4.Магнитные и электрические свойства горных пород: определяющие факторы и закономерности.

Ферромагнетизм. Виды намагниченности

В методах магниторазведки и палеомагнитологии важна намагниченность горных пород: индуктивная и остаточная. В электромагнитных методах, использующих переменные поля достаточно высокой частоты, определенное значение имеет магнитная проницаемость (μ), но для большинства горных пород μ =1 , только сильные ферромагнетики имеют μ порядка 2—20.

Полная намагниченность горной породы J векторно складывается из индуктивной J_i и остаточной J_r, намагниченности. Индуктивная намагниченность пропорциональна напряженности современного магнитного поля J_i = кН, где коэффициент пропорциональности к — магнитная восприимчивость (тензор). В полях с большой напряженностью Н магнитная восприимчивость нелинейно зависит от Н, но для слабых полей порядка земного можно считать к(Н) = соnst.

Значения магнитной восприимчивости, а это безразмерная величина, зависят от выбора системы единиц, в СГС и СИ они не совпадают. Это следует из определения вектора Н — напряженности магнитного поля в различных системах единиц и из определения намагниченности и магнитной индукции:

вСИ: Н=В/μ₀ —J; J=кН; В=μμ₀Н; отсюда μ=1+к;

вСГС: Н=В-4πJ; J=кН; В=μН; отсюда μ=1+4πк.

Здесь μ₀ — магнитная постоянная, μ₀=4π·10^-7 Гн/м, часто называемая магнитной проницаемостью вакуума. Магнитная восприимчивость минералов и горных пород определяется, за небольшими исключениями (о них — позже), содержанием ферромагнитных минералов переходных металлов, в основном — группы железа, и в первую очередь — самого железа как наиболее распространенного из переходных металлов.

Ферромагнетизм имеет следующие свойства.

1. Он создается спиновыми магнитными моментами валентных электронов, что однозначно определяется при измерениях гиромагнитного отношения γ=е/m_е = 1,759·10¹¹ Кл/кг (е и m_е — заряд и масса электрона соответственно).

2. Имеется три уровня магнитного упорядочения:

а) параллельная ориентация магнитных моментов валентных электронов, энергетически выгодная, вопреки правилу Хунда, приводящая к взаимной компенсации магнитных полей антипараллельно ориентированных магнитных моментов электронов у диа- и парамагнетиков;

б) упорядочение направлений магнитных моментов атомов в кристаллической решетке, по которому различают:

— собственно ферромагнетики — с параллельной ориентацией магнитных моментов всех атомов,

— антиферромагнетики - с двумя подрешетками равных по модулю и противоположно ориентированных магнитных моментов,

— феррмиагнетики (ферриты) — с противоположно ориентированными разными по модулю магнитными моментами подрешеток,

— слабые ферромагнетики — с ориентированными под разными углами магнитными моментами подрешеток, атомных плоскостей;

в) доменная структура ферромагнитных материалов, согласная ориентация намагниченности в небольших частях ферромагнитных тел доменах.

З. Намагничивание требует энергетических затрат. Известны три механизма намагничивания, подменяющие друг друга во времени или с увеличением напряженности намагничивающего поля:

а) смещение доменных стенок, что приводит к росту доменов с ориентацией магнитных моментов, близкой к направлению намагничивающего поля и к сокращению размеров противоположно ориентированных магнитных моментов доменов;

б) повороты доменов до наилучшего совпадения их магнитных моментов с направлением намагничивающего поля;

в) парапроцесс усиление согласованности магнитных моментов атомов в кристаллической решетке за счет преодоления магнитной силой взаимодействия магнитных моментов друг на друга, нарушающих параллельную ориентацию, и влияния тепловых колебаний атомов в решетке.

По J_H намагниченностью насыщения и Н_c - коэрцитивной силой (полем противоположного знака, которое требуется для снятия намагниченности) различают магнитомягкие материалы, применяемые для измерения магнитных полей и в датчиках магнитной ориентации, и магнитожесткие материалы, к числу которых относятся ферромагнитные минералы. Намагниченность насыщения у магнитомягких материалов достигается в основном за счет смещения доменных стенок а у магнитожестких за счет поворота доменов. Второй механизм требует большей энергии, и магнитожесткие вещества могут быть постоянными магнитами.

4. Намагниченность изменяется с температурой. Эта зависимость нелинейная, различная у разных ферромагнетиков. Две подрешетки ферримагнетика часто имеют разные температурные кривые намагниченности. Тогда суммарная намагниченность меняет знак при изменении температуры. У всех ферромагнетиков намагниченность скачком уменьшается на несколько порядков при нагревании выше определенной для каждого вещества температуры (точки Кюри для ферромагнетиков и точки Нееля для антиферромагнетиков). Это точки магнитного фазового перехода (2-го рода), в которых разрушается ферромагнитная упорядоченность на электронном уровне. В таких переходах скачком меняются вторые производные термодинамического потенциала (свободной энергии) Гиббса: сжимаемость, теплоемкость, магнитная восприимчивость. Вещество становится парамагнитным с увеличением температуры.

5. В ферромагнитных материалах намагниченность зависит от механических напряжений (пьезо- или тектономагнетизм) и, наоборот, их намагничивание изменяет объем и форму тел (магнитостогласная рикция).

