Author: Дортман Н.Б.
Tags: петрография физика геофизические науки геология полезные ископаемые петрофизика
ISBN: 5-247-01899-0
Year: 1992
Text
ПЕТРОФИЗИКА
СПРАВОЧНИК
В трех книгах
КНИГА ПЕРВАЯ
горные породы
и полезные
ископаемые
Под редакцией
доктора геолого-минералогических наук
Н.Б. Дортман
МОСКВА "НЕДРА" 1992
ББК 26.2
П 29
УДК 552.08:53(03)
Организация-спонсор НПО «Рудгеофизика»
Петрофизика: Справочник. В трех книгах. Книга первая.
П 29 Горные породы и полезные ископаемые/Под ред. Н. Б. Дорт-
ман.— М.: Недра, 1992.— 391 с.: ил.
ISBN 5-247-01899-0
Приведены сведения о плотностных, упругих, магнитных, электри-
ческих, тепловых и радиоактивных свойств химических элементов,
минералов и горных пород, нефти, газа и их коллекторов, металличе-
ских и неметаллических руд, ископаемых углей, /лапа петрофизическая
классификация магматических, метаморфических и осадочных горных
пород, описаны типы коллекторов нефти и газа, приведены зависимости
коллекторских свойств от состава и диагенеза пород.
Для геологов и геофизиков производственных. организаций. Поле-
зен сотрудникам научно-исследовательских организаций, преподав ате-
лям и студентам учебных заведений.
< олллоллЛЛ Лп—7
10VOU4UUUU—UOZ
П 043(01)—92
ББК 26.2
СПРАВОЧНОЕ ИЗДАНИЕ
ПЕТРОФИЗИКА
R трех книгах
КНИГА ПЕРВАЯ
Горные породы и полезные ископаемые
Редактор издательства Я. В. Чистякова
Обложка художника Б. К. Силаева
Художественный редактор В. В. Шутько
Технические редакторы С. Г. Веселкина, Н. В. Жидкова
ТГ_______ TJ ГТ
1\ирректир п. и. j иоипиои
ИБ № 8588
Сдано в набор 21.08.91. Подписано в печать 13.12.91. Формат 60 x90*/ie. Бумага типо-
графская № 1. Гарнитура Литературная. Печать высокая. Усл. печ. л. 24,5. Усл.
кр.-отт. 24,5. Уч.-изд. л. 25,90. Тираж 2300 экз. Заказ 802/2655—3.
Издательство «Недра», 125047, Москва, Тверская застава, 3.
Набрано в Государственной типографии № 4 г. Санкт-Петербурга Министерства
печа’ти и информации Российской Федерации. 191126, Санкт-Петербург, Социалисти-
ческая ул., 14. ' 1
Отпечатано в типографии К? 8 ордена Трудового Красного Знамени объединения
«Техническая книга» им. Евгении Соколовой. 190000, Санкт-Петербург, Прачечный
переулок, 6.
I$BN 5-247-01898-2
ISBN 5-247-01899-0 (1 кн.)
© Коллектив авторов, 1992
ПРЕДИСЛОВИЕ
LIaa A vr\rr ттх/пптт пттаптх'глпт ттлгп n п лттттхп лттп л г» гтпт лт» гхтх Апптт
А Х^к/МЛ.К/ДГ11¥1к/\^ А и ОААС1 “1X1 Л VVXUliVl у Civ.JLLirij^V Al Г1/1 VDiyUVUVXl kXClvlJUl
страны и повышения производительности труда в геологиче-
ском отрасли обусловливает широкое применение геофизических
и в том числе петрофизических методов на всех стадиях геоло-
гических работ — от региональных и глубинных исследовании
до поисков, разведки и эксплуатации месторождений. Высокий
уровень разработки теории и техники современной петрофизики
позволяет ставить перед ней новые, более сложные задачи, ос-
новное направление которых — структурно-вещественное.
Дальнейшее развитие теории и техники петрофизики тесно
связано с использованием достижений физических и техниче-
ских наук.
Авторским коллективом, в основном сотрудниками ВСЕГЕИ
и НПО «Рудгеофизика», написаны три книги, справочника:
«Петрофизика. Горные породы и полезные ископаемые» (кн. 1);
«Петрофизика. Техника и методика исследований» (кн. 2);
«Петрофизика. Земная кора и мантия» (кн. 3).
В первой книге приведены теоретические и эксперименталь-
ные данные по физической характеристике геологических об-
разований— химических элементов, минералов, горных пород,
полезных ископаемых. Рассмотрены кристаллохимические и
кристаллофизические основы петрофизики; закономерные из-
менения физических свойств — плотностных, упругих, магнит-
ных, электрических, теплофизических, радиоактивных — магма-
тических, метаморфических и осадочных пород; дана их пет-
рофизическая классификация. Охарактеризованы свойства
нефти, ископаемых углей, металлических и неметаллических
РУД.
В справочнике использованы литературные данные, включая
работы 1990 г. Общая библиография изданий по физическим
свойствам горных пород и руд составляет несколько тысяч на-
именований, из которых в списке литературы указаны преиму-
щественно обобщающие паботы за последние 10—15 лет.
ВВЕДЕНИЕ
ГЧо'ГППгЬтЛОЫ r/Q Г\ГгТ1Г\ Tin ТТП ГТП nr, ПЛТТТГГ. ТТПХГГЛ Z-V г,лг,,ттт„
* av i ^vvpnviiixu KJ^nvj ПО II ЦЛ.р Cl JD«/1VU ИГ1 П Cl J IX V lUpUDlA ilVJJJVJ"
дах, об их физической характеристике. Петрофизические ис-
следования предусматривают изучение физических свойств гор-
ных пород и руд различного состава, генезиса и возраста
с целью установления геодинамики литосферы, тектонического
строения земной коры, истории геологического развития ре-
гионов, условий нефте-, газо-, рудообразования. Роль петро-
физики особенно возрастает в связи с бурением сверхглубоких
скважин и проведением сейсмических геотраверсов с целью
изучения глубинного строения литосферы, исследования океани-
ческих и шельфовых областей, геологического картирования
районов двухъярусного строения, поисков глубокозалегающих
месторождений и прогрессивной технологии их разработки.
Физические свойства — это характерные качества, прису-
щие веществам — твердым, жидким и газообразным: плотность,
упругость, магнитность, электропроводность, теплопровод-
ность, радиоактивность и др. Плотность о, обусловленная глав-
нейшими константами всех, веществ (от химических элементов
до планет и звезд) — их массой и объемом, является одним из
основных физических параметров. Особая роль плотности свя-
зана, кроме того, с возможностью ее измерения в образцах
горных пород при петрографическом их изучении и оценки по
гравиметрическим данным. Большое значение в нефтяной гео-
логии и горном деле имеют связанные с плотностью пористость
и механические свойства пород и руд. Весьма информативным
свойством является упругость веществ, характеризующаяся па-
раметрами скорости распространения в них упругих волн up,
vs, обусловленными массой и структурой этих веществ. Регист-
рация упругих волн при сейсмических исследованиях позволяет
изучать строение Земли, литосферы и служит основой для по-
исков и разведки месторождений нефти и газа.
Магнитные свойства веществ и особенно ферромагнетизм,
определяющиеся особенностями электронного строения и крис-
таллохимией, позволяют получить существенно новую информа-
цию благодаря фиксации очень тонких геохимических из-
менений в результате создания весьма точной аэро-, наземной,
птгпяъитлииптл и пя/папятипипЙ ЯППЯПЯТЧПЬТ. МяГНИТНЭЯ ХЗПЯКТе-
.. -- ----- ------------------ г
ристика геологических образований используется в разных
itohov __ ппп поэп-з/ллттго unoRTY ГРЛ ГТИТ4Я МИЧРСКИ Y КГШТТАПТТИИ
XJ,\zVl ир'Г! j/1А w W л 11V V и ~ ЛП----—--------- ------1
(тектоники плит), изучении тектоники, геологическом картиро-
ппгттгт! rrnTiATznv и т п г» /пх.тл тто и TI Т°т WQTiOQQ ПТЛТНПКТ Y ЯТШЯРГ».
