueiden dipolimomenttien keskinäinen suuntaus riippuu aineen kiderakenteesta. Momenttien suuntauksesta johtuen ferromagneettisilla aineilla on suuri nettomagnetoituma myös ilman ulkoista kenttää. Tyypillisiä ferromagneettisia aineita ovat alkuaineet Fe, Ni ja Co sekä monet niiden yhdisteet. Ferromagneettisten aineiden erityisominaisuuksia ovat magneettiset domainit, - 49 - magneettinen hystereesi, Curie-lämpötila, kyllästymis- ja spontaanimagnetoituma sekä voimakas suskeptibiliteetti ja voimakas, stabiili remanentti magnetoituma. Kuva 5.2: Ferromagneettiset materiaalit voidaan jakaa neljään eri tyyppiin: 1)todelliset ferromagneettiset, 2) antiferromagneettiset, 3) ferrimagneettiset, 4) taipuneesti antiferromagneettiset. (Ahern 2007) Spontaani magnetoituma on se nettomagnetoituma, joka on olemassa tasaisesti magnetoituneen mikroskooppisen tilavuusyksikön sisällä magnetoivan kentän poissa ollessa. Sen suuruus riippuu elektronien spin-momentista (0 K). Laboratoriossa voidaan mitata kyllästys- eli saturaatiomagnetoituma, joka on maksimiarvo magneettiselle momentille joka voi indusoitua magneettikentän (Hsat) aiheuttamana. Tätä suuremmalla kentällä magnetoituma ei voi enää kasvaa. Kyllästysmagnetoituman ja spontaanin magnetoituman välinen ero riippuu magneettisista domaineista. Kyllästysmagnetoituma on aineelle ominainen perusominaisuus, joka riippuu lämpötilasta mutta ei riipu partikkelien koosta. Paramagneettisen ja ferromagneettisen suskeptibiliteetin välillä on tässä suuri ero. Ferromagneettiset aineet voidaan magneettisesti kyllästää kohtalaisessa magneettikentässä huoneen lämmössä. - 50 - Lämpötilan kasvaessa ferromagneettisen aineen spin-momenttien yhdensuuntaisuus alkaa sekoittua ja aine muuttuu paramagneettiseksi tietyssä lämpötilassa. Tämä on aineelle tunnusomainen ja sitä kutsutaan Curie-lämpötilaksi TC. Ominaisuutta käytetään mineraalien tunnistamisessa, mutta se ei ole yksiselitteinen, koska usealla mineraalilla voi olla sama Curie-lämpötila. Puhtaan magnetiitin TC = 575–578 °C. Mahdollinen titaanipitoisuus magnetiitissa alentaa Curie-pistettä. Magneettikiisun monokliiniselle muodolle TC = 320 °C ja heksagoniselle muodolle 270–210 °C. Hematiitin TC = 680 °C. Ferromagneettisten mineraalien Curie-lämpötilat voidaan määrittää niin sanotuin termomagneettisin kokein. Magnetoitumaa tarkkaillaan, kun näytettä kuumennetaan voimakkaassa magneettikentässä. Taulokko 5.1: Tärkeimmät magneettiset mineraalit ja niiden magneettisia ominaisuuksia. (Ahern 2007) Mineraali Koostumus Tyyppi Susk. (SI) TC (°C) Magnetiitti Fe3O4 ferri 3.8-10.0 580 Hematiitti α-Fe2O3 antiferro 6.9·10-3 680 Ilmeniitti FeTiO3 ferri 1.7 50-300 Pyrrhotiitti FeS ferri 1.6 320 Maghemiitti γ-Fe2O3 ferri vaihtelee 545-675 Käytännössä laboratorio-olosuhteissa mitattu termomagneettinen käyrä on usein vaikeasti tulkittavissa. Tämä johtuu mm. siitä, että luonnon näytteessä voi olla samanaikaisesti useita eri ferromagneettisia mineraaleja, niiden koostumus voi vaihdella, ja kuumentamisen aikana voi tapahtua fysikaalis-kemiallisia muutoksia kuten magnetiitin hapettumista. - 51 - Kuva 5.3: Magneettikiisupitoisia mustaliuske-näytteitä kuumennettaessa hapekkaissa oloissa voi syntyä magnetiittia tai hematiittia. Kuvissa A ja C1 osa magneettikiisusta muuttui magnetiitiksi kuumennuksen aikana: sekä lämmitys- että jäähtymiskäyrässä näkyy magneettikiisun ja magnetiitin Curie-pisteet n. 320 °C sekä 575 °C. Js kasvaa jonkin verran magnetiitin muodostumisesta johtuen. Kuvissa B ja C2 magnetiitin muodostuminen on merkittävää (Js kasvaa ja magnetiitin Curie-pisteen kohdalla on anomaalinen piikki). (Airo ja Loukola-Ruskeeniemi 1991) Ferromagneettiset mineraalit “muistavat” magneettikentän, joka niihin on vaikuttanut, senkin jälkeen kun kenttä on poistettu. Muinaisen magneettikentän aiheuttamaa magnetoitumaa kutsutaan remanenssiksi eli jäännösmagnetoitumaksi. Tätä ominaisuutta voidaan tutkia hystereesin avulla. Hystereesikäyrä kuvaa magnetoituman käyttäytymistä magneettikentän muutoksissa, kun kenttää kasvatetaan tai pienennetään (kuva 5.3). Laboratoriossa kyllästysmagnetoitumaa MS mitataan 1-2 teslan magneettikentässä, mikä on yleensä tarpeeksi korkea kyllästämään useimmat magneettiset mineraalit. Kun kenttä palautetaan takaisin nollaan, mineraalin magnetoituma ei nollaudu, vaan jäljelle jää remanenssi (Mr). Kun kenttää kasvatetaan negatiiviseen suuntaan, saavutetaan piste jossa indusoitunut - 52 - magnetoituma on nolla. Kentän arvoa siinä pisteessä kutsutaan koersiviteetiksi tai koersiivivoimaksi (HC). Kun kenttää edelleen kasvatetaan negatiiviseen suuntaan, saavutetaan jälleen kyllästyminen. Remanenssin koersiviteetti (Hr) on toinen hystereesiominaisuus. Tämä on se käänteisen kentän arvo, jonka poistamisen jälkeen kyllästysremanenssi palaa nollaan. Suuruudeltaan se on aina korkeampi kuin koersiivivoima. Initiaalisuskeptibiliteetti χ0 on magnetoituma, joka havaitaan alhaisilla Maan kentän luokkaa olevilla kentän arvoilla (50–100 µT). Eri hystereesiominaisuudet eivät ole ainoastaan perusominaisuuksia, vaan riippuvat raekoosta, domaintilasta, jännityskentästä ja lämpötilasta. Kuva 5.4: Hystereesikäyrä. (Ahern 2007) Joissakin yhdisteissä kuten oksideissa voi esiintyä magneettisen järjestäytymisen monimutkaisempia muotoja niiden kiderakenteesta riippuen. Ferrimagnetismi on eräs tällainen ominaisuus. Magneettinen rakenne koostuu kahdesta magneettisesta kidehilatasosta (A ja B), joita erottavat happiatomit. Tasojen A ja B vuorovaikutus on voimakkainta, kun niiden spin-momentit ovat vastakkaissuuntaisia. Ferrimagneettisilla aineilla tasojen A ja B vastakkaissuuntaiset magneettiset momentit poikkeavat suuruudeltaan ja siten muodostuu magneettinen nettomomentti. Ferrimagnetismi on siis samanlaista kuin ferromagnetismi ja siihen liittyy kaikki - 53 - samat tyypilliset ominaisuudet, kuten spontaani magnetoituma, Curie lämpötilat, hystereesi ja remanenssi. Kuitenkin ferro- ja ferrimagneettisilla materiaaleilla magneettinen järjestyminen poikkeaa toisistaan. Tunnetuin ferrimagneettinen aine on magnetiitti. Magnetiitin Fe3O4 kiderakenne on kuutiollinen. Suuret happi-ionit muodostavat tiiviin pakkauksen ja pienemmät rauta- ionit täyttävät niiden välejä. Ne ryhmittyvät kahdella tavalla: Fe-ionia ympäröi 4 happi-ionia (tetrahedraalinen) tai Fe-ionia ympäröi 6 happi-ionia (oktahedraalinen). Tetrahedraaliset ja oktahedraaliset ryhmät muodostavat kaksi magneettista kidehilatasoa A ja B. A-tason spin-momentit ovat vastakkaissuuntaisia B-tasoon nähden. Syntyy monimutkainen vuorovaikutus tasojen ja paikkojen välillä. Magnetiitin rakenteellinen kaava on [Fe3+]A[Fe3+, Fe2+]BO42- ja tällaista rakennetta kutsutaan käänteiseksi spinelliksi (inverse spinel structure). A- ja B-tason Fe3+ magneettiset momentit kumoavat toisensa vastakkaismerkkisinä, joten magnetiitin magneettinen momentti johtuu B-tason Fe2+:sta. Kun kappale (kivi, mineraali) joutuu magneettikenttään, siihen syntyy indusoitu magnetoituma Ji kaavan 5.2 mukaisesti. Kappaleeseen syntyvä magnetoituma ei välttämättä ole täsmälleen em. lausekkeen mukainen, vaan hieman pienempi demagnetointi-ilmiön takia. Tämä johtuu siitä, että ulkoisen kentän vaikutuksesta kappale polarisoituu (navoittuu) päädyistä, ja napojen jakautuminen synnyttää uuden, kappaleen sisäisen vastakkaissuuntaisen magneettikentän. Vastakkaiskentän vaikutus huomioidaan likimääräiskertoimella N: mitä suurempi kerroin, sitä voimakkaampi on muodostuva kappaleen sisäinen kenttä. Demagnetoituma on verrannollinen kappaleen pinta-alojen suhdelukuihin eri suunnissa. Tehollista magnetoitumaa Mef kuvaa lauseke: κ κ N HM ef + = 1 (5.13) - 54 - Tehollinen (näennäinen), efektiivinen suskeptibiliteetti on: κ κ κ Nef + = 1 (5.14) Kerroin N voi saada arvoja väliltä 0–1 SI-yksiköissä. Cgs-yksiköissä N vaihtelee välillä 0–4pi eli N(cgs) = 4pi N(SI). Kerroin N on maksimissaan ohuella levyllä, joka magnetoituu levyn tason normaalin suunnassa. Pallolle joka suuntaan N = 1/3, samoin kuutiolle ja sylinterille, jonka korkeuden suhde halkaisijaan on 0.9. Demagnetoitumalla on merkitystä vain silloin, kun κ on riittävän suuri, mikä tarkoittaa suuruusluokkaa 1 SI-yksikköä (esim. malmit ja meteoriitit). Jos κ on suuruusluokkaa 0.1 SI, demagnetoitumisesta aiheutuva muutos magnetoitumassa on noin 1 %. Mineraalirakeen muodosta johtuva magneettinen suuntariippuvuus magnetoituvan kiteen pituusakselin suunnassa on suurempi kuin sitä vastaan kohtisuorassa olevien kideakselien suunnassa. Pallon muotoisella rakeella ei ole muotoanisotropiaa. Magnetiittirakeilla, jotka ovat pienempiä kuin 20 µm, muotoanisotropia on tärkein anisotropian tyyppi. Sitä suuremmilla rakeilla kideanisotropia on tärkeämpi. Kideanisotropia on ferrimagneettisten aineiden ominaisuus, joka ei riipu mineraalirakeiden koosta eikä muodosta. Se havaitaan mitattaessa magnetoitumista eri kideakselien suunnassa. Jos materiaaliin kohdistuu magnetoitumisen aikana jännityskenttä, voi kappale muuttaa muotoaan magnetoitumisen yhteydessä. Muodostuva magnetoituminen suosii pääkideakselin suuntaa. Suskeptibiliteetti vaihtelee paineen vaikutuksesta (stressianisotropia). Yleensä kiveen vaikuttava puristus pienentää suskeptibiliteettia jännityksen suunnassa. Kohtisuoraan puristusakselia vastaan mitattu suskeptibiliteetti voi joko suurentua tai pienentyä paineen johdosta. - 55 - Anisotropian lämpötilariippuvuutta voidaan käyttää hyväksi määritettäessä eri domainitiloja. Niissä magnetiittirakeissa, joissa kideanisotropia dominoi remanenssia, remanenssi häviää lämpötilan kasvaessa tiettyyn pisteeseen. Kun kidehilatasojen A ja B magneettiset momentit ovat täsmälleen yhtä suuret ja vastakkaissuuntaiset, nettomomentti on nolla. Tällaista magneettista järjestymistä kutsutaan antiferromagnetismiksi. Antiferromagneettisilla aineilla remanenssi on nolla, niillä ei ole hystereesiä, mutta niillä on pieni positiivinen suskeptibiliteetti, joka riippuu erityisellä tavalla lämpötilasta. Kriittinen lämpötila on Néelin lämpötila TN. Sen yläpuolella suskeptibiliteetti noudattaa Curie-Weissin lakia paramagneettisille aineille, mutta vuorovaikutus on negatiivinen. Jos magneettiset momentit eivät ole täsmälleen yhdensuuntaisia, vaan suunnat poikkeavat toisistaan vähän, on kyseessä “canted antiferromagnetism”. Tällaisilla aineilla on monia magneettisia ominaisuuksia, jotka ovat tyypillisiä ferro- ja ferrimagneettisille aineille (esim. hystereesi, remanenssi, Curie lämpötila). Hematiitin kiderakenne muistuttaa korundia, jossa happi-ionit muodostavat tiiviin heksagonisen rungon. Fe3+-ionien magneettiset momentit liittyvät ferromagneettisesti erityisiin C-tasoihin, mutta antiferromagneettisesti muiden tasojen välillä. Kun lämpötila on yli -10 °C, spin-momentit ovat C-tasossa mutta hiukan vinossa (canted). Tästä johtuu C-tason heikko spontaani magnetoituma. Lämpötilassa alle -10 °C spin- momentit kääntyvät yhdensuuntaisiksi (Morin transition), ja sen alapuolella hematiitti käyttäytyy kuten täydellinen antiferromagneetti. 5.3. Mineraalien magneettisista ominaisuuksista Magneettisten mineraalien pitoisuus vaikuttaa kiven magneettisiin ominaisuuksiin. Seuraavassa kuvassa (a-kohta) verrataan kuinka vähäinenkin magnetiitin määrä vaikuttaa suskeptibiliteettiin enemmän kuin 100 % mafisia paramagneettisia silikaatteja. Mineraalien magneettisilla ominaisuuksilla on usein laaja vaihteluväli eikä tarkasti määriteltävä arvo. Vaihtelu johtuu siitä, että suskeptibiliteetti riippuu - 56 - mineraalien kemiallisesta koostumuksesta. Esimerkiksi ortopyrokseeneissä rauta- köyhän variaation suskeptibiliteetti on alhainen, kun taas magnesium-köyhän suskeptibiliteetti on melko korkea ts. yleisesti ortopyrokseenien suskeptibiliteetti riippuu niiden Mg/Fe-suhteesta (kts. kuva 5.5, b-kohta). Sama koskee oliviinia, granaattia ja amfiboleja. Titanomagnetiiteilla suskeptibiliteetti riippuu mineraalin sisältämän titaanin määrästä (yleensä se laskee titaanipitoisuuden kasvaessa (kts. seuraava kuva, c-kohta). Kivelle mitattu suskeptibiliteetti koostuu kivessä olevien erilaisten dia-, para-, antiferro- ja ferromagneettisten mineraalien yhteisvaikutuksesta. Tyypillinen diamagneettinen mineraali on kvartsi, jonka suskeptibiliteetti on luokkaa -1, paramagneettisen mineraalin pyriitin (rikkikiisu) suskeptibiliteetti on luokkaa 130 ja ferrimagneettisen magnetiitin suskeptibiliteetti aina 5·105 asti (kaikki edellä mainitut suuruusluokat 10-6 SI). Magnetiitin suskeptibiliteettiin vaikuttaa sen raekoko ja koostumuksen puhtaus. Magnetiittirakeen koon kasvaessa sen suskeptibiliteetti jonkin verran kasvaa. Epäpuhtaudet alentavat suskeptibiliteettia. Esimerkiksi titanomagnetiitissa titaanin määrä vähenee metamorfoitumisten yhteydessä ja koostumus lähestyy puhdasta magnetiittia. Kuva 5.5: Mineraalien magneettinen suskeptibiliteetti. a – mineraalien vaikutus kivien suskeptibiliteettiin, b – suskeptibiliteetin vaihtelu koostumuksen mukaan orthopyrokseenissa, c – synteettisessä titanomagnetiitissa (eri väri tarkoittaa eri koetta ja eri raekokoa). (Hrouda et al. 2009) - 57 - Magneettinen suskeptibiliteetti riippuu paitsi magnetoivasta kentästä, myös ferromagneettisen mineraalin raekoosta. Kun raekoko pienenee (multi-domain rakeista single-domain rakeiksi), suskeptibiliteetti pienenee. Mutta raekoon pienentyessä edelleen (superparamagneettisiksi) rakeiksi, suskeptibiliteetti kasvaa dramaattisesti. Superparamagneettisilla rakeilla on merkitystä ympäristömagnetismissa. Suskeptibiliteetti riippuu myös lämpötilasta. Ferromagneettisilla mineraaleilla suskeptibiliteetti putoaa äkillisesti saavutettaessa tietty lämpötila, joka on tunnusomainen kyseiselle mineraalille. Suskeptibiliteetti riippuu myös kiven rautapitoisuudesta, mutta tämä riippuvuus on monimutkainen, riippuen mineraalista johon rauta on sitoutunut. Taulukko 5.2: Mineraalien magneettisia ominaisuuksia. FM on ferromagneettinen, AFM on antiferrimagneettinen, σs kyllästysmagnetoituma huoneenlämpötilassa. (Moskowitz 1991) Mineraali Koostumus Magneettinen järj. TC/TN (°C) σS (Am2/kg) Magnetiitti Fe3O4 ferrimagneettinen 575–585 90–92 Ulvöspinelli Fe2TiO2 AFM -153 ? Hematiitti α-Fe2O3 ”canted” AFM 675 0.4 Ilmeniitti FeTiO2 AFM -233 ? Maghemiitti γ-Fe2O3 ferrimagneettinen ~600 ~80 Jacobsiitti MnFe2O4 ferrimagneettinen 300 77 Trevoriitti NiFe2O4 ferrimagneettinen 585 51 Magnesioferriitti MgFe3O4 ferrimagneettinen 440 21 Magneettikiisu Fe7S8 ferrimagneettinen 320 20 Greigiitti Fe3S4 ferrimagneettinen ~333 ~20 Troiliitti FeS AFM 305 ? Götiitti α-FeOOH AFM, heikko FM ~120 <1 Lepidokrosiitti γ-FeOOH AFM (?) -196 ? Ferrohydroksidi δ-FeOOH ferrimagneettinen ~180 <10 Rauta Fe FM 770 218 Nikkeli Ni FM 338 55 Koboltti Co FM 1131 161 Awaruiitti Ni3Fe FM 620 120 Wairauiitti CoFe FM 986 235 - 58 - 5.4. Magneettiset domainit Ferromagneettisten aineiden magneettiset ominaisuudet johtuvat siitä, että niiden atomeilla on magneettinen momentti ja siitä, että ferromagneettinen aine koostuu pienistä alkeisalueista eli magneettisista domaineista. Jokaisessa domainissa kaikki atomien dipolit ovat ryhmittyneet tiettyyn suuntaan. Tämä suuntautuneisuus kehittyy mineraalin kiteytymisvaiheessa. Domainit ovat pieniä (1–100 µm), mutta paljon suurempia kuin atomaariset etäisyydet. Ferromagneettisia materiaaleja voidaan luonnehtia niiden ”spontaanin magnetoituman” perusteella, koska ne saavuttavat kyllästysmagnetoituman jokaisessa domainissa ilman ulkoisen kentän vaikutustakin. Vaikka domainit olisivatkin magneettisesti kyllästyneitä, materiaali ei välttämättä vaikuta magneettiselta, koska domainit voivat olla suuntautuneita sattumanvaraisesti toisiinsa nähden. Ferromagneettinen aine magnetoituu, kun siinä olevat magneettiset domainit suuntautuvat yhdensuuntaisesti. Tämä saadaan aikaan esimerkiksi voimakkaan magneettikentän avulla tai ohjaamalla materiaalin läpi sähkövirta. Tällöin joko kaikki domainit tai vain osa niistä suuntautuu. Mitä suurempi osuus materiaalin domaineista suuntautuu, sitä voimakkaampi sisäinen magneettikenttä muodostuu. Kun kaikki domainit suuntautuvat, on saavutettu magneettinen kyllästyminen eikä sisäinen magnetoituma voi enää kasvaa, vaikka magnetoivan voiman suuruutta lisättäisiin. Ferrimagneettisten mineraalien magnetoitumaan voidaan vaikuttaa hyvin alhaisilla magneettikentän arvoilla. Jopa Maan magneettikenttä (50 µT) voi aiheuttaa magnetoituman muutoksia, vaikka atomien väliset vuorovaikutusvoimat aiheuttavat spontaanin magnetoituman, joka vastaa kentän arvoa 1000 T (noin 100 miljoonaa kertaa Maan kenttää voimakkaampi). Ferrimagneettisten mineraalien domainitila riippuu mineraalin raekoosta, ja eri magneettisten mineraalien (kuten magnetiitti ja hematiitti) domainitilat riippuvat raekoosta eri tavoilla. Myös tietyn raekoon domainitilat voivat vaihdella lämpötilasta riippuen. Kuitenkin peukalosääntönä voidaan pitää, että mitä suurempi rae sitä useampia domaineja siinä on - 59 - (multidomain). Pieni kide taas voi olla ”tasaisesti” magnetoitunut ja siinä on vain yksi domaini (single domain). Single domain-rakeessa pintavaraukset asettuvat vastakkaisiin päihin ja aiheuttavat toisen magnetoituman lähteen (demagnetoiva kenttä). Pintavarausjakautumaan liittyvää energiaa kutsutaan magnetostaattiseksi energiaksi. Magnetostaattinen energia puolittuu, jos magnetoituma jaetaan kahteen osa-alueeseen – domainiin – joiden magnetoitumat ovat vastakkaissuuntaiset. Tämä tuo (+)- ja (-)-varaukset lähelle toisiaan vähentäen siten demagnetoivaa kenttää. Tämä osa-alueisiin jakautuminen ei voi jatkua loputtomiin, koska domainiseinämän muodostuminen ja sen ylläpitäminen vaatii energiaa. Lopulta saavutetaan tasapaino domainien lukumäärässä tietyn kokoisessa rakeessa. Domainiseinämät ovat välipintoja eri suuntaan magnetoituneiden osa-alueiden välillä. Itse seinämässä magnetoituma vaihtaa suuntaa domainista toiseen. Magneettinen käyttäytyminen voidaan luokitella raekoon perusteella single domain (SD), multidomain (MD), pseudo-single domain (PSD) ja superparamagneettisiin (SPM) rakeisiin. Kuva 5.6: Mineraalirakeen jakautuminen magneettisiin domaineihin. (Reeves 2005 Data: McElhinny ja McFadden 2000) - 60 - Raekoon pienentyessä saavutetaan kriittinen koko, jonka jälkeen jakavaa seinämää ei voi enää muodostua ja rae saavuttaa single-domain (SD) tilan. SD-rae on tasaisesti magnetoitunut kyllästysmagnetoitumaansa. SD-rakeen magnetoituman muuttaminen on energeettisesti vaikeaa. Siksi SD-rakeet ovat magneettisesti “kovia” ja niillä on korkea koersiviteetti ja remanenssi. Multidomain (MD) rakeen magnetoituman muuttamiseksi domainiseinämän kääntäminen on helppoa jo alhaisilla magneettikentillä. Siksi MD-rakeet ovat magneettisesti “pehmeitä” ja niillä on alhainen koersiviteetti ja remanenssi. Demagnetointitekniikka on oleellinen menetelmä remanenssin tutkimuksessa. MD- ja SD-rakeet käyttäytyvät tyypillisellä tavalla sekä termisessä että vaihtovirtademagnetoinnissa. SD-käyttäytymisen kriittinen koko riippuu useista tekijöistä, kuten kyllästysmagnetoituma ja rakeen muoto. Magnetiitille MD-SD muutostilan kriittinen koko arvioidaan noin 80 nm:ksi. Hematiitille raja on paljon suurempi (15 µm) johtuen pääasiassa siitä, että hematiitin kyllästysmagnetoituma on 200 kertaa alhaisempi kuin magnetiitin. Pienet MD-rakeet voivat osoittaa sekä SD- että MD-tapaista käyttäytymistä. Tällaisten rakeiden käyttäytymistä kuvaa pseudo-single domain eli PSD-tila. Magnetiitin kohdalla PSD-käyttäytymisen raja on 0.1–20 µm, mikä vastaa tavallisimmin luonnossa tavattavia raekokoja. Superparamagneettiset hiukkaset ovat hyvin pieniä ferromagneettisia hiukkasia (1– 10 nm), jotka koostuvat yksittäisistä domaineista (SD). Lämpöenergia riittää muuttamaan yksittäisen hiukkasen magneettisen momentin suuntaa jopa Curie- tai Neél-lämpötilan alapuolella, joten nettomagnetoituma summautuu nollaksi ja hiukkaset käyttäytyvät kuten paramagneettinen materiaali, paitsi että koko kiteen magneettinen momentti pyrkii suuntautumaan ulkoisen magneettikentän suuntaiseksi sen sijaan että kenttä vaikuttaisi yksittäisiin atomeihin. Superparamagneettisuus ei - 61 - ole tärkeä tutkittaessa kivinäytteitä, joiden magneettisuus on yleensä voimakasta verrattuna muihin materiaaleihin. Ympäristön tilan tutkimuksissa SPM voi tulla esiin esimerkiksi maaperän magneettisten hiukkasten tarkastelussa. SPM:lla on muita sovelluksia esimerkiksi biomagnetismin yhteydessä. Superparamagnetismia hyödynnetään myös esimerkiksi kiintolevyjen tallennustiheyden määrittelyssä. 5.5. Kivilajien magneettisista ominaisuuksista Geologisten materiaalien magneettiset ominaisuudet määräytyvät pääasiassa niiden sisältämän raudan läsnäolon, määrän ja hapetusasteen perusteella. Muita tärkeitä tekijöitä ovat magneettisten mineraalien raekoon ja domainkoon jakautumat sekä mahdollinen titaanin läsnäolo ja määrä titanomagnetiiteissa. Kivien kokonaismagnetoituma on vektorisumma, joka koostuu osaksi Maan magneettikentän kiviin indusoimasta magnetoitumasta ja osaksi kivien pysyvästä (remanentista) magnetoitumasta. Pysyvä magnetoituma riippuu kiven geologisesta historiasta, esimerkiksi kuumenemisesta ja jäähtymisestä Maan magneettikentässä, kemiallisesta muuttumisesta jne. Taulukko 5.2: Mineraalien suskeptibiliteettiarvoja, ensimmäinen sarake diamagneettisia, toinen paramagneettisia ja kolmas ferro- ja ferrimagneettisia mineraaleja. (Peltoniemi 1988 ja Schön 2004) Mineraali (10-6 SI) Mineraali (10-6 SI) Mineraali (SI) Grafiitti -1– -70 Oliviini 250–5000 Magnetiitti 1–25 Kvartsi -10 Pyrokseenit 250–5000 Ulvöspinelli 4–25 Maasälpä -10 Amfibolit 600–5000 Maghemiitti 10-5–10 Kalsiitti -10 Granaatti 13–3000 Hematiitti 10-4–10-3 Timantti -20 Biotiitti 1250–3000 Magneettikiisu 10-3–6 Lyijyhohde -30 Muskoviitti 200–5000 Ilmeniitti 0.3–3 Sinkkivälke -10 Kromiitti 10-3–10-2 Kivilajeja muodostavat päämineraalit ovat yleisesti diamagneettisia (kuten kvartsi tai vaaleat silikaatit) tai paramagneettisia (kuten rauta- ja magnesiumpitoiset, ns. tummat silikaatit; biotiitti, amfibolit, pyrokseenit). Mikäli kivessä on ferrimagneettisia mineraaleja (kuten magnetiitti tai monokliininen magneettikiisu), kasvaa - 62 - suskeptibiliteetti eksponentiaalisesti. Ferrimagneettisten mineraalien määrän lisäksi niiden raekoko ja jakautuminen kiviaineksessa vaikuttavat voimakkaasti kiven suskeptibiliteettiin. Antiferromagneettisten hematiitin ja götiitin vaikutus kiven kokonaissuskeptibiliteettiin magnetiitin rinnalla on hyvin pieni tai olematon. Kiven suskeptibiliteetti voi vaihdella erittäin laajasti eikä yksittäiselle kivilajille voida oikein antaa tyypillistä suskeptibiliteettiarvoa vaan yleensä annetaan tyypillinen vaihteluväli. Kuvassa 5.7 nähdään, että magnetiittipitoisuuden kohoaminen kasvattaa voimakkaasti suskeptibiliteettia. Pienimmilläänkin magnetiittipitoisuuden vaikutus suskeptibiliteettiin on suurempi kuin hematiitin, ilmeniitin tai tummien silikaattien. Magnetiitin määrä onkin vaikuttavin tekijä kivien suskeptibiliteetin suhteen (vrt. Kuva 5.5). Eräs tapa arvioida mafisten silikaattien massasuskeptibiliteetti on laskea se paramagneettisten ionien Fe2+, Fe3+ ja Mn2+ suskeptibiliteettien perusteella. Käytännössä useimmissa kivissä näistä tärkein paramagneettinen ioni on Fe2+. Mafisten silikaattien suskeptibiliteetin laskemisessa tarvitaan tietoa niiden kemiallisesta koostumuksesta, mitä usein ei ole saatavilla. Siksi kivien paramagneettisen suskeptibiliteetin laskemiseen käytetään niiden kokonaisrautapitoisuutta mineraalikoostumuksen sijaan. Paramagneettisen massasuskeptibiliteetin (χ) perusteella saadaan arvio kiven rautapitoisuudesta (painoprosentteina wt-%) seuraavasti: χ⋅= 35.0FeW (5.15) Luonnon materiaalien magneettinen tilavuussuskeptibiliteetti heikossa magneettikentässä riippuu ferrimagneettisten mineraalien määrästä ja raekoosta (Maan magneettikenttä vaihtelee välillä 25 000–75 000 nT). Kilpialueiden metamorfoituneissa geologisissa ympäristöissä tärkein ferrimagneettinen mineraali on magnetiitti ja se on tärkein magneettisten anomalioiden aiheuttaja. Magneettikiisua voi paikallisesti esiintyä siinä määrin, että se aiheuttaa huomattavia magneettisia anomalioita. Mikäli kivessä on 1 vol-% magnetiittia, sen - 63 - tilavuussuskeptibiliteetti on luokkaa 32 000–38 000 10-6 SI-yksikköä. Kun magnetiitin tiheys on 5200 kg/m3, saadaan magnetiittipitoisuuden (wt-%) ja massasuskeptibiliteetin välille seuraava yhteys: )10(105.1 383 kgmWm −− ⋅⋅= χ (5.16) Riippuvuus magnetiitin tilavuusprosentin V ja suskeptibiliteetin välillä on likimain lineaarinen ja kuvattavissa magnetiitin tilavuusosuuteen 25 % asti yhtälöllä: V⋅= 035.0κ (5.17) Kuvasta 5.7 nähdään kiven suskeptibiliteetin kasvavan rautapitoisuuden kasvaessa paramagneettisella suskeptibiliteettialueella. Kun kiven koostumukseen tulee mukaan vähänkin magnetiittia, alkaa magnetitti dominoida suskeptibiliteettia. Raudan ja magnetiitin pitoisuudet on esitetty painoprosentteina ja niitä verrataan massasuskeptibiliteettiin. Kuva 5.7: Rauta- ja magnetiittipitoisuuden vaikutus suskeptibiliteettiin. (Kivimieskalenteri 2007) - 64 - Voimakkaasti suskeptiiviset, runsaasti magnetiittia sisältävät geologiset muodostumat voivat aiheuttaa ns. magnetiittiefektin mitattaessa sähkömagneettisilla menetelmillä taajuusalueessa. Magnetiittiefektin syntyminen edellyttää, että muodostuma sisältää runsaasti magnetiittia mutta sen sähkönjohtavuus on heikko (tai se on eriste). Käytännössä tällaisia geologisia muodostumia ovat mafiset syväkivet, etenkin gabrot tai mafiset juonet (usein kuitenkin pienialaisia aiheuttaakseen näkyvän poikkeaman). Magnetiittiefektiin palataan sähkömagneettisia ominaisuuksia esittelevässä kappaleessa. Koska eri kivilajeille voidaan määrittää tyypillinen mineraalikoostumus, voidaan suskeptibiliteetti laskea paramagneettisten rautapitoisten silikaattien modaalikoostumuksen perusteella. Voidaankin sanoa, että ”paramagneettisten” kivien suskeptibiliteetti heijastaa kiven Fe-pitoisuutta. Kuva 5.8: Eri kivilajien tiheyksien ja suskeptibiliteettien vaihtelualueet. Näytteet ovat GTK:n petrofysiikan tietokannasta. Tiheys kasvaa mafisuusasteen kasvaessa. Suskeptibiliteetiltaan näytteet jakautuvat kahteen populaation, joista alemmassa (noin 1000·10-6) suskeptibiliteetti johtuu pääasiassa mafisten silikaattien paramagneettisuudesta, ja ylemmän ryhmän näytteet sisältävät ferrimagneettisia mineraaleja. Värien merkitys: Punainen = graniitit; Keltainen = kvartsiitit; Sininen = liuskeet ja gneissit; Vihreä = vulkaniitit; Ruskea = gabrot; Musta = ultramafiitit. (Airo 2005) - 65 - Mafisissa ja ultramafisissa kivissä aluemetamorfoosin vaikutuksesta voi muodostua uutta sekundääristä magnetiittia ja titanomagnetiittien koostumus lähestyy puhdasta magnetiittia. Sekundääristä magnetiittia voi muodostua rakeiden välitiloihin, silikaattirakeiden pinnalle tai pilkkuina niiden sisään. Karkearakeisen magnetiitin kasvava määrä aiheuttaa suskeptibiliteetin kasvamista. Myös remanenssi kasvaa, mikäli muodostuu hienorakeista magnetiittia. Alhaisen metamorfoosiasteen sedimenttikivissä suskeptibiliteettiä voivat kantaa rauta-pitoiset silikaatit, magnetiitti tai magneettikiisu. Metamorfoosiasteen kasvaessa suskeptibiliteetti ensin laskee magnetiitin hajotessa, mutta kasvaa jälleen kun rikkikiisu muuttuu monokliiniseksi magneettikiisuksi. Suomessa mustaliuskeiden korkea metamorfoosiaste (vihreäliuske-amfiboliitti-fasies) on vaikuttanut siihen, että niissä usein esiintyy monokliinista magneettikiisua. Kemiallinen muuttuminen vaikuttaa kiven magneettisiin ominaisuuksiin mineralogisten muutosten kautta. Mafisten ja ultramafisten kivien hydrotermisessä muuttumisessa magnetiitti tyypillisesti hajoaa ja siitä vapautuva rauta sitoutuu muihin, vähemmän magneettisiin mineraaleihin kuten silikaatteihin tai karbonaatteihin. Hapettavissa olosuhteissa, kuten siirros- tai hiertovyöhykkeissä magnetiitti voi muuttua hematiitiksi. Muutokset tapahtuvat vaiheittain alkaen esimerkiksi magnetiittirakeiden reunoilta tai halkeamista edeten magnettitin tuhoutumiseen. Esimerkiksi orogeenisten kultamalmiesiintymien tunnusmerkkinä on usein magnetoituman aleneminen. Ultramafisten kivien serpentiiniytyminen johtaa aluksi magnetiitin määrän kasvuun mutta muuttumisen voimistuessa magnetiitti jälleen alkaa tuhoutua (kts. kuva 5.9). - 66 - Kuva 5.9: Suskeptibiliteetin muutokset serpentiiniytymisen ja karboniittiytymisen yhteydessä ultraemäksisissä kivissä. (Hrouda et al. 2009: Data Dortman 1984 ja Hrouda et al. 2008) 5.6. Suskeptibiliteetin mittaaminen laboratoriossa Magneettista suskeptibiliteettia ja sen suuntariippuvuutta mitataan laboratoriossa matalan taajuuden (1025 Hz) vaihtovirtasillassa, jossa jännitesignaali muuttuu kun näyte on mittauskelan sisässä. Signaalin in-phase (saman vaiheen) komponentti on verrannollinen suskeptibiliteettiin kela-akselin suunnassa. Kela-akselin suunnassa mittauskenttä on suunnilleen Maan magneettikentän suuruinen. Laitteessa voidaan mitata lohkarenäytteitä tai kairasydännäytteitä. Suurikokoisille lohkarenäytteille (V = 200 cm3) mittaustarkkuus on 5 µSI, mutta pienemmille sylinterinäytteille (V = 20 cm3) herkkyysraja on 50 µSI luokkaa. Laitteessa voidaan mitata hyvin korkeita suskeptibiliteetteja (κ > 1 SI). Heikosti magneettisten ja heikosti anisotrooppisten näytteiden kohdalla (κ < 1000 µSI) mittausten toistettavuuden standardipoikkeama on yleensä < 20 µSI. Kuitenkin mitattaessa hyvin voimakkaasti magneettisia näytteitä mittaustulokset voivat - 67 - vaihdella 10 %. Tämä vaihtelu voi johtua suskeptibiliteetin anisotropiasta, johon vaikuttaa magneettisten mineraalien jakautuminen näytteessä sekä näytteen epäsäännöllinen muoto ja asento suhteessa mittaussuuntaan. Voimakkaasti magneettisen näytteen todellinen suskeptibiliteetti κ voidaan laskea kaavalla: NK K − = 1 κ (5.18) Jossa K on mittaustulos ja N on demagnetointitekijä, joka riippuu näytteen muodosta ja mittaussuunnasta. Korjaus on tärkeä voimakkaasti magneettisilla näytteillä, joilla K > 0.1 SI. Suskeptibiliteetin suuntariippuvuuden (anisotropian) määrittämiseksi näytteen suskeptibiliteetti mitataan tässä laitteessa 12 eri asennossa, joiden perusteella lasketaan anisotropiatekijät. Seuraavassa suskeptibiliteetin anisotropiasta tarkemmin ja toinenkin laite sen määrittämiseksi. Kuvat 5.10 ja 5.11: Vaihtovirtasilta-systeemi suskeptibiliteetin määrittämiseksi GTK:n laboratoriossa. (Puranen 1989) - 68 - 5.6.1. Suskeptibiliteetin anisotropia Mineraalirakeiden kiderakenne ja muoto vaikuttavat magnetoituman suuntaukseen. Magneettisten ominaisuuksien suuntariippuvuutta kutsutaan magneettiseksi anisotropiaksi. Paramagneettiset mineraalit voivat olla järjestäytyneet kivessä siten, että kiteiden pituusakselit noudattavat tiettyä suuntausta. Vaikka tämä suuntautuneisuus olisi niin heikkoa, että se olisi vaikea havaita optisesti mikroskoopilla, voi suskeptibiliteetin anisotrooppisuus (AMS = Anisotropy of Magnetic Susceptibility) paljastaa suuntautuneisuutta. Tällöin puhutaan magneettisesta fabriikista. Suskeptibiliteetin suuntariippuvuutta tarkastellaan suskeptibiliteettiellipsoidin avulla. Tietoa voidaan hyödyntää mm. kiven geologisen historian tutkimisessa tai kiviaineksen rikkoutumisominaisuuksien tutkimisessa. Ferrimagneettisten mineraalien magneettinen suuntariippuvuus vaikuttaa voimakkaasti hystereesiin, koersiviteettiin ja remanenssiin. Mineraalien ja kiteiden magneettinen anisotropia voi johtua kiderakenteesta (kideanisotropia), mineraalirakeen muodosta (muotoanisotropia) tai jännityskentästä (stressianisotropia). Kuva 5.12: Magneettinen fabriikki (foliaatio ja lineaatio) suskeptibiliteettiellipsoidissa. (Clark 1997) - 69 - 5.6.2. Suskeptibiliteetin lämpötilariippuvuus Ferromagneettinen suskeptibiliteetti riippuu lämpötilasta. Lämpötilan kasvaessa suskeptibiliteetti kasvaa ja saavuttaa maksimin juuri ennen Curie-pistettä ja putoaa sen jälkeen nopeasti lähes nollaan. Lämpötilan laskiessa suskeptibiliteetti palautuu lähes samaa reittiä pitkin ja saavuttaa lähtöarvonsa. Suskeptibiliteetin muutosta lämpötilan funktiona voidaan tarkastella sekä voimakkaan että alhaisen magneettikentän vaikutuksen alaisena. Seuraavassa kuvassa esitelty laite toimii ”low field” (alhaisen kentän) alueella 300 A/m (Maan kenttä 41 A/m) ja lämpötiloissa huoneen lämmöstä 700 °C:een. Näyte on suojattu ilman hapen vaikutukselta, toisin kuin aikaisemmin esitetyissä Curie-lämpötilan määrityksissä, jotka oli toteutettu vanhemmilla laitejärjestelyillä. Kuva 5.13: GTK:n Geofysiikan laboratorion KLY-3S Kappabridge ja CS-3 Temperature Control Unit, jolla mitataan suskeptibilitetin lämpötilariippuvuutta alhaisessa kentässä. (S.Vuoriainen, GTK) 5.6.3. Log-normaalinen suskeptibiliteettijakauma Mitattaessa kymmeniä tuhansia kivinäytteitä on todettu, että määrätyn kivilajin tai alueen suskeptibiliteettijakautuma on likimain log-normaalinen tai kahden log- normaalisen jakautuman summajakautuma. Useimmilla kivilajeilla esiintyy ainakin kaksi magneettista populaatiota: paramagneettinen ja ferromagneettinen. Näiden - 70 - kahden äärimmäisen populaation välissä esiintyy joskus kolmas keskimmäinen magneettinen populaatio. Sen suskeptibiliteetti kertoo esimerkiksi siitä, että kemiallisen muuttumisen tuloksena joko voimakkaasti magneettisesta populaatiosta ferrimagneettista materiaalia on tuhoutunut tai heikosti magneettisessa populaatiossa ferrimagneettisen materiaalin määrä on jonkin verran kasvanut. Kuva 5.14: Geologian tutkimuskeskuksen petrofysiikan tietokannan perusteella laskettu taajuushistogrammi suskeptibiliteeteille. Alempi huippu koostuu tavallisista kivinäytteistä, jotka eivät käytännössä sisällä ferrimagneettisia mineraaleja, ainakaan suuressa määrin (ns. paramagneettinen huippu). Ylempi huippu edustaa ferrimagneettisia mineraaleja sisältäviä kivinäytteitä. (Säävuori & Airo, 2001.) Kuva 5.15: Geologian tutkimuskeskuksen petrofysiikan tietokannan perusteella laskettu taajuushistogrammi remanenssille. Tavallisten kivien remanenssit Suomessa ovat melko alhaisia. (Säävuori & Airo, 2001.) - 71 - 5.7. Remanentti magnetoituma Kiviaineksen luonnollinen remanentti magnetoituma (NRM) on vektorisumma, joka koostuu kaikista mahdollisista kiven historian aikana omaksutuista magnetoitumisen komponenteista. Alkuperäisen magnetoitumisensa (primary magnetization) jälkeen magneettiset rakeet voivat magnetoitua uudelleen ajan, lämpötilan tai kemiallisen muuttumisen myötä (secondary components of magnetization). Kivimagneettiset ja paleomagneettiset menetelmät kohdistuvat näiden eri komponenttien tutkimukseen. Tavallisesti suoraan mitattavat magneettiset suureet kivi- ja paleomagneettisessa tutkimuksessa ovat: saturated magnetic polarization (SMP, Jso), saturated