б. Намагниченность ферромагнетиков зависит от формы тела. На тело всегда действует собственное магнитное поле, направленное противоположно намагничивающему полю и создающее эффект размагничивания.

7. Намагниченность изменяется со временем и зависит от магнитной истории породы или тела. Причин магнитного старения довольно много: оно может быть самопроизвольным, вызываться действием постоянных и переменных магнитных полей, температуры, радиации, механических воздействий. Разные виды намагниченности имеют неодинаковую стабильность. Введено специальное понятие магнитной вязкости для характеристики запаздывания во времени намагниченности от изменений напряженности поля; есть несколько квантово-физических моделей ее природы.

Виды намагниченности

Намагничивание горных пород геомагнитным полем в естественных условиях происходит при определенных температурных условиях в присутствии механических напряжений, с фазовыми, а иногда и химическими преобразованиями вещества. Этот сложный процесс можно разделить на составляющие виды намагниченности.

Намагниченность постоянным магнитным полем при постоянных значениях давления и температуры, называемая нормальной или изотермической, по своей природе является индуктивной, но может быть давней, т. е. остаточной; она нестабильна при нагревании. добавление к постоянному магнитному полю переменного создает более интенсивную намагниченность, называемую идеальной; ее применяют в качестве одного из способов магнитной чистки при подготовке образцов к палеомагнитным измерениям. Вязкой называют намагниченность, уменьшающуюся со временем в результате действия релаксационных процессов.

Термоостаточная намагниченность J_rt образуется при остывании горных пород с ферромагнитными компонентами ниже температуры Кюри или Нееля. Это главный вид остаточной намагниченности магматических пород как объектов палеомагнитологии. Она весьма стабильна; необходимое для ее снятия поле (термокоэрцитивная сила) может в несколько раз превышать по напряженности земное.

Ориентационная остаточная намагниченность J_ro осадочных пород возникает при осаждении мелких, часто однодоменных частиц с ориентацией их магнитных моментов в геомагнитном поле. Эта намагниченность, как правило, слабоинтенсивная и не очень стабильная, но она наиболее интересна в палеомагнитных исследованиях ввиду широкого распространения и невысокой степени дислоцированности ее носителей терригенных осадочных пород.

Химическая остаточная намагниченность J_rc образуется в осадочных породах в результате химических изменений: новообразования окислов железа, раскристаллизации, дегидратации железосодержащих минералов; она обнаруживается у некоторых карбонатных пород, бокситов, осадочных железных руд. Химической в большинстве своем является природа изменений магнитных свойств горных пород в процессах метаморфизма.

Одной из важных характеристик магнитных свойств горных пород является отношение абсолютных значений остаточной и индуктивной намагниченности, называемое отношением или фактором (Кенигсбергера) Q=J_r/J_i. Если для объектов магниторазведки можно гарантировать малую величину этого фактора, < 0,2, то не нужно специально определять направление намагниченности, особенно для не сильно магнитных пород и руд, так как индуктивная намагниченность направлена по современному полю.

ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

Электрические свойства элементов и минералов Электропроводность чистых веществ (элементов) определяется в первую очередь особенностями структуры валентных электронных оболочек, которые описываются зонной теорией, т. е. их заполнением и шириной энергетической щели между валентной зоной и зоной проводимости. По этому признаку элементы разделяются на проводники — металлы, полупроводники и диэлектрики.

Электропроводность металлов определяется формулой γ= пеτ²/т, где е — заряд электрона, т — его масса; п — плотность электронов проводимости (их число в единице объема уменьшается с увеличением атомного радиуса и атомного номера); τ- время релаксации (промежуток между столкновениями), в течение которого поле действует на свободный электрон. Это наиболее изменчивый фактор ввиду его зависимости от температуры и концентрации дефектов, особенно примесных атомов. С ростом температуры сопротивление металлов возрастает, что отличает их от полупроводников, у которых. Металлы имеют частично заполненную валентными электронами верхнюю разрешенную зону и очень низкий энергетический барьер перехода электронов в зону проводимости.

У элементов-диэлектриков есть заполненная валентная зона и пустая зона проводимости с большим (более 5 эВ) энергетическим барьером между ними. Идеальные диэлектрики возможны только при температуре, близкой к 0 К. В реальных условиях многие кристаллы с четным числом валентных электронов в элементарной ячейке и не перекрывающимися энергетическими уровнями имеют свойства диэлектриков при малой концентрации примесей и в относительно слабых электрических полях.

Для полупроводников характерны либо почти полное, либо очень малое заполнение валентных зон, небольшая ширина запрещенной зоны ниже зоны проводимости. Под действием теплового возбуждения или в связи с наличием примесных атомов эта щель сужается, что обусловливает температурную или примесную проводимость. В зависимости от этих условий удельное сопротивление элементов-полупроводников меняется в широких пределах — от 10^-5 до 10⁵ Ом·м.