Dannri, 11 V.’ICIVUA 1UVV 1 Vk/iA, ЛЛЛЛЛ-Л wj, Л.ЛЛЛ ж v xz* -
4
носных трубок, других рудных месторождений, магнитном оп-
робовании сырья на рудниках.
Электрические свойства веществ и характеризующие их
электрические параметры, обусловленные кристаллохимиче-
скими особенностями минералов и текстурой пород, являются
основой электрокаротажа и электроразведки — незаменимых
метпнпв исслелпняний ппи пппхплке негЬтяиыу гйчлпит vmnk.
---- --------------- — I— --г — г-------> ----J * —
ных и рудных скважин и разведки рудных месторождений.
ОгЛЙШЛ ПАПТ. ПГПЯ1ЛТ ТРТТПППНД СПАЙС-ТКЯ ПАПТРР'ГП ПППАЛОПЯ1П
щиеся конвективной и кондуктивной составляющими, сущест-
npuiTA та nuatATTTня плптплгтк тотпапгп w патля пиоятттлл
WIAH/HWIJUjlIX, ЛЛМ Л Л А \_Z ХА nv/nix v 111 U U U,U 1W
термальных вод — нового энергетического источника. Значение
т% охтттатт tjt er n a nrina iztjidiii-Tv пппиптъ r»r> его n ttttlt v г» пгтапттттлт
ли j -XKziKizi иДи^/ии i nuiiui/i vuvjiivijj; vu/iuu miuiyi v. ZA/j,v-p' 11 jlziava VAyw
нием веществ, не требует пояснений.
Л 1VVV Л\_ CLLLtLJl К|/ГД<_>ХА *1 VUVIIVAO L>VUU,VC1D /1 UVI/UV 1 V Д иаДц-
чей физики твердых тел, жидкостей и газов, а также ее част-
НЫХ НауК, ТаКИХ, КаК МаГНбТИЗМ, ЭЛвКТрИЧвСТВО, ТбПЛОТа И Др.
В различных областях науки и техники изучаются разные фи-
П„,ТАЛ„----.....~ .................... ......... ________
□ ичсилис LBunciod и nap aivic i р di duw,clid jl jiaDtiDiivi uupaouivi
с целью их использования в промышленности. Исследования
физических свойств в геологии и геофизике, ведущиеся для
изучения процесса образования горных пород и руд, являются
специфичными, характеризуются своими задачами, теорией и
методикой и выделяются как область петрофизики.
Петрофизика — неразрывная составная часть геофизики,
наиболее тесно связанная с физикой веществ и петрологией.
Из многих физических свойств горных пород петрофизика изу-
чает главным образом свойства, создающие физические поля,
которые могут быть измерены геофизическими методами. Воз-
можность определения при аэрогеофизических, наземных и
скважинных исследованиях физической характеристики раз-
личных образований в естественных условиях и на значитель-
ных глубинах расширяет область применения геофизики и круг
решаемых ею задач. Изучение физических свойств и парамет-
ров горных пород и минералов лабораторными методами в со-
вокупности с петрографическими и минералогическими иссле-
дованиями при учете изменения внешних факторов определяет
возможность разработки теории петрофизики.
Физические свойства различной природы зависят от строе-
ния внешних и внутренних электронных орбит атомов, особен-
ностей строения электронной оболочки и массы ядер (см.
рис. 1.1). Наблюдается глубокая связь физических свойств ми-
нералов с их кристаллохимическими и кристаллофизическими
особенностями. Как следствие этой связи, физические свойства
горных пород (формаций, ассоциаций) являются функцией ус-
ловий их образования и всех последующих изменений при диа-
генезе и катагенезе метасоматозе и метямопЛиэме. В пелом
------ — ----------, ------------ — --------л г --- — '
5
петрофизическая характеристика разновозрастных геологиче-
ских образований может рассматриваться как «память» об
экстремальных геодинамических процессах прошлого, опреде-
ливших термобарический режим образования и преобразования
горных пород и их ассоциаций. В то же время физические свой-
ства геологических образований в значительной степени опре-
деляют ход геологических процессов — магматических, мета-
морфических, рудообразующих. Так, плотностная (гравитаци-
онная) дифференциация горных пород земной коры и верхней
мантии обусловливает ряд тектонических процессов, оказывает
существенное влияние на магматическую дифференциацию по-
ППЛ ИЯ УЯПЯКТРП И СТРПРИК МРТЯ млпНш.ямя Vnnvrup ГППТЯГТПЯ
г -г-ч» - ---Г-------Г -- --------- --------------ж---- ^аа^жжж^-----~жж~жж^
горных пород играют значительную роль в возникновении и
ПЯЯНЫТ'ЫЪТ ПЯЭГШиПКТУ гЬпПЛЛ TTLTQ'UinUl^'TLTDXIKT V ЫПЫ ГТ ТТЛ/ Я'ТТЛ D IT КТ V
»-*VZA-»AA Ж ЖЖ ЖЖ ЖАЖЖ-Л.ЖЖ Ж Ж и Ж\7 Ж Ж Ж К Л Ж Ж и Ж A AZX 4 >. 11V111 11 С 1 I 4 1 ИЛ J 11 и 11 JJ1Д
нарушений. Ферро- и парамагнетизм отражают геохимический
rAdMTWiXjf vn И НПО О ТТТЛТЛ магл! ТЛ ГТГ»_ПТЛ ТТ ТЛЛЛГЧХЛХТ П ТГТЛСТТГЧ'Г' TTQ ип_
|/V<1XIX1U UV 1 U«XV1I1^UU,41I1 1UU1 1U 11, 11V1 1_» X l ,1а, х Л Hl x»x j у uvm/iiwi liu nu
чальный ход процесса. Несомненная зависимость многих гео-
коры и верхней мантии.
Проведенными многочисленными петрофизическими иссле-
ГТЛТ.АТГТ^.ГГГ Плг/ЛТТЛ.ГЛ^ТГА" Аглгтпт ЛттА.ггт™,,,",
Диоапилмп у е i апиолсла oaubinvivitpnan сллои фиончсслпл vduhcid
горных пород с их химическим и общим минеральным соста-
Л --_____... —__------------- — —....................
nuivi, 1. с. v vuvidfiUM и иридии up <ао уплцил и ллцсссириыл ivinncpu-
лов, а также с текстурой. Именно состав и содержание таких
акцессориев, как ферромагнитные, электронопроводящие и ра-
диоактивные минералы, определяют главным образом соответ-
ственно магнитные, электрические и радиоактивные свойства
пород, а само их образование, в свою очередь, определяется
особенностями термобарического и физико-химического режи-
мов. В основе петрографических классификаций лежат хими-
ческий и минеральный состав породообразующих минералов и
частично структура пород. В результате для многих петрогра-
фических групп пород наблюдается очень широкий диапазон
значений физических параметров, особенно плотности и упру-
гости таких пород, как слаболитифицированные осадочные, кай-
нотипные эффузивные, а также магнитных и электрических
свойств всех генетических групп пород. Поэтому для полноцен-
ного использования петрофизики и геофизики в геологии не-
обходима специальная петрофизическая классификация пород,
основанная на закономерных изменениях физических парамет-
ров (их природы, величины, дисперсии) и, по возможности,
тесно увязанная с петрографической классификацией. Весьма
перспективна разработка единой петрографо-петрофизической
классификации горных пород и их формаций.