remanent magnetic polarization (SRMP, Jrso), isothermal remanent magnetic polarization (IRMP, Jr), natural remanent magnetic polarization (NRMP, Jn), magnetic polarization induced by field (H, IMP, J(H) ), initial magnetic susceptibility (k), coercive force (HC) ja Curie temperature (TC). Näitä voidaan tutkia korkeassa paineessa ja lämpötilassa sekä selvittää niiden muutoksia mm. lämpötilan ja ulkoisen vaihto- tai tasavirtasähkökentän vaikutuksessa. Useimmat muut kivimagnetismin suureet saadaan näiden perusteella. Petrofysiikassa remanenssin voimakkuuden lisäksi on oleellista muistaa remanenssin vektoriluonne. Kiven magneettisen mineralogian muuttuessa geologisten prosessien aikana muuttuvat sekä suskeptibiliteetti (ja siis indusoitu magnetoituma) että remanenssi, suuruudeltaan ja suunnaltaan. Nämä muutokset vaikuttavat kokonaismagnetoitumaan ja magneettisen anomalian amplitudiin ja asymmetriaan. Taulukko 5.3: Yleisimpiä remanenssin syntytapoja. Remanentti magnetoituma Lyhenne Syntytapa Terminen TRM Jäähtyessä TC suuremmasta lämpötilasta ulkoisessa kentässä Kemiallinen CRM Kemiallisten muutosten tapahtuessa ulkoisessa kentässä Viskoosi VRM Pitkän ajan kuluessa ulkoisessa kentässä Isoterminen IRM Välittömästi ulkoisessa kentässä (esim. salaman isku) Anhysteerinen ARM Voimakkaan vaihtovirtakentän ja pienen tasavirtakentän yhteisvaikutus Depositionaalinen DMR Sedimentin kerrostuessa ulkoisessa kentässä Post depositionaalinen pDRM Konsolidoitumattomassa sedimentissä mekaanisesti - 72 - Jäähtyessään magneettikentän vaikutuksen alaisena materiaaliin lukkiutuu magnetoituma TRM. Heikko magneettikenttä, kuten Maan kenttä, joka indusoi TRM:n korkeassa lämpötilassa, ei pysty alemmissa lämpötiloissa vaikuttamaan tähän magnetoitumaan. Magneettisten anomalioiden tulkinnan kannalta TRM on tärkein komponentti Suomen Svekofennisen kallioperän alueella. Kemiallinen muuttuminen kuten hapettuminen matalassa lämpötilassa, eksoluutio, diageneesi tai dehydraatio voi indusoida kemiallisen remanentin magnetoituman CRM. Remanenssi voi muodostua kahdella tapaa: 1) muodostuu uusia mineraaleja jotka omaksuvat CRM:n, tai 2) olemassa olevat mineraalit kiteytyvät uudelleen tai muuttuvat. Kemiallinen remanenssi näkyy magneettisissa anomalioissa mahdollisena intensiteetin vaimenemisena ja yhtenäisen anomaliakuvion rikkoutumisena. Isoterminen remanenssi IRM on remanenssi, joka jää materiaaliin voimakkaan magneettikentän (1–1000 mT) vaikutettua siihen hetken aikaa (< 100 s) ja poistuttua. Luonnossa salamanisku voi aiheuttaa IRM:n. IRM voi näkyä magneettikenttäkartalla erittäin voimakkaana paikallisena magneettisena anomaliana. 5.7.1. Remanenssin mittaus Remanenssin voimakkuutta mitataan mm. fluxgate-magnetometrilla, jonka sensori on magneettisesti suojatussa tilassa (µ-metallia). Kun näyte on sensorin lähellä, se aiheuttaa magneettikentän muutoksen joka näkyy jännitteessä. Muutos on verrannollinen näytteen siihen remanenssin komponenttiin, joka on samansuuntainen sensorielementin kanssa (GTK, R4). Näytteen magneettinen momentti m ja remanentti magnetoituma J fluxgate-elementin suunnassa määritetään seuraavasti: V FC V mJ r== (5.19) Jossa Cr = remanenssimittarin kalibrointikerroin, V = näytteen tilavuus ja F = magneettikenttä jonka näytteen remanenssi aiheuttaa. Mittalaitteen särö on n. 0.05 - 73 - nT, mikä aiheuttaa 5 mA/m herkkyysrajan tyypillisille lohkarenäytteille (V = 200 cm3) ja 3 mA/m tyypillisille sylinterinäytteille (V = 20 cm3). Mittaustoistojen standardipoikkeama on noin 10 mA/m, ja remanenssin suunnalle virhe on vähemmän kuin ±2 astetta, mikäli remanenssin voimakkuus on vähintään 1 A/m. Kuitenkin epähomogeenisella voimakkaasti magneettisella näytteellä remanenssitulokset voivat vaihdella >10 %, riippuen näytteen asennosta mittalaitteessa. Optimaalisen kokoisella näytteellä laitteella mitataan remanenssiarvoja väliltä 10–100 000 mA/m. Tarkkuutta vaativat remanenssimittaukset tehdään SQUID-magnetometreilla. SQUID-anturit mittaavat magneettikentän muutosta, kun näyte tuodaan niiden läheisyyteen. Anturit sijaitsevat suprajohtavassa (vastuksettomassa) tilassa eli nesteheliumin lämpötilassa (T = 4.2 K), mikä saadaan aikaan kryojäähdyttimellä. Antureita on kolme, ja ne mittaavat magneettikentän kolmea komponenttia samanaikaisesti. Kuva 5.16 ja 5.17: Remanenssin deklinaatio ja inklinaatio saadaan, kun näyte mitataan kuudessa eri suunnassa (A). Tarkemmin remanenssi määritetään vaihtelemalla näytteen asentoa mittaussuuntaan nähden (B). (Puranen 1989) - 74 - 5.7.2. Demagnetointitekniikat Demagnetointi on tärkeä menetelmä paleomagneettisissa ja magneettisen mineralogian tutkimuksissa. Demagnetoinnin tarkoituksena on poistaa ne magnetoitumisen komponentit, jotka ovat mahdollisesti sekundääristä alkuperää ja peittävät primäärin magnetoituman signaalia. Demagnetointi on hyödyllistä myös koersiviteetin määrittämiseksi. Demagnetointimenetelmiä ovat terminen demagnetointi ja vaihtovirtademagnetointi (AF). Termisessä demagnetoinnissa näytettä kuumennetaan ja jäähdytetään magneettikentän ollessa nolla. Tätä toistetaan askel askeleelta kasvattaen lämpötilaa. Joka askeleen jälkeen jäljellä oleva remanenssi mitataan huoneen lämpötilassa. Joka askeleella demagnetoituvat ne rakeet, joiden blokkiutumislämpötila on demagnetointilämpötilaa alhaisempi. Vaihtovirtademagnetoinnissa näytteeseen kohdistetaan vaihtovirtakenttä, jota hitaasti pienennetään nollaa kohti. Täten satunnaistetaan kaikkien niiden rakeiden magneettiset momentit, joiden koersiviteetit ovat alhaisempia kuin AF amplitudi. Proseduuria toistetaan yhä korkeammilla kentillä, demagnetoiden asteittain kovemman koersiviteetin omaavia rakeita kunnes jäljellä on remanenssin pysyvin komponentti. 5.8. Koenigsbergerin suhde, Q Q-suhdetta voidaan käyttää ferromagneettisen kivinäytteen magneettisen mineralogian arvioinnissa (magnetiitti vai magneettikiisu; hieno vai karkea magnetiitin raekoko). Jos Q = 1, indusoitu ja remanentti magnetoituma ovat samanarvoiset kiven kokonaismagnetoitumassa. Jos Q >> 1, remanenssi dominoi, ja magneettisen anomalian muoto on asymmetrinen. Tämä kertoo myös siitä, että magnetoitumaa kantaa joko hienorakeinen magnetiitti tai monokliininen - 75 - magneettikiisu. Jos Q < 1, indusoitu magnetoituma dominoi ja magnetoitumaa kantaa todennäköisesti karkearakeinen magnetiitti. Magneettisten anomalioiden tulkinnassa on tärkeää tietää remanenssin osuus. Indusoituneen ja remanentin magnetoitumavektorin pituus ja suunta (suhteessa Maan kentän suuntaan) vaikuttavat kokonaismagnetoituman suuruuteen ja suuntaan. Suhteet vaikuttavat magneettisen anomalian intensiteettiin (amplitudiin) ja muodon epäsymmetrisyyteen. Huomattakoon, että tulkinnat Q-suhteen merkityksestä liittyvät geologisiin muodostumiin, jotka sisältävät niin paljon ferrimagneettista ainesta että voivat aiheuttaa ympäristöstään poikkeavia anomalioita. Seuraavassa esimerkissä käsitellään magnetiitin raekoon ja magneettisten ominaisuuksien välistä yhteyttä. Tutkimuksen kohteena oli emäksisiä vulkaniitteja Keski-Lapista. Kuvan 5.20 termomagneettisten käyrien Curie-pisteistä voidaan päätellä, että magneettisuutta kantaa magnetiitti. Termomagneettiset määritykset tehtiin Bergenin yliopistossa Norjassa. Suskeptibiliteetit ja Q-suhteet kertovat näytteiden jakautuvan ryhmiin magnetiitin määrän ja raekoon vaihtelun perusteella (kuva 5.21). Mittaukset tehtiin GTK:ssa. Hystereesimääritykset tehtiin VTT:llä. Kuvassa 5.22 petrofysiikan tulokset on yhdistetty hiekuviin. - 76 - Kuva 5.20: Tyypillisiä termomagneettisia käyriä magnetiittipitoisille näytteille kolme ylintä käyrää. Magnetiitin Curie-piste 575-580 oC, missä Js ->0. (Airo 1993) Kuva 5.21: Luokittelu suskeptibiliteetin ja Q-suhteen perusteella. (Airo 1993) - 77 - Kuva 5.22: Kuvassa on verrattu hieiden perusteella tunnetun magnetiiitin raekokovaihtelun ja samojen näytteiden Q-suhteiden, suskeptibiliteettien ja hystereesimääritysten välistä suhdetta. (Airo 1995) Metamorfoosissa kivien magneettiset ominaisuudet voivat muuttua voimakkaasti. Grant (1985) julkaisi perustavaa laatua olevat tutkimustulokset mafisten kivien magneettisesta mineralogiasta. Etenevässä aluemetamorfoosissa magnetiitin määrä yleensä kasvaa alemman granuliittifasieksen olosuhteisiin asti. Mikäli muodostuu karkearakeista magnetiittia esim. jo olemassa olevien magnetiittirakeiden kasvaessa, se kohottaa kiven suskeptibiliteettia. Usein kuitenkin uutta magnetiittia muodostuu hienorakeisena pirotteena tai sulkeumina mafisten silikaattirakeiden sisään tai kidepinnoille. Koska hienoon raekokoon liittyy korkea remanenssi, näkyy metamorfoosin vaikutus nimennomaan remanentissa magnetoitumassa kun sen sijaan suskeptibiliteetti kasvvaa vain vähän – Q-suhteet siis kasvavat. Kuvan 5.22 neljä näytettä sisältävät suunnilleen yhtä paljon ferromagneettista materiaalia, mutta niiden remanenssit vaihtelevat. Alimmaisessa näytteessä - 78 - magnetiitti esiintyy karkearakeisena, sen Q < 0.1 ja koersiviteetti kertoo MD- käyttäytymisestä. Kahdella ylimmäisellä näytteellä 1 < Q < 10 ja koersiviteetit kertovat PSD-magnetiitista. Hiekuvissa nähdään kaikkien rakeiden repaleinen ja rikkonainen ulkoasu, joskin yksittäiset rakeet voivat olla suurehkoja (eivät kuitenkaan omamuotoisia kuten alimmaisessa näytteessä). Magnetiitin rikkonaisuus vaikuttaa efektiivistä raekokoa pienentävästi ja remanenssia kasvattavasti. Vertailun perusteella alhaiset Q-suhteet (<1) liittyvät näytteisiin, joiden kokonaismagnetoitumaa dominoi indusoitu magnetoituma. Tällaisissa näytteissä magnetoitumaa tyypillisesti kantoi karkearakeinen multi-domain (MD) magnetiitti. Q-suhteet 1-3 liittyivät hienompaan magneettiseen raekokoon (pseudo-single domain, PSD). Mikäli sekä suskeptibiliteetti että Q-suhde on korkea, voidaan epäillä näytteen sisältävän single-domain (SD) magnetiittia. Ferrimagneettiseen monokliiniseen magneettikiisuun liittyy yleensä korkeat Q-suhteet, luokkaa ≥ 10, mutta niiden suskeptibiliteetti on alhaisempi kuin magnetiittipitoisten näytteiden. Q-suhteet, kuten suskeptibiliteetti ja remanenssi, vaihtelevat kuitenkin hyvin laajoissa puitteissa, koska sama näyte voi sisältää erilaisia ja erityyppisiä magneettisia mineraaleja. Yhteenvetona Q-suhde kertoo kiven magneettisen materiaalin raekoosta tai siitä, onko ferrimagneettinen mineraali magnetiitti vai magneettikiisu. Seuraavaa luokittelua voidaan käyttää alustavassa magneettisen mineralogian arvioinnissa: Q<1 • Karkearakeinen, multi-domain (MD) magnetiitti • Remanenssi ei vaikuta kokonaismagnetoitumaan eikä magneettiseen anomaliaan Q ~1-2 • Indusoidun ja remanentin magnetoituman vaikutus magnetoitumaan ja magneettisen anomalian amplitudiin yhtä suuri Q>>1 • Hienorakeinen pseudo-single domain, single-domain (PSD-SD) magnetiitti • Monokliininen magnettiitkiisu, joka tyypillisesti aiheuttaa Q ~10 ja suskeptibiliteetti > 0.01 • Remanenssi vaikuttaa voimakkaasti magneettisen anomnalian - 79 - 6. SÄHKÖISET OMINAISUUDET Maankamaran sähkönjohtavuuden tutkimusmenetelmät jaetaan sähköisiin ja sähkömagneettisiin menetelmiin. Johtavuuden geofysikaalinen mittaus ja tutkiminen on vaikeaa, koska monet tekijät vaikuttavat siihen. Mittausmenetelmiä on kehitetty toteutettaviksi laboratoriossa, porarei’issä tai maastossa. Mittaukset perustuvat joko maankamarassa oleviin sähkökenttiin tai maankamaraan syötetyn sähkövirran aiheuttamiin muutoksiin. Kivien ja mineraalien sähköisten ominaisuuksien tuntemusta tarvitaan esimerkiksi maapallon syvyysrakenteen selvittämisessä (erityisesti litosfäärin), ytimen sähkönjohtavuuden tutkimuksessa (magneettikenttä ja dynamoteoria), malminetsinnässä, insinöörigeofysiikassa (kalliorakentaminen), ympäristö- ja taajamageofysiikassa, maankuoren liikuntojen tutkimuksessa ja maanjäristysten ennustamisessa. Kivien ja mineraalien sähkönjohtavuus perustuu seuraaviin ilmiöihin: • Sähkövarauksen liikkuminen elektronien välityksellä johdemineraaleissa • Sähkön johtuminen ionien välityksellä huokosnesteissä • Taajuusriippuvainen ominaisvastus, Indusoitu Polarisaatio (IP) Kivi- ja maalajit koostuvat pääasiassa silikaattimineraaleista, jotka ovat sähköisiltä ominaisuuksiltaan eristeitä ja siksi yleisten kivilajien sähkönjohtavuudet eivät eroa paljoa toisistaan. Hyvin johtavia mineraaleja ovat grafiitti ja monet malmimineraalit, erityisesti sulfidit, jotka esiintyvät kivissä vähäisessä määrin aksessorisina mineraaleina. Eniten kivilajien johtavuuteen vaikuttaa niiden huokoisuus ja huokosten sisältämät nesteet. Vesipitoisuudella on voimakas vaikutus sähköisiin ominaisuuksiin, ja vesipitoisuus on sidoksissa kiven rakenteellisiin tekijöihin. Geologisten muodostumien johtavuus riippuu huokoskanavien, rakojen ja rikkonaisuusvyöhykkeiden määrästä ja geometriasta. Maalajien johtavuus riippuu niiden sisältämän pohjaveden johtavuudesta ja määrästä, ja pohjavesien johtavuus - 80 - taas riippuu epäpuhtausionien määrästä. Siten maankamaran sähkönjohtavuus vaihtelee erittäin laajoissa puitteissa. 6.1. Määritelmiä ja käsitteitä Maankamaran sähkönjohtavuuden määrittämiseksi tarvitaan Ohmin lakia: EJ σ= (6.1) Jossa J on sähkövirran tiheys, ja E sähkökentän voimakkuus. Väliaineen ominaisuus σ kuvaa sen sähkönjohtavuutta. Sähkönjohtavuus riippuu suunnasta, jossa se mitataan ja on luonteeltaan tensori, joten sen voimakkuus voi olla erilainen eri suuntiin. Isotrooppisessa materiaalissa erisuuntaiset komponentit ovat yhtä suuria, mutta koska luonnossa vain harvat kivet ja mineraalit ovat täysin symmetrisiä rakenteeltaan tai koostumukseltaan, isotrooppiset materiaalit ovat harvinaisia. Mineraalien sähkönjohtavuus ei aina ole vakio, vaan se voi muuttua ajan, lämpötilan, paineen ja useiden ympäristötekijöiden vaikutuksesta. Sähköisissä menetelmissä käytetään hyväksi tasavirtaa tai matalataajuista vaihtovirtaa maankamaran sähkönjohtavuuden tutkimuksessa. Indusoidun polarisaation (IP) menetelmä kuuluu näihin. Sähkömagneettisissa menetelmissä käytetään vaihtelevia korkeampitaajuisia sähkömagneettisia kenttiä. Sähkömagneettinen kenttä käsittää samanaikaisesti sähkökentän voimakkuuden E ja magneettikentän voimakkuuden H ja sen laskeminen perustuu Maxwellin yhtälöihin: ρ=⋅∇ D (6.2) 0=⋅∇ B (6.3) t BE ∂ ∂ −=×∇ (6.4) t DJH ∂ ∂ +=×∇ (6.5) - 81 - Joissa D on sähkövuon tiheys, ρ on varaustiheys ja B edellisestä luvusta tuttu magneettivuon tiheys. Maxwellin yhtälöihin voi tutustua tarkemmin muussa kirjallisuudessa. Materiaalin sähköiset ominaisuudet liittyvät sähkövarauksen liikkumiseen ja varausten eriytymiseen eli dielektriseen polarisoitumiseen. Petrofysikaalisia perussuureita ovat sähkönjohtavuus σ, sähkökemiallinen polaroituvuus sekä dielektrisyys, dielektrinen permittiivisyys ε. Sähköä johtavassa väliaineessa vallitsee kolme perusilmiötä: sähköinen konduktio eli johtavuus (jota kuvaa Ohmin laki), sähkömagneettinen induktio (Faradayn laki) ja sähköiset polarisaatiot. Sähkönjohtavuus σ ilmaisee nettovarauksen kyvyn liikkua väliaineessa ulkoisen sähkömotorisen voiman ja siitä syntyvän sähkökentän E [V/m] vaikutuksesta. Liikkuvat varaukset muodostavat väliaineeseen sähkövirran I [A], jonka suuruus pinta-alayksikköä A kohti on sähkövirtatiheys J [A/m2]. Väliaineeseen muodostuu sähkökenttä E. SI-järjestelmässä sähkönjohtavuuden yksikkö on Siemens/m [S/m] tai mho/m (1 S/m = 1 mho/m). Geofysiikassa käytetään usein johtavuuden käänteisarvoa, jota kutsutaan ominaisvastukseksi (specific electric resistivity) ρ. Jännite-ero V aiheuttaa materiaaliin sähkövirran I: R VI = (6.6) Jossa R on sähköinen vastus, joka riippuu väliaineen ominaisvastuksesta ρ ja geometriasta (pituus L ja poikkipinta-ala A): A LR ρ= (6.7) Ominaisvastuksen yksikkö on Ohm m [Ωm]. 