Среди минералов по электропроводности различают:

а) электронные проводники: ток создается направленным движением нелокализованнык электронов, сопротивление вызвано столкновениями электронов с атомами; вероятность столкновения растет с температурой. К этому классу относятся минералы самородных металлов, многие сульфиды металлов, графит и антрацит;

б) ионные проводники: ток создают переносимые нонами заряды. В твердом состоянии возможность перемещения ионов ограничена, поэтому проводимость зависит от растворимости и температуры; с ростом температуры сопротивление уменьшается; при наличии растворителей или повышенной температуре к этому классу можно отнести многие минералы: галоиды — галит, сильвин, карналлит, нитраты и некоторые окислы и гидроокислы, карбонаты, сульфаты и алюмосиликаты;

в) полупроводники: в зависимости от примесей они обнаруживают проводимость типа р (электронную, донорную) или п (дырочную, акцепторягую); сопрбтивление зависит от температуры и концентрации примесей. К этому классу относится большое число минералов — окислов, силикатов и нерастворимых солей. Есть много минералов, которые обнаруживают в зависимости от термодинамических условий и флюидной среды свойства полупроводников, ионных полупроводников или диэлектриков;

г) диэлектрики: по определению удельное сопротивление велико, но у реальных минералов оно не превышает 10¹⁵Ом·м; это нерастворимые окислы, силикаты; при высоких температурах в них возможна примесная, а также ионная проводимость, связанная с перемещением вакансий в кристаллической решетке.

Электропроводность горных пород определяется не только свойствами слагающих их минералов, но и характером срастания разных минералов. Есть минералы, которые чаще образуют проводящие срастания с другими, например пирротин, халькопирит, а другие, с довольно высокой индивидуальной электропроводностью, например галенит и магнетит, обычно образуют срастания, которые дают повышение удельного сопротивления. Различия поляризационных и диэлектрических характеристик минералов в зависимости от состава и кристаллической структуры не очень существенны для практики электроразведки. Большее значение имеют в этом плане межфазные и межзерновые границы в горных породах. Следует обратить внимание лишь на существенное отличие от других минералов диэлектрической проницаемости воды и нефти.

Электрические свойства кристаллических пород

Так как породообразующие минералы относятся в основном к категории диэлектриков или полупроводников и их удельное сопротивление составляет 10⁶-10¹⁵ Ом·м, неизмененные магматические породы характеризуются, как правило, довольно высокими удельными сопротивлениями. Существенной разницы между интрузивными и эффузивными палеотипными породами не отмечается.

Кайнотипные эффузивы имеют несколько меньшие значения удельных сопротивлений, чем аналогичные по химическому составу палеотипные, примерно на порядок, но это отличие не велико сравнительно с разбросом значений ρ внутри каждой группы пород. Причина в том, что состав и генезис магматических пород не являются главными определяющими факторами электропроводности горных пород, которая много больше зависит от пористости, трещиноватости, состава и концентрации флюидов. Обычно кристаллический скелет породы имеет на 6—8 порядков более высокое удельное сопротивление, чем жидкая фаза в поровом пространстве.

По этим же причинам относительно невелика дифференциация по удельному сопротивлению метаморфических пород. В большинстве случаев метаморфические породы имеют примерно на порядок меньшие удельные сопротивления, чем соответствующие им неизмененные породы; особенно сильно уменьшается ρ в процессах графитизации, сульфитизации. когда в породе приобретает большой вес металлическая проводимость, а также при серпентинизации гипербазитов.

Диэлектрическая проницаемость зависит от частоты; С увеличением частоты уменьшается (в сухих породах незначительно, а в водонасыщенных довольно сильно). Имеются данные о зависимости диэлектрической проницаемости от размера зерен: тонкодисперсные водонасыщенные породы имеют большие значения, в особенности на низких частотах. Для тонкослоистых разрезов и горных пород с преобладающей ориентацией минералов низких сингоний характерна анизотропия; вдоль слоистости диэлектрическая проницаемость всегда выше, при этом у водонасыщенных пород это различие выражено сильнее, чём у сухих. Среди рудных минералов повышенными значениями диэлектрической проницаемости характеризуются сульфиды свинца, меди и железа (галенит, халькозин, пирит, пирротин, халькопирит), а также молибденит, окислы железа и титана (магнетит, гематит, рутил). Многие минералы и горные породы имеют близкие значения.

Удельное сопротивление магматических и метаморфических пород почти не зависит от состава и определяется типом увлажнения, содержанием и минерализацией флюидов в порах и трещинах.

Электрические свойства осадочных пород

Осадочные породы имеют ионную проводимость, связанную с водонасыщенностью и степенью минерализации пластовых и поровых вод. Проводимость осадочных пород с пористостью от первых процентов до 20—З0 % при таких вариациях минерализации вод может меняться на много порядков почти безотносительно к составу пород. Точнее, такая зависимость есть, но не прямая: пористость зависит от литологии, степень минерализации отчасти связана с составом горных пород в осадочном бассейне.

На удельное сопротивление пород разного литологического состава неодинаково влияют гидрогеологическая обстановка и химический состав подземных вод. Для терригенных пород характерна наиболее сильная зависимость от степени минерализации вод, если же она одинакова, то наименьшим сопротивлением обладают слабо сцементированные песчаники, конгломераты с большой открытой пористостью, допускающей прохождение тока по флюидам независимо от кристаллической матрицы. Более плотные и сцементированныё песчаники, алевролиты имеют, как правило, более высокое сопротивление. Сопротивление карбонатных пород: известняков, мергелей, доломитов — зависит преимущественно от трещиноватости. Ненарушенные разности (доломиты, известняки) обладают обычно довольно высоким сопротивлением, мергели чаще трещиноваты и потому имеют пониженное сопротивление, которое больше зависит от минерализации вод. Для глинистых пород (глин, аргиллитов, глинистых сланцев) гидрогеологические и гидрогеохимические условия имеют довольно слабое влияние на удельное сопротивление; эти породы стабильно имеют низкие значения сопротивлений. Диапазон значений удельного сопротивления в каждой из групп пород, как правило, шире, чем различие сопротивлений разных пород в конкретных разрезах.