Для* выяснения пространственного распределения горных
пород с определенной физической характеристикой разрабо-
тана методика составления и технология издания петрофизиче-
6
ских карт, в основе легенд которых лежит петрофизическая
классификация горных пород и их формаций. Представление
данных в виде петрофизических карт с целью их сопоставления
с геологическими и геофизическими картами, как показывает
выполненный анализ, позволяет получить принципиально новую
информацию. При геологической съемке средних и крупных
масштабов использование петрофизики позволяет более объ-
ективно разделять интрузивные породы на комплексы и фации,
метаморфические и осадочные породы — на серии и свиты; про-
водить корреляцию одновозрастных образований; выделять
перспективные участки для поисков рудных месторождений,
пласты с повышенными коллекторскими свойствами. Петрофи-
зика горных пород, обнажающихся в современном срезе зем-
ной коры, является основой для интерпретации геофизических
данных при исследовании фундаментов платформ.
П па иQL'UPTiwa г TTvfSrrwwnrn ртппрпыа и тпитппы tzta чдмипй теппкт
1V11111. ....v^vviiiii* XX ....... ...........VIA
и геодинамики литосферы большое значение имеет составление
г» ттхт/лъгтлитл v гт отп г» Ж тл о таи on vtjv noannofiD un nnunna nnunMuunnizu V
X VX J Villi ХХ&Ж1ЖХ 11 VI I1U11 1 VVAXXllk VWU XXV* A W Х-» VVHV14 XX AVVA411»
данных по геотраверсам (трансекам), расчета плотностных ха-
рактеристик по гравиметрическим съемкам, данных о физиче-
и петрофизической характеристики геологических формаций.
С'' ТТАГГТ ТЛ ТЛ t тп гчтпттт.гг ЛтгчААТтТТ ГЧ 1 ЛЧТГ ТГЛТТГГТГ ТА Г\Г\ Т_ > Ж rt ТТЛПАГТЛТГ
JU,C«71Dnj ОШЛЬПСПИЛ С1рМСППЛ IVi t-V 1 VJp VO Г1Г1 DVVDlVia
тивно построение глубинных и объемных петрофизических мо-
дел ей.
В истории развития петрофизики можно выделить несколько
этапов.
Первый этап (1920—1950 гг.) отвечает созданию разведоч-
ной геофизики. Одновременно с разработкой геофизических ме-
тодов создавались методы определения физических свойств гор-
ных пород (руд, углей) многими советскими (Б. А. Андреев,
Г. А. Гамбурцев, И. И. Гурвич, В. Н. Дахнов, А. И. Заборов-
ский, С. Г. Комаров, А. А. Логачев, Л. Я. Нестеров, Н. Н. Пу-
зырей, А. С. Семенов, А. Г. Тархов, В. В. Федынский,
Б. М. Яновский) и зарубежными (Э. Вихертт, Г. Джеффрис,
Л. Неттльтон, К. Шлюмберже и др.) учеными. Успехи наук
о физике твердых тел, исследования в области физики горных
пород и минералов (М. П. Воларович, Т. Н Симоненко, Ф.Берч,
Т. Нагата и др.) техническое перевооружение геофизических
работ и значительное повышение их точности — все это обус-
ловило возможность углубленного изучения физических свойств
горных пород и необходимость систематизации и анализа дан-
ных.
Второй этап (60-е—70-е годы) — создание науки о физиче-
ских свойствах горных пород — петрофизики. В эти годы ин-
тенсивно и углубленно изучаются закономерные связи физиче-
ских свойств с химическим и минеральным составом горных
7
пород различных генетических типов (интрузивных, эффузив-
ных, метаморфических, осадочных), их текстурой и структурой;
анализируется природа физических параметров, исследуется
кристаллохимия минералов и атомное строение веществ; рас-
сматривается характеристика разновозрастных геологических
комплексов и формаций; изучается влияние термобарических
условий на образование (и преобразование) пород с различ-
ными физическими характеристиками. Все это позволило соз-
дать основы теории петрофизики
Были изданы первые книги, посвященные физической ха-
ряктсристикс горных пород и полезных ископаемых и методике
их изучения (1962, 1964 гг.). Начали проводиться интенсивные
иПРП£1ПЛоаииО D nnPTTTJQ nMQUnnnaUHHV пя ятлгша V ИСРПРТЯ
к и va V* vz V* Л л-r -4-< a—t a a~t a. a
(H. Б. Дортман, Э. Я. Дубинчик, И. Ф. Зотова, М. Ш. Магид,
Т/Т ТТ Олоопта ггт_\ RT-TТ/Т Т/ГFn/лгКтхотхт/п /Г ЛЛ Лоттсгтт Д Д AAq'tdtx-
X х-/. х f х^ххххххх vv/vpuuiukv ух • Л’Х. iiuiznij а х. а х. 1'iuiuu
енко, М. Л. Озерская, 3. В. Стефанкевич), СНИИГГиМС
ZTJ Л MTZT4Y„rn /П М ПлЛпч,,,,,, П М 1ГлЛг>о_
п, 1 j ci у , x’ixxixij.ni и у . х’х. Дммухдппп, . хх. xxuvp'u
нова) и в других организациях. Существенное значение имело
ллгч гж п ттттл ттйттлтт <1 Гт ГТ Л П Л ТЛ’П Г Т Л лт Л'ГТГТТАЛТ7ТТХГ Х/ЛГ'ТТТТТЛ
ьиодапне nUDUH vcprinnvn. ainiapa i jp jjx aviuxm<,vnnA iviuxiinxu
метров, индукционных капометров и РОК-генераторов: МА-21
„ МАП ПОС /Г* ГТ ТЛЛЛГ) О / Е? АЛ Г,™ п тг^тЛ IZT О
п ivinvi-vov « 11. , rxi’iu-z. yi_/. i»i. Vjicnaiiuo^ , ±\ i-u,
KT-5, KLY, IR-4 (Чехословакия), весов ВЛТК, ВЛЭ, сейсмо-
скопов ИПА-59, УЗИС-ЛЭТИ и др.
Новые данные получены при исследовании физических
свойств горных пород при высоких давлениях и температурах
в СССР и за рубежом (Ф. Берч, X. Вонг, Н. Кристенсен, А. Нур,
Р. Либерман, Дж. Симмонс, Д. Чанг). В СССР такие работы
велись и ведутся в ИФЗ АН СССР (М. П. Воларович,
Е. И. Баюк, В. А. Калинин, Э. И. Пархоменко, И. С. Тома-
шевская), в Институте геофизики АН УССР (Т. С. Лебедев,
В. А. Кочин, Б. Я. Савенко, В. И. Шамовая) и в других орга-
низациях. Геотермический режим и теплофизические свойства
горных пород изучаются в ИФЗ АН СССР (Е. А. Любимова
и др.), в ГИН АН СССР (Я. Б. Смирнов, Б. Г. поляк), во
ВСЕГЕИ (У. И. Моисеенко, А. А. Смыслов) и в _других_ орга-
низациях (В. В. Гордиенко, Р. И. Кутас, С. В. лысак,
Ю. А. Попов, Г. Н. Сухарев). Интенсивно развиваются иссле-
дования по изучению магнетизма минералов и горных пород
и палеомагнетизма (С. Ю. Бродская, И. И. Глухин, В. В. Ко-
чегура, Н. П. Михайлова, Г. П. Петрова, Д. М. Печерский,
Б. Н. Писакин, Ф. С. Файнберг, А. Н. Храмов, Л. Е. Шолпо),
упругих констант (К. А. Александров, Б. П. Беликов, Т. С. Ры-
жова). различных электрических параметров (А. А. Жамалет-
динов, В. А. Комаров, Н. М. Нейштадт, Э. И. Пархоменко,
Ю. С. Рысс). Практическое значение для разработки техноло-
гии эксплуатации месторождений приобрели работы по изуче-
нию Лизических свойств горных пород и процессов в Москов-
1 - - -
8
ском горном институте под руководством В В. Ржевского.,
Г. Я. Новика и В. С. Ямщикова.
