| |||||
МЕНЮ
| Контактово-метасоматические горные породыразнообразной формы: кубическими, пентагонольно-додекаэдрическими и октаэдрическими. Рутил наблюдается в виде мельчайших зерен, образующих скопления, которые вместе с другими наложенными минералами развиваются по первичным цветным минералам. Содержание рутила во вторичных кварцитах довольно постоянно и не превышает 1(. Зуниит в виде примеси мелких кристаллов входит в состав псевдоморфоз по вкраплениям полевых шпатов; кроме того, он ассоциирует с кварцем, пиритом, рутилом и флюоритом. Турмалин вторичных кварцитов в отличие от турмалина других типов метасоматитов представлен высокоглиноземистой разновидностью. Под микроскопом он бесцветен со слабо-желтоватым или голубоватым оттенком и практически не плеохроирует. Химический состав. Собственно вторичные кварциты почти нацело состоят из SiO2 ((80 мас.() и Al2O3 (14-18 мас.(). В метасоматитах, содержащих воду и серу, количество этих компонентов может достигать 8-15 мас.(. Нередко отмечается примесь бора (0.1-0.5 мас.( B2O3). Внешний облик. Вторичные кварциты – светлые породы массивной или пятнистой текстуры и мелко- или среднезернистой структуры. Иногда для них характерна повышенная пористость, которая при интенсивном выщелачивании может достигать 50-60( объема пород. Микроструктуры. Вторичные кварциты по риолита выделяются бластопорфировой структурой, присутствием реликтовых вкраплений кварца, бластосферолитовым или бластофельзитовым строением, а также реликтовой флюидальностью, полосчатостью и меньшей пористостью по сравнению с вторичными кварцитами, образованными по гранит-порфирам и гранодиорит- порфирам, обладающим бластопорфировидной структурой и тонкой штокверковой кварцевой жилковатостью. Для метасоматически измененных туфов и брекчий типична бластокластическая структура и значительная пористость. Местами микроструктура вторичных кварцитов становится гранобластовой, лепидогранобластовой, нематогранобластовой, порфиро- и пойкилобластовой. Стадийность и зональность метасоматитов. При изучении взаимоотношений метасоматических минералов, чрезвычайно сложных и противоречивых, удается наметить три главные минеральные ассоциации, которые последовательно сменяют друг друга при изменении температуры и кислотности растворов. Наиболее ранней является черырехминеральная равновесная ассоциация: кварц ( + рутил + пирит (или гематит) + серицит (. По- видимому, несколько позднее по отношению к этой ассоциации образуются пирофиллит (, диаспор (, алунит, зуниит и топаз. В дальнейшем при повышении температуры и усилении циркуляции растворов возникают андалузит, корунд и продолжается собирательная перекристаллизация кварца, рутила и пирита. На поздней стадии формируются дюмортьерит, кварц ((, серицит ((, поздние генерации диаспора и пирофиллита. Минералообразование завершается отложением флюорита, который цементирует зуниит, кварц и пирит. Метасоматическая зональность в массивах вторичных кварцитов проявлена неотчетливо, хотя общая тенденция к упрощению минерального состава по направлению к зонам наибольшей циркуляции растворов отмечается часто. Удачный пример метасоматической зональности приведен в работе И.П. Иванова (1974 г.). 0. Диориты, кварцевые порфиры, риолиты и их туфы 1. Орт + Аб + Кв + Сер + Хл 2. Орт + Аб + Кв + Сер 3. Орт + Сер + Кв 4а. Сер + Кв 4б. Кв + Анд 4в. Кв + Пф 4г. Кв + Ал 5. Кв Эта метасоматическая колонка в главных чертах сходна с результатами эксперимента, отражающими воздействие на порошок гранитов раствора соляной кислоты и смешанных солевых растворов с отношением mKCl / mHCl ( 3, содержащих углекислоту (Зарайский и др., 1981, 1986(: 0. Биотитовый гранит 1. Кв + Аб + Би + (Му) 2. Кв + Аб + Би + Му 3. Кв + Му 4. Кв + Анд 5. Анд Отличие экспериментальной колонки заключается в появлении мономинеральной тыловой зоны, сложенной андалузитом. Последовательность образования остальных зон очень близка. Изменение гранитов в эксперименте начинается с появлением мусковита (серицита), который развивается по калишпату. В следующей зоне исчезает микроклин, полностью замещаясь мусковитом. На границе с зоной 3 одновременно исчезают две фазы: альбит и биотит. Эта особенность