Три класса пород, различных по природе проводимости и пределам изменения ее значений.

К первому классу относятся кристаллические известняки и доломиты, уплотненные песчаники, алевролиты, сланцы в стадии катагенеза (а также почти все магматические и метаморфические породы) со смешанной ионной проводимостью поровых жидкостей и электронно-дырочной проводимостью скелета; они характеризуются высокими удельными сопротивлениями вне зон тектонических нарушений, выветривания и обводнения. Различие проводимости, как правило, обусловлено капиллярной влагонасыщенностью.

Второй класс составляют пористые терригенньте осадочные породы, а также карбонатные и кристаллические породы в зонах рассланцевания, где развиты трещинно-жильные воды. для этого класса характерна ионная проводимость при почти несущественном влиянии скелета, а также наиболее сильная зависимость удельного сопротивления от минерализации вод.

Третий класс образуют породы с вкрапленностью рудных минералов и графита, имеющих электронную (металлическую) проводимость, низкие, как правило, значения удельного сопротивления в зависимости от концентрации вкраплений. Одинаковые породы в соответствующих условиях залегания могут принадлежать разным классам.

Многообразие определяющих факторов

Изучение закономерностей распределения физических свойств горных пород возможно на основе анализа роли структурных факторов и термодинамических параметров среды на поведение горных пород в механических, электрических и магнитных полях. Определяющими факторами физических свойств горных пород мы называем характеристики состава и структуры пород, термодинамических условий и некоторые характеристики физических полей, если они воздействуют на свойства пород. Эта формулировка допускает существование физических свойств двух типов по отношению к соответствующим процессам: одни не зависят от параметров процесса, могут линейно (как коэффициенты) входить в уравнения, описывающие процесс; другие принципиально связаны с параметрами процесса, их называют нелинейными.

Главными определяющими факторами физических свойств горных пород являются их химический состав и структура.

Химический состав определяется:

а) структурой атомов — числом протонов и нейтронов в ядрах, распределением электронов по орбиталям, зонной электронной структурой;

б) молекулярной структурой — типами связей атомов, их координацией, силой, направленностью;

в) изоморфным замещением и примесными атомами в кристаллической решетке породообразующих минералов, акцессорными минералами в горной породе флюидов.

В сущности, термин структура, как видно из этого перечисления, включает в себя и химический состав. Структура горных пород определяется также:

г) кристаллической структурой минералов: симметрией, плотностью упаковки, типами и концентрацией дефектов и дислокаций;

д) минеральным составом, взаимоотношением минералов (зерен), их фазовым и агрегатным состоянием;

ж) пористостью, трещиноватостью, составом и концентрацией жидкостей и газов в породе.

Интересующие нас геофизические свойства (плотность, магнитная восприимчивость, удельное электрическое сопротивление и диэлектрическая проницаемость, скорости распространения сейсмических волн или упругие модули) в разной степени связаны с теми или иными структурными факторами, для каждого из свойств набор определяющих факторов индивидуален. Чем больше общие части этого набора факторов для разных свойств, тем сильнее свойства коррелируют друг с другом. Отсутствие общих факторов означало бы независимость физических свойств, но такого не наблюдается, так как определяющими для каждого из физических свойств являются, как правило, несколько факторов, пусть с разной значимостью; кроме того, сами факторы зависимы: атомная и молекулярная структура в большой степени определяет черты макроструктуры пород.

Факторы атомной структуры

Электронная конфигурация; она определяет магнитные свойства атомов. По структуре валентных оболочек, их заполнению, соотношению их энергетических уровней с энергиями взаимодействия в атоме и кристалле выделяются диамагнитные и парамагнитные вещества.

Изоморфизм, примеси

Изоморфизм — взаимная замещаемость в кристаллической решетке близких по свойствам атомов — распространенное явление в минералах, включая породообразующие. В изоморфных рядах обнаруживаются вариации физических свойств: упругости, плотности и магнитной восприимчивости, иногда электропроводности. Замещения происходят по изовалентным вертикальным рядам таблицы д. И. Менделеева или по диагональным направлениям по принципу близости атомных радиусов при условии сходных поляризационных характеристик ионов. Поэтому влияние изоморфных замещений на физические свойства пород не велико ввиду малых различий кристаллической структуры; здесь более существен состав, атомная масса.

Примесные атомы в кристаллической решетке – особый по влиянию на физические свойства вид дефектов структуры. Они по-разному искажают решетку, находясь в узлах и междоузлиях, создают добавочные энергетические уровни в зонной электронной структуре. Увеличивается электропроводность минералов — диэлектриков и полупроводников, изменяются поглощающие свойства, цвет минералов, их пластичность. прочность, упругие свойства, в меньшей мере плотность и магнитные свойства, усиливаются транспортные свойства (диффузия, теплопроводность). Степень этих изменений свойств, разумеется, зависит от концентрации примесей.