Последние десятилетия характеризуются расширением за-
дач петрофизики и формированием ее отдельных направлений,
таких, как региональная петрофизика (Н. Б. Дортман, М. В. Ва-
ноян, И. Ф. Зотова, А. Р. Ишханян, Г. Г. Камышева, А А. При-
яткин Н ГГ Рпмянпиский Т-Т Д TvpQnnnV nvniiaa патпл.
......’ -- -- “ » - -/» жж^ж^х^
физика (Л. Я. Ерофеев, Л. И. Звягинцев, В. П. Кальварская,
F. П. Капралов, Э. М. Линд, А. А. Смелов, Г. А. Соловьев,
С. М. Фивег); петрофизика нефтяных провинций и месторож-
ТТОПТЛи /Г АЛ Лоттсти Т-----------------------------------Ran ^тлтттг-тлй R АЛ ТТ т_ттттттт
.М^жжжжжж уж Х Ж. ЖЖХДЖЖЖЖЖ, Ж. Ч-Г . « х i ix IX , ж-,. х х.
Л. М. Дорогеницкая, В. Н. Кобранова, В. Ф. Малинин,
ГГ АЛ АЛ О Г» TITTOTI IT Л Д АЛ Г\ ТТ ТТ О ГТ лг> АЛ ТТ ГА плплт/ П ft F* ТЛ TTr»m
VX. Х»Х. А ’ хидр» 1V1 ХД_1 ivrill) Л. X. XX. X • XW1 ЧСХХАЧ/и, Х»Х. VX. КУ ovy VIYU/1 , X • IX. XXVI-
кевич); угольных бассейнов (В. В. Гречухин, С. А. Топорец);
гтлтп r>rk ТТП ТГТГ П тт г\ Лт-i ТТГТХГ ттттгт/лт-, /Т-I А|4-1ЛТ1ПпТ л т-» ТТ ТТ Глгттт.тг,
ixv 1 рчмргюпла дрсоппл ш/иио V11* rikpanatDCD> vx. АЛ- х ajinia-
нина, Н. Т. Кищенко, Г. Л. Продайвода, А. В. Сухарада,
АЛ ТА -------Я D Л ---------------------Л ___
I»l. Г1. lUJltlUH, и. -П. i lupcivinunj , iici puipnonna ocivinun лир гм
(А. Л. Алейников, М. X. Бакиев, А. К. Курскеев, Ю. И. Кузне-
ЛА ТТТ ЛА 'Т* ЛА Г>__________________Л______ _______ ____
див, 1*1. ил. 1*1<иид, 1. ivi. ^алелли;; петрофизика дна илеаниь
(В. В. Верба, В. В. Орленок, А. Л. Пискарев); математический
анализ данных и их хранение (А. К. Вейнберг, И. В. Розен-
таль) .
Значительные исследования по петрофизике горных пород
проводятся в странах Европы, в США, Канаде и Японии.
ГЛАВА I
КРИСТАЛЛОХИМИЧЕСКИЕ И КРИСТАЛЛОФИЗИЧЕСКИЕ
ОСНОВЫ ПЕТРОФИЗИКИ
Петрофизическая характеристика геологических образова-
ТТТТТТ НЛП ТТГЧТТ О О Л T7ATTA^<nn TTTTlf ТТ ЛГ>ПЛГГ»|ГТТ ТТПТТТТПЛ Т7ТТ V АППТТЛтлП
Г1Г1Г1 W j VVlUDcIVELCl О Cl nv 11 ЧУ IVI V- Р 11 U11V1 П VJO/lO/llVl Г1 LjjriJmVVIinA VDUUV1D
с составом и строением вещества на всех уровнях его органи-
зации: химические элементы — минералы — горные породы и
руды — геологические и рудные формации, петрофизические
........... гЬ--------------Л........................... .....
ассоциации. ч*иаичсслис свиисша лимичсслил олсмсп 1 ив и ми-
нералов зависят от их внутреннего строения и влияния внеш-
них факторов. Особенности электронных оболочек атомов и их
ядер определяют природу физических свойств и широкий диа-
пазон значений физических параметров, изменяющихся в не-
сколько раз или даже на несколько порядков. Сохранение, не-
значительные колебания или резкое изменение физических
свойств химических элементов при образовании минералов свя-
зано с их кристаллическим строением, в значительной степени
зависящим от термобарических условий образования. Соответ-
ственно петрофизическая характеристика минеральных ассоци-
аций (горных пород, руд, формаций) является функцией про-
цессов осадконакопления, магмообразования и метаморфизма,
в общем случае определяющихся геодинамикой литосферы и
мантии Земли.
Л 1 АТПЛЛПЛС гтплгипг „ ~ ------
•У *. гчмишмь ъжгиышь п 'ННОПЧСЫКИЕ lrBUM VI НА
ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ
Физические свойства веществ по природе и характеру зако-
номерных изменений подразделяются на три группы. I группа —
плотность, упругость (скорость упругих волн, упругие модули),
температура плавления — эти свойства обусловлены электрон-
ным строением и массой ядер атомов; II группа — электриче-
ская проводимость (и электрическое сопротивление), магнит-
ная восприимчивость и намагниченность, теплопроводность и
другие тепловые свойства — связаны с особенностями строения
электронных орбит; III группа — радиоактивные свойства —за-
висят от строения атомных ядер (рис. 1.1). В общем случае
периодичность изменения атомных радиусов элементов в перио-
дической системе элементов Д. И." Менделеева определяет пе-
риодичность изменения физических свойств I и II групп, на-
10
Внутренние
электронные
орбиты
электронная
opffuma
j ЧпруеиынЬ
^Плотность
Ядро
Химические,
оптические,
тепловые,
электрические,
пара МиспиТПпые
свойства
\ Феопомагнетизм
Радиоактивность
Рис. 1.1. Схема связи физических свойств веществ с атомным строением хи-
мических элементов
правленное возрастание массы атомов обусловливает направ-
ленные изменения свойств II группы.
Плотность химически чистых ппостых твеплых вешеств.
_ _ _ ---- — -----__ г -------*- »—-- — ’-•
самородных и полученных технически, характеризуется посто-
янным, строго определенным значением. Наименьшую плот-
ность имеют литий — 0,53 г/см3 и калий — 0,86 г/см3, наиболь-
шую— иридий — 22,5 г/см3 (рис. 1.2).
Атомы
всех
элементов
по
плотности.
Большая часть массы атомов — 99,95—99,97 %—сосредоточена
r> annav MoooLT ттпптпипп тх иойтппило naouia лпптпотптпоиил
и V 1 vyil VL1 XX 11V11 X ^yVLKJXXJLXl V vy V-Z 1 U V 1 V 1 U V 11 11V/
1,672-10—24 и 1,675-IO-24 г при массе электронов 9,11-10-28 г,
m Л ГТ/-»/-» ТТ А ГГ ТТ ТТ V к/лттттттл 1/ПЛЛТТ ГТ Г» r\rt\r\trr\ Г» Г» 1 QQ£ г» п о ТЭ о
Да V. 1V1C1WC1 XI UVi1! 11 пл IVlVllUllIV IVlUV^Ul 11 \J I и и 1 \JKJXJ jj CIO. A Cl-
диусы протонов и нейтронов составляют 1,03-10-16 см, радиус
электрона на три порядка больше— 1,9—см. Поэтому плот-
ность протонов, нейтронов и всего ядра атома огромная, ок-
ругленно равная 1,16* 1014 г/см3, при крайне малой плотности
электронного облака, окружающего ядро.
В отличие от постоянных констант элементарных частиц
массы атомов различных элементов неодинаковы и возрастают
от элемента к элементу в порядке их расположения в периоди-
ческой системе от 1 до 227, а включая лантиноиды — до 260.
