Магнитная восприимчивость, плотность и электропроводность. Месторождение Миссури - рефераты, скачать рефераты, бесплатно рефераты

Рефераты. Магнитная восприимчивость, плотность и электропроводность. Месторождение Миссури

p align="left">Ковалентная и металлическая типы кристаллохимических связей обеспечивают повышенную электропроводность.

Самородные элементы составляют основу проводников, сульфиды и оксиды - полупроводников, галоиды, карбонаты, вольфраматы, силикаты и алюмосиликаты - диэлектриков.

Глава 3
С увеличением глубины залегания осадочных горных пород в толще земной коры под действием возрастающего геостатического давления их плотность закономерно возрастает, главным образом за счет уменьшения пористости.
Изменение пористости и плотности осадочных пород в процессе литогенеза происходит за счет двух факторов: физико-механического и геохимического. Первый обеспечивает уплотнение осадков и проявляется на этапе раннего диагенеза, второй служит причиной цементации и перекристаллизации пород на стадиях раннего и позднего катагенеза.

Одновозрастные осадочные образования одного типа, залегающие на разных глубинах, могут заметно отличаться по пористости и плотности. Максимальное уплотнение характерно для глинистых пород, которые представляют собой мелкодисперсные системы с пластичными связями, что обеспечивает их наиболее высокую пористость в начальном состоянии. Если в глинах присутствует песчаная фракция, минеральная плотность породы снижается, а жесткость внутренних связей увеличивается. Песчаники с жестким кварцевым и карбонатным цементом уплотняются существенно меньше, чем песчаники с глинистым цементом. Степень уплотнения карбонатных пород также в сильной степени зависит от степени глинистости: мергели по характеру уплотнения приближаются к пластичным геологическим образованиям, а известняки - к породам с жесткими связями. Количественно отмеченные закономерности характеризуются следующими цифрами: свежеотложенные глинистые осадки, известковые образования и рыхлые хорошо отсортированные пески имеют пористость соответственно 85-60, 60 и 45%, а пористость этих же отложении на глубину 3-4 км снижается до 30-20, 15-20 и 10-15% (см. рис.2.12).

Плотность осадочных горных пород особенно быстро нарастает в интервалах верхних 500 метров.

Помимо пористости на изменение плотности осадочных пород существенно влияет минеральный состав.

Магнитная восприимчивость горных пород изменяется в очень широких пределах - от долей до десятков тысяч 105 ед. СИ, и зависит от соотношения в породе диа-, пара - и ферромагнитных минералов. Хотя в породе в общем случае присутствуют все три разновидности магнетиков, ее "магнитный облик" определяется преимущественно содержанием и свойствами ферромагнитных минералов, обладающих по сравнении с остальными аномальной магнитной восприимчивостью. Величина магнитной восприимчивости породы определяется тремя факторами:

1) типом ферромагнетика;

2) содержанием ферромагнетика в горной породе;

3) размерами включений ферромагнетика.

Влияние типа ферромагнитного минерала на величину магнитной восприимчивости породы очевидно, так как эти минералы отличаются друг от друга по ч (см. табл.4.4).

Наиболее магнитным является магнетит, наименее - слабые ферромагнетики: гематит, гётит и др. По убыванию магнитной восприимчивости ферромагнитные минералы составляют следующий ряд: магнетит - титаномагнетит - пирротин - гематит - гётит, гидрогетит, гидрогематит.

В этом ряду несколько неопределенным является лишь положение титаномагнетита: при высоком содержании в нем титановой молекулы он может стоять за пирротином.

Величина магнитной восприимчивости породы может служить приближенным диагностическим признаком минерала - ферромагнетика, содержащегося в породе. Приближенным, поскольку влияют и другие факторы, в первую очередь - содержание ферромагнетика. Покажем это на примере рис.4.27, где приведен определенный график магнитной восприимчивости сланцевых пород в геологическом разрезе месторождения золота.

По минералогическим определениям эталонных коллекций образцов в породах месторождения может присутствовать магнетит и пирротин. Породы средней части разреза скважины (рис.4.27) практически не содержат ферромагнетиков, поскольку их ч<20-10~6 ед. СИ. Вопрос о природе повышенной магнитности сланцев верхней и нижней частей разреза может быть решен на основании следующих соображений. Повышенная магнитность ч порядка (500 - 1000) - 105 ед. у углеродистых сланцев потому что они содержат микроскопически видимый пирротин. В существенно более магнитных карбонатно-слюдисто-кварцевых сланцах нижней части разреза невооруженным глазом ферромагнетик не обнаруживается, следовательно, такого уровня магнитную восприимчивость способен создать более сильный, чем пирротин, ферромагнетик, в нашем случае магнетит.