В число акцессорных минералов входят второстепенные, рудные. темноцветные, редкие минералы (не породообразующие). Несмотря на малое содержание в горных породах (проценты или даже доли процента), они существенно влияют на электрические и магнитные свойства пород. Темноцветные и рудные минералы, как правило, повышают электропроводность горных пород — непосредственно из-за металлических связей и косвенно, путем изменения типа и структуры связей других минералов, понижения потенциала ионизации. Среди них есть много минералов переходных металлов, прежде всего окислы и гидроокислы железа, за счет которых намагничиваются горные породы. Минералы радиоактивных элементов, ассоциирующиеся преимущественно с кислыми магматическими породами, создают радиоактивный фон земной коры.

Состав флюидов в поровом пространстве ГП влияет, и довольно значительно, на электрические свойства - удельное сопротивление и диэлектрическую проницаемость. Поляризуемость горных пород определяется присутствием глинистых частиц в минерализованных флюидах, а также концентрацией минералов с металлической проводимостью: пирита, пирротина, халькопирита, магнетита, графита и некоторых других. Особенно важна зависимость проводимости от минерализации вод в поровом пространстве для осадочных пород. Коллекторы различаются по диэлектрической проницаемости в зависимости от заполнения пор: вода, нефть или воздух.

Кристаллическая структура, ее дефекты

Металлические кристаллы увеличивают сопротивление с температурой: колеблющиеся с большей амплитудой атомы в решетке представляют собой более крупные мишени для электронов. У ионных кристаллов сопротивление с температурой понижается, поскольку «горячие» ионы с большей вероятностью покидают узлы решетки. Понижается с ростом температуры и сопротивление ковалентных полупроводниковых минералов, так как при высокой температуре валентные электроны легче преодолевают узкую запрещенную зону между валентной зоной и зоной проводимости. Тепловое возбуждение нарушает ориентацию магнитных моментов частиц, может даже полностью ликвидировать магнитное упорядочение ферромагнетиков, переводя их в парамагнитное состояние (при температуре выше точек Кюри или Нееля).

Точечные дефекты в кристаллах: вакансии, атомы в междуузлиях, их комбинации (дефекты Шотгки и Френкеля), концентрация которых повышается с температурой, определяют транспортные свойства минералов и горных пород (температуропроводнасть, диффузию, вязкость, электропроводность). дефекты изменяют напряженное состояние кристаллов, уменьшая тем самым упругие модули в макромасштабе минералов и горных пород. Влияние точечных дефектов на плотность мало, так как в больших объемах число вакансий оказывается примерно равным числу атомов в междоузлиях. А концентрация атомов — примесей обычно не велика.

Влияние процессов метаморфизма на физические свойства магматических пород довольно разнообразно. Оно зависит от типа метаморфизма, т. е. от температуры, давления, сдвиговых деформаций и состава привнесенных флюидов. При региональном метаморфизме повышаются плотность и упругие модули горных пород, довольно заметим эти изменения в фациях высоких давлений и температур гранулитовой и особенно эклогитовой. За счет графитизации, появления магнетита несколько возрастают электропроводность и магнитная восприимчивость метаморфических пород фаций зеленых сланцев и амфиболитов по сравнению с неизмененными породами.

Метаморфизм осадочных пород приводит к еще более значительным изменениям физических свойств. Контактовый метаморфизм сопровождается образованием скарнов, часто содержащих месторождения железа, свинца и цинка, вольфрама и молибдена. Большинство скарнов имеют резко повышенные значения плотности и магнитной восприимчивости и пониженное сопротивление.

Пористость, трещиноватость, флюндонасыщенность

Влияние пористости, трещиноватости и флюидонасыщенности на физические свойства довольно велико в осадочных породах на глубинах до 3—5 км, а для магматических и метаморфических пород — только в приповерхностных условиях. Пористость зависит от литологического состава горных пород, а трещиноватость в большей мере контролируется тектоническими факторами. У них различна геометрия нарушений структуры породы, но воздействие их на свойства горных пород имеет во многом общие черты.

Ведущим фактором, определяющим электропроводность горных пород, является состав флюидов в порах, конкретно — электропроводность поровых вод, зависящая от их минерализации. Этот фактор настолько сильный, что удельное сопротивление осадочных пород

часто не зависит от состава скелета, определяясь исключительно составом и концентрацией флюидов.

Билет №4

1. Принципы систематики горных пород .

2. Типы взаимоотношений стратифицированных образований и характеристика согласных и не согласных границ различного вида.

3. Магматические сульфидные медно-никелевые месторождения. Минеральный состав, условия образования, геологическое строение. Примеры на территории России

4. Плотность и упругие свойства горных пород: определяющие факторы и закономерности.

1. Принципы систематики горных пород.

I.Необходимость систематики:

а) Невозможность объять множество очень разных предметов, если их не классифицировать.

б) Прогностическое значение классификаций: при классификации некоего множества члены выделенных подмножеств будут обладать определенной общностью. Значит, если удается какой-то объект отнести к определенному подмножеству, мы вправе ожидать у него проявления свойств, присущих другим членам подмножества (классификация химических элементов Менделеевым – предсказание еще не открытых элементов и их характеристика).