устойчиво повторяется во всех опытах. При добавлении к раствору соляной кислоты кварцевого порошка в тыловой части колонки образуется маломощная кварцевая зона. Физико-химические условия образования метасоматитов. Вторичные кварциты формируются в обстановке интенсивного кислотного метасоматоза при выщелачивании всех компонентов, кроме Si и Al. Вторичные кварциты являются результатом воздействия на кислые и средние породы среднетемпературных (T=300-500 (C) насыщенных SiO2 кислых (pH=1-4) преимущественно хлоридных растворов (Cl(((F(), содержащих углекислоту, SO4(2 и, возможно, BO3(3; в катионной части растворов преобладают K+ и Na+. Максимальные метасоматические изменения происходят в приповерхностных зонах, где благодаря высокой пористости и трещиноватости обеспечивается относительно свободная циркуляция кислорода, а горные породы обогащены вадозными водами, которые и производят интенсивное кислотное выщелачивание. Под воздействием таких растворов возникают не только вторичные кварциты, но и серицитолиты, аргиллизиты, пропилиты. Распространенность и рудоносность метасоматитов. Метасоматиты фации вторичных кварцитов приурочены к центрам наземного, а иногда подводного вулканизма кислого и среднего составов. С массивами вторичных кварцитов связаны крупные месторождения глиноземистого сырья, главным образом корунда (Семиз-Бугу, Центральный Казахстан) и алунита (Заглик, Азербайджан). Приповерхностные вторичные кварциты содержат самородную серу (Камчатка, Курильские острова, Япония). Рудные месторождения (Mo, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, U и др.), пространственно связанные с вторичными кварцитами, как правило, наложены на эти метасоматиты и значительно отделены от них во времени. 7. Физические, физико-механические, инженерно-геологические свойства 7.1 Плотность физических тел Плотность – это свойство веществ, определяющееся их массой m (физической характеристикой материи) и объёмом V: ( = m/V. Масса образца состоит из массы твёрдой фазы mт и жидкости mж; массой газообразной фазы mг можно пренебречь. Объем образца состоит из объёма твёрдой фазы Vт и объема пор Vп. Следовательно, ( = mт +mж /Vт +Vп. Отношение массы твёрдой фазы породы к занимаемому ею объёму называется кп = Vп /V; n = кп/(1+кп). Если относительная влагонасыщенность образца p ? 1, то масса жидкой фазы в образце mж = p*(ж *Vп, где (ж - плотность жидкости, заполняющей поры. Плотность образца определяется по формуле ( = (1 – кп)( + кпp(ж. Для водонасыщенного образца ( p = 1, (ж = 1 г/см3) плотность (вл = ( - кп(( - 1). Для газонасыщенного образца (p = 0) (г = (1- кп)(. В зависимости от структуры и текстуры пород структура порового пространства может быть разной. Она характеризуется открытой и эффективной пористостью. С плотность вещества тесно связан их удельный вес, определяющейся из отношения силы тяжести тела (вес тела P) к его объёму (в = P/V = g(, где g – ускорение свободного падения. 7.1.1 Плотность горных пород, образовавшихся при контактовом метаморфизме Процессы контактового метаморфизма могут быть без существенного изменения химического состава исходной породы, например при образовании роговиков (термальный метаморфизм); иногда они сопровождаются значительными метасоматическими изменениями. Возникающие при метаморфизме осадочных пород роговики характеризуются повышенной плотностью. Степень увеличения плотности определяется минеральным составом роговиков. Кристаллические сланцы, возникающие в результате контактового метаморфизма (с проявлением метасоматоза) глинистых и известково-глинистых осадочных пород, отличаются резко повышенной плотностью по сравнению с исходными породами, что обусловлено появлением минералов с высокой плотностью (см. табл. 1) и резким уменьшением пористости пород. Таблица 1 Плотность (в г/см3) пород, образовавшихся при контактовом метаморфизме | |Порода, формация|(ср |(min - (max | |Метаморфизм | | | | | |сланец пятнистый|2,55 |2,50-2,70 | |контактовый | | | | | |роговик |2,74 |2,60-2,85 | | |скарн |( |2,85-3,45 | | |кварцит |2,62 |2,57-2,68 | 7.2 Магнитные свойства горных пород Магнетизм вещества связан с особенностями строения внешних и внутренних атомных орбит, а