1 Ohm m = 1 m3kg /s3A2. Näennäinen ominaisvastus saadaan, kun lasketaan ominaisvastus homogeeniselle - 82 - puoliavaruusmallille tietyllä mittausjärjestelmällä. Lentogeofysikaalisten mittausten tuloksena esitetään usein näennäisen ominaisvastuksen karttoja, jotka kuvaavat maankamaran lateraalista sähkönjohtavuuden vaihtelua. Dielektrisyys eli dielektrinen permittiivisyys ε kuvaa aineen ominaisuutta varautua ulkopuolisen sähkökentän vaikutuksesta: ED ε= (6.8) Se on aineessa olevien varautuneiden partikkelien vähäistä siirtymistä toistensa suhteen tai suuntautumista (dielektrinen polarisaatio), positiiviset varaukset pyrkivät sähkövirran suuntaan. Dielektriset aineet ovat käytännössä eristeitä. Ne voivat muodostua sellaisista atomeista, ioneista ja/tai molekyyleistä, joissa ideaalitapauksessa ei ole lainkaan vapaita johtavuuselektroneja. Kun tällainen eristekappale viedään sähkökenttään, pyrkivät kenttävoimat siirtämään ja suuntaamaan siinä olevia varauksia, jotka eivät kuitenkaan pääse siirtymään kuin aivan pienen matkan. Kivien dielektristen ominaisuuksien ja kemiallisen tai mineraalikoostumuksen välillä ei ole selvää suhdetta kivien koostumuksen suuresta vaihtelusta johtuen. Kivillä on useimmiten sekä johtavuus- että polaroituvuus-ominaisuus. Dielektrisyysvakio kasvaa kiven tiheyden kasvaessa ja pienenee lämpötilan kasvamisen myötä. Mineraalien dielektrisyysvakion suuruus riippuu mineraalien sisäisestä rakenteesta ja rakenteeseen vaikuttavista tekijöistä, esim. mineraalin kovuudesta ja tiheydestä. Materiaalin kosteus (vesipitoisuus) voi pienentää dielektrisyyttä. Materiaalin dielektrinen permittiivisyys εr (suhteellinen permittiivisyys) kertoo, kuinka paljon heikompi sähkökenttä liittyy väliaineessa olevaan pistevaraukseen, verrattuna siihen kenttään joka pistevarauksella olisi tyhjössä: rεεε 0= (6.9) Jossa ε0 on tyhjiön permittiivisyys. (Vertaa yhtälöä 6.9 yhtälön 5.7 kanssa.) - 83 - Paitsi magneettisissa menetelmissä, magneettisella permeabiliteetillä µ on vaikutusta myös sähköisissä menetelmissä. Toisin kuin dielektrinen permittiivisyys ja sähkönjohtavuus, magneettinen permeabiliteetti riippuu magneettikentän voimakkuudesta monimutkaisella tavalla. Sähkömagneettisen kentän amplitudi vaimenee 1/e osaan (n. 37 %) alkuperäisestä kulkiessaan väliaineessa matkan δ, joka on niin sanottu tunkeutumissyvyys (skin- depth). Se kertoo, kuinka syvälle maankamaraan sähkömagneettinen aalto voi tunkeutua. Kaavassa ω on virran kulmataajuus: σµϖ δ 2= (6.10) 6.2. Maankamaran sähkönjohtavuusmekanismit Metallit ja grafiitti ovat erittäin hyviä sähkönjohteita verrattuna kivi- ja maalajien johtavuuksiin (kuva 6.1). Metalleissa sähkövarausta kuljettavat elektronit, jotka liikkuvat vapaasti kidehilassa. Grafiitti on metallinen johdemineraali, jota esiintyy monissa kivilajeissa. Metalliset sulfidimineraalit – malmimineraalit – ovat puolijohteita. Taulukko 6.1: Joidenkin metallien tyypillisiä ominaisvastuksia. (Morrison et al. 2004) Metalli Ominaisvastus (10-8 ohm-m) Alumiini 2.8 Kupari 1.7 Rauta 10 Elohopea 95 Hopea 1.6 Teräs 15-90 - 84 - Kuva 6.1: Kivilajien ja johdemineraalien sähkönjohtavuusalueita. (Morrison et al. 2004) Malmimineraaleissa, jotka ovat puolijohteita, sähkövaraukset kulkevat elektronien välityksellä, mutta nämä elektronit eivät voi kulkea vapaasti vaan ovat sidoksissa kidehilaan. Niiden ominaisvastukset ovat alhaisempia kuin metallien, mutta vaihtelevat suuresti riippuen niiden kidehilan sisältämistä metallisista epäpuhtauksista. Esimerkiksi pienet määrät kuparia rikkikiisun kidehilassa voivat kasvattaa ominaisvastusta voimakkaasti. Taulukossa 6.2 on eräiden malmimineraalien ominaisvastuksia. Taulukko 6.2: Tyypillisten malmimineraalien ominaisvastuksia. (Morrison et al. 2004) Mineraali Ominaisvastus (ohm-m) Kalkopyriitti, CuFeS2 1.2·10-5 – 0.3 Pyriitti, FeS2 3.0·10-5 – 1.5 Lyijyhohde, PbS 3.0·10-5 – 3.0·102 Hematiitti, Fe2O3 3.5·10-3 – 107 Magnetiitti, Fe3O4 5.0·10-4 – 5.0 104 - 85 - Metallisten mineraalien lisäksi tärkeä sähköä johtava väliaine maankamarassa on huokosneste. Mikäli sähkövaraukset liikkuvat huokosnesteessä olevien ionien välityksellä, ominaisvastus riippuu useimmiten huokoisuudesta, huokosnesteen ominaisvastuksesta, lämpötilasta, huokosten täyttyneisyydestä, savipitoisuudesta ja paineesta. Johtokyvyn perusteella materiaalit luokitellaan johteisiin (σ > 105 S/m), puolijohteisiin (105 > σ > 10-8 S/m) ja eristeisiin (σ < 10-8 S/m). Maankamaran johteet luokitellaan metallisiin johteisiin (jotkut alkuaineet ja grafiitti), puolijohteisiin (sulfidiset ja oksidiset malmimineraalit), kiinteisiin eli kiteisiin liuoksiin (kivikehän silikaattiset päämineraalit) ja nesteliuoksiin eli elektrolyytteihin (elektrolyyttifaasi mukana kaikissa maankamaran muodostumissa). Varauksen kuljettajina metallisissa ja puolijohteissa toimivat elektronit ja kiinteissä ja nesteliuoksissa ionit. Metallien esiintyminen luonnossa on harvinaista, mutta taloudellisesti merkittävää. Puolijohteita esiintyy runsaammin, ja metallit esiintyvät usein niiden yhteydessä. Metalleille ja puolijohteille johtavuus on tärkeä parametri, mutta dielektrinen vakio vaikeasti mitattavissa. Toisaalta eristävien, kivissä esiintyvien mineraalien kohdalla johtavuus on harvoin mitattavissa, mutta dielektrinen vakio on helpoiten määritettävissä. Metallisten johteiden sähkönjohtavuuden korkea arvo johtuu metalliatomien ulompien elektronien eli valenssielektronien helposta liikkuvuudesta kiderakenteessa. Atomien uloimmat, vajaat elektronikuoret liittyvät toisiinsa muodostaen yhtenäisen energiavyön. Valenssielektronit muodostavat vyölle elektronikaasun, joka on yhteinen koko kiteelle. Elektronikaasu liikkuu ulkoisen sähkökentän vaikutuksesta ja antaa aineelle korkean johtavuuden. Puhtaiden metallien ominaisvastus on välillä 10-8–10-6 Ωm. Puolijohteilla elektronien valenssivyön ja vapaan johtavuusvyön välinen energiaero on pienempi kuin eristeillä. Jos tarvittavan aktivointienergian määrä on pieni, kuten - 86 - luonnon puolijohteilla (esim. sulfidit), on tuloksena pieniä ominaisvastusarvoja luokkaa 10-6–10-2 Ωm. Jos aktivointienergian tarve on suuri, voi aine olla korkean ominaisvastusarvon puolijohde, esim. pii tai germanium, tai lopulta lähes täydellinen eriste, kuten silikaattimineraalit. Eristeillä uloin elektronikuori on täynnä, joten valenssivyöllä olevat elektronit eivät voi osallistua sähkönjohtavuuteen. Jotta tällainen aine johtaisi sähköä, täytyisi elektroneille antaa niin paljon lisäenergiaa, että ne sen avulla pystyisivät siirtymään valenssivyöltä seuraavalle, vapaalle energiavyölle. Luonnon materiaalien kidevirheet voivat kuitenkin aiheuttaa pieniä johtavuusarvoja. Kiteisiä liuoksia ovat sähkövirran johtumisen kannalta useimmat kivilajeja muodostavat mineraalit. Mineraalikiteissä alkuaineet ovat liittyneet yhteen ionisidoksella (elektrovalenttisella sidoksella), jolloin metalli luovuttaa valenssielektronin tai -elektroneja toiselle alkuaineelle, ja sidoksen muodostaa Coulombin lain mukainen elektrostaattinen vetovoima syntyneiden plus- ja miinusosien välillä. Ideaalisessa kiderakenteessa ulkoinen kenttä ei pysty murtamaan näitä sidoksia, mutta kidehilan virheistä (mm. epäpuhtaudet tai puuttuvat ionit) johtuen voi ulkoisen kentän vaikutuksesta tapahtua ionien nettosiirtymä. Lämpötilan kohotessa lämpöliikkeen energia riittää siirtämään ioneja virheettömästäkin hilasta. Kiteisten liuosten sähkönjohtavuuteen vaikuttavat myös sidottujen varausten liikkeet. Vaihtosähkökenttä ja/tai sähkökemialliset ilmiöt aikaansaavat varaustenkantajien värähtelyilmiöitä tai varausten kasautumista aineen epäjatkuvuusrajapinnoille (Peltoniemi 1988). Nämä sidotut polarisoituneet varaukset aiheuttavat oman sähkökentän ja muuttavat Ohmin laista laskettavaa johtavuuden arvoa. 6.3. Taajuusriippuvainen ominaisvastus, indusoitu polarisaatio (IP) Indusoitu polarisaatio on sähkövirran aiheuttama pitkäaikavakioinen polarisaatioilmiö maankamarassa. Jos sähkövirran syöttäminen maahan keskeytetään, ei potentiaalielektrodien välinen jännite putoa nollaan välittömästi vaan tietyllä - 87 - viiveellä (useita sekunteja tai jopa minuutteja). Tätä ilmiötä kutsutaan nimellä indusoitu polarisaatio (IP) ja se on tyypillinen maankamaralle, jossa on elektronisia johdemineraaleja tai savimineraaleja. IP-menetelmällä havainnoidaan ulkoisen sähkökentän aikaansaamia ilmiöitä metallisten mineraalien rajapinnoilla. Dielektrisessä väliaineessa tapahtuu ulkoisen kentän vaikutuksesta sähköistä polarisaatiota kuten elektroni-, ioni- tai molekyylipolarisaatiota, positiiviset varaukset pyrkivät sähkökentän suuntaan ja negatiiviset vastakkaiseen. Kyseessä ovat sidottujen varausten pienet siirtymät ja kiertymät. Indusoidun polarisaation kaksi pääryhmää ovat elektrodipolarisaatio ja tausta- eli elektrolyytti-polarisaatio. Maankamarassa varausten kuljettajina voivat toimia ionit eristemateriaalin (silikaattimineraalien) huokosia täyttävässä elektrolyytissä tai malmimineraalien elektronit ja aukot. Joskus varausten liike ei ole vapaata, vaan tapahtuu rajoitettuna värähtelynä tasapainotilan suhteen ulkoisen vaihtokentän vaikutuksesta eli varausten polarisaationa. Elektrodipolarisaatio (electrode polarization) tapahtuu sähkövirran kulkiessa elektrolyytin ja kiinteän aineen välisen rajapinnan läpi, jos ko. kiinteä aine on elektroninen johde. Metalleissa ja puolijohteissa (esim. rikkikiisu) varauksen kuljettajina toimivat elektronit ja elektrolyyteissä varaus siirtyy ionien välityksellä. Rajapinnoilla tapahtuu hapetus- ja pelkistysreaktioita. Elektrodipolarisaation suuruuteen vaikuttavat johteiden määrä, raekoko, isäntäkiven huokoisuus, huokosia täyttävän elektrolyytin määrä ja pitoisuus sekä käytetty virtatiheys ja virtapulssin pituus. Taustapolarisaatio (membrane polarization) esiintyy voimakkaana huokoisissa kivissä, joissa ioninvaihtokykyiset mineraalit (esim. savimineraalit) osittain sulkevat elektrolyytin täyttämät huokoskanavat. - 88 - Kuva 6.2: Taustapolarisaation (A) ja elektrodipolarisaation syntymekanismit. (Kearey et al. 2002) 6.4. Geologisten materiaalien sähkönjohtavuuksista Hyvin harvat luonnon materiaalit ovat metallisia johteita huoneen lämpötilassa. Sellaisia ovat jotkut alkuaineina esiintyvät metallit, esim. kulta, hopea ja kupari sekä grafiitti, joiden ominaisvastukset ovat luokkaa 10-8 Ωm. Useimmat geologiset mineraalit ovat joko puolijohteita (sulfidiset ja oksidiset malmimineraalit, esim. kuparikiisu, rikkikiisu, magnetiitti, ilmeniitti, lyijyhohde; ominaisvastukset 10-6–104 Ωm) tai eristeitä (useimmat silikaatit, ominaisvastukset 109–1017 Ωm). Käytännössä kaikki kivet ja mineraalit ovat puolijohteita. Sähkönjohtavuus kasvaa lämpötilan kohotessa. Veden sähkönjohtavuus vaihtelee puhtaan veden 5·10-6 mho/m:stä (ominaisvastus 10-2 Ωm) suolapitoisen liuoksen n. 102 mho/m:iin (ominaisvastus 2·105 Ωm). Jotkut mineraalit, kuten grafiitti, magneettikiisu, rikkikiisu, kuparikiisu, lyijyhohde ja magnetiitti ovat kohtalaisen hyviä johteita. Kuitenkin kiven sähkönjohtavuus riippuu ensisijaisesti johdemineraalien tekstuurista ja vasta toissijaisesti johdemineraalien suhteellisesta osuudesta. Magnetiitilla on taipumus esiintyä yksittäisinä, omamuotoisina kiteinä, jotka ovat eristyksissä toisistaan, kun taas kiisumineraalit esiintyvät kerrosmaisesti muodostaen rakenneverkoston sekä pitkin kerrosta että myös kerrosten välillä. Siksi magnetiittipitoiset malmit ovat yleensä huonompia johteita kuin esimerkiksi rikkikiisua sisältävät malmit. - 89 - Tärkein tekijä on kuitenkin kiven huokoisuus (vesipitoisuus). Täysin tiiviin tai kuivan kiven ominaisvastukset ovat korkeita (enimmäkseen > 104 Ωm), paitsi jos niissä on grafiittia tai ne sisältävät malmimineraaleja. Useimmat kivet ja mineraalit kuivina ovat eristeitä. Ominaisvastukset vaihtelevat grafiitin 10-6 Ωm:stä kuivan kvartsiitin yli 1012 Ωm:iin. Niiden dielektrinen permittiivisyys on hyvin alhainen ja samaa luokkaa kuin kivilajien päämineraaleilla (silikaateilla). Jotkut aksessoriset mineraalit kuten rautamalmit tai grafiitti voivat aiheuttaa korkeampia arvoja. Luonnossa niiden raoissa ja huokosissa on kuitenkin jonkin verran vettä, johon on liuennut suoloja, joten ne johtavat sähköä ionien kuljettamana. Tällöin sähkönjohtavuus riippuu niiden kosteuspitoisuudesta, elektrolyyttien luonteesta ja asteesta, johon kiven sisältämät avoimet tilat (huokoset, raot, halkeamat) ovat kyllästyneet vedellä. Huokosten muoto ja niiden välinen yhteys on merkittävä tekijä. Taulukko 6.3: Eräiden metallien ja mineraalien sähkönjohtavuuksia. (Peltoniemi 1988) Materiaali Johtavuus, tyypillinen arvo (S/m) Kulta 50·106 Kupari 3–80 ·106 Grafiitti 102–106 Kuparikiisu 10–104 Rikkikiisu 1–105 Magnetiitti 10-4–105 Kiille 10-3–10-14 Kvartsi 10-10–10-14 Vesipitoisuuden lisäksi kivilajien ja kallioperän johtavuuteen vaikuttavat elektronisten johteiden tekstuuri ja määrä, kemiallisten epäpuhtauksien määrä vedessä, mineraalien epäpuhtaudet, petrografiset ominaisuudet (mm. liuskeisuus), rakenne (ruhjeet, raot, siirrokset), metamorfoosiaste, rapautumisaste, lämpötila ja paine. Esim. lämpötilan kasvaessa ominaisvastus pienenee. Maalajien ja maaperän johtavuuteen vaikuttavat vesipitoisuuden lisäksi raekoko ja -muoto, kemiallisten epäpuhtauksien määrä vedessä, elektronisten johteiden määrä (esimerkiksi rautasulfidisavet), rapautumistila ja humuskerroksen laatu. - 90 - Taulukko 6.4: Maa- ja kivilajien johtavuusarvoja Suomesta. (Peltoniemi 1988) Aines Sähkönjohtavuus (10-3 S/m) Sora ja karkea hiekka 0.5-1 Hiekka 1-2 Siltti 5-12 Savi 15-30 Moreeni 2-5 Turve 3-10 Muta, lieju 7-12 Rapakallio 3-10 Gabro 0.03-0.1 Graniitti 0.06-0.2 Kalkkikivi 0.06-0.2 Gneissi 0.06-0.2 Kiilleliuske 0.06-0.2 Kvartsiitti 0.06-0.2 Serpentiniitti 2-20 Savikivi 20-50 Grafiittigneissi 10-104 Sulfidimalmit 100-105 Kuva 6.3: Ominaisvastus pienenee huokoisuuden kasvaessa – sähkönjohtavuus kasvaa, koska samalla vesipitoisuus huokosissa kasvaa. Lappajärven impaktikraatteriin kairatusta reiästä olevien näytteiden ominaisvastus laskee lineaarisesti huokoisuuden suhteellisen osuuden kasvaessa (Kivekäs 1993). - 91 - 6.5. Mittausmenetelmiä Kivinäytteiden ominaisvastuksen mittaaminen galvaanisesti perustuu yhtälöihin 6.1 ja 6.7. Suorakaiteen muotoisen tai sylinterinäytteen päädyt sahataan yhdensuuntaisiksi ja päädyn pinta-ala mitataan. Näytteen kautta johdetaan sähkövirta, ja mitataan virrantiheys näytteessä ja potentiaaliero sen päiden välillä. Ennen mittaamista näyte on kyllästettävä vedellä. Mittauksista eri taajuuksilla (esim. 0.1, 10 ja 500 Hz) voidaan määrittää IP-arvo (indusoitu polarisaatio). Kuva 6.4: Kivinäytteiden sähkönjohtavuuden mittaamiseen kehitetty laite (GTK). Näytteen päädyt sahataan yhdensuuntaisiksi, ja näyte kyllästetään vedellä ennen mittaamista. (S. Vuoriainen, GTK) Dielektrisyyttä mitataan tasavirtakentässä yksinkertaisilla sähköisillä tai galvaanisilla menetelmillä, vaihtovirtakentässä sähkömagneettisilla menetelmillä ja sähkökemiallisia relaksaatioilmiöitä IP-menetelmällä. Sähkökentän ja virtatiheyden väliset yhteydet väliaineessa riippuvat ajasta ja taajuudesta. Virtatiheyden lisäksi IP- arvoihin vaikuttavat taajuus ja pulssipituus, elektrodiefektit, lämpötila ja paine. Taajuus-alueessa (frequency domain) • taajuusefekti (frequency effect) • metallifaktori (metal factor) • vaihesiirto (phase shift) Aika-alueessa (time-domain) • polaroituvuus • varautuvuus - 92 - Pehmeiköt tarkoittavat sähköä johtavia irtomaita, jotka käytännössä useimmiten ovat savia. Sähköä johtavan maalajikerroksen paksuus voidaan tulkita lentogeofysiikan sähkömagneettisten (EM-) aineistojen perusteella käyttäen hyväksi paikan päällä tehtyjä sähkönjohtavuutta mittaavia luotauksia ja kairauksia. Esimerkkinä seuraavassa on tulkinta Klaukkalasta. Painovoimamittauksista saadut irtomaapaksuudet korreloivat hyvin lentogeofysiikan tulkinnasta saatujen pehmeikön paksuuksien kanssa varsinkin Klaukkalan pohjoisosan savikkoalueella. Kuva 6.5: Maaperän johtokyvyn selvittämiseksi on GTK:ssa rakennettu Risto Purasen suunnittelema ominaisvastus-lämpötilaluotain, joka soveltuu pehmeiden maalajien, kuten savi-, turve- ja lieju mittauksiin. Tämän luotaimen avulla saadaan soiden ja savikoiden ominaisvastus ja lämpötila määritettyä maastossa n. 10 metrin syvyyteen saakka. (H. Säävuori /GTK) Kuva 6.6: Maaperän pinta-kerroksen (0-0.3 m) johtokyvyn selvittämiseksi on GTK:ssa rakennettu ns. johtavuusharava, jonka anturin muodostaa Wenner- elektrodijärjestelmä. (S. Vuoriainen, GTK) - 93 - Kuva 6.7: Sähköä johtavan maalajikerroksen paksuus tulkittiin käyttäen hyväksi paikan päällä tehtyjä luotauksia ja kairauksia. Kairauksin todetut pehmeikön paksuudet osoittavat tulkinnan osuvuutta. (H. Säävuori GTK) Kuva 6.8: Painovoimamittausten tulkinnoista saadut maapeitteen paksuudet on interpoloimalla yhdistetty väripintakartaksi. (T. Valjus GTK) - 94 - 7. RADIOAKTIIVISET OMINAISUUDET Säteily kuuluu luonnollisena osana elinympäristöömme. Säteilyä on kahdenlaista: ionisoivaa ja ionisoimatonta. Säteily voi toisaalta olla joko sähkömagneettista aaltoliikettä tai hiukkassäteilyä. Ionisoivalla säteilyllä on riittävästi energiaa irrottamaan säteilyn kohteeksi joutuvan aineen atomeista elektroneja tai rikkomaan aineen molekyylejä. Radioaktiiviset aineet lähettävät ionisoivaa säteilyä. Myös esimerkiksi röntgenlaitteet tuottavat sitä. Ionisoimaton säteily on sähkömagneettista aaltoliikettä. Ionisoimatonta säteilyä hyödynnetään esimerkiksi matkapuhelimissa ja mikroaaltouuneissa. Myös auringon säteily on ionisoimatonta. Ionisoimattoman ja ionisoivan säteilyn raja on röntgensäteilyn ja ultraviolettisäteilyn välissä. Luonnossa on aina esiintynyt ja tulee esiintymään säteilyä riippumatta ihmisen toimista. Suomalaiset saavat suurimman säteilyannoksen huoneilman radonista. Joka paikassa säteilee jonkin verran. Maankamara jalkojemme alla ja betoni- ja tiiliseinät ympärillämme säteilevät. Avaruudesta peräisin olevalle säteilylle joudumme alttiiksi kaikkialla. Me myös syömme, juomme ja hengitämme radioaktiivisia aineita. Elinympäristöömme on joutunut myös ihmisen tuottamia (keinotekoisia) radioaktiivisia aineita mm. ilmakehässä tehdyistä ydinkokeista ja Tshernobylin onnettomuudesta. Kuva 7.1: Säteilyn eri muodot. STUK - 95 - Luonnossa esiintyvän ionisoivan säteilyn lisäksi ionisoivaa säteilyä voidaan synnyttää myös sähköisillä koneilla, kuten hiukkaskiihdyttimillä ja röntgenkoneilla. Hiukkaskiihdyttimillä ja ydinreaktoreilla voidaan valmistaa useita radionuklideja, joita ei esiinny luonnossa. Tällaista koneiden synnyttämää ja ihmisen valmistamien radionuklidien aiheuttamaa säteilyä nimitetään keinotekoiseksi säteilyksi. Radioaktiivisen aineen aktiivisuus ilmaisee, kuinka monta ydinmuutosta (ytimen virittyneen tilan laukeamista) kyseisessä ainemäärässä tapahtuu yhden sekunnin aikana. Mitä enemmän ydinmuutoksia tapahtuu, sitä enemmän syntyy säteilyä. Aktiivisuuden yksikkö on becquerel (Bq), joka on hyvin pieni yksikkö. Tästä syystä käytetään myös yksiköitä kilobecquerel (kBq = 1000 Bq) ja megabecquerel (MBq = 1 000 000 Bq). Aktiivisuus ilmaistaan usein aktiivisuutena paino- tai tilavuusyksikköä kohti eli aktiivisuuspitoisuutena. Yksikkönä on becquereliä litrassa (Bq/l), becquereliä kilossa (Bq/kg) tai becquereliä kuutiometrissä (Bq/m3). Esimerkiksi talousveden radonpitoisuus 400 Bq/l tarkoittaa, että litrassa tätä vettä tapahtuu 400 radonatomin hajoamista sekunnissa. Aktiivisuuden mittayksikkö määritettiin alun perin 1 gramman radiumia (226Ra) hajoamisen avulla. Uusi mittayksikkö 1 Curie (Ci) = 3.7·1010 hajoamista sekunnissa. Aineeseen absorboituneen säteilyannoksen mittayksikkö on gray (Gy). 