Вопрос о присутствии в названных породах в небольших количествах второго ферромагнетика на основании только величин ч не может быть решен; речь может идти только о ферромагнетике, создающем основную долю величины ч. В частном случае рассматриваемого разреза присутствие в углеродистых сланцах магнетита практически может быть исключено на основании несовместимости в большом интервале термодинамических условий устойчивости магнетита и графита (рис.4.28); последний присутствует в углеродистых сланцах разреза. Аналогично вопрос о природе ферромагнетика решился на основании терморазмагничивания: интервал блокирующих температур в случае углеродистых сланцев находился в окрестности точки Кюри пирротина-320°С, а в случае карбонатно-слюдисто-кварцевых сланцев - точки Кюри магнетита, т.е.578°С.

Глава 4. Петрографическая характеристика месторождения Миссури (Pb-Zn)

Миссисипи - Миссури. Это группа стратиформных месторождений свинца и цинка находится в долине р. Миссисипи, в США. За время эксплуатации с 1720 г. на них было добыто более 12 млн. т свинца и 11 млн. т цинка; попутно извлекаются: Сu, Ni, Co, Cd, Ag. Наиболее крупные месторождения сосредоточены в юго-восточной части Миссури (см. рис 60). Здесь обнажаются докембриаские кристаллические сланцы и гнейсы, перекрытые кембрийскими и ордовикскими осадочными отложениями, содержащими горизонты доломитов. Они образуют купол, ядро которого сложено докембрийскими гранитами и вулканитами, прорванными интрузивами и дайками основного состава. Оруденение приурочено преимущественно к тонкослоистым доломитам, среди которых выделяется серия горизонтов. Сложное строение доломитовой пачки определяется наличием выклиниваний, рифов, эрозионных несогласий, стилолитовых швов, подводных оползней, гравитационных брекчий. Распространены разрывные нарушения типа взбросо-сдвигов северо-западного простирания и трещины отдельности, к которым приурочены некоторые карбонатно-сульфидные прожилки.

Рудные тела представлены преимущественно согласными залежами платообразной, пластовой, ленто - и линзовидной форм, а также более редкими секущими телами жилообразной и более сложной форм. Длина отдельных залежей по простиранию достигает 200-500 м при мощности 3-4,5 м.

Главные минералы: рудный - галенит, жильный - доломит; второстепенные - сфалерит, халькопирит, халькозин, энаргит, миллерит, пирит, марказит, иногда зигенит и бравоит, а также кальцит, барит, диккит, иллит и кварц. Текстуры руд - послойные вкрапленные, прожилковые, брекчиевидные, реже массивные и друзовые; структуры - мелкозернистые (реже крупнозернистые), коррозионные, растворения, зональные, колломорфные. Рудные изменения выражены слабо, они проявляются в диагенетической доломитизации и окварцевании вмещающих пород. Свинцово-цинковые руды слагают центральные части рудоносных площадей, а свинцовые руды - периферические.

При изотопных исследованиях было установлено:

1) свинец галенитов обогащен радиогенными изотопами;

2) показатели д34 S испытывают значительные вариации: для месторождений Юго-Восточного Миссури от +36 до - 10%о, а для Верхнего Миссисипи от +6,3 до +32,2%о;

3) значения д18О и д16О известняков и доломитов свидетельствуют об очень незначительном изотопном обмене между породами и рудообразующими флюидами в ореолах, прилегающих к рудным телам.

Существуют четыре гипотезы происхождения стратиформных месторождений свинца и цинка:

1) осадочная, согласно которой они представляют собой первично-осадочные сингенетические месторождения, претерпевшие в дальнейшем диа-, катагенетические и метаморфические преобразования;

2) плутоногенная гидротермальная, связывающая их образование с находящимися на глубине гипотетическими магматическими породами;

3) инфильтрационная, или гидатогенная, согласно которой стратиформные месторождения являются эпигенетическими образованиями, возникшими под воздействием химически активных захороненных или метеорных вод глубокой циркуляции;

4) гипотеза о полигенном и полихронном происхождении описываемых месторождений, выделяющая в длительном периоде их формирования сингенетичный и последующий эпигенетичный этапы.

Петрофизическая характеристика минералов составляющих месторождение.