Именно величины атомной массы (атомного веса) были при-
няты Д. И. Менделеевым за основу при создании периодиче-
ской системы элементов. Сосредоточение массы атомов в яд-
рах определяет очень большую зависимость плотности элемен-
тов от их объема. Последний в разных соединениях изменяется
примерно в 3 раза и в свою очередь зависит от атомного ра-
диуса и формы кристаллической связи. Атомный радиус сво-
бодного (не связанного) атома равен расстоянию от области
11
P*p,KM/C eJr/CM3
Rb Y Nb Tc Rh Act In Sb Xe Cs La Ta Re Ir Au TL BL
Sr Zr Mo Ru Rd ’cd. Sn Те Ba Hf W Os Pt Mg- Pb
6
Рис. 1.2. Направленные и периодические изменения плотности ст, скорости
упругих волн vp, температуры плавления Тпл и атомного строения химиче-
ских элементов (по Н. Б. Дортман, М. Ш. Магиду).
Элементы с атомным строением: 1— s, 2 —р, 3 — d, zn а—относительная атомная
масса; гатомный радиус
максимальной плотности электронного облака до центра ядра
/V л QUfh 1 QfiT г» R rnnnuuounav г* ияата и пшгапт/лй тх т/лпапоит.
у V • -ЭК- М vjz , л ку KJ Я 1 ‘ J ‘ ,*-*,* * 1IV11I1/1/X 4^ ДТД V 1 UVIVA II J. VVlkVll LL 1Х4/1_>М.«/14<111
ной формами кристаллической связи межатомные расстояния
AtTXIOTZTX ГЗГХ О ТТ Q ТТ ПТТ ТХТГЛ ЧТ пппоптгтги О'Т'ЛЛ КЖ ТТГЛМТХ Т Г» О ТТ Т_ГТТГ»ТТ» ТТТГГТ Т7Г\ТЛ_
W1I1U11I1 114/ U11U Л411 1114/ j /_Ци 4/4-11114/1V1 41 1 4/iVl 114/IVI j Cl/jjXl J 4. J , /J,V1-/1 XI4/11
ных соединений наблюдается существенное различие в величи-
мат/ лт> Ат>т л тттгтт tv тт лтл/г>ттт-» тт т т v ttzyttttt tv п л гт тптлатч ( Т2 Т/Т ТТ/ч
11С1Л 4/jJ V/П 1 СШШИЛА Г1 G/4р Ср 4z IY 1 Г1 U11 U1Л ГШППШЛ U . XX. «/ X f
бедев, 1967 г.).
U. «ттл TQ ТТЛ тътттт» г Л тттт». ТТЛ
xxa pnc. x.z,. iipczr\/i,c dlciu ииращас! па tcuzi Dnmviannc nc"
риодичность изменения физических свойств и атомных радиу-
сов. Так, для каждого ряда элементов, имеющих одинаковые
главные квантовые числа, т. е. для каждого периода периоди-
ческой системы, наблюдается возрастание плотности и умень-
шение атомного радиуса элементов в первой половине ряда И
понижение плотности с увеличением атомного радиуса во вто-
рой его половине. При этом максимальная плотность элемен-
тов в каждом ряду, увеличивается от периода к периоду, пр
мере возрастания атомной массы.
Ряд исследователей связывали периодичность изменения
твердости, температуры плавления, поляризуемости с химиче-
скими свойствами элементов, подчеркивая, что «периодичность
изменения физических и химических свойств элементов заклю-
чена в периодичности строения электронных оболочек атомов»
(А. Е Ферсман, 1937 г.). Периодичность изменения некоторых
свойств изучалась также В. Н. Спициным (1963 г.)^В работах
по теории физики твердого тела (Л. Д. Ландау, Е. М. Лиф-
шиц, 1965 г.; Р. Фейнман, Р. Лейтон, 1966 г.) вопросы связи
плотности (а также упругости) веществ с их атомным строе-
нием рассматриваются на основе квантовой механики при-
менительно к общей энергии систем.
Как видно из рис. 1.3, для элементов каждого периода пе-
риодической системы наблюдается свой , уровень кривых
of(ra), что соответствует дискретному изменению главных
квантовых чисел электронов внешних орбит на единицу и уве-
личению количества орбит и номера периода. Расположение
кривых с более высокими главными квантовыми числами выше,
чем с меньшими, отвечает возрастанию внутренней энергии
с увеличением заряда атомов.
В пределах периодов вид функции nf(ra) однотипен, что яв-
ляется следствием аналогичности строения и структуры внеш-
них электронных орбит элементов по группам периодической
системы в связи с близостью значений орбитального и магнит-
Хтг-ьт^/ч НАиЙтттЛ ( О ТХ Q_r>r» TZDO UTC1DI.TY ТТТЛГ'О П
13
Cs
'ra> нм цД *:* A
' 2,if к К Ях
Б
1,6
1,2
0,8
La
Л®^ /7(223-257)
Wc“/ - “
Ke 5(733'220)
С“ Mo 5{85~131')
. , C„r I® Й1,Со
4(39-8ti)
VeFSiZJ Ge
„V n /(23-45)z V
Be^JS / 7
B^Wca
C ©/)§>
Прриов ^(,7-20) । । । । । i i i
2 4 6 8 10 12 .74 16 18 20 <5",г/см3
]<T | « |5 | О |г | О |<? | A |e | □ |ж
О
Рис. 1.3. Зависимость плотности ст химических элементов от их атомного
строения.
Элементы: а — s; б — р; в — d; г — литофильные первого типа; д — литофильные вто-
рого типа; е — халькофильные; ж — сидерофильные; пунктирные линии — границы об-
ластей распространения элементов разных типов; в скобках приведены значения атом-
ных масс элементов по периодам 2—7 периодической системы элементов; га — атом-
ный радиус
На графиках рис. 1.3 выделяются области распределения
элементов А, Б, В с различными типами структуры электрон-
ных орбит — соответственно типа sp, типа d и промежуточная
область — sp и а. Различие элементов sp и d типов заключа-
ется в последовательности заполнения электронами sp и d под-
групп внешней и первой внутренней орбит (Д. П. Григорьев,
1966 г.). Можно также считать, что различие в структуре эле-'
ментов sp и d типов определяется разной энергией систем и за-
висит от орбитального момента, обусловливающего положение
электронов в sp и d подгруппах и соответственно форму элект-
ронного облака, и от магнитного момента, обусловливающего
ориентировку электронных орбит (У. Файф, 1967 г.).
Для элементов sp типа характерна четко выраженная за-
висимость плотности от атомного радиуса, с уменьшением ко-
торого о возрастает (рис. 1.3; табл. 1.1). Для элементов d
типа наблюдается зависимость плотности преимущественно от
атомной массы. В промежуточную область попадают элементы
с электронами как sp-, так и d-строения, но граничащие друг
с другом в периодической системе и занимающие в ней'опреде-
ленное положение — элементы III и IV групп 4-, 5- и 6-го пе-
риодов. Плотность этих элементов находится примерно в рав-
ной зависимости от атомного радиуса и атомной массы. Очень
четкая связь между плотностью и атомным оадиусом элемен-
------ ----- ---А »
14
тов со структурой электронных орбит типа sp, менее отчетли-
вая— для элементов промежуточной области и еще меньшая —
для элементов типа d хорошо согласуется с другими особен-
ностями этих элементов. Элементы типа sp, отличающиеся
структурой внешних электронных орбит, характеризуются яр-
кой химической индивидуальностью; для элементов типа d,
различие в строении атомов которых отмечается на более глу-
боких уровнях, наблюдаются менее четкая химическая инди-
видуальность и меньшая аналогичность строения ообит элект-
ронов одной группы периодической системы.
