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
| |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 (<1) и аномально высоким (>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, 5, 6, 7