ГАЛЕНИТ (PbS) - полупроводник; очень высокая плотность (4,1-5,2); высокая электропроводимость; малая магнитность; сопротивление (10-5-1)

ДОЛОМИТ (CaMg (CO3) 2) - диэлектрик; средняя плотность (2,0-2,9); низкая электропроводимость; низкая магнитность; сопротивление (107-1016)

Физические свойства руд и вмещающих горных пород

Руды - Свинцово-цинковые; Теплопроводимость (2.1 л); Магнитная восприимчивость (10-5-10-3 ед. СИ); Поляризуемость (0.22-1.8%); твердость (1.5-3)

Вмещающие горные породы - Кристаллические сланцы, гнейсы, граниты; Теплопроводимость (1.9-2.3 л); Магнитная восприимчивость (10-5-10-4 ед. СИ); Поляризуемость (0.1-1.8%); твердость (3-6)

Почти все физические свойства горных пород и руд одинаковы и приблизительно равны кроме твердости.

Глава 5. Meдно-порфировые месторождения
Семейство медно-порфировых месторождений объединяет месторождения, представленные крупными скоплениями небогатых медных и молибденовых прожилково-вкрапленных руд штокверкового типа, связанные с гипабиссальными порфировыми интрузиями умеренно кислого состава. Месторождения формируются в специфических геоструктурах - вулкано-плутонических поясах геосинклинально-складчатых систем.

Собственно медно-порфировые месторождения образуются в завершение ранних стадий развития эвгеосинклиналей и приурочены к ассоциации вулканогенной базальтоидной и плутоногенной габбро-диорит-кварцево-диоритовой формаций. Медно-молибден-порфировые месторождения формируются в миогеосинклиналях на орогенном этапе их развития и приурочены к ассоциации пород более кислого состава - андезитоидная и диорит-гранодиорит-монцонитовая формации. Названные ассоциации принадлежат к начальным стадиям становления вулкано-плутонических поясов. Они сменяются формациями более кислых вулканогенных и плутоногенных пород, с которыми ассоциирует редкометалльное и золото-серебряное оруденение.

(Табл. №1)

На месторождениях широко развиты гидротермальные изменения пород (калишпатизация, биотитизация, серицитизация, хлоритизация и др.), сопровождающиеся прожилковой и вкрапленной сульфидной минерализацией, преимущественно пирита, халькопирита и молибденита. Рудные тела представляют собой области скопления прожилково-вкрапленных сульфидов, оконтуренные по повышенным содержаниям в породах меди и молибдена. Они отличаются большими размерами (сотни метров в поперечнике) при низких содержаниях рудных элементов: меди порядка 0,2 - 0,7%, молибдена - 0,005-0,015%. Руды содержат в небольшом количестве золото, серебро, селен. Главными признаками ПФМ медно-порфировых месторождений являются (табл. №1):

а) повышенные магнитность и плотность рудоносных гранитоидов в сравнении с вулканогенно-осадочными породами рамы;

б) близкие тенденции в поведении физических параметров пород при оруденении и гидротермальном изменении;

в) низкая магнитность руд и большинства гидротермально измененных пород;

г) повышенная поляризуемость и слабоповышенная электропроводность руд и метасоматитов;

д) единая зональность изменения физических параметров рудовмещающих пород и рудных тел.

Обратите внимание на разный уровень электрических параметров руд медно-порфировых месторождений и руд ранее рассмотренных колчеданных и скарново-магнетитовых месторождений. При сохранении общей тенденции. - более высокие поляризуемость и электропроводность руд в сравнении с вмещающими породами - руды медно-порфировых месторождений менее значительно отличаются от вмещающих пород по электрическим параметрам, нежели руды колчеданных или скарново-магнетитовых месторождений (см. табл. № 1).

Обобщенная петрофизическая модель медно-молибден-порфирового месторождения представлена на (рис. №17). Петрофизические изменения пород, связанные с медно-порфировым оруденением, захватывают большие объемы пород и распространяются далеко (сотни метров) за пределы рудных тел. Главное в модели - петрофизическая зональность (закономерное следование в пространстве пород с различным набором физических параметров), согласующаяся с метасоматической и рудной зональностью.