магнетизм горных пород, кроме того, и с кристаллохимией слагающих их минералов. По типу магнетизма выделяются диа- и парамагнитные химические элементы, образующие все главные породообразующие минералы, и ферромагнитные элементы и минералы, магнитные свойства которых во много раз сильнее магнитных свойств первых и обладают рядом специфических черт. В веществе, помещённом в магнитное поле, появляется внутреннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничивающее). Напряжённость суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего) называется магнитной индукцией. Магнитная индукция В = (о(H + J). Намагниченность вещества J является функцией внешнего поля. Для парамагнетиков связь между J и H в широкой области полей носит линейный характер: J = жH, где безразмерная величина ж носит название магнитной восприимчивости. Для ферромагнетиков условно принимают туже форму записи, но их ж сложным образом зависит от поля. С той же оговоркой связь между величиной магнитной индукции и внешним полем выражается через магнитную проницаемость ( = (о(1+ ж). Для характеристики магнитной проницаемости вакуума используется величина (о, равная 107/4(. 7.2.1 Магнитные свойства метаморфических пород Для метаморфических пород характерен наиболее широкий диапазон изменения значений магнитной восприимчивости и естественной остаточной намагниченности. Встречаются образования от диамагнитных до очень сильно ферромагнитных. Широкие пределы изменения ж, J, Jn обусловлены сравнительно редко распространенными породами – мраморами и кристаллическими известняками, характеризующимися отрицательной магнитной восприимчивостью и железистыми кварцитами, серпентинитами, скарнами, среди которых встречаются очень сильно магнитные разности, по значениям ж, J и Jn приближающиеся к магнетитовым рудам. Наиболее широко развитые метаморфические породы – микрокристаллические и кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и другие имеют меньший диапазон изменения значений параметров; они обладают более низкими максимальными значениями, чем магматические образования. Контактовый метаморфизм определяет образование пород, характеризующихся очень непостоянными магнитными свойствами, что зависит как от параметров исходных пород, так и от давлений и температур, обуславливающих метаморфизм. Так, для скарнов, наиболее вероятная величина магнитной восприимчивости (в 10-5 ед. СИ) – 10 - 12000, а максимальная величина – 30000. 7.3 Электрические свойства Из электрических свойств веществ наибольшее значение в геофизике имеют удельное электрическое сопротивление, диэлектрическая проницаемость, естественная и вызванная поляризация и пьезоэлектрический эффект. Возможность направленного движения частиц (электронов и ионов) под действием внешнего электрического поля обусловливает электропроводность веществ. Сопротивление возникающему электрическому току вызывается хаотическим (тепловым) перемещением заряженных частиц и зависит от строения электронной оболочки атомов, кристаллохимических структур минералов и ионизационных свойств водных растворов солей. Удельное электрическое сопротивление ( = Rs/l, где R – сопротивление вещества, Ом; l – длина тела, м; s – поперечное сечение тела, м2. Удельная электрическая проводимость ( = 1/(. По природе электропроводности выделяются: проводники, полупроводники и диэлектрики (электронные и ионные). 7.3.1 Удельное электрическое сопротивление метаморфических пород Удельное электрическое сопротивление метаморфических пород зависит от ряда факторов. Выше уровня грунтовых вод породы характеризуются гигроскопической влажностью; их сопротивление достигает 103 – 106 Ом(м. Наблюдается значительное колебание сопротивления пород в зависимости от климатических условий. Ниже уровня грунтовых водообильность кристаллических пород определяется наличием в них связанных (капиллярных) и свободных (гравитационных) вод. Капиллярная влажность для ненарушенных массивов и толщ, главным образом ниже зоны выветривания. Свободные гравитационные воды в складчатых областях и древних щитах являются трещинно-жильными; они подразделяются на трещинные воды зоны выветривания (до 100 м), жильные воды (до 1- 2 км) и