II. Классификация – интеллектуальный инструмент познания; в зависимости от целей деятельности принципы классификации могут быть различными, отсюда – множественность классификаций

Горные породы

Тип (генетический критерий) – Осадочный, магматич, метаморфический

Класс (фациальный критерий) – (далее для магматических) – плутонические, гипабиссальные, вулканические

Группа (по содержанию SiO2 30-44 у/о, 44-53 основные, 53-64 – средние, >64 кислые)

Ряд (по степени насыщенности щелочами (Na2O+K2O) относительно содержания кремнезёма и глинозёма) – нормальный, умеренно-щелочной и щелочной

Семейство – по положению в системе координат SiO2/ (Na2O+K2O) (на TAS-диаграмме)

Виды и разновидности – классификационные критерии – количественно-минералогические, структурные, и т.д.

Классификаций тысячи. Каждый классифицирует в зависимости от целей исследований.

Вот примеры

2. Типы взаимоотношений стратифицированных образований и характеристика согласных и не согласных границ различного вида.

(Ответ по лекциям Благовидова В.В)

Взаимотоношения слоистых толщ:

1. Латеральное:

Выклинивание

Замещение

2.Стратиграфическое

Согласное (отстутствие стратиграфического перерыва)

С резкой границей

Постепенный переход

Несогласное (с перерывом)

Поверхность несогласия – подошва молодого комплекса.

1. Стратиграфическое несогласие – 2 комплекса (молодой и древний) структурно залегают согласно.

Это параллельное налегание А это параллельное прилегание

(в древних комплексах) (в четвертичке)

Волнистая линия – несогласие

2. Структурное несогласие.

Структурные координаты не соответствуют друг другу. (угловое, азимутальное)

Если осень небольшие различия в азимутах падения и углах падения, то называют географическим несогласием.

По площади распространения

1. Местные (площадь одной складки)

2. Региональные (Сиб.платформа)

Признаки несогласных взаимотоношений:

1. Стратиграфический перерыв.

2. Поверхность размыва в подошве молодого комплекса.

3. Базальные конгломераты, коры выветривания.

Структурные признаки

Угловые и азимутальные взаимоотношения, общий структурный план, характер налегания, тип структур и т.д.

Внимание! Не путать с внутриформационным перерывом.

Внутриформационный перерыв формируется при процессе осадконакопления (в аллювиальных толщах много размывов).

При перерыве в осадконакоплении слои поднимаются и размываются.

Так вот.. Если в основании комплекса конгломераты, то они могут быть внутриформационными, но если в их составе породы древнего комплекса, то такие конгломераты – базальные, в основании молодого комплекса – несогласие!

Если есть кора выветривания между комплексами –> был перерыв -> несогласие.

Несогласия связаны с крупными периодами изменения Земли (10-20-30 млн. лет).

Несогласия рассматриваются как реперные события.

Если чем моложе отложения, тем больше площадь их распространения, то был подъём уровня моря, то есть ТРАНСГРЕССИВНОЕ ЗАЛЕГАНИЕ. Если наоборот – РЕГРЕССИВНОЕ.

ЗНАЧЕНИЕ НЕСОГЛАСИЙ – ВЫДЕЛЕНИЕ СТРУКТУРНЫХ ЭТАЖЕЙ.

Структурный этаж – 2 комплекса отложений, разделённых поверхностью несогласия, при этом комплексы могут отличаться:

1. составом толщ

2. степенью метаморфизма

3. типом складчатости и разрывных дислокаций

4. общим структурным планом

5. типом магматических тел.

Степени различия могут быть разные.

3. Магматические сульфидные медно-никелевые месторождения. Минеральный состав, условия образования, геологическое строение. Примеры на территории России

Характеристика магматических сульфидных медно-никелевых месторождений и их примеры на территории России. - В.И.Смирнов, А.И. Гинзбург, В.М.Григорьев, Г.Ф.Яковлев, Курс рудных месторождений, с.86-92

При высоких температурах (1500—1200 °С) возможно разде­ление (ликвация) магмы на два несмешивающихся расплава: сульфидный и силикатный. На процесс ликвации влияют концентрация серы, общий состав силикатной магмы, в первую очередь количество Fe, Mg и Si, а также содержание халькофильных- эле­ментов в жидкой силикатной фазе. Присутствие железа в силикат­ном расплаве повышает растворимость сульфидов в десятки раз. При раскристаллизации отликвировавшего сульфидного расплава возникают магматические месторождения сульфидных медно-никелевых руд.

Известно 45 минералов никеля. Среди них минералами суль­фидных руд являются: пентландит (Fe, Ni)S (22—42 %), миллерит NiS (65), никелин NiAs (44), хлоантит NiAs₃_₂ {4,5—21,2,) полидимит Ni₃S₄ (40—54) и герсдорфит NiAsS (26—40); силикатных руд: гарниерит NiO-SiO₂-H₂O (NiO 46), непуит 12NiO-3SiO_a -2Н₂О (20—46), ревденскит 3(Ni, _Mg)O-2SiO₂-2H₂O (46) и никельсодер-жащий нонтронит Fe₂[AlSi₃Oio] (ОН)₂-пН₂О. В зонах окисления мышьяксодержащих руд развивается аннабергит Ni₃As₃O_s-8H₂O (37), который имеет лишь поисковое значение.

