Контактово-метасоматические горные породы

разнообразной 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

| |сланец пятнистый|2,55 |2,50-2,70 |

| |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 | | |

|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

Страницы: 1, 2, 3, 4

МЕНЮ

Контактово-метасоматические горные породы

ИНТЕРЕСНОЕ