ГТ Л V П П V Г U Р R А Й Г» 'ГО Я ДЛ Я'ГЛК.ТКТ OZ*OV О 'Ю VOITTf'V.: nonl.о
J Г J * ъ* Ч-, X V* ХТХ V. X V, ХТХ Х^Х ^VXV,I4V11 х wu uwuniu
неоднородны. В связи с огромной плотностью ядер их упругость
ПЛПМ/UQ Л КТ'Г К ПООкЛТО КТОППЫ Г> Т/Л
Д WVIZll IX 14 Д_/ Х-»Х X Х-» XJ Х-» LVX ЬХ 1»Х LX V X О X X , JU XVZ
Т>ГЛ ОДГ ГГ
тронная оболочка, имеющая определенную и достаточно жест-
TZX7TZ4 Г» XZTZmt ТТЛ X 7 Л^ТТОППО'Г ХТТТПЧТГЛАтГ ТА О О ПТ1ПНТТТЛ1°Г Г\гг. АПДЛГГ
AV у ХУ_/ V 1 р У IV 1 у у , Ч/XZVJ СД/ДС4. V 1 у 11 р у 1 C/V 1 U1V, о ciun V,/llXl,tri V/ 1 лип К 1 р у Г\“
туры. В упругой характеристике атомов, как единого целого,
играют роль их электронная оболочка, являющаяся упругой
средой, и ядра атомов, обладающие различной массой.
Таблица 1.1
Константы атомов и физические свойства распространенных химических
Элементов
Металлы Плотность а, г/см3 Скорость уп- ругих волн V , км/с Атомная масса та Атомный ра- диус г , нм Тип элект- ронного стро- ения Структура кристаллов*
Калий 0,86 20 3J2 32,10 2 35 1,89 ЯП ~г К-Я
Натрий 6,97 22,98 sp k-8
Рубидий 1,53 1,3 85,47 2,48 sp К-8
Кальций 1,55 4,1 40,08 1,97 sp К-12, Г-12
Магний 1,74 5,7 24,31 1,60 so Г-12
A TTTZMXTTTTTX ГГ a xazxxvsmri xixirx 2,70 з,’бо 6 4 од ое 137,30 1 л» X , хчу °F К 12
Барий 1,6 2,21 sp К-8
Титан 4,54 — 47,90 1,46 d Г-12
Ванадий 6,06 6,0 50,94 1,34 d К-8
Цинк 7,13 4,3 65,37 1,45 d Г-6
Хрим 7,19 Г п и,г/ 5,4 Г 1 пл и 1 1 0^7 1 ,1 IL TZ о 1\-О
Марганец 7,43 54,94 1,30 d К-12, к-8
Железо 7.87 5.1 55.85 1.26 d К-8. К-12
Никель 8,90 4,9 58,71 1.25 d К-12
Кобальт 8,96 4,7 58,93 1,25 d Г-12, К-12
Медь 8,90 3,6 63,54 1 ,25 d К-12
Серебро 10,50 2,7 107,87 1,44 d К-12
Свинец 11 34 2 3 207 20 1 75 Rn К-12
Ртуть 14,19 2,2 200,6 1,60 d Г-6
Золото 19,32 2,1 195,91 1,45 d К-12
1 По Д. П. Григорьеву.
15
рис. 1.4. Зависимость скорости распространения упругих волн ор в химиче-
ских элементах от атомного строения.
а — металлы со структурой электронной оболочки типа sp; б — неметаллы того же
типа; в — металлы со структурой электронной оболочки типа d; пунктирные линии —
границы областей распространения металлов типов sp. d и sp и d; 2—6 периоды
периодической системы элементов; г — атомный радиус
Данные о скорости распространения продольных упругих
волн в элементах (самородных и полученных технически), при-
веденные на рис. 1.2, получены разными авторами эксперимен-
ТЯ ПкИЫМ TTVTeM НПП ПЯРРИГ/ТЯПЫ пл члпхгпа»л vnnvmp-u ЛППО-
------ Г“~'- J -“'-***,
деленным статическим методом (Г. В. Самсонов, 1965 г.);
сены уточнения по графикам рис. 1.4.
I TZ/Лгл ППтт тгпо тттггт тгп п л<тл гг т-» л плхглттт л v гтллллтт ттлплптттттт тт
vy 1 и J JD VVJ. Г1-iriJD C4V, 1 4zZl JD JvlClVlCD 1 ал llVxplOVZri 11 Г1П JJ1 Г1
уменьшается в элементах второй половины каждого периода,
Т. с НаблЮДаЮТСЯ ПЕРИОДИЧНОСТЬ ИЗМЕНЕНИЯ ПараМСТра, ЕГО
корреляция с плотностью и атомным радиусом в пределах пе-
риода. Максимальные значения скорости в элементах каждого
периода уменьшаются от 2-го к 6-му периоду по мере повыше-
ния атомной массы, т. е. в направлении, обратном изменению
плотности.
Связь между скоростью продольных волн и размером ато-
мов можно видеть на рис. 1.4. Наблюдаются идентичность се-
мейства кривых Vp = f(ra) с семейством кривых o=f(ra) и раз-
личиями между ними. Так, кривые соответствующих периодов
этих семейств подобны друг другу и элементы на них располо-
жены в порядке увеличения главного квантового числа для
16
каждого ряда элементов. Однако расположение кривых иР, об-
ратное расположению кривых а, ряд элементов 2-го периода
расположен внизу графика, а 6-го периода — вверху. Наблюда-
ется как бы некоторое смещение кривых, и для элементов вто-
рой половины 3—6 периодов выделяются отдельные ветви. Об-
ласти элементов с sp-, sp и d- и d-строением занимают на
рис. 1.4 иное положением, чем на рис. 1.3. При этом, при боль-
ших атомных радиусах кривые ор и а подобны, при малых ра-
диусах— различны. В целом на кривые yp=f(ra) большее вли-
яние оказывает строение электронных орбит.
Ппскппкки гипплгти пплпппкииу и плпрпАииит олпи пая.
--------j --"“--------
заны соотношением t'p/vs= 1,6ч-2,2, а значения пР в элементах
рости продольных волн можно считать принципиально справед-
метров в твердых элементах.
чиняется тем же закономерностям — периодическому измене-
НИЮ В ПСрИОДаХ И НаПраВЛСННОМу ИЗМсНбНИЮ МаКСИМаЛЬНЫХ
значений; наблюдается увеличение последних, подобное увели-
чение максимальной плотности.
Характер закономерных связей плотности и упругости хи-
мических элементов с их атомным строением соответствует гео-
химическим параметрам. На рис. 1.2 отмечены литофильные,
халькофильные и сидерофильные элементы по классификации
А. А. Смыслова [45]. Литофильные элементы четко разделя-
ются на два типа. Элементы первого типа имеют преимущест-
венно sp-строение и занимают компактное левое поле; к ним
относятся все петрогенные элементы (исключая железо и ти-
тан) и соответственно породообразующие минералы. Плотность
и скорость этих элементов коррелируются друг с другом, из-
меняются в значительных пределах и зависят в основном от
величины атомного радиуса. Литофильные элементы второго
типа имеют d-строение и представлены редкими элементами.
Халькофильные элементы характеризуются р- и d-строением;
величины их о и и зависят от атомных радиусов и массы ато-
мов, слабо коррелируются друг с другом; относятся к этим эле-
ментам преимущественно редкие. Сидерофильные элементы
имеют только d-строение, обладают высокой плотностью, по-
ниженной или низкой скоростью и образуют в основном рас-
пространенные рудные минералы.
Физические свойства II группы — магнитная воспри-
имчивость, электропроводность, теплопровод-
ность— зависят от строения электронных орбит элементов,
в связи с чем наблюдаются закономерные периодические изме-
нения параметров в порядке периодической системы элементов
Д. И. Менделеева.
17
Fe, Nt ж >/ед.СИ
а?, 70'5ед.СИ
Li В N Ma AL Р Аг К Sc V Мп Со Си (Fa As Кг Rb Y Nb Tc Rh Ag- In Sb Xe Cs La Ta Re Ir Au Tl Bi
Be C Ne Mg- Si S Ca Tt Cr Fe Ni Zn Ge Se Sr Zr Mo Ru Pd Cd Sn Те Ba HF W Os Pt Hg- Pb
Период 2 | 3 4 . 5 .6
Рис. 1.5. Направленные и периодические изменения магнитной восприимчивости х, электрической проводимости у
и теплопроводности А, химических элементов
Z — величина электрического заряда (порядковый номер) элементов; 2—6 — периоды периодической системы элементов
Большинство химических элементов являются диа- или па-
рамагнитными за счет орбитальных и спиновых магнитных мо-
ментов электронов (3- и 4-е квантовые числа атомов). Магнит-
ные моменты протонов и нейтронов много меньше магнитных
моментов электронов.