трещинно-карстовые. Удельное сопротивление кристаллических пород, обводнённых трещинно- жильными водами, в несколько раз меньше сопротивление тех же пород в ненарушенных массивах. Для разных районов величина удельного сопротивления пород в зоне развития трещинных вод неодинакова в связи и различной интенсивностью развития процесса выветривания и отличием в степени минерализации вод. Сопротивление одних и тех же пород обычно значительно изменяется по площади. Необходимо отметить, что в пределах эксплуатируемых рудных месторождений в результате вскрытия их горными выработками и нарушения естественной циркуляции вод рудничные воды характеризуются значительно более высокой минерализацией (10 – 20, реже 100 г/л) по сравнению с водами неэксплуатируемых месторождений. Поэтому сопротивление пород, полученное в результате параметрических измерений на эксплуатируемых месторождениях, может быть значительно ниже, чем сопротивление аналогичных пород в пределах невскрытых месторождений. Удельное электрическое сопротивление (в Ом(м) метаморфических пород (по литературным и фондовым данным) | |Измерения на образцах |Измерения с помощью ВЭЗ и каротажа | | | |в породах | | | | | |Порода | | | | |с |с максимальной|с максимальной|с вкраплениями | | |гигроскопической|капиллярной |капиллярной |рудных минералов, | | |влажностью |влажностью |влажностью |графита, углистого | | | | | |вещества | |Скарн |1(106-1(107 |1(103-1(106 |( |50-1(103 | |Роговик|1(106-1(107 |1(103-1(106 |( |50-1(103 | Пьезоэлектрический эффект – свойство определенных кристаллических веществ проявлять электрическую поляризацию под действием механических напряжений или деформации. Пьезоэлектрическая поляризация проявляется как в монокристаллах определенного типа симметрии, так и в полнокристаллических агрегатах, содержащих ориентированные пьезоэлектрические кристаллы. Горные породы, в составе которых находятся пьезоэлектрические активные минералы, образуют обширную и распространенную группу пьезоэлектрических текстур. Тип симметрии пьезоэлектрических текстур горных пород и величина их пьезоэффекта находятся в зависимости от следующих свойств пьезоактивного минерала: типа кристаллографической симметрии, величины пьезомодулей, характера пространственной ориентировки электрических (полярных) и других осей, процентного содержания минерала и его пространственного положения относительно нейтральной компоненты в породе. К наиболее распространенным в природе минералам пьезоэлектрикам относятся кварц, турмалин, сфалерит, нефелин. При наложении на породу электрического поля в ней происходит смещение внутренних связанных зарядов. В результате на ее поверхности появляются неуравновешенные заряды, которые создают электрическое поле, направленное противоположно внешнему и ослабляющее последнее. Это явление носит название поляризации породы. Вектор поляризации ( – суммарный электрический момент единицы объема диэлектрика. По природе поляризации и величине поляризуемости выделяются 4 группы веществ: 1. полезные ископаемые с высокой поляризуемостью, образующиеся за счет высокой электронной проводимости; 2. полезные ископаемые и горные породы с непостоянной поляризуемостью, изменяющейся в зависимости от содержания и состава вкрапленных электронно-проводящих минералов; 3. магматические и метаморфические породы со слабой поляризуемостью, возникающие за счет полупроводниково-ионной проводимости; 4. осадочные породы со средней и слабой поляризуемостью, образующиеся в средах с ионной проводимостью Минералами, способствующими увеличению поляризуемости пород, являются: пирит, пирротин, галенит, графит, марказит, халькозин, халькопирит и др. Поляризуемость пород, содержащих вкрапленность проводящих минералов, изменяется также от влажности – с увеличением влажность поляризуемость заметно возрастает. Магматические, метаморфические и осадочные “чистые” породы (не содержащие вкрапленности рудных минералов или графита) имеют относительно невысокую поляризуемость, определяющуюся полупроводниково- ионной и ионной проводимостью. 