В истории геологического развития Земли намечается две глав­ных эпохи формирования сульфидных медно-никелевых месторож­дений: протерозойская (Балтийский и Канадский щиты, Южная Африка, Австралия) и киммерийская (Сибирская платформа). Силикатные никелевые месторождения коры выветривания возник­ли в новейшее время. Они распространены на Южном Урале, Балканах (Албания, СФРЮ,. Греция), в Бразилии, Новой Кале­донии, на Кубе, Филиппинах, Мадагаскаре.

ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Намечаются следующие промышленные месторождения никеля: 1) магматические, 2) плутоногенные гидротермальные, 3) коры выветривания.

Магматические месторождения

Ликвационные магматические месторождения сульфидных мед­но-никелевых руд в СССР известны на Кольском полуострове (Печенга, Аллареченское, Монча), в Красноярском крае (Талнах, Октябрьское, Норильск I), за рубежом — в Финляндии (Пори), Швеции (Клева), Канаде (Садбери, Томпсон), США (Стиллуотер), ЮАР (Бушвельд, Инсизва) и Австралии (Камбалда). Мес­торождения связаны с дифференцированными базит-гипербазито­выми массивами, обогащенными магнием. По А. Лихачеву, они формируются в пределах континентальной коры, главным образом в активизированных краевых частях платформ. Эти расслоенные интрузивы сложены перидотитами, пироксенитами, габбро, норигами и габбродиоритами гипабиссальной фации на щитах, габбро-долеритами, долеритами и пикритами субвулканической фации в чехле платформ. Более основные разности слагают нижние части массивов (их основание), менее основные — верхние.

Рудные тела размещаются внутри, по периферии, в придонной части, и вблизи материнских интрузивов. Среди них встречаются: 1) пластообразные висячие залежи вкрапленных руд; 2) пластообразиые и линзовидные донные залежи массивных «шлировых» и прожилково-вкрапленных руд, иногда распространяющиеся в под­стилающие породы; 3) линзы и неправильные тела приконтактовых брекчиевых руд; 4) жилообразные и жильные тела массивных руд. Размеры рудных тел изменяются от первых сотен метров да 1000—1500 м в длину по простиранию, от нескольких сотен метров до 800—1000 м по падению при мощности от 1—2 до 40—50 м, редко 100 м. Руды бывают сингенетичными - вкрапленными, реже массивными, и эпигенетичными — инъекционньми массивными и брекчиевыми. Обычно они комплексные: кроме Ni и Сu, содержат Pt, Pd, Rh, Ru, Co, Se, Те характеризуются достаточно выдержан­ным минеральным составом. Главные рудные минералы — пирро­тин, халькопирит, пентландит; второстепенные — магнетит, пирит, кубанит, борнит, полидимит, никелин, миллерит, виоларит сперил-лит и кулерит. Нерудные минералы представлены оливином, основ­ным плагиоклазом и пироксеном, кроме того, встречаются грана­ты, эпидот, серпентин, актинолит, тальк, хлорит и карбонаты.

Вмещающие породы местами сопровождаются тонкими отороч­ками актинолита, скаполита, антигорита, хлорита, серпентинита и других гидроксидсодержащих минералов. Иногда ореолы изменен­ных пород — скарнированных, окварцованных, карбонатизирован-ных — бывают значительны (Талнах). Однако эти гидротермаль­ные изменения произошли после формирования главной массы сульфидных медно-никелевых руд, образовавшихся при процессах ликвации в магматический этап. Этот этап, по М. Годлевскому,, состоит из нескольких стадий: 1) ранняя стадия — отделение суль­фидной жидкости; 2) средняя стадия —кристаллизация породооб­разующих силикатов (при температуре 1100—1200 °С и более),, сульфиды оставались жидкими; 3) поздняя гистеромагматическая стадия — кристаллизация сингенетических сульфидов при доста­точно высоких температурах (600—800 °С) и продолжение форми­рования инъекционных вкрапленников (600—300 °С) во вмещаю­щих породах; 4) заключительная стадия — сульфуризация, т. е. образование сульфидов вследствие реакции серы с металлсодер­жащими минералами горных пород, а также инъекции жильного сульфидного расплава. При этом рудный расплав сменился вод­ным сульфидсодержащим гидротермальным раствором, из которо­го отлагались поздние борнит-миллеритовые руды. С низкотемпе­ратурной заключительной стадией постмагматического этапа свя­зано некоторое переотложение руд.

При постепенном изменении состава сульфидного расплава, па мере его обособления и раскристаллизации, достигалась определенная предельная концентрация никеля, и дальнейшая эволюция заключалась в увеличении концентрации меди за счет железа. Этот процесс иллюстрирует диаграмма псевдотройной системы FeS—Ni₃S₂—Cu₂S. Из нее следует, что кристаллизация сульфидных руд начинается с пирротинового твердого раствора и протекает по перитектической схеме, последующими продуктами которой оказываются пентландит, а затем халькопирит.