Изменение магнитной восприимчивости элементов в порядке
ТТРПИП гтииргтглы еиРТРМКТ fnup I V an a т/топпоидтпа mttqul ttottzo
--r ж~~жж~жж ™^ж~ж,ж~. КГжхх,. V^VllU 1 v L 11V
выраженной периодической сменой диамагнетизма и парамаг-
TJPT-LTQ ЛЛ л Л Л Ск ПОМСШТЛП ТТ л ЛЛ OUTLT ПОПОЛП ПЛПЛОППТТ ПАПГТЛПЛП лт
„'V1V14VH х k-x VX VxlTX Vll X X-/X livpuv/u UUVJ VUU 11 U1 UV LF U V/ 1 ~
личаются парамагнетизмом в связи с незаполненностью элект-
П ли Q К<Т VX
Г» ТТЛТТТ ТТТХ V
лп/лпт о гггмиптттпт Ttrrr\T\ Г\Г1
V|/VI11) S71I1VLV1V11 1 U0. Divpvn
половины — диамаг-
нетизмом вследствие заполненности орбит. Диамагнитная вое-
приимчивость большинства элементов невелика и составляет
отрицательные значения 10-5 ед. СИ. Наблюдается направлен-
ное изменение парамагнитной восприимчивости — ее повышение
от положительных единиц у элементов 4-го периода к десят-
кам 10~5 ед. СИ в направлении к группе железа, как и у эле-
ментов 5-го периода. Элементы группы железа — железо, ни-
кель, кобальт — ферромагнитны в связи с незаполненностью
электронами внутренних орбит.
Таким образом, направленное изменение х отличается от
направленных изменений химических и других физических
свойств элементов, а элементы группы железа, резко отли-
чаясь по магнитным свойствам, характеризуются подчинен-
ностью общей закономерности изменений по другим химиче-
ским и физическим параметрам.
Установлена связь магнитной восприимчивости химических
элементов с их валентностью, обусловленная общей зависи-
мостью этих параметров от наличия свободных электронов.
Так, Си, С, Ti имеют свободные электроны на внутренних ор-
битах (л-электроны), характеризуются повышенным магнит-
ным моментом и являются парамагнитными; в соединениях
ионы этих элементов не имеют несвязанных электронов, в связи
с чем эти элементы образуют диамагнитные минералы.
Особую группу представляют ферромагнитные элементы, ха-
рактеризующиеся очень высокой магнитной восприимчивостью,
превышающей х диа- и парамагнитных элементов в 105—10е
раз, и способностью к намагничиванию (см. гл. IV).
Лля электпических свойств химических элементов — поово-
' ,- г . .. *
димости и поляризуемости — также отмечается периодичность
изменения в порядке периодической системы. Атомы химиче-
ских элементов характеризуются определенной величиной элек-
тпппигкпгп 5ЯПЯГГЯ нп R ГПЛ^ППНПМ СОСТОЯНИИ ОНИ ЭЛеКТПИЧе-
*Г" --------Г“«“’ ------—'--- --------- --- .-г
ски нейтральны, поскольку суммарный отрицательный заряд
величине положитель-
ным зарядом протонов ядра. Количество Z протонов и электро-
ттлп uno пттттпп потоп от 1 гг г\ 04 Q О ПОЪГ'ГП ТЛиаРЬТыЙ Q Я П О П I? Я Ж ТГ СЛГС!
пяпимм
19
протона и электрона равен соответственно ±1,602 1917- 10~19Кл.
Электрический ток возникает под действием внешнего электри-
ческого поля или других факторов вследствие движения элект-
ронов внешней электронной оболочки, что обусловливает пе-
риодичность изменения величины сопротивления и характера
проводимости. Из графика на рис. 1.5 можно видеть, что эле-
менты начала каждого периода, имеющие незаполненные внеш-
ние орбиты, характеризуются высокой проводимостью, а конца
периодов — высоким сопротивлением полупроводников и ди-
электриков, что обусловлено малой подвижностью электронов
заполненных орбит. Наилучшими проводниками являются эле-
менты начала вторых полупериодов 4-, 5-, 6-го периодов Си,
Ag, Аи — р= (1,6-5-2,3) 10~8 Ом«м. Наиболее высокими полу-
проводниковыми параметрами характеризуются Ge, Se, Те и
некоторые редкие элементы. Самое высокое сопротивление
имеют алмазы, фосфор, кремний.
Теплопроводность складывается из решеточной компоненты
Лр, обусловленной колебаниями атомов кристаллической ре-
шетки, и электронной компоненты Ха, определяемой движением
и взаимодействием свободных электронов. В металлах харак-
20
Рис. 1.6. Комплексная характеристика физических свойств распространенных
химических элементов.
Химические элементы: жирное написание — s- и р-строения; тонкое — d-строения
тер изменения теплопроводности подобен изменению электро-
проводности у. У диэлектриков теплопроводность намного ниже,
она определяется решеточной компонентой, и корреляция ме-
жду параметрами у и X нарушается.
Комплексная характеристика физических свойств наиболее
распространенных химических элементов представлена на рис.
1.6 и в табл. 1.1.
S О ЧЛкигимЛГТк AUQUUFrifUY ГПЛПГТП МПИРРЛЛПП
д лл • в жж жж жж ж ж а ч ж жж ж ж кж жж ж ж- *>ж\ж ж л в. жж аж ж ж VX ж жж ат а ж ж жж ж-тж а жт»ж аж жж
ОТ КРИСТАЛЛИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ
Породообразующие, акцессорные и рудные минералы
в большинстве являются сложными полиэлементными соедине-
ниями, и лишь некоторые минералы в природных условиях об-
разуются как моноэлементные вещества. К последним отно-
сятся серебро, золото, платина, графит, алмаз и некоторые
21
другие. Физические свойства полиэлементных минералов мо-
гут существенно отличаться от свойств составляющих их эле-
ментов или сохранять природу физических параметров этих
элементов и даже быть близкими с ними по величине. Так,
плотность галита NaCl 2.1 г/см3 при плотности Na 0,97 г/см3
и С1 (газа) 0,0001 г/см3; плотность корунда А12О3 4,02 г/см3
при плотности А1 2,69 г/см3 и О 0,0001 г/ам3 Магнитная вос-
приимчивость пирита FeS2 2-10~5 ед. СИ при магнитной вос-
ППИИМЧИВОСТИ ЖО.ПРЧЯ /7.» Ю3 РП C.T/f W ппямят'шгтипг'гтт лепи
I------------- -------- " — ^А,*ЖЧАА.Ж ЖАЖ ЖЖ** Ж ** * *А Xz Xz *>* .
Но магнетит Fe2O4 остается ферромагнетиком, и величина его
V V ПОПТЯиЫНО лу WPnOQQ ттп тхпчтттт а
rv W***^**.W* жж *^^v*a* 1**1*V rv «жж xzv* wkz v* • vi vm V 1 и xX XXV J Ml
большинству рудных минералов, катионы которых представ-
попм
*Ж 1 *_«*
С» noiZTnnunnnrmn ТТ СГТТТТХЛУтх
п палюито ххтт
UV1V1HV11 X UXVXX1.
Природа и величина физических свойств минералов зави-
Г»СГт Г1Ф Т/ПТХЛ'ГО ТТ ГТТТТТПГ» nmn Г.АГТТТГГ ТТ АТТП АттА П ГГГглтА л .
V/1X Vi xvynvi Utxuxn AVVX1VI V Uipwiin/l П кУ 11JJ к^Д 1\7 1 V71 .