7.4 Теплофизические свойства Тепловое состояние земных недр является первопричиной многих геологических процессов. Теплофизические параметры определяются следующими формулам: теплопроводность ( = q/grad T, где q – плотность теплового потока; grad T – температурный градиент; удельная теплоёмкость c = Q/m(T2 – T1), где Q – количество теплоты; m – масса тела; Т – Т – разность температур, на которую изменяется температура тела массой m при подведении к нему количества теплоты Q; температуропроводность a =( /c(, где c( - объёмная теплоёмкость (Дж/(м3*К)(. Параметром теплового поля земли, который можно непосредственно измерить, является плотность теплового потока q = Q/St, где S – площадь изотермической поверхности ; t – время. В геологических исследованиях плотность теплового потока Земли находится из уравнения Фурье: q = -( grad T, Коэффициенты теплового линейного и объёмного расширения определяются соответственно формулами ( = (LT – L0)/L0; ( = (VT – V0)/V0, где LТ и L0 – длина тела соответственно при температуре T и 00; VТ и V0 – объём тела соответственно при температуре T и 00. Метаморфические породы (скарны, кварциты, гнейсы, мраморы, роговики и др.) имеют высокую теплопроводность (для скарнов (ср =2,31 Вт/(м(К)), что связано с наличием у этих образований плотных кристаллических структур с низкой пористостью и широким развитием метаморфических минералов (андалузита, ставролита). Диапазон изменения теплопроводности метаморфических пород значителен - 0,55-76 Вт/(м(К). Стандартное отклонение теплопроводности метаморфических пород несколько выше, чем осадочных, и более чем в 3 раза превышает таковое для интрузивных пород. В полиминеральных метаморфических образованиях теплопроводность ниже, чем в мономинеральных метаморфических породах, как это видно на примере чарнокитов и гранито-гнейсов (Хср=1,3и 2 Вт/(м(К) соответственно). Продукты контактового метаморфизма отличаются повышенной теплопроводностью. Теплопроводность пород из зон гидротермального метасоматизма близка к теплопроводности продуктов регионального метаморфизма. Метаморфические породы имеют высокую теплоемкость, максимальными значениями ее характеризуются роговики - 1480 Дж/(кг(К). Средняя теплоемкость у метаморфических пород выше, чем у магматических. 7.5 Ядерно-физические (радиоактивные) свойства Естественная радиоактивность пород обусловлена наличием в их составе либо минералов, содержащих радиоактивные элементы (уран U, торий Th, радий Ra), либо радиоактивных изотопов калия K40. Кроме того, ряд минералов обладает способностью адсорбировать из окружающей среды радиоактивные элементы и изотопы (глины, глинистые сланцы). Величина радиоактивность горных пород оценивается параметром горной радиоактивности R – количеством распадающихся в одну секунду атомов в килограмме вещества. Содержание урана и тория в метаморфических породах, образующихся за счет метаморфизма вулканитов основного состава, является повсеместно низким и не зависит от фаций метаморфизма. В целом в метаморфических породах – продуктах регионального динамотермального и контактового метаморфизма содержание урана и тория различно лишь для образований, метаморфизованных в условиях амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций. В продуктах более высоких ступеней метаморфизма содержание радиоактивных элементов практически выравнивается во всех типах пород. Процессы ультраметаморфизма и метасоматоза приводят к увеличению содержания урана и тория. При этом среди продуктов ультраметаморфизма и метасоматоза выделяются образования с резко пониженным (10- 20) торий-урановым отношением. Список литературы V Белоусова О.Н., Михина В.В., Общий курс петрографии, “Недра”, М, 1972 V Дортман Н.Б., Физические свойства горных пород и полезных ископаемых, “Недра”, М, 1984 V Ермолов В.А., Попова Г.Б., Мосейкин В.В. и др., Месторождения полезных ископаемых: учебник для вузов, “МГГУ”, М, 2001 V Ершов В.В., Геология и разведка месторождений полезных ископаемых, “Недра”, М, 1989 V Жариков В.А., Метасоматизм и метасоматические породы, “Научный мир”, М, 1998 V Павлинов В.Н., Михайлов А.Е., Кизевальтер Д.С. и др., Пособие к лабораторным занятиям по общей геологии, “Недра”, М, 1988 V Попов В.С., Богатиков О.А., Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород, “Логос”, М, 2001 |
ИНТЕРЕСНОЕ | |||
|