Рис.17 Обобщенная петрофизическая модель медно-молибден-порфирозого месторождения (по материалам Л. И. Кривцова, 1987; И.Г. Павловой, 1983 и др.): 1 - рудоносный порфировый интрузив; 2 -- границы рудного тела; 3 -- вмещающие породы за пределами петрофизических изменений; 4 -- зона повышенной магнитности; 5--8 -- область низкой магнитности и повышенной электропроводности пород н руд; 5--6 -- зона пониженной радиоактивности, повышенной (5) и высокой (6) поляризуемости; 7--8 -- зона повышенной радиоактивности, повышенной (7) и слабоповышенной (8) поляризуемости

Основную часть зональной структуры занимает область низкой магнитности и повышенной электропроводности. Причина низкой магнитности руд и рудовмещающих пород заключается в замещении магнетита пиритом в ходе рудно-метасоматических процессов. Повышение электропроводности пород обусловлено их повышенной пористостью и сульфидоносностью. В пределах области низкой магнитности и повышенной электропроводности выделяются две петрофизические зоны - повышенной и пониженной радиоактивности, занимающие различное положение относительно рудных тел.

Стержнем зональной структуры медно-порфировых месторождений является рудоносный порфировый шток (см. рис. №17). Ее центральную часть слагает зона повышенной радиоактивности, совпадающая с рудным телом и обрамляемая зоной пониженной радиоактивности, которая сменяется на глубине зоной повышенной магнитности.

Зона повышенной радиоактивности сложена калишпат-биотитовыми (в нижней части) и хлорит-серицитовыми метасоматитами. Наличие калийсодержащих минералов в метасоматитах, а также относительно высокая температура минералообразования калишпат-биотитовых метасоматитов явились причиной слабого повышения радиоактивности пород зоны, не характерного для других пород зональной структуры. Зона вмещает медно-молибденовое оруденение, представленное вкрапленностью молибденита с халькопиритом в калишпат-биотитавых метасоматитах и халькопирита (до 1-3%) с пиритом в хлорит-серицитовых. В вертикальном разрезе зоны молибденовая минерализация сменяется медно-молибденовой, а затем - медной, увеличивается количество сульфидов в метасоматитах, и, соответственно, их поляризуемость (до 10%).

Зона пониженной радиоактивности обрамляет рудное тело и представлена относительно низкотемпературными метасоматитами типа пропилитов (элидот, хлорит, кварц, карбонат, пирит). Породы зоны характеризуются повышенной поляризуемостью за счет вкрапленности пирита, количество которого возрастает в направлении к границам рудного тела. Здесь же развита не имеющая промышленного значения свинцово-цинковая сульфидная минерализация. Фактически тело медно-молибденовых руд оказывается окруженным чехлом интенсивно сульфидированных (пиритизированных) пород с повышенной и высокой (до 20-25%) поляризуемостью, превышающей поляризуемость медно-молибденовых руд. На глубине, на уровне молибденитовой минерализации, подзона - повышенной и высокой поляризуемости (пиритизации) сменяется зоной повышенной магнитности, сложенной относительно высокотемпературными метасоматитами с вкрапленностью магнетита.

Глава 6. Специальное исследование
Почему электропроводность калиевых минералов зависит от возраста?

При температурах больше 800оС носитель тока в породе является . В калиевых минералах он пополняется за счет радиоактивного распада

19 K 40 > 20 Ca 40 + в - + г

С увеличением абсолютного возраста породы, количество ионов увеличивается, следовательно увеличивается и энергия активации

из формулы зависимости электропроводности от температуры, имеем:

Электропроводность обратно пропорциональна энергии активации, то есть с увеличением энергии активации уменьшается электропроводность.

Заключение
Я считаю, что предмет, такой как физика горных пород актуален в настоящее время, так как дает нам такие способы и возможности познания недр земли, не разрушая ее, изнутри. Таким образом, существенно сокращается трата времени и денег на получение информации о залежах полезных ископаемых, их объеме, плотности, всех петрофизических свойствах.

У инженера-геофизика должен быть громадный кругозор знаний и навыков не зависимо от специфики работ и объектов исследования. Я полагаю, что данный курс лекций, и курсовая работа теоретически подготовила нас к самостоятельным измерениям физических параметров горных пород и руд.

Список используемой литературы

1. Петрофизика: Учебник для вузов/Вахромеев Г.С., Ерофеев Л.Я., Канайкин В.С., Номоконова Г.Г. - Томск: Издательство ТГУ 1997.

2. Курс рудных месторождений / Смиронов В.И. и др. - М.: 1986.

3. Рудные месторождения СССР. - М.: Недра, 1978. - 2ой том.

4. Физические св-ва горных пород и полезных ископаемых. - М.: Недра, 1984.

Страницы: 1, 2