1 Gy = 1 J/kg. Vertailtaessa eri säteilylajeja keskenään niiden aiheuttamien terveyshaittojen osalta käytetään suureena annosekvivalenttia, jonka yksikkö on sievert (Sv). Suomalaisen keskimääräinen vuotuinen säteilyannos on 3.7 mSv (STUK tiedottaa, 2005). Röntgen- ja gammasäteilyn aiheuttamalle säteilytykselle eli ionisaatiolle käytetään yksikköä Röntgen (R). SI-yksiköissä 1R = 2.58·10-4 C/kg. Gammakvanttien eli fotonien energia ilmaistaan yleensä elektronivoltteina eli energiana, jonka elektroni saa kulkiessaan 1 voltin potentiaalieron yli. Yhteys SI- yksikköjärjestelmään on 1 eV = 1,602·10-19 J. - 96 - 7.1. Säteilylajit Alkuaineiden eri isotoopeilla on sama määrä protoneja, mutta eri määrä neutroneja. Ne ovat saman alkuaineen muotoja, joilla on erilainen atomipaino. Seuraavissa kaavoissa alkuaine on A, atomiluku on N ja atomipaino on W. Tietyt isotoopit ovat epästabiileja ja hajoavat spontaanisti muodostaen uusia alkuaineita. Tähän hajoamiseen voi liittyä kolmenlaista radioaktiivista säteilyä. α-säteilyssä ytimestä emittoituu sille tyypillisellä energialla heliumydin 42He, jolloin ydinvaraus pienenee kahdella ja massa noin neljällä yksiköllä. α-säteilyn tunkeutuvuus on pieni, esim. alumiiniin vain muutama µm. HeBA WN W N 4 2 4 2 +→ − − (7.1) β-hiukkaset ovat elektroneja, jotka voivat emittoitua kun neutroni jakautuu protoniksi ja elektroniksi. Protoni pysyy ytimessä, joten atomipaino pysyy samana, mutta atomiluku kasvaa yhdellä ja muodostuu uusi alkuaine. Betasäteilyn tunkeutuvuus on hieman suurempi kuin alfasäteilyn, esim. alumiiniin 50 µm. − + +→ eBA W N W N 1 (7.2) Sekä α- että β- säteilyn yhteydessä voi samanaikaisesti vapautua myös γ-säteilyä, jota syntyy ytimen siirtyessä perustilaa korkeammasta (virittyneestä) energiatilasta takaisin perustilaan. Gammasäteily on kvantittunutta sähkömagneettista säteilyä, jonka taajuus on n. 1016 Hz ja se poikkeaa Röntgen-säteilystä suuremman energiansa takia. Gammakvanttien eli fotonien määrän jakautuma energian funktiona muodostaa gammasäteilyspektrin. Kullakin alkuaineella on sille ominainen spektri, joka koostuu yhden tai useamman eri energiatason omaavasta γ-kvantista (viivaspektri). Gammakvantti poistuu ytimestä valonnopeudella ja sen kantomatka on suuri mutta äärellinen. Gammakvantti törmäilee tielleen sattuviin atomeihin, vuorovaikuttaa sähkömagneettisesti näiden kanssa ja menettää energiaansa. Energian aleneminen ei - 97 - vaikuta gammakvantin nopeuteen mutta laskee sen taajuutta. Energiansa gammakvantti menettää kolmessa reaktiossa: valosähköisessä ilmiössä, Comptonin sironnassa ja parinmuodostuksessa. Edellä kuvattujen emissioiden lisäksi joillakin radioaktiivisilla alkuaineilla esiintyy ns. K-kaappaus, jossa myös vapautuu energiaa gammasäteilyn muodossa. Samalla esiintyy Röntgen-säteilyä. K-kaappaus voi tapahtua, kun alimmalla elektronikuorella (K-kuorella) oleva vapaa elektronitila täyttyy ylemmiltä kuorilta. Atomiluku pienenee ja muodostuu uusi alkuaine: BeA WN W N 1− −→+ (7.3) 7.2. Radioaktiivinen hajoaminen Radioaktiivinen hajoaminen tarkoittaa radionuklidin (lähtöydin, parent nuclide) muuttumista tytärytimeksi ja radioaktiiviseksi säteilyksi. Yksittäisen radioaktiivisen ytimen hajoaminen on tilastollinen tapahtuma, jonka ajankohtaa ei voi etukäteen määrittää. Hajoaminen ei riipu ulkoisista olosuhteista (esim. lämpötila tai paine) eikä siihen pystytä millään kemiallisella tai fysikaalisella tavalla vaikuttamaan. Hajoamisprosessia luonnehditaan joko puoliintumisajalla (half-life time T½) tai hajoamisvakiolla λ. Radionuklidin taipumusta hajoamiseen kuvastaa hajoamisvakio λ siten, että λ∆t on todennäköisyys sille, että ydin hajoaa aikavälin ∆t kuluessa, kun ∆t on pieni. Tavallisesti tarkasteltavana oleva aktiivisten ydinten määrä N(t) on hyvin suuri. Tällöin ajassa dt niistä hajoaa murto-osa λdt, ja kokonaismäärän ajanhetkenä t ilmoittaa yhtälö: t eNtN λ−⋅= 0)( (7.4) Jossa N0 on alkuperäinen ydinten määrä ja N(t) on ydinten määrä ajanhetkellä t. - 98 - Radioaktiivisen aineen puoliintumisaika tarkoittaa sitä aikaa, jonka kuluessa aineen aktiivisuus vähenee puoleen alkuperäisestä. Jos aineen puoliintumisaika on kaksi vuotta ja alkuperäinen aktiivisuus 1 000 Bq, niin aktiivisuus on kahden vuoden kuluttua 500 Bq, neljän vuoden kuluttua 250 Bq jne. Puoliintumisajassa T½ saadaan: 2 )( 0NtN = (7.5) Joten: 212ln Tλ= (7.6) Ja siis: λ 2ln 21 =T (7.7) Radioaktiivisten aineiden puoliintumisajat vaihtelevat suuresti. Lyhytikäisten aineiden puoliintumisajat ovat sekunteja tai sekunnin osia. Pitkäikäisimmät puoliintuvat vasta miljoonien vuosien kuluessa. Esimerkiksi kaasumainen 94Kr puoliintuu 1,4 sekunnissa, 131I puoliintuu noin kahdeksassa päivässä ja 137Ce puoliintuu 30 vuodessa. Ydinenergian tuotannossa tarvittava luonnon 235U puoliintuu vasta 700 miljoonassa vuodessa. Puoliintumisajan pituus ei kerro, kuinka vaarallista aine on. Radioaktiivisen aineen aktiivisuus pienenee eksponentiaalisesti ajan mukana. Jos alkuperäisen radionuklidin hajoamisen tulosnuklidi (tytär) on myös radioaktiivinen n.:teen nuklidiin asti, niin radioaktiivinen tasapaino on: nn NNN λλλ === ...2211 (7.8) Alkuaineiden ryhmää, jossa sarjan seuraava alkuaine syntyy edellisestä radioaktiivisen hajoamisen kautta, kutsutaan radioaktiiviseksi hajoamissarjaksi. Sarja saa nimensä sen kanta-aineena olevan pitkäaikaisen α-aktiivisen nuklidin mukaan. Sarjan viimeinen alkuaine on pysyvä, joko lyijy tai vismutti. Luonnosta tunnetaan kolme hajoamissarjaa: 238U, 235U, 232Th. - 99 - Uraani-238: 238U→206Pb, puoliintumisaika 4.51·109 a. Sarjaan kuuluu muun muassa kaasumainen 222Ra, jonka puoliintumisaika on 3,82 vrk. Tärkein gammasäteilijä 214Bi. Uraani-235: 235U→207Pb, puoliintumisaika 0.71·109 a. Sarjassa ei ole voimakkaita gammasäteilijöitä. Thorium-232: 232Th→208Pb, puoliintumisaika 14.1·109 a. Sarjaan kuuluu muun muassa kaasumainen 220Ra, jonka puoliintumisaika on 54.5 s. Sarjan tärkein gammasäteilijä on 208Tl. Luonnon kaliumista Kalium-isotooppia 40K on 0.012 %. Se hajoaa 40Ca:ksi ja emittoi betasäteilyä (89 %), 11 % säteilystä on K-kaappausta ja sen tuloksena 40Ar, joka ei ole pysyvä, vaan palaa perustilaan, jolloin emittoi gammasäteilyä energialla 1.46 MeV. Puoliintumisaika 1.39·109 v. Kuva 7.2: Puoliintumisaikoja. (STUK tiedottaa 2/2005) - 100 - Radioaktiivisen hajoamissarjan sanotaan olevan tasapainossa, kun yhtä monta epästabiilin alkuaineen atomia muodostuu sekunnissa kuin niitä hajoaa. Sellainen sarja emittoi tietyn gammasädespektrin, ja spektriä kuvataan energiatasoin. Esimerkiksi 238U:n gammaspektri koostuu viivoista eri energiatasoilla välillä 0.1 MeV – 2.4 MeV. 40K:n spektri sisältää vain yhden viivan energiatasolla 1.46 MeV. Kun mitataan emittoitunut energia tietyllä energiatasolla, on mahdollista selvittää mikä gamma-säteilyä lähettävä alkuaine on näytteessä, jos vähintään tämän alkuaineen lähtöytimet ja tyttäret ovat radioaktiivisessa tasapainossa. Jos koko näyte on tasapainossa ja muiden ytimien tai radioaktiivisten sarjojen energiatasot eivät mene päällekkäin, niin uraani- ja toriumsarjojen lähtöytimien määrä voidaan arvioida vertaamalla standardinäytteeseen, jonka pitoisuudet tunnetaan. Kalliopaljastumilla mitattaessa olosuhteet eivät koskaan ole ideaaliset, mutta olettaen että tasapaino olisi olemassa, voimakkuudet voidaan konvertoida U- ja Th-pitoisuuksiksi. Näitä pitoisuuksia kuvataan termillä ekvivalenttipitoisuus (eU, eTh). Kallioperän näytteiden iän voi määrittää radioaktiivisesti hajoavien alkuaineiden avulla. Erityisesti raskaiden alkuaineiden atomien neutronit säteilevät energiaa ja hajoavat. Radiometriset ikämääritykset perustuvat hajoamislain hyväksikäyttöön: näytteiden iän voi laskea määrittämällä kivestä tai mineraalista atomin lähtöytimien ja tytärytimien suhteen, mutta on tunnettava hajoamisvakio λ. Suhde tulosydin / lähtöydin saadaan mittaamalla D ja N massaspektrometrillä. Koska lähtöytimien määrän vähennys on yhtä suuri kuin tulosytimien määrä D, saadaan: NND −= 0 (7.9) Joten: )1( −⋅= teND λ (7.10) Josta saadaan ratkaisemalla mineraalin ikä: ) 1 ln(1 + = N D t λ (7.11) - 101 - Yleisimmät radiometriset ikämääritysmenetelmät perustuvat U-Pb, K-Ar ja Rb-Sr isotooppisuhteiden tarkkaan mittaukseen massaspektrometrin avulla. GTK:n isotooppilaboratoriossa yleisimmin käytetty iänmääritysmenetelmä perustuu uraanin hajoamiseen lyijyksi (U-Pb). Tällaisiin ikämäärityksiin soveltuvat kaikki uraanipitoiset mineraalit, kuten zirkoni, monatsiitti, baddeleyiitti, titaniniitti ja uraniniitti. Suomen vanhimman kallion iäksi on määritetty 3.52 miljardia vuotta. 7.3. Säteilyn ja aineen vuorovaikutus Gammakvantti voi luovuttaa energiaansa aineeseen usealla eri tavalla törmäämällä eri tavoin väliaineen atomien elektroneihin tai ytimiin. Vuorovaikutus voi olla kimmoinen tai kimmoton. Gammakvantin kimmoista sirontaa jostakin väliaineen elektronista on Thompsonin sironta (ei suista elektronia radaltaan). Kimmottomia vuorovaikutusilmiöitä, joissa gammakvantti menettää energiaa, ovat valosähköinen ilmiö, parin muodostuminen ja Comptonin sironta. Kuva 7.3: Valosähköisessä ilmiössä fotoni menettää kaiken energiansa kierto- radalla olevalle elektronille. Fotoni katoaa ja sen absorboinut atomi ionisoituu kun valoelektroni ejektoituu. Tämä ilmiö on todennäköisimmillään hyvin matalilla energioilla (< 50 keV) ja silloin kun Z on korkea. (Turunen et al. 2000) - 102 - Kuva 7.4: Comptonin sironta aiheuttaa fotonin energian osittaisen absorption vuorovaikuttamalla vapaan elektronin kanssa. Fotoni siroaa törmätessään heikosti sitoutuneeseen tai vapaaseen elektroniin, joka kimpoaa pois atomista. Gammasäteilyn suunta muuttuu. Comptonin sirontaa tapahtuu kaikissa materiaaleissa energiavälillä 0.5–3.5 MeV ja keskisuurilla atomiluvuilla. Radiometrisissä mittauksissa gammasäteilyä mitataan juuri tältä väliltä. (Turunen et al. 2000) Kuva 7.5: Parinmuodostus tapahtuu vain kun fotonin energia ylittää 1.02 MeV. Parinmuodostuksessa fotoni katoaa ytimen sähkökenttään ja sen energiasta syntyy elektroni-positronipari. Positroni kohtaa välittömästi vapaan elektronin väliaineessa, jolloin tapahtuu annihilaatio, kun hiukkasten massat muuttuvat energiaksi. Energia ilmenee kahtena 0.511 MeV:n energiaisena fotonina, jotka edelleen aiheuttavat Comptonin sironnan tai valosähköisen ilmiön. (Turunen et al. 2000) - 103 - 7.4. Radioaktiivisuuden hyödyntäminen geotieteissä Luonnossa radioaktiivista säteilyä esiintyy kaikkialla. Osa siitä on kosmista säteilyä ja osa on kallio- ja maaperästä lähtevää säteilyä, jonka aiheuttavat radioaktiivisesti hajoavat alkuaineisotoopit. Radioaktiivinen hajoaminen tarkoittaa epästabiilin ytimen spontaania, ilman ulkopuolista vaikutusta tapahtuvaa reaktiota, jossa ydin muuttuu ns. tytärytimeksi ja radioaktiiviseksi säteilyksi. Radioaktiiviseksi sanotaan ainetta, jonka ydin ei ole pysyvä, vaan se hajoaa tietyllä tilastollisella todennäköisyydellä ja säteilee ympäristöönsä ionisoivaa säteilyä. Hajoamisen yhteydessä syntyvä säteily voi olla joko vapautuvien α- tai β-hiukkasten säteilyä (α- ja β-säteily) tai kvantittunutta korkeaenergistä sähkömagneettista säteilyä (gammasateily). Luonnosta on löydetty yli 60 radioaktiivista isotooppia, mutta useimmat niistä ovat harvinaisia tai hyvin heikosti radioaktiivisia. Kaikki luonnon materiaalit sisältävät radionuklideja, joita käytetään hyväksi monilla tieteenaloilla. Geotieteissä tutkitaan radionuklidien käyttäytymistä maankuoren ja vaipan kehittymisen tutkimisessa, hydrologisen kierron seuraamisessa ja ilmakehän koostumuksen selvittelyssä. Alkuaan radioaktiivista säteilyä mitattiin ydinpolttoaineena käytetyn uraanin etsimiseksi. Nykyisin mittalaitteiden herkkyys ja mittausresoluutio sallivat hyvinkin pienien vaihteluiden mittaamisen ja viime vuosina radioaktiivisuutta on alettu hyödyntää esim. ympäristötutkimuksissa. Kivien, mineraalien ja orgaanisen materiaalin radioaktiivisuutta käytetään laajasti niiden iänmäärityksessä. Geofysikaalisten radiometristen menetelmien kannalta tärkeimmät radioaktiiviset alkuaineet ovat uraani 238U, torium 232Th ja kaliumin radioaktiivinen isotooppi 40K. Geofysiikassa gammasäteilyllä suurin merkitys, koska sen tunkeutuvuus kiviin on α- ja β-säteilyä paljon suurempi. Gammasäteilyä voidaan havainnoida sekä maanpinnalta että lentomittauksin. Alfa-hiukkasia ei voida havaita radiometrisin menetelmin, mutta β-säteilyä voidaan havaita maastomittauksissa. Gammasäteilyn alueellinen vaihtelu liittyy radioaktiivisten mineraalien esiintymisen vaihteluun maankamarassa. Suomessa Geologian tutkimuskeskus on kartoittanut koko maan - 104 - valtakunnallisen lentogeofysikaalisen kartoitusohjelman puitteissa. Gammasäteilyn alueellista jakautumaa voidaan hyödyntää esimerkiksi kallioperäkartoituksessa ja malminetsinnässä. Muita sovelluksia ovat esimerkiksi lumipeitteen tai maaperän vesiarvon määrittäminen, turvetutkimukset ja ympäristösovelluksissa radio- aktiivisten isotooppien monitorointi. Pieniä määriä radioaktiivisia mineraaleja on läsnä kaikissa syvä- ja sedimenttikivissä, valtamerissä, järvissä, joissa ja lähteissä, öljyssä, turpeessa ja humuksessa. Maankuoressa esiintyy kolmenlaisia radionuklideja: uraani- ja torium-sarjat sekä kaliumin radioaktiivinen isotooppi 40K. Luonnon kivien keskimääräisestä gammasäteilyn energiasta 42 % on peräisin 40K-isotoopista, 32 % tasapainossa olevasta 232Th:n hajoamissarjasta, 25 % tasapainossa olevista kahdesta uraanisarjasta ja vain yksi prosentti muista luonnossa esiintyvistä radioaktiivisista isotoopeista. Luonnossa esiintyy myös lyhytikäisiä radioaktiivisia isotooppeja, jotka ovat syntyneet esim. ydinkokeissa (puoliintumisajat sekunnin murto-osista kymmeniin vuosiin). 7.5. Kivilajien U-, Th- ja K-pitoisuudet Uraanin ja toriumin pitoisuudet kivissä ilmoitetaan yleensä miljoonasosina (ppm). 1 ppm = 10-6 kg U tai Th / 1 kg kiviainesta. Kaliumia esiintyy maankuoressa runsaammin ja sen pitoisuus ilmoitetaan yleensä prosentteina (1% = 10-2 kg K/ 1 kg kiviainesta). Maankuoren pintaosissa kaliumia on keskimäärin 3 % (tästä vain 0.012 % on 40K isotooppia), uraania 3 ppm ja toriumia 11 ppm. Jo noin 6 km syvyydellä pitoisuudet pienentyvät jyrkästi. Monissa kivissä runsaasti esiintyvissä mineraaleissa on mukana kaliumia. Se liittyy kivilajien päämineraaleihin kuten maasälpiin ja kiilteisiin. Lisäksi sitä esiintyy savimineraaleissa ja evaporiiteissa (esim. suolat). Sen sijaan kivilajien tyypillisissä mineraaleissa ei ole paljonkaan uraania tai toriumia. Uraania on alun perin happamissa syväkivissä (keskimäärin 4.65 ppm), mutta koska uraani liukenee helposti heikkoihin happoihin (veteen), se on hyvin liikkuva geologisissa - 105 - prosesseissa. Tärkein osa uraanista esiintyy mineraalirakeiden pinnalla ja raoissa. Torium esiintyy alkuaan happamissa ja intermediäärisissä syväkivissä. Uraaniin verrattuna se on hyvin pysyvä, eikä helposti liukene. Lähtömineraalien muuttumisprosesseissa syntyvissä savimineraaleissa on usein korkeat U-, Th- ja K- pitoisuudet. Savimineraalien tunnistamisessa voidaan hyödyntää niiden erilaisia Th/K-suhteita. Kivien luonnollinen radioaktiivisuus ja kokonaissäteily riippuu niiden U-, Th- ja K- pitoisuuksista sekä U-, Th- ja K-säteilyn aktiivisuudesta. U-, Th- ja K-pitoisuudet vaihtelevat kivilajeissa johtuen niiden mineraalikoostumuksesta, synnystä ja ympäristöstä. Yleisesti syväkivien radioaktiivisuus kasvaa emäksisistä happamiin kiviin (kuva 7.6). Sedimenttikivien radioaktiivisuus kasvaa liuskeisuuden kasvaessa ts. savipitoisuuden kasvaessa. Kuva 7.6: Tyypillisiä luonnollisen radioaktiivisuuden vaihteluita. (Schön 2004.) Magmakivien radioaktiivisuus johtuu niiden sisältämistä aksessorisista mineraaleista, jotka sisältävät uraania ja toriumia. Erityisesti K- ja U-pitoisuudet kasvavat emäksisistä happamiin syväkiviin. Erilaiset geologiset prosessit vaikuttavat pitoisuuksiin. Esimerkiksi kohonnutta K-pitoisuutta vihreäkivissä voidaan käyttää kriteerinä paikannettaessa hydrotermisesti muuttuneita vyöhykkeitä, jotka ovat otollisia malmimineralisaatioiden esiintymiselle. - 106 - Metamorfisten kivien U-, Th- ja K-pitoisuudet periytyvät lähtökivilajeista ja voivat muuttua metamorfisissa prosesseissa. Tyypillisesti radionuklidien määrä vähenee metamorfoosiasteen kasvaessa. Uraanin ja toriumin väheneminen on erityisen tyypillistä granuliittifasieksen kiville. U ja Th pyrkivät nousemaan ylöspäin kuoressa dehydraatio-reaktioiden tuloksena tai osittaissulamisen johdosta (migmatiitit). Kaliumiin nämä prosessit eivät näytä vaikuttavan. Metamorfisten kivien keskimääräiset Th/U-suhteet poikkeavat monien intrusiivikivien arvoista. Uraanin liikkuvuudella on tässä tärkeä rooli (hapettunut U6+ on helposti liukoinen). Tästä johtuen uraani, toisin kuin torium, on löysästi sidottu rakeiden rajapinnoille. Sedimenttikivien keskimääräiset U-, Th- ja K-pitoisuudet vaihtelevat laajemmin kuin syväkivien. Kokonaissäteilyn kannalta K-säteilyllä on pienempi rooli kuin U- ja Th- säteilyllä. Sedimenttikivistä karbonaatteihin liittyy alhaisimmat säteilyn arvot ja liuskeille (shales) korkeimmat. K-, Th- ja U-säteilyn keskinäisiä suhteita voidaan käyttää erilaisten sedimenttikivien, esim. hiekkakivien ja karbonaattikivien luokittelussa. Taulukko 7.1: Keskimääräisiä arvoja uraanille, thoriumille ja kaliumille Maan kuoressa Heier ja Rogersin (1963, H) ja Prutkina ja Saskinin (1975, P) mukaan. (Schön 2004.) Kohde U (ppm) Th (ppm) K (%) Viite Kuori 2.5 13 2.5 P Kuori 2.1 7.8 2.1 H Merellinen kuori 0.64 2.8 0.87 H Mantereellinen kuori 2.8 10 2.6 H Taulukko 7.2: Keskimääräisiä uraanin, thoriumin ja kaliumin pitoisuuksia ja lämmöntuottoarvoja tietyille mantereellisen kuoren alueille. (Schön 2004.) Kohde U (ppm) Th (ppm) K (%) A (10-6 W/m3) Mantereet kokonaisuutena 1.6 6.3 1.64 1.01 Kuoren yläosien intrusiivit 3.8 16 2.74 2.38 Kanadan kilpi (arkeeinen) 1.2 9.7 2.21 1.19 Kanadan kilpi (proterozooinen) 2.2 13.6 2.80 1.78 Baltian ja Ukrainen kilpi, Venäjän platformin pohja 2.8 18 2.56 2.26 - 107 - 7.6. Mittaaminen α-, β- ja γ–säteilyn mittaaminen perustuu niiden ionisoivaan luonteeseen. Geofysiikassa mitataan normaalisti vain γ–säteilyä, koska α- ja β-hiukkasten tunkeutuminen aineeseen on heikompaa. Radioaktiivisuutta mitataan maastossa kannettavilla laitteilla, porarei’issä sekä lentokoneesta. Mittaukset voidaan toteuttaa paikallisina pistemittauksina tai alueellisena mittauspisteverkkona kuten lentomittauksissa. Geofysiikassa mitattava säteilyn voimakkuus on integraali maankamaran tietynkokoisen alueen säteilystä. Radioaktiivinen säteily porareiässä kertoo kallion kivilajivaihtelusta ja rakenneominaisuuksista kuten rikkonaisuus ja rakoilu. Tällöin voidaan mitata 1) luonnollista gammasäteilyä ts. totaalisäteilyä geigermittareilla, 2) gammasäteilyn takaisinsirontaa gamma-gamma-luotaimella, geigermittarilla tai skintillometrillä tai 3) neutronisäteilyn takaisinsirontaa (neutroni- neutronimenetelmä). Geigermittari mittaa pääasiassa beeta-säteilyä. Laitteessa on jalokaasua sisältävä lasiputki, jonka sisälle aiheutetaan jännite-ero. Beeta-hiukkaset ionisoivat kaasun ja muodostuu positiivisia ja negatiivisia varauksia, jotka kulkeutuvat kohti elektrodeja ja kiihdyttävät kaasun ionisoitumista. Tästä aiheutuu varauspulsseja, jotka vahvistamisen jälkeen voidaan rekisteröidä ja näyttää pulssien lukemana minuutissa. Geigermittari on halpa ja helppokäyttöinen, mutta koska se rekisteröi vain lähes yksinomaan beeta-säteilyä, sen käyttö rajoittuu mittaamiseen maastossa, jossa on ohut maapeite. Geigermittari vastaanottaa vain 1 % tai vähemmän kokonaissäteilystä, skintillometrillä saadaan lähes 100 % gammasäteilystä. Sen toiminta perustuu siihen, että tietyt aineet muuttavat gamma-säteitä valoksi – siis tuikkivat. Tuike aiheuttaa elektronien emittoitumista, joka voidaan rekisteröidä lukemina minuutissa. Differentiaalispektrometri havainnoi ainoastaan säteilyä, jolle määrätään ala- ja yläraja. Jos havainnointiväli on hyvin kapea, luokkaa muutamia kymmeniä keV, puhutaan kanavasta tai viivasta. Jos se on useita satoja keV, puhutaan ikkunasta. - 108 - Integraalispektrometri ei huomioi tietyn rajan alapuolella olevaa säteilyä vaan havainnoi tämän rajan yläpuolisen säteilyn. Uraani- ja torium-sarjojen energiaspektreissä yksittäiset hajoamiset näkyvät piikkeinä. Geofysiikassa käytännön sovellutuksissa tarkastellaan tyypillisiä energia- arvoja energiaikkunoissa, esimerkiksi 1.46 MeV kaliumille, 1.76 MeV uraanille (vismutista 214Bi) ja 2.61 MeV toriumille (thalliumista 208Th). Kuva 7.7: GTK:n aeroradiometrisissä mittauksissa käytetyt energiaikkunat (Hyvönen et al. 2005). Lentogeofysiikan radiometrisiä mittaustuloksia on menestyksekkäästi sovellettu mm. rakennettavuuskartoitukseen taajama-alueilla. Mittausaineistossa graniittiset kallioalueet erottuvat emäksisistä kivilajeista voimakkaamman K-säteilynsä ansiosta. Eri irtomaalajeilla on yleensä toisistaan poikkeava Th- ja U-säteily. Normaalin luonnonsäteilyn lisäksi taajama-alueilla esiintyy paljon ihmisen toiminnasta aiheutuvia häiriöitä. Kun kivi- ja maalajeihin liittyvä taustasäteily tunnetaan, voivat anomaaliset alueet kuten saastunut maaperä tulla esiin. - 109 - 8. ELASTISET OMINAISUUDET Kiinteään kallioperään lukkiutunut jännitys purkautuu maanjäristyksessä muutamassa sekunnissa kalliolle ominaisen jännityksen sietokyvyn ylityttyä. Voimakkaat maanjäristykset etenevät läpi maapallon seismisinä aaltoina, jotka sisältävät tietoa maapallon sisäosien rakenteista ja maanjäristysprosesseista. Seismologiset observatoriot ympäri maailmaa vastaanottavat seismisiä maanjäristysaaltoja. Niiden perusteella saadaan tietoa maapallon kerrosrakenteesta, koska seismiset aallot kulkevat eri kivilajeissa erilaisin nopeuksin. Mittausten lähtökohtana on mitata seismisen energian saapumisaikaa lähtöpaikasta eri etäisyyksillä olevissa mittauspisteissä. Seismiset aallot joko läpäisevät tai heijastuvat geologisten muodostumien rajapinnoilta. Maanalaisia geologisia rajapintoja voidaan kartoittaa, kun kulkuajat muunnetaan syvyysarvoiksi. Seismisiä tutkimuksia voidaan toteuttaa sekä maalla että merellä. Seismisiä menetelmiä käytetään erityisesti öljynetsinnässä. Insinööriprojekteissa hyödynnetään seismisiä ominaisuuksia kalliopinnan syvyyden määrittämisessä, hiekka- ja soravarojen kartoittamisessa, vesipitoisten ruhjeiden paikantamisessa jne. Yhdyskuntasuunnittelun ja rakentamisen yhteydessä seismisiä menetelmiä tarvitaan kallion ruhje- ja rikkonaisuusvyöhykkeiden kartoittamisessa. Mittaamalla seismisten aaltojen nopeuksia eri kerroksissa saadaan tietoa kerrosten fysikaalisista ominaisuuksista ja koostumuksesta. Pienemmässä mittakaavassa seismisin menetelmin saadaan selkeä ja yksityiskohtainen kuva maankamaran pintaosan geometrisesta rakenteesta maanpinnan alapuolella. 8.1. Taustaa ja peruskäsitteitä Seismologiassa tutkitaan maanjäristyksiä ja maapallon fysikaalista rakennetta kimmoteorian pohjalta; tarkastellaan väliaineen ja siihen vaikuttavien voimien suhteita sekä häiriön aiheuttamaa mekaanista aaltoliikettä väliaineessa. Mekaanisten aaltojen etenemisessä väliaineen tärkeitä ominaisuuksia ovat sen kimmoisuus ja - 110 - massa (hitaus). Aineeseen kohdistuvia voimavaikutuksia kuvaavat ”stress”: aineeseen kohdistuva jännitys eli voima pinta-alayksikköä kohden, ja ”strain”: suhteellinen muodonmuutos, joka tapahtuu jännityksen vaikutuksesta. Lisäksi on voimassa Hooken laki: pienissä muodonmuutoksissa suhteellinen muodonmuutos on suoraan verrannollinen vaikuttavaan jännitykseen. SI-järjestelmässä jännityksen yksikkö on Pascal (Pa). Yleensä tarvitaan gigapascal (GPa) tai megapascal (MPa). Kun kappaleseen kohdistuu ulkoisia voimia, niin tasapainon säilymisen vuoksi kappaleeseen muodostuu ulkoisia voimia vastustavia voimia. Jännitykset aikaansaavat tarkasteltavassa väliaineessa massapartikkelien siirtymiä: kappaleen tilavuus ja/tai muoto muuttuu. Aineen kimmovakiot ovat kvantitatiivinen mitta näille jännitys-muodonmuutossuhteille. Hooken lain mukaan tiettyyn stressin voimakkuuteen (yield strength) asti muodonmuutos on suoraan verrannollinen jännityksen suuruuteen. Tämä elastinen muodonmuutos poistuu, kun stressi poistuu – siis se on kimmoinen. Kun ”yield strength” -raja ylitetään, muodonmuutos muuttuu epälineaariseksi ja sitä kuvataan termillä plastinen/duktiili muodonmuutos. Muodonmuutos on tällöin pysyvä (ainakin osittain), vaikka jännitys poistettaisiin. Jännityksen kasvaessa edelleen kappale saavuttaa murtumisrajan, jonka jälkeen muodonmuutos on pysyvä. Kuva 8.1: Tyypillinen kiinteän kappaleen jännitys-muodonmuutoskuvaaja.(Kearey et al. 2002) - 111 - Tiettyyn pinta-alayksikköön kohdistuva jännitys voidaan jakaa komponentteihin, joista toinen on kohtisuorassa pintaa vastaan (normaalijännitys = normal stress) ja toinen on pinnan tason suuntainen (leikkausjännitys = shearing stress). Millä tahansa kohtaa kappaleessa voidaan määrittää kolme toisiaan vastaan kohtisuorassa olevaa tasoa, joilla jännityskomponentit ovat ainoastaan normaalijännityksiä eikä leikkausjännitystä esiinny. Näiden tasojen suuntaiset normaalijännitykset ovat pääjännityksiä (principal stresses) ja tasoja kutsutaan ”principal axes of stress”. Jännityksen sanotaan olevan ”compressive”, puristava – jos voimat kohdistuvat toisiaan kohti ja ”tensile”- vetojännitystä, jos voimat kohdistuvat toisistaan poispäin. Kuva 8.2: Kimmovakioiden määrittely: a) kimmokerroin, b) puristuskerroin, c) liukukerroin, d) Poissonin luku. (Peltoniemi 1988.) Aineen kimmovakiot eli kimmomoduulit (elastic moduuli) määrittelevät sen käyttäytymistä elastisessa kentässä ja lineaarista relaatiota jännityksen ja muodonmuutoksen välillä. Seuraavassa tarkastellaan näitä vakioita sauvan avulla, jonka alkuperäinen pituus on l ja sen poikkipinta-ala on A (vrt. kuva 8.2). - 112 - Kun sauvan päätyihin vaikuttaa venyttävä voima F, venyy se ∆l verran. Tällöin elastinen moduuli on Youngin moduuli eli kimmokerroin: l l A F E ∆= (8.1) Sauvan pituuden venymiseen liittyy sen poikkipinta-alan pienentyminen, joten sauvaan kohdistuu sekä lateraali että pitkittäinen (longitudinal) strain. Näiden suhdetta kuvaa Poissonin luku σ = suhteellinen suppeuma / suhteellinen venymä. l l W W ∆ ∆ =σ (8.2) Kun tilavuusyksikköön V kohdistuu hydrostaattinen paine P, puristuskerroin K (bulk-modulus) on puristusjännityksen suhde suhteelliseen tilavuuden muutokseen eli kokoonpuristumattomuuskerroin: V V A P K ∆= (8.3) Samalla tavoin leikkausjännityksen τ ja muodonmuutoksen (suhteellinen siirtymä tan θ) suhteena määritetään liukukerroin µ (liukumoduli, shear modulus): θ τµ tan = (8.4) Axial modulus ψ, on pitkittäisjännityksen suhde pitkittäismuodonmuutokseen siinä tapauksessa, että lateraalimuodonmuutosta ei esiinny: l l A F ∆=ψ (8.5) - 113 - Taulukko 8.1: Eri kimmovakioiden arvoja eri aineille. (Peltoniemi 1988, arvot: Al- Sadi 1980, Jalkanen 1974a, 1974b) Aine Kimmokerroin (GPa) Poissonin luku Puristuskerroin (GPa) Liukukerroin (GPa) Peridotiitti 95 Gabro 95-125 0.38 Graniitti 40-77 0.11-0.30 30 20 Rapakivigraniitti 53-57 Dioriitti 72 Kalkkikivi 54 0.25 Kiilleliuske 84 Kvartsiitti 70-85 0.13 Gneissi 60-81 0.23 37 27 Talkkiliuske 34 Amfiboliitti 113 0.30 Diabaasi 115 0.26 Hiekkakivi 16 0.34 Vesi 0.50 2.1 0 Teräs 200 0.28 130 80 Alumiini 70 0.30 26 Aineen kimmo-ominaisuudet kertovat ainetta koossapitävien kemiallisten sidosvoimien luonteesta: voimia voidaan lineaarisessa jännitys-muodonmuutos - alueessa verrata ideaalisiin jousivoimiin. Siten kaasuissa ja nesteissä liukukerroin µ saa arvon nolla. Isotrooppisten väliaineiden kimmo-ominaisuuksien kuvaamiseen riittää tiheyden ρ lisäksi kaksi kimmovakiota: muut määräytyvät näiden perusteella. Esimerkiksi Poissonin luku voidaan kirjoittaa muodossa: µ µ σ 26 23 + − = K K (8.6) Josta nesteille (µ = 0) saadaan teoreettinen maksimiarvo 0.5. - 114 - 8.2. Seismiset aallot Seismisillä eli elastisilla aalloilla tarkoitetaan mitä tahansa seismografilla havaittavaa liikettä. Seismiset aallot ovat elastisen muodonmuutosenergian annoksia, jotka etenevät seismisestä lähteestä ulospäin. Seisminen lähde voi olla luonnollinen kuten maanjäristys tai keinotekoinen kuten räjäytys. Aallot etenevät koko maapallon läpi tai sen pintakerroksissa. Seismiset asemat eri puolilla maapalloa rekisteröivät näitä aaltoja edellyttäen, että vapautuneen energian määrä on ollut riittävän suuri aseman etäisyyteen nähden. Paitsi lähteen välittömässä läheisyydessä, seismisiin pulsseihin liittyvä jännitys on vähäistä ja sen voidaan olettaa olevan elastista. Täten seismisten pulssien nopeudet riippuvat väliaineen kimmomoduuleista ja tiheydestä. Seismiset aallot luokitellaan seuraavasti: • Runkoaallot (body waves, perusaallot) • Pitkittäiset eli longitudinaaliaallot eli P-aallot (primary), puristus • Poikittaiset eli transversaaliaallot eli S-aallot (shear waves, secondary) • Pinta-aallot eli johdetut (ohjatut, sidotut) aallot (surface waves) Seismiset aallot eroavat toisistaan paitsi erilaisen kulkureitin myös hiukkasliikkeen ja etenemisnopeuden suhteen. P-aalloilla aaltoliikkeessä oleva hiukkanen värähtelee edestakaisin liikkeen etenemissuunnassa. Väliaineessa tapahtuu sekä tilavuuden että muodon muutos. S-aaltoliikkeessä värähtely tapahtuu kohtisuorasti etenemissuuntaan nähden ja S-aallot esitetään usein kahden komponentin avulla: horisontaali- ja vertikaalikomponentti. Väliaineessa tapahtuu vain muodonmuutos. - 115 - Seismiset nopeudet ilmaistaan kimmovakioiden ja tiheyden avulla P- ja S-aalloille: ρ µ3 4+ = K VP (8.7) ρ µ =SV (8.8) Kimmoteoria pätee eri aaltotyypeille olettaen, että vierekkäisten hiukkasten suhteelliset siirtymät ovat äärettömän pieniä, väliaine on täysin elastinen eli Hooken laki on voimassa ja että väliaine on isotrooppinen (kimmovakiot ovat samat kaikissa suunnissa). Ulkoiset voimat kuten esimerkiksi gravitaatio jätetään huomioimatta. Isotrooppinen väliaine on esim. kaasu tai neste, kun taas maankuori ja kivi ovat yleensä anisotrooppisia väliaineita. Nesteille ja kaasuille µ = 0, joten Vs = 0 eli S- aallot eivät etene niissä. P-aallot etenevät aina nopeammin kuin S-aallot samassa väliaineessa. Minkä tahansa väliaineen Vp / Vs - suhde määritetään Poissonin luvun avulla: σ σ 21 )1(2 − − = S P V V (8.9) Koska Poissonin luku kiinteille kiville on luokkaa 0.25, saadaan: SP VV ⋅≈ 3 (8.10) Vaikka P-aallon nopeuden tunteminen on hyödyllistä, se riippuu kivillä kolmesta eri ominaisuudesta ja siksi kuvaa kiven litologiaa vain suuntaa antavasti. Sen sijaan Vp / Vs ei riipu väliaineen tiheydestä, ja sen perusteella saadaan Poissonin luku, joka on paljon parempi litologinen kuvaaja. Siksi seismisissä tutkimuksissa tarvitaan sekä Vp että Vs. - 116 - Taulukko 8.2: Joidenkin aineiden seismisiä nopeuksia. (Carmichael 1989) Materiaali VP (km/s) VS (km/s) Alumiini 6.26-7.05 2.94-3.10 Teräs 6.15-6.30 2.72-2.83 Rauta 5.92 3.23 Kupari 4.82-5.96 2.30 Messinki 4.28 2.03 Muovi 2.34 1.46-1.56 Kumi 1.04 0.03 Vesi 1.45 8.3. Seismisten aaltojen nopeus maankamarassa Seismisen P- ja S-aallon nopeutta on maailmalla tutkittu paljon ja taulukoita on kirjallisuudessa esitetty runsaasti. Nopeuksien laajaan vaihteluun vaikuttaa kivien koostumusvaihtelu, halkeamat, raot, huokoset ja niiden sisältämät huokosnesteet, anisotrooppisuus (erityisesti metamorfisissa kivissä), lämpötila ja paine. Seismisten aaltojen kannalta tärkeimpiä kiven fysikaalisia ominaisuuksia ovat tiheys, kimmo- ominaisuudet ja huokoisuus, jotka pääosin määräytyvät mineralogian mukaan. Kallioperän ja irtomaan seismiset nopeudet eroavat selvästi. Rapautuneessa ja ruhjoutuneessa kalliossa nopeus pienenee, irtomaassa vesipitoisuus nostaa nopeutta. Kuva 8.3: P-aallon nopeuksia eri kivilajeille. (Kuusisto 2006) - 117 - Taulukko 8.3: Joidenkin kivilajien tiheyksiä (Sheriff 1983) ja seismisiä nopeuksia (Carmichael 1989). Materiaali Tiheys (g/cm3) VP (km/s) VS (km/s) Graniitti 2.51-2.81 5.4-6.1 3.2-3.5 Granodioriitti 2.58-2.92 5.3-6.0 3.2-3.4 Dioriitti 2.68-2.96 5.3-5.7 3.2-3.4 Gabro 2.85-3.12 6.5-7.0 3.4-3.8 Diabaasi 2.80-3.11 6.0-6.6 3.5-3.8 Gneissi 2.59-3.06 5.5-5.7 3.1-3.3 Liuske 2.70-3.03 Kalkkikivi 2.37-2.77 Hiekkakivi 2.17-2.70 2.0-6.0 Savikivi 2.06-2.66 2.0-6.0 Kivien elastiset ominaisuudet riippuvat niiden sisältämien mineraalien elastisista ominaisuuksista ja suhteellisesta osuudesta ja niiden vuorovaikutuksesta keskenään. Mineraalien elastiset ominaisuudet riippuvat niiden kemiallisesta koostumuksesta ja sidostavasta sekä mineraalien rakenteellisista ominaisuuksista, muodosta ja lajittumisesta. Magmakivillä (ja metamorfisilla kivillä) merkittävin seismiseen nopeuteen vaikuttava tekijä on mineralogia yhdessä ympäröivän paineen ja lämpötilan kanssa. Mineralogia on hallitseva tekijä kiven seismisissä nopeuksissa varsinkin paineen ollessa riittävän suuri, jotta kivessä olevat mikroraot ovat sulkeutuneet. Kuvan 8.3 mukaisesti emäksisten kivien seismiset nopeudet ovat suurempia kuin happamien kivien. Happamilla, runsaasti alkalimaasälpää, kvartsia ja kiillettä sisältävillä kivillä P-aallon nopeus on yleensä < 6500 m/s. Mafisilla kivillä, jotka sisältävät Ca-rikasta plagioklaasia, amfibolia ja pyrokseenia, P-aallon nopeus on noin 7000 m/s. Ultramafisilla kivillä ja eklogiiteillä nopeudet nousevat jopa yli 8000 m/s. Kivilajilla voi olla sisäistä vaihtelua kiven anisotropiasta johtuen (varsinkin metamorfisilla kivillä). Huokoisilla sedimenttikivillä on alemmat seismiset nopeudet ja laajempi vaihteluväli kuin magma- ja metamorfisilla kivillä. Tämä johtuu huokostilan alhaisista elastisista parametreista. - 118 - Kiven tiheyden kasvaessa kimmo-ominaisuudet yleensä muuttuvat siten, että kivi vastustaa paremmin jännityksen vaikutusta. Mitä suuremmat arvot puristuskertoimella (K) ja liukukertoimella (µ) on, sitä suurempi on seisminen nopeus. Tämän vuoksi näyttää näennäisesti siltä, että mitä suurempi tiheys on, sitä suurempia ovat seismisten nopeuksien arvot. Kiven tiheyteen ja elastisiin ominaisuuksiin vaikuttavat mm. paine, lämpötila, ikä, mineralogia, huokoisuus, huokosveden