Талнах-Октябрьская группа. Эта группа месторождений нахо­дится в Красноярском крае, на северо-западной окраине Сибирской платформы. Участок месторождения сложен образованиями платформенного чехла (снизу вверх): терригенно-карбонатными и галогенными породами девона, угленосными терригенными от­ложениями пермо-карбона (тунгусская серия) и туфолавовой тол­щей пермо-триаса. Они слагают Хараелахскую мульду, на юго-за­падном центриклинальном замыкании которой, прорезанном Норильско-Хараелахским глубинным разломом, находятся Талнахское и Октябрьское месторождения. Породы имеют пологое паде­ние (под углами 10—15 °) в северных румбах.

Месторождения приурочены к межформационному Талнахскому базит-гипербазитовому интрузиву сложного строения. Он состо­ит из отдельных массивов — ветвей, соединяющихся на северо-вос­токе участка, где предполагается наличие магмоподводящего канала. Эти ветви имеют пласто- и корытообразную форму и за­нимают несколько секущее положение от подошвы туфолавовой толщи до карбонатно-глипистых отложений девона. Талнахское месторождение находится в верхнем рудном этаже и связано с Северо-Восточной, Центральной и Юго-Западной интрузивными ветвями, протягивающимися в виде лент мощностью 200—250 м. Октябрьское месторождение расположено в нижнем рудном зтаже и приурочено к Северо-Западной, Хараелахской и Лесноозерской ветвям, залегающим в породах девона.

Рудоносные дифференцированные интрузии, относящиеся к ги­пабиссальной фации траппового вулканизма, имеют анизотропное строение. Вначале происходило выделение оливина (при температуре более 1200 °С) и накопление его в придонной части интрузива, затем кристаллизовался плагио­клаз (1170—1140 °С), несколько позже — пироксен (1140— 1100 °С) и в заключение из остаточного расплава — кварц (1070—

1060 °С).

На Талнахском и Октябрьском месторождениях известно пять рудных залежей пластообразной и линзовидной форм, приурочен­ных к пяти интрузивным ветвям. Они состоят из пространственно сближенных тел, сложенных вкрапленными, прожилково-вкраплен­ными и сплошными рудами. Главные рудоносные дифференциаты — пикритовые, такситовые и контактовые долериты, которые составляют около 10 % мощности интрузива. Контуры залежей в плане повторяют в целом контуры интрузий. Основная масса руд локализуется в зоне нижних эндо- и экзоконтактов массива, лишь иногда вкрапленные и сплошные руды отмечаются в кровле ин­трузии.

Выделяются три промышленных типа руд: 1) вкрапленные (77% от общей массы руды), 2) сплошные сульфидные руды в приподошвенной его части (10), 3) прожилково-вкрапленные(13) в породах экзоконтакта. Развиты пирротиновые, кубанитовые и халькопирит-талнахитовые руды с различным содержанием пент-ландита, а также миллерит-борнит-халькопиритовые и пиритовыеруды.

Главные рудные минералы—пирротин, пентландит и халькопи­рит; второстепенные — кубанит, магнетит, ильменит, титаномагне-тит; редкие —пирит, миллерит, борнит, талнахит, валлериит, хиз-левудит (Ni₃S₂), троилит, ковеллин, годлевскит, платиноиды. Текстуры руд массивные, брекчиевые, вкрапленные, прожилко­во-вкрапленные и пятнистые; структуры порфировидные, гипидио-морфнозернистые, аллотриоморфнозернистые, субграфические, ин-терстиционные, каплевидные, сидеронитовые, пламеневидные, петельчатые и решетчатые.

Отмечается зональность залежей вкрапленных руд: в верти­кальном направлении (от кровли к подошве) пикритовые габбро­долериты сменяются такситовыми, в горизонтальное направлении (от центральных частей к флангам) кубанит-моихукит-троилито-вые ассоциации, включающие недосыщенные серой сульфиды, — халькопирит-пирротиновой. В последней пирротин нередко пред­ставлен наиболее сернистой модификацией.

Внутреннее строение залежей массивных сульфидных руд характеризуется сменой от одного фланга залежи к другому пент-ландит-халькопиритовых руд пентландит-халькопирит-пирро-тин-кубанитовыми, а затем пентландит-кубанит-халькопиритовыми. В экзоконтактовых прожилково-вкрапленных рудах иногда проявлена вертикальная минеральная зональность — вверх и вниз от интрузии существенно пирротиновые руды сменяются халькопиритовыми, а затем миллерит-борнит-халькопиритовыми и существенно пиритовыми.

По вопросу образования рассматриваемых сульфидных мед-но-никелевых месторождений существует две основные точки зре­ния: магматическая ликвационная (Н. Урванцев, В. Котульский, М. Годлевский, А. Лихачев) и метасоматическая (В. Золотухин, В. Рябов). Согласно первой, наиболее правдоподобной точке зре­ния, вкрапленные сульфидные руды в пикритовых и такситовых габбродолеритах образовались в результате ликвации, происходив­шей на ранней стадии раскристаллизации Талнахского интрузива. Сплошные руды сформировались из сульфидного расплава в при­донных частях интрузива. Однако по мере кристаллизации суль­фидного расплава (650—600 °С) со снижением температуры, по В. Ворцепневу, происходила его эволюция до низкотемпературных (450—70 °С) гидротермальных растворов хлоридно-натриево-каль-циевого состава, за счет которых образовались незначительные по количеству переотложенные и экзоконтактовые руды.

4. Плотность и упругие свойства горных пород: определяющие факторы и закономерности.