ominaisuudet, tiivistymisen aste ja iskosaines. Huokoisuuden kasvaessa seisminen nopeus alenee. Kiven rikkonaisuus lisää huokoisuutta. Huokoset ja mikroraot ovat lähes aina kyllästyneet liuoksilla. Huokosten täytteenä oleva aine vaikuttaa kiven ominaisuuksiin, erityisesti tiheyteen ja elastisiin ominaisuuksiin. Esimerkiksi kaasun tai öljyn täyttäessä huokosia seisminen nopeus on pienempi kuin siinä tapauksessa, että huokoset sisältävät vettä. Paineen kasvaessa kiven tiheys kasvaa ja huokoisuus pienenee. Myös mineraalikoostumus voi muuttua. Paineen vaikutus seismiseen nopeuteen on merkittävä alhaisissa lämpötiloissa. Kun paine kasvaa, myös seisminen nopeus kasvaa. Useimmilla kiteisillä kivillä voidaan havaita nopea seismisen aallon nopeuden kasvu paineen kasvaessa noin 100 MPa asti. Tämä selittyy sillä, että kiven mikrohuokoset pienenevät paineen kasvaessa. Useimmilla magmakivillä ja metamorfisilla kivillä mikrohuokoset sulkeutuvat 100–1000 MPa paineessa. Lämpölaajenemisen vaikutuksesta kiven tiheys pienenee ja lämmön aiheuttama mikrorakoilu lisää kiven huokoisuutta. Siksi lämpötilan kasvaessa nopeudet alenevat ja kimmo-ominaisuudet pienenevät. Suurissa lämpötiloissa myös mineralogia muuttuu. Paineella ja lämpötilalla on siis vastakkainen vaikutus seismisiin nopeuksiin. Lämpötila näyttää vaikuttavan melko vähäisesti seismiseen nopeuteen, sillä esim. 100 °C lämpötilassa nopeus on laskenut vain 5–6 %. Lämpötilan merkitys lisääntyy, kun lämpötilat ovat suuria (yli 100 °C) ja nopeutta hidastava vaikutus lisääntyy. Jäätyneillä kivillä (huokosvesi jäässä) seismiset nopeudet ovat merkittävästi suurempia kuin sulilla kivillä. - 119 - Vesipitoisuus ja maalajien tiiviys vaikuttavat seismisten aaltojen nopeuteen maaperässä. Kuvassa 8.4 verrataan eri maalajien seismisten aaltojen nopeutta ehjän kallion nopeuteen. Kuva 8.4: Maa- ja kallioperän laadun vaikutus seismisten aaltojen nopeuteen. (Peltoniemi 1988, arvot: Kauranne et al. 1976) 8.4. Mittaaminen Kivien seismisiä nopeuksia voidaan mitata sekä kenttäolosuhteissa että laboratoriossa. Maastossa seismiset mittaukset antavat arvion kivikerrosten eri nopeuksista joko heijastumisen tai läpäisemisen perusteella (reflection, refraction). Seismisten aaltojen taajuudet riippuvat käytetystä energialähteestä. Laboratoriossa nopeudet määritetään mittaamalla korkean taajuuden (noin 1 MHz) akustisen pulssin kulkuaikaa sylinterinäytteessä. Voidaan myös tutkia lämpötilan, paineen, huokosnestepaineen tai koostumuksen vaikutusta nopeuksiin. Kokeellisten tulosten perusteella P- aallon nopeus kasvaa paineen kasvaessa (hyvin nopeasti 100 MPa saakka). Hiekkakivien ja liuskeiden nopeudet kasvavat - 120 - systemaattisesti syvyyden ja kiven iän kasvaessa, seurauksena kasvavasta sementoitumisesta ja kovettumisesta. Sedimenttikiville yleisesti P-aallon nopeus riippuu tiheydestä. Siten syvällä olevien kerrosten tiheyksistä saadaan estimaatti seismisten nopeuksien perusteella. Kaasun läsnäolo sedimenttikerroksissa alentaa seismisiä nopeuksia, Vp/Vs-suhdetta, kimmokerrointa ja Poissonin lukua. Kuvat 8.5 ja 8.6: P-aallon nopeuden mittauslaite GTK:n geofysiikan laboratoriossa. Kulkuaika luetaan ohjelmallisesti oskilloskoopin näytöltä. (S.Vuoriainen, GTK) - 121 - 9. TERMISET OMINAISUUDET Termiset ominaisuudet määrittelevät, miten lämpö on jakautunut kohteessa ja miten kohteen lämpötila vaihtelee ajan ja syvyyden vaihdellessa. Geotermisiä tutkimuksia tarvitaan monissa geotieteellisissä kysymyksissä Maan fysikaalisen tilan tutkimisesta tektoniikkaan, seismiikkaan ja vulkanismiin, käytännön ongelmiin kaivosteollisuudessa ja porauksessa, geotermisten menetelmien käyttöön malminetsinnässä ja ympäristötutkimuksessa. Kallioperän pientä lämmönjohtavuutta voidaan käyttää hyväksi energiatuotannossa. 9.1. Määritelmiä ja käsitteitä Radioaktiivisten alkuaineiden hajoamisessa syntyvällä radiogeenisella lämmöllä on vaikutuksensa maan pintaosan lämpötilaan. Muita lämmönlähteitä ovat pääasiassa maapallon sisältä johtuva differentioitumisessa vapautunut lämpö, magmatismi ja maankuoressa ja manttelissa tapahtuvat kemialliset prosessit. Maapallon ulkopuolelta, Auringosta peräisin oleva lämpö heijastuu osittain pois ja vaikuttaa vain maankuoren pintaosiin (n. 5–20 km syvyyteen). Radioaktiivinen lämmöntuotto A (mW/m) on summa U:n, Th:n ja K:n radioaktiivisesta hajoamisesta maankuoressa: 510)48.356.252.9( −⋅++⋅= KThU CCCA ρ (9.1) Jossa CU ja CTh ovat U:n ja Th:n osuudet ppm:na, CK on K:n painoprosentti. Lämmöntuotto vaihtelee kivilajista (koostumus) ja muodostuman iästä riippuen. Lämpö voi siirtyä kolmella tavalla: johtumalla, konvektiolla tai säteilemällä. Näistä johtuminen (konduktio) ja konvektio vaativat väliaineen, säteily ei. Lämpöenergia pyrkii tasapainoon, joka havaitaan lämmönsiirtymisenä. Lämpö virtaa kuumasta kylmään (lämpövuo) eli maankuoressa tavallisesti alhaalta ylöspäin. - 122 - Lämpövuo q määritellään: dz dTq λ−= (9.2) Jossa λ on materiaalin lämmönjohtavuus ja dT/dz on lämpötilagradientti G: dz dTG = (9.3) Lämpövuon yhtälö 9.2 saa muodon: Gq λ−= (9.4) Konduktiossa energia siirtyy väliaineen elektronien tai hilavärähtelyn, ”fononien” välityksellä. Konduktio on keskeisin lämmönsiirtomekanismi Maapallon kuoressa. Tiheämmät aineet johtavat lämpöä yleensä paremmin ja metallit erityisen hyvin. Lämmönjohtumista kuvaa yhtälö, jossa materiaalin läpi (pinta-ala A, paksuus ∆x) siirtyvä lämpömäärä Q [J] = [kgm2/s2] ajassa ∆t on verrannollinen lämpötilaerogradienttiin: x TA t Q ∆ ∆ = ∆ ∆ λ (9.5) Lämmönjohtavuus, thermal conductivity k tai λ [W/mK] on materiaalin ominaisuus, joka kertoo sen kyvystä johtaa lämpöä. Se määritetään yhtälöllä, jossa lämpömäärä Q siirtyy ajassa t matkan L pinta-alan A läpi johtuen lämpötilaerosta ∆T, vakaissa olosuhteissa, joissa lämmön siirtyminen riippuu vain lämpötilagradientista. Ts. eli lämmönjohtavuus = lämpövuon tiheys x matka / (pinta-ala x lämpötilaero): TA L t Q ∆⋅ ⋅=λ (9.6) - 123 - Konduktanssi U, conductance, kuvaa lämmönjohtavuuskerrointa pituusyksikköä kohti: x U ∆ = λ (9.7) Saadaan: TUAQ ∆= (9.8) Konvektiossa energia siirtyy aineen mukana, tämä mekanismi on merkittävä vaipassa, ja vaikuttaa sitä kautta osaltaan syvemmältä tulevan lämpövuon alueelliseen jakautumaan. Säteilyssä energia siirtyy sähkömagneettisena säteilynä fotonin mukana. Tämä mekanismi on merkittävä vain erittäin kuumilla kappaleilla (vaipan alaosat, ydin), mutta koska säteily vaimenee voimakkaasti sekä etäisyyden, että väliaineen takia, ei sen vaikutus juurikaan näy kuoren yläosissa. Maan pinnalla lämpövuo on keskimäärin 65 mW/m2, josta mannerkuoren alueella manttelista tuleva lämpövuo on keskimäärin 20 mW/m2. Erotus 45 mW/m2 johtuu maankuoren kivilajien radionuklidien hajoamisesta johtuvasta lämmöntuotosta. Koska kivilajit sisältävät erilaisia määriä radioaktiivista kaliumia, uraania ja toriumia, vaihtelee lämmöntuottokin kivilajeittain. Yleistäen happamien kivilajien radioaktiivinen lämmöntuotto on korkeampi kuin emäksisten, ja hienompijakoisten sedimenttikivien lämmöntuotto korkeampi kuin karkeampien. Kohteen kyky varastoida lämpöä eli ominaislämpökapasiteetti c, specific heat capacity (lämpökapasiteetti massayksikköä kohti) [J/kgK] määritellään lämpömäärän Q suhteena massan m ja lämpötilan muutoksen ∆T tuloon: Tm Q c ∆ = (9.9) Toisin sanoen lämpötilamuutoksen ∆T aikaansaamiseksi tarvitaan lämpöenergian E (1J = 0.239 cal) siirtymistä sisään tai ulos. Lämpökapasiteetti liittyy materiaalin - 124 - tiheyteen (kg/m3). On huomattava erottaa toisistaan ominaislämpökapasiteetti vakiopaineessa, cp, ja vakiotilavuudessa, cv. Lämpöhitaus määrittää kappaleen kyvyn vastustaa lämpötilamuutoksia. Diffusiviteetti määrittää miten nopeasti kappale voi muuttaa lämpötilaansa. Lämpödiffusiviteetti α, terminen diffusiviteetti, (temperature conductivity, thermal diffusivity) [m2/s] riippuu kiven lämmönjohtavuudesta λ, ominaislämpökapasiteetista cp ja tiheydestä ρ: pc a ⋅ = ρ λ (9.10) Geotermi on maapallon sisuksen lämpötila (T) / syvyys (z) – kuvaaja. Tasapainossa oleva geotermi on ajan suhteen stabiilina pysyvä systeemi, ja sitä voidaan kuvata: λ A dz Td −=2 2 (9.11) Josta voidaan laskea lämpötilat syvyyden z suhteen, kun tunnetaan A(z) ja λ(z). 9.2. Mineraalien ja kivilajien termiset ominaisuudet Metalleissa lämmönjohtuminen on verrattavissa sähkönjohtavuuteen, koska vapaasti liikkuvat valenssielektronit siirtävät paitsi sähköä myös lämpöä. Muissa materiaaleissa, ei-metalleissa, kuten silikaatit, lämmönjohtuminen tapahtuu hilavärähtelyn eli “fononien” välityksellä. Lämmönjohtavuus riippuu monista materiaalin ominaisuuksista, erityisesti rakenteesta ja lämpötilasta, mineraaleilla koostumuksesta ja hilatyypistä. Voimakkaasti sähköä johtava hopea johtaa heikommin lämpöä kuin timantti, joka taas sähköisesti on puolijohde. Kiteisten aineiden lämmönjohtavuus vaihtelee - 125 - kideakselien suunnasta riippuen ja on siis anisotrooppinen. Korkeita lämmönjohtavuuksia on mm. kvartsilla, kyaniittilla, rutiililla ja spinelleillä. Alhainen lämmönjohtavuus on esimerkiksi biotiitilla. Ilma ja muut kaasut eristävät yleisesti hyvin lämpöä. Lämmönjohtavuudet vaihtelevat laajasti kivilajeittain, sekä myös yksittäisen kivilajin sisällä sen tarkasta mineraalikoostumuksesta ja rakenteesta riippuen. Tyypillisesti lämmönjohtavuus on suurempi kiteisillä kivilajeilla kuin sedimenttikivillä (suurempi tiheys), ja suurempi happamilla kuin emäksisillä kivilajeilla (enemmän kvartsia). Huokoisissa kivissä lämmönjohtavuus riippuu paineesta, joka vaikuttaa huokosten ja rakojen rakenteeseen. Lämmönjohtavuus tyypillisesti pienenee huokoisuuden kasvaessa, vesi ja kaasut alentavat lämmönjohtavuutta. Jos huokoisuus ja rakoilu on pientä, lämmönjohtavuus riippuu mineraalikoostumuksesta. Siihen vaikuttavat mineraalien omat lämmönjohtavuudet, niiden keskinäiset määräsuhteet, ja mineraalien kiderakenne, sekä mahdolliset epäpuhtaudet hilassa. Lisäksi kiven anisotrooppiset ominaisuudet voivat vaikuttaa voimakkaasti lämmönjohtavuuteen. On huomioitava, että lämmönjohtavuus on myös lämpötilan funktio (ja sitä kautta muutkin termiset ominaisuudet, kuten nähdään yhtälöstä 9.10). Tyypillisesti kiteisillä aineilla lämpötilan noustessa lämmönjohtavuus laskee, kun taas amorfosilla aineilla (esim. obsidiaani) ja esimerkiksi maasälvillä riippuvuus on päinvastainen. Luonnollisesti on huomioitava myös lämpötilan vaikutus aineen olomuotoon ja sulan osuuteen, ja sitä kautta sen käyttäytymiseen lämpötilan noustessa riittävän korkeaksi. Ominaislämpökapasiteetti on tyypillisesti aineen rakenteesta riippumatta suoraan verrannollinen lämpötilaan. Paineen kasvaessa aineen tiheys kasvaa, ja sitä kautta myös sen lämmönjohtavuus kasvaa. On kuitenkin huomioitava paineen vaikutus aineen sulamispisteeseen, joka voi vaihdella hyvinkin paljon kivilajista, sekoitussuhteesta ja ympäristöstä riippuen. Mikäli paine ja lämpötila kasvavat riittävän suuriksi, ja syntyy osittainen sula, lämmönjohtavuus yleensä laskee. - 126 - Joitain yleisimpien mineraalien ja kivilajien termisiä ominaisuuksia on listattu taulukoissa 9.1 ja 9.2. Arvot edustavat kuitenkin vain tiettyjä näytteitä, ja vaihtelevat suuresti eri julkaisujen välillä, joten näitä tulisi pitää ainoastaan suuntaa antavina. Taulukko 9.1: Mineraalien termisiä ominaisuuksia. Arvot: C: Cermak and Rybach, 1982, M: Melnikov et al., 1975. Mineraali λ (W/mK) α (m2/s) Pyriitti 19.2 (C) 0.50 (C) Magnetiitti 5.10 (C) 0.6 (C) Fluoriitti 9.5 (C) 0.85 (C) Kalsiitti 3.57 (C) 0.793 (C) Apatiitti 1.4 (M) 0.7 (M) Kipsi 1.05...1.3 (M) 1.07 (M) Kvartsi (α) 7.69 (C) 0.698 (C) Muskoviitti 1.7 (M) 0.76 (M) Kyaniitti 14.2 (C) 0.70 (C) Taulukko 9.2: Kivilajien termisiä ominaisuuksia. Arvot: C: Cermak and Rybach, 1982, D: Dortman, 1976. Kivilaji λ (W/mK) cp (J/kgK) α (m2/s) Graniitti 3.05 (C) 0.958 (C) 9.27 (D) Granodioriitti 2.65 (C) 1.093 (C) 5.15 (D) Gabro 2.63 (C) 1.005 (C) 9.72 (D) Pyrokseniitti 4.27 (C) 1.00 (C) 12.86 (D) Diabaasi 2.64 (C) 0.905 (C) Basaltti 1.95 (C) 1.23 (D) 5.34 (D) Kvartsiitti 5.26 (C) 1.013 (C) 17.9 (D) Gneissit 2.44 (C) 0.75 (C) 8.7 (C) Liuskeet 3.14 (C) 1.096 (D) 9.6 (D) - 127 - 9.3. Mittaaminen Maan pintaosan lämpövirtausta voidaan tutkia mittaamalla syvien kairareikien lämpötilagradienttia ja kairasydänten lämmönjohtavuutta. Suurin osa syvistäkin kairarei’istä ulottuu vain muutamien kilometrien syvyyteen, mikä Maan kuoren mittakaavassa on vain pintaraapaisu. Syvin tieteelliseen tutkimuskäyttöön sunnattu reikä on Kuolan niemimaalla sijaitseva SG-3, joka ulottuu 12 262 metrin syvyyteen, ja saavuttaa tuolla syvyydellä 180 °C lämpötilan. Reikää kairattiin 19 vuoden ajan 1970-1989, ja siitä oli tarkoitus tulla nykyistäkin syvempi, mutta odotettua korkeamman lämpötilan takia työt jouduttiin lopettamaan. Saksassa sijaitseva KTB- reikä puolestaan on 9101 metriä syvä, ja saavuttaa 260 °C lämpötilan, johtuen alueen erilaisesta geologiasta. Maailman syvimmät kairareiät ovat Maerskin reikä Qatarissa (12 289 m), sekä Exxonin reikä Sakhalinin saarella, Venäjällä (12 345 m). Molemmat ovat öljyteollisuuden pumppausreikiä, eikä näistä siksi ole saatavilla julkista mittausdataa ainakaan vielä. Huomion arvoista on kuitenkin reikien nopea kairaus, Sakhalinin reikä valmistui 60 päivässä ja Maerskin 36 päivässä. Syviäkin mittausreikiä saataisiin siis nopeasti aikaan, mikäli rahaa olisi. Tällä on merkitystä, koska tyypillisesti reiän pitäisi antaa rauhoittua noin kaksi kertaa poraukseen käytetty aika, ennen kuin siitä voidaan tehdä luotettavia lämpötilamittauksia. Kuolan syväreiän tapauksessa mittaukset voitaisiin tätä suositusta noudattaen aloittaa vasta vuonna 2027, kun taas Qatarin reiän kaltaisessa tapauksessa tarvitsisi odottaa vain hieman yli kaksi kuukautta. Suomen syvin reikä on Outokummun syväreikä, joka kairattiin vuosina 2004–2005 ja se ulottuu 2516 metrin syvyyteen. Syväreiän kairasydännäytteiden petrofysikaalisten ominaisuudet, mukaan lukien lämmönjohtavuudet, on mitattu metrin välein poimituista näytteistä (GTK ja HY). - 128 - Klassinen menetelmä lämmönjohtavuuden mittaamiseksi on ns. divided bar – menetelmä. Menetelmässä näyte sijoitetaan kupari- ja kvartsilevyjen väliin ja näytteen läpi ohjataan lämpövuo. Lämmönjohtavuus määritetään tunnettujen standardireferenssien lämmönjohtavuuksien (kvartsilevyt) avulla. Tällä menetelmällä mitataan lämmönjohtavuuksia GTK:ssa. Ominaislämpökapasiteetit määritetään perinteisesti keittämällä näytettä, ja sijoittamalla se tämän jälkeen kalorimetriin, jossa sijaitsevan nesteen ja näytteen yhteinen loppulämpötila määritetään. Diffusiviteetti voidaan määrittää suuntaamalla ohuen näytteen toiselle pinnalle lyhyt (esim. laserilla tuotettu) lämpötilapulssi, ja mittaamalla toisen puolen lämpötilaa. Kaikissa tapauksissa on huomioitava näytteiden rajallinen koko, jonka takia mittaukset eivät välttämättä ole kovinkaan edustavia kivilajiyksikön kannalta. Kuva 9.1: Lämmönjohtavuuden mittaamista varten näytteestä sahataan ohut (7 mm) kiekko, jonka molemmat puolet hiotaan sileäksi. Epätasainen pinta voi aiheuttaa mittausvirhettä. Satu Vuoriainen, GTK. - 129 - LÄHDELUETTELO Ahern, J. L. 2007: Gravity & Magnetics Exploration Fall 2007, University of Oklahoma, http://gravmag.ou.edu/mag_rock/mag_rock.html AGU-Handbook (ed. T. Ahrens), 1995. Rock Physics and Phase Realations.CRC Press, 731 s. Al-Sadi, H.N., 1980. Seismic Exploration – Technique and Processing. Birkhäuser, Basel, 215 s. Airo, M-L., 2005. Regional interpretation of aerogeophysical data: extracting compositional and structural features. In Airo, M-L. (ed.), Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 176-197. Airo, M.-L., 2002. Aeromagnetic and aeroradiometric response to hydrothermal alteration. Surveys in Geophysics 23: 273-302. Airo, M-L., 1999a. Magnetic and compositional variations in Proterozoic mafic dykes in Finland, northern Fennoscandian shield. Canadian Journal of Earth Sciences, Volume 36, Number 6, p. 891-903. Airo, M-L., 1999b. Aeromagnetic and petrophysical investigations applied to tectonic analysis in the northern Fennoscandian shield. Geological Survey of Finland, Report of Investigation 145. 51p. Airo, M-L., 1995. Magnetic petrology and aeromagnetic interpretations. In: Autio, S. (ed.) Geological Survey of Finland, Special Paper 20, 177-179. - 130 - Airo, M-L., 1993. Correlation between magnetization and magnetite grain size and shape: Kaunislehto metavolcanic rocks, northern Finland. In: Autio, S. (ed.) Geological Survey of Finland, Special Paper 18, 129-132. Airo, M-L., 1990. Susceptibilities, intensities of remanence and densities of Precambrian and recent volcanic rocks: Examples from Iceland and northern Fennoscandia. Geological Survey of Finland, Report of Investigation 93. 24p. Airo, M-L. and Ahtonen, N., 1999. Three different types of Svecokarelian granitoids in southeastern Lapland: magnetic properties correlated with mineralogy. In: Autio, S. (ed.) Geological Survey of Finland, Special Paper 27, 129- 140. Airo, M.-L. ja Loukola-Ruskeeniemi, K. 2004. Characterization of sulfide deposits by airborne magnetic and gamma-ray responses in eastern Finland. Ore Geology Reviews 24:67–84. Airo, M-L. and Loukola-Ruskeeniemi, K., 1991. Early Proterozoic metamorphosed black shales in the Kainuu Schist Belt, eastern Finland - geophysical properties correlated with petrography and geochemistry. In: Autio, S. (ed.) Geological Survey of Finland, Special Paper 12, 209-216. Airo & Säävuori, Kivimieskalenteri 2007, Geologian tutkimuskeskus Airo, M.-L., Elminen, T., Mertanen, S., Niemelä, R., Pajunen, M., Wasenius, P. and Wennerström, M., 2008. Aerogeophysical approach to ductile and britle structures in the densely populated urban Helsinki area, southern Finland. In Pajunen, M. (ed), Tectonic evolution of the Svecofennian crust in southern Finland – a basis for characterizing bedrock technical properties. Geological Survey of Finland, Special Paper 47, 283-308. - 131 - Butler, R. F., 1992. Paleomagnetism. Blackwell Scientific Publications. 319p. Carmichael, R.S., 1989. Practical Handbook of Physical Properties of Rocks and Minerals. CRC Press, 741 s. Cermak, V. & Rybach, L. 1982. Thermal properties, In: Landolt-Börnstein numerical data and functional relationships in science and technology (K.-H. Hellwege ed.), New Series; Group V. Geophysics and Space Research, Vol. I Physical properties of rocks, subvolume a, 305-371. Springer-Verlag Berlin 1982. Clark, D. A., 1997, Magnetic petrophysics and magnetic petrology: aids to geological interpretation of magnetic surveys. AGSO Journal of Australian Geology and Geophysics, v. 17, p. 83-103. Dortman, N.B., 1984. Physical properties of rocks and mineral deposits (in Russian). Nedra, Moscow. Dortman N. B., 1976. Fiziceskie svoistva gornich porod I polesnich iskopamych. Izdat, Nedra, Moskva. Elo, S., 1997. Interpretations of the Gravity Anomaly Map of Finland. Geophysica, 33(1), 51-80. Elo, S. ja Heiskanen, V., 1974. Katsaus mineraalien, kivilajien ja irtomaalajien tiheyksiin sekä Suomessa tehtyihin kivilajien tiheysmäärityksiin. Luku IIB 12 s, julkaisussa Petrofysiikka S-3, toim. Matti Ketola. Teknillinen korkeakoulu, vuoriteollisuusosasto, Espoo. Eloranta, E. 2007. Geofysiikan kenttäteoria, STUK-A198 - 132 - Gleizes, G., N¿d¿lec, A., Bouchez, J., Autran, A. and Rochette, P. (1993). Magnetic susceptibility of the Mont-Louis Andorra ilmenite-type granite (Pyrenees): A new tool for the petrographic characterization and regional mapping of zoned granite plutons. Journal of Geophysical Research 98(B3) Grant, F.S., 1985. Aeromagnetics, Geology and Ore Environments. I. Magnetite in Igneous, Sedimentary and Metamorphic Rocks: an Overview. Geoexploration 23, 303-333. Grönholm S. (toim.), Alviola, R., Kinnunen, K.A., Kojonen, K., Kärkkäinen, N. ja Mäkitie, H. 2010. Retkeilijän kiviopas. Geologian tutkimuskeskus. 92 s. Hautaniemi, H., Kurimo, M., Multala, J., Leväniemi, H. and Vironmäki, J. 2005. The ”Three In One” Aerophysical Concept of GTK in 2004. In Airo, M-L.(ed.) Aerogeophysics in Finland 1972-2004: Methods, System Characteristics and Applications. Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 21-74. Heier, K. & Rogers, J., 1963. Radiometric determination of thorium, uranium and potassium in basalts and two magmatic differentiation series, Geochim. et Cosmochim. Acta, 27, 137-154. Henkel, H. 1994. Standard diagrams of magnetic properties and density – a tool for understanding magnetic petrology. Journal of Applied Geophysics 32: 43-53. Hrouda, F. and Kahan, S.: The magnetic fabric relationship between sedimentary and basement nappes in the High Tatra Mts. (N Slovakia), J. Struct. Geol., 13, 431–442, 1991. - 133 - Hrouda, F., Faryad, S., Jerabek, P., Chlupacova, M., Vitous, P. 2009. Primary magnetic fabric in an ultramafic body (Moldanubian Zone, European Variscides) survives exhumation-related granulite-amphibolite facies metamorphism. Lithos 111, 1-2, p. 95-111. Hrouda, F., Faryad, S., Chlupacova, M., Jerabek, P. 2008. Magnetic fabric relationship between an ultrabasic body and host high-pressure felsic granulite (Moldanubian Zone, European Variscides): the effect of exhumation related granulite-amphibolite facies metamorphism. Geotectonic Research 95, p. 68-68. Hyvönen E., Turunen, P., Vanhanen, E., Arkimaa, H. and Sutinen, R. 2005. Airborne gamma-ray surveys in Finland. Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 119-134. Jalkanen, E. 1974a. Kivien elastiset ominaisuudet. Luku IVA, 26 s, julkaisussa: Petrofysiikka S-3, toim. Matti Ketola. Teknillinen korkeakoulu, vuoriteollisuusosasto, Espoo. Jalkanen, E., 1974b. Tuloksia Suomessa tehdyistä kivien kimmomoduli- ja puristuslujuusmäärityksistä. Luku IVR, 19 s, julkaisussa: Petrofysiikka S-3, toim. Matti Ketola. Teknillinen korkeakoulu, vuoriteollisuusosasto, Espoo. Jõeleht A. and Kukkonen, I. 2002. Physical properties of Vendian to Devoniean sedimentary rocks in Estonia. GFF volume 124, pp. 65-72. Kauranne, L. K., Gardemeister, R., Korpela, K. & Mälkki, E., 1976. Rakennusgeologia II. Opetusjulkaisu 304, Otakustantamo, Espoo, 530 s. Kearey, Ph., Brooks, M. and Hill, I. 2002. An Introduction to Geophysical Exploration. Blackwell Publishing. - 134 - Ketola, M. (toim.), 1974. Petrofysiikka. Moniste TKK-S-3. Kivekäs, L., 2005. Kokonaishuokoisuuden estimointi huokoisuussarjojen avulla: Esimerkkejä meteoriittitörmäysten kohdekivilajeista. In: Viljanen A. & Mäntyniemi, P. (eds.) Proceedings of XXII Geofysiikan Päivät. Geofysiikan Seura ry., Helsinki 2005. s. 77-82. Kivekäs, L., 1993. Density and porosity measurements at the petrophysical laboratory of the Geological Survey of Finland. In: Autio, S. (ed.) Geological Survey of Finland, Special Paper 18: 119-127. Koljonen, T., 1992. Maapallon geokemiallinen erilaistuminen. Suomen geokemian atlas, osa 2. Geologian tutkimuskeskus 1992: Korhonen, J. and Lahtinen, R., 1996. Comparison of petrophysical and rock geochemical data in the Tampere-Hämeenlinna area, southern Finland. Geological Survey of Finland, Bulletin 392, 45p. Korhonen, J.V., Säävuori, H., Wennerström, M., Kivekäs, L., Hongisto, H. and Lähde, S., 1993. One hundred seventy eight thousand petrophysical parameter determinations from the regional petrophysical programme. In Autio, S. (ed.), Geological Survey of Finland, Special Paper 18, 137-141. Korhonen, J.V., Säävuori, H., Hongisto, H., Turunen. P., Kivekäs, L., Tervo, T., Lanne, E. and Tuomi, A., 1989. Regional petrophysical program for Finland 1980-1991. In Autio, S. (ed.): Geological Survey of Finland, Special Paper 10: 137- 141. Kukkonen, I.T., 1998. Temperature and heat flow density in a thick cratonic lithosphere: the SVEKA transect, central Fennoscandian Shield. Journal of Geodynamics, 26, 111-136. - 135 - Kukkonen, I.T. and L.J. Pesonen, 1983. Classification of meteorites by petrophysical methods. Bull. Geol. Soc. Finland 55 (No. 2), 157-177. Kukkonen, I.T., Gosnold, W.D. and Šafanda, J., 1998. Anomalously low heat flow density in eastern Karelia, Baltic Shield:a possible palaeoclimatic signature. Tectonophysics, 291, 235-249 Kuusisto, M., 2006. Suomen maankuoren koostumuksen kivilajitulkinta seismisten aineistojen avulla. Helsingin yliopisto, Fysikaalisten tieteiden laitos, Lisensiaatintyö. Lipponen, A., 2006. Topographical, structural and geophysical characterization of fracture zones: implications for groundwater flow and vulnerability. Ph.D. thesis no. 190 of the Department of Geology, the University of Helsinki. Macke, R., Britt, D., Consolmagno, G., 2011. Density, porosity and magnetic susceptibility of achondritic meteorites, Meteorit. Planet. Sci. 46, 311-326 McElhinny, Michael W.; McFadden, Phillip L., 2000. Paleomagnetism: Continents and Oceans. Academic Press. Melnikov N., Rshewski, W., Prodotjakonov, M. 1975. Spravocnik (kadastr.) fiziceskich svoistv gornich porod, Izdat, Nedra, Moskva. Morrison, F., Erika Gasperikova, John Washbourne, 2004: The Berkeley Web Course in Applied Geophysics at http://appliedgeophysics.lbl.gov/ Moskowitz, B.M., 1991. Hitchhiker’s Guide to Magnetism http://www.geo.umn.edu/orgs/irm/hg2m/hg2m_index.html Nagata, T. 1961. Rock Magnetism. Maruzen co. Ltd. Tokyo - 136 - Nevanlinna, H. 2002. Perustietoa geomagnetismista. Ilmatieteen laitos, Geofysikaalisia julkaisuja 53. 115 s. Parasnis, D.S., 1997. Principles of applied geophysics. Chapman & Hall, 429 s. Patnaik, P., 2003. Handbook of Inorganic Chemical Compounds, McGraw-Hill, 1086 s. Peltoniemi, M., 1988. Maa- ja kallioperän geofysikaaliset tutkimusmenetelmät. Otakustantamo, 411 s. Peltoniemi, M., Mak33 kurssikirja Sovelletun geofysiikan perusteet, TKK. Peltoniemi, M. 1982. Characteristics and results of an airborne electromagnetic method of geophysical surveying. Geological Survey of Finland, Bulletin 321, 229p. Pesonen, L.J., 1980. Petrofysiikan sovellutuksia. Moniste TKK-V-GEO-B9, 155s. Pesonen, L.J., Terho, M. and Kukkonen, I., 1993. Physical properties of 368 meteorites: Implications for meteorite magnetism and planetary geophysics. Proc. of the NIPR Symposium on Antarctic Meteorites, No. 6, 401-406. Piispanen, R. ja Tuisku, P. 2005. Mineralogian perusteet: Verkko-oppikirja. http://cc.oulu.fi/~petuisku/Mineralogian_peruskurssi.html Piispanen, R. ja Tuisku, P. 1998. Kidetieteen ja mineralogian oppikirja. Press, F., R. Siever, J. Grotzinger, Th. H. Jordan, 2004. Understanding Earth, 4. edition. WH Freeman. - 137 - Prutkina, M. & Saskin, W. 1975. Spravocnik po radiometriceskomu analizu, Atomizdat, Moskva. Puranen, R., 1989. Susceptibilities, iron and magnetite content of Precambrian rocks in Finland. Geological Survey of Finland, Report of Investigation 90, 45p. Puranen, R., Elo, S. and Airo, M-L., 1978. Areal and geological variation of rock densities, and their relation to some gravity anomalies in Finland. Geoskrifter (Aarhus University) 10: 123-164. Puranen, M., Marmo, V. and Hämäläinen, U., 1968. On the geology, aeromagnetic anomalies and susceptibilities of Precambrian rocks in the Virrat region (Central Finland). Geoexploration 6: 163-184. Reeves, C. 2005 : Aeromagnetic Surveys: Principles, Practice & Interpretation, Geosoft Rochette, P., Sagnotti, L., Bourot-Denise, M., Consolmagno, G J., Folco, I., Cattacceca, J., Osete, M.L., Pesonen, L.J., 2003. Magnetic classification of stony meteorites: 1. Ordinary chondrites. Met & Plan. Science 38, Nr. 2, 251-268. Rochette, P. Sagnotti, L., Consolmagno. G., Folco, L., Maras, A., Panzarino, F., Pesonen, L., Serra, R. & Terho, M. 2001. A Magnetic Susceptibility Database For Stony Meteorites, Quaderni di Geofisica, N. 18, 6p. Schön, J., 2004. Physical Properties of Rocks. Pergamon Press, 583 s. Sheriff, R.E., & Geldart, L.P., 1983. Exploration Seismology, Volumes 1 & 2. Cambridge University Press, Cambridge, 253 + 221 s. STUK tiedottaa 2/2005: Luonnon radiaktiivisia aineita sisältävät materiaalit. - 138 - Suominen, V., 1973. Mineraalinmääritys. 94 s. Suppala, I., Oksama, M. and Hongisto, H. 2005. GTK airborne EM system: characteristics and interpretation guidelines. Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 103-118. Säävuori, H. ja Airo, M-L., 2001. Suomen kallioperän petrofysikaaliset ominaisuudet: tilastollisia yhteenvetoja. In Airo, M-L. and Mertanen, S. (eds.): Proceedings of the XX Geofysiikan Päivät 15.-16.5.2001, Helsinki. Geofysiikan Seura r.y. Geophysical Society of Finland. Terho, M., Pesonen, L.J. and Kukkonen, I.T., 1996. Magnetic properties of asteroids from meteorite data - implications for magnetic anomaly detections. In: H. Rickman and M.J. Valtonen (eds.), Worlds in Interaction: Small Bodies and Planets of the Solar System. Kluwer Academic Publ., Dordrecht, 223-231. Also appeared in Earth, Moon, and Planets, v. 72, Nos. 1-3, 223-231. Terho, M., Pesonen, L.J., Kukkonen, I.T. and Bukovanska, M., 1993. The Petrophysical Classification of Meteorites. Stud. Geophys. & Geod., 37, 65-82 Turunen, P., Vanhanen, E., Rossi, S. ja Sutinen, R., 2000. Luonnon gammaspektrometrian käyttö geologisessa tutkimuksessa ja malminetsinnässä. Raportti Geologian tutkimuskeskus, C/Q25/52/2000/1. Turunen, P., 2001. Gammaspektrometriasta ja kairanreikäluotauksesta. Raportti Geologian tutkimuskeskus, C/Q25/52/2001/1. Wennerström M. and Airo, M.-L., 1998. Magnetic fabric and emplacement of the post-collisional Pomovaara Granite Complex in northern Fennoscandia. In: Liegéois, J-P. (ed.), Lithos Vol. 45 (1998) Post-Collisional Magmatism, 131-145. - 139 - HAKEMISTO α-säteily 97 β-säteily 97 γ-säteily 97 aktiivisuus 96 alkeiskoppi 14 anisotropia 5, 55, 69 antiferromagnetismi 56 avaruushila 14 axial modulus 113 canted antiferromagnetism 56 Curie-lämpötila 51 demagnetointi 75 demagnetointi-ilmiö 54 diamagnetismi 48 dielektrisyys 83 differentiaatio 19 diffusiviteetti 125 elastiset aallot 115 elektrodipolarisaatio 88 eriste 87 felsisyys 18 ferrimagnetismi 53 ferromagnetismi 49 fluoresenssi 17 geotermi 125 hajoamislaki 101 hajoamissarja 99 hajoamisvakio 98 hematiitti 56 hilakulma 14 hiukkassäteily 95 Hooken laki 111 huokoisuus 20 huokoisuuden mittaus 24 hystereesi 52 induktio 82 indusoitu magnetoituma 45 indusoitu polarisaatio 81, 87 in-situ 5 intermediäärisyys 18 ionisoiva säteily 95 ionisoimaton säteily 95 isomorfia 13 isotooppi 97 isotropia 5 johde 86 juonikivi 18 jännitys 111 kappaletiheys 30 kehärakenne 19 kideakseli 14 kidejärjestelmä 14 kiderakenne 14 kiilto 17 kimmoisuus 111 kimmokerroin 113 kimmovakiot 112 kiteinen liuos 87 kivilaji 17 K-kaappaus 98 Koenigsbergerin suhde kts Q-suhde koersiviteetti 53 konduktanssi 124 konduktiovirta 44 konvektio 124 kuivatiheys 30 liukukerroin 113 lohkeavuus 15 lämmönjohtavuus 123 lämmönjohtuminen 123 lämpösäteily 124 lämpötilagradientti 123 lämpövuo 123-124 mafisuus 18 magmakivi 18 magneettikenttä 45, 81 - 140 - magneettinen dipoli 44 magneettinen domain 59-61 magneettinen momentti 45 magneettiset ominaisuudet 44 magneettivuon tiheys 45 magnetiitti 54 magnetoituma 47, 50, 54 magnetometri 73 malmi 11 massapistejono 14 Maxwellin yhtälöt 81 metamorfinen kivi 18 mineraali 11 mineraalin asu 16 mineraalin väri 17 Mohsin asteikko 17 muodonmuutos 111 märkätiheys 30 naarmutuskovuus 17 Néelin lämpötila 56 Ohmin laki 81 omamuotoinen kide 14 ominaislämpökapasiteetti 124 ominaispaino 29 ominaisvakio 4 ominaisvastus 82 P-aallot 115 paramagnetismi 49 permeabiliteetti 21, 45-46 permittiivisyys 83-84 petrofysiikka 3 petrofysiikan tietokanta 10 piihappitetraedri 13 Poissonin luku 113 polymorfia 13 puoliintumisaika 99 puolijohde 86 puristuskerroin 113 Q-suhde 47, 76 radioaktiivinen hajoaminen 98 radioaktiivinen lämmöntuotto 122 radon 95 rae 11 raekoko 16 raetiheys 30 rakeisuus 16 remanenssi 46, 72-73 remanentti magnetoituma kts remanenssi S-aallot 115 sedimenttikivi 18 seisminen nopeus 116 seismiset aallot 115 silikaatit 13 skalaarisuure 4 SQUID 74 superparamagnetismi 61 suskeptibiliteetti 45, 53, 55 syväkivi 18 sähköinen polarisaatio 82 sähköinen vastus 82 sähkökenttä 82 sähkömagneettinen aalto 95 sähkönjohtavuus 82 sähkövirtatiheys 82 sähkövuon tiheys 82 säteily 95 säteilyannos 96 säteilytys 96 taustapolarisaatio 88 tensorisuure 5 termomagneettinen käyrä 51 tiheys 29 tunkeutumissyvyys 84 ultramafisuus 18 varaustiheys 82 vektorisuure 4 verkkopinta 14 vierasmuotoinen kide 14 viiru 17 vulkaaninen kivi 18 University of Helsinki March 30th 2012 Department of Physics Report Series in Geophysics 2005 – 68 Airo, M-L. ja Kiuru, R., 2012: Petrofysiikan perusteet. 67 Wang, C., 2011: Antarctic ice shelf melting and its impact on the global sea ice-ocean system. 66 Elbra, T., 2011: Physical properties of deep drill cores – implications for meteorite impact effects and crustal structures. 65 Vehviläinen, J., 2010: Snow modeling on Tellbreen, Svalbard with Snowpack snow physical model during winter and spring 2009. 64 Mäkelä, M., 2009: On the variability and relations of ice conditions, heat budget and ice structure at the Saroma-ko lagoon, Japan, in and between years 1998–2009. 63 Manninen, M., 2009: Structure of the atmospheric boundary layer in Isfjorden, Svalbard, in early spring 2009. 62 Rasmus, K., 2009: Optical studies of the Antarctic Glacio-oceanic system. 61 Leppäranta, M. (ed.), 2009: Proceedings of the Sixth Workshop on Baltic Sea Ice Climate. 60 Kohout, T., 2009: Physical properties of meteorites and their role in planetology. 59 Salminen, J., 2009: Paleomagnetic and rock magnetic study with emphasis on the Precambrian intrusions and impact structures in Fennoscandia and South Africa. 58 Mäkiranta, E., 2009: Observations of atmospheric boundary layer over sea ice in a Svalbard fjord. 57 Forsström, S., 2008: Carbonaceus aerosol particles in Svalbard snow. 56 Oikkonen, A., 2008: Variability and changes of Arctic sea ice cover, 1975-2000. 55 Kanto, E., Leppäranta, M. and Mattila, O-P., 2007: Seasonal snow in Antarctica. Data report II. 54 Koistinen, E., 2007: Antarktikan ilmastohistoria. 53 Wang, K., 2007: On the mechanical behaviour of compacted pack ice: theoretical and numerical investigation. 52 Donadini, F., 2007: Features of the geomagnetic field during the Holocene and Proterozoic. 51 Elo, A.-R., 2007: Effects of climate and morphology on temperature conditions of lakes. 50 Halkola, K., 2006: The orographic climate factors contributing to the mass balance of small glaciers in North- Iceland. 49 Kanto, E., 2005: Snow characteristics in Dronning Maud Land, Antarctica. 48 Rasmus, S., 2005: Snow pack structure characteristics in Finland – Measurements and modeling. Report Series in Geophysics No. 68 ISSN 0355-8630 ISBN 978-952-10-7067-9 (PDF) Helsingin yliopiston verkkojulkaisut Helsinki 2012