1) кристаллохимическим типом связи — ковалентной, ион-
ТТ ЛЧ ТТ It Ат А ГГ ТТ ТТттААТ/ Атт ТТ ггтг А 1 г АТТТ А тттт А ТТ •
nvyn, iviti a./i*uri*icvi\kjn nvin civicmannun,
2) кристаллофизическими параметрами — типом симметрии,
__________________________________-___ __««___ .. А____ _____
Lnniunnn, annouipuunn, иирсдсликлцил launryu и фирму крис-
таллов.
Наибольшее влияние на физические свойства минералов
оказывает кристаллохимический тип связи. В пределах ряда
минералов одного кристаллохимического типа наблюдается за-
висимость свойств от кристаллофизических параметров.
Зависимость I группы физических свойств
(о, и) минералов от кристаллического строения.
Породообразующие минералы горных пород имеют ковалент-
ный, ионный или смешанный (ковалентно-механический, ионно-
металлический) тип кристаллохимической связи. Акцессорные
и рудные минералы имеют преимущественно металлическую
форму связи.
В табл. 1.2 приведены физические свойства минералов и ос-
новные параметры их структуры. Средняя (удельная) атомная
масса та. ср вычислена как средневзвешенное значение, исходя
из химического состава минерала:
-}-4 2т2• • • ~1~ Ад/ип
Ai + А2 + • • • + Ап
Л П
\ — /
где ть т2,..., тп — масса каждого элемента; Аь Д2, ...,А„—
количество ионов в химической формуле*
Плотность упаковки со атомов в кристаллической решетке
п яглтты'гя ия ия г» г ппп я ими пя nwvrnn ятпмпп типа кпнетял nwup-
Г ~~~ **v* ~*х~...... р^жж;^-----------, — -жГ............ -
ской связи и структуры минерала по формуле Ю. В. Казицина
ТУ R Л Dxtttutxtzq* -
XX х_*. х х. х у дхх ххххсх . —
(В — а/1,66/Иа.
П.21
* X
22
Таблица 1.2
Плотность, скорость упругих волн и параметры кристаллической структуры породообразующих,
акцессорных и рудных минералов. Составлена Н. Б. Доргман и М. Ш. Магидом (по данным авторов,
А. С. Александрова, Б. П. Беликова, Т. В. Рыжовой; кристаллохимия по Г. Д. Григорьеву,
Г. Б. Бокию, У. Файфу)
Минерал Химический состав Плотность <T, Г/СМ3 Скорость распростра- нения упру- гих ВОЛН Up, Г/»1 1г» wvv rvrv атомная Maced ma-cp Плотность упаковки атомов co Тип кристал- JlJJUAriZQtt связи] Сингония
Галит NaCl 2,17 4,5 29,3 45 Ионная Гексаоктаэдри-
Каолинит Al4[SiAol(OH)8 2,60 3,0—4,0 15,1 Ионно-кова- ческая Пинакоидаль-
Кальцит СаСО3 2,73 6,7—7,1 20 82 лентная То же ная Тригон ал ьно-
Доломит . CaMg (CO3)S 2,85 6,0—6,8 18,4 93 » скаленоэдри- ческая Ромбоэдриче-
Коэсит SiO2 3,01 7,7 20 91 Ковалентная ская Ромбоэдриче-
Стишовит SiOg 4,29 11—14 20 129 » ская Т о же
Полевые шпаты кали- евые: микроклин К [AlSi8Oe] 2,55 5,7 21 72 Ковалентная, Триклинная
ортоклаз К [AlSisOg] 2,57 5,9 21 72 каркасная То же Моноклинная
Плагиоклазы: альбит (Na, Ca) [AlSi3Og] Na [AlSi8O8] 2,61 6,1 20,15 78 Ковалентная, Триклинная
олигоклаз 20 % An 2,64 — 20,40 78 каркасная То же
Продолжение табл. U
Минерал Химический состав Плотность а, г/см8
андезит 40 % Ап 2,67
лабрадор 60 % Ап 2,70
битовнит 80% Ап 2,73
анортит Са [AlSi2O8] 2,76
Кварц SiO2 2,65
Слюды:
мусковит KMg? (ОН, F)s. X 2,88
биотит X [Al Si3O,0] К (Mg, Fe)s (OH, F), X X [Al Si3O10l 3,10
Амфиболы:
актинолит Ca2Mg3 (OH)a [Si8O22] 3,15
глаукофан Na2 (Fe, Mg)3Al (OH)2X X [Si8O22] 3,13
роговая обманка NaCa2(Mg, Fe)«(FeAl)X X (OH, F), [Al2SieO22] 3,26
Пироксены:
энстатит Mg2 [Si2O8] 3,15
бронзит (5—14 % Fe) 3,30
гиперстен (Mg, Fe), [Si2O«] 3,40
диопсид (Ca, Mg) [Si2O8] Ca (Mg, Fe, Al) X X [(Si, Al),Oe] 3,33
диаллаг 3,25
геденбергит CaFe [Si,Oe] 3,55
о «3 А •а н Q О а о :й О простране- ния упругих ВОЛН Vpt км/с Средняя атомная масса та-ср Плотность упаковки атомов со Тип кристал- лической связи Сингония
— 20,65 78 Ковалентная, каркасная Триклинная
6,5 20,90 78 То же То же
— 21,15 78 »
— 21,40 78 » »
6,1 20 79 » Тригональная
5,8 18,9 92 Ковалентная Моноклинная
6,0 19,5 95 Листовая »
— 21,7 87 Ковалентная, ленточная Моноклинная
— 19,1 99 То же >
7,2 19,5 101 » >
— 21 95 Ковалентная, цепочечная Ромбическая
7,2 — — То же
— 22,5 88 » Моноклинная
7,8 21,6 93 »
7,05 — — » »
7,15 21,47 87 »
Оливины: форстерит оливин Mg2SiO4 (Mg, Fe)2SiO4 3,22 3,3—3,5
фаялит Fe2SiO4 4,34
Андалузит 3,15
Силлиманит Al2SiO2 3,25
Кианит 3,6
Гранаты: гроссуляр Ca3Al2 [SiO4|3 3,53
пироп Mg3Ala|SiO4L 3,71
альмандин bejjAlg [S1O4/3 4,32
Топаз Al (F, OH)2 [SiOJ 3,4
Шпинель MgAl2O4 3,55
Корунд A12O3 4,05
Хромит FeCr2O4 4,65
Пирит FeS, 5,05
Магнетит Fe3O4 5,18
Гематит Р*е20з 5,20
Галенит PbS 7,58
Киноварь HgS 8,09
8,45 20,1 93 Ковалентная, Ромбическая
островная
8,3—8,0 25 94 То же »
6,9 29,1 89 »
— 20,2 96 Ковалентная: Ромбическая
9,5-9,8 20,2 97 » »
9,4 20,2 107 »
8,7-9,0 22,5 — Ковалентная, Кубическая
островная
8,5 26 Ill То же »
8,5 25 105 »
— 17 128 Ковалентная, Ромбическая
островная
9,95 20,3 105 То же Кубическая
(шпинельная)
11,0 20,3 120 То же
7,7 32 88 Ковалентно- »
металлическая
8,0 40 99 То же »
7,45 33 95 »
— 32 — » »
3,4 120 88 Гексагональ-
ная
2,4 116 41 » То же
Как видно из табл. 1.2, плотность породообразующих мине-
ПЯЛОВ ГППИЫТ плппп игм₽иаат?а лт 0 17 г/лмЗ по
------ - -£----" — "f '-'Л-Ч хгж 4, ж V»* 4/ 1 л. I 1/4ХЧ yi <4. VI IL 1 ) /1, V
4,34 г/см3 (фаялит). Средняя атомная масса большинства ми-
ИРПЯППП nniTPRLTV ТТТГТ 'З'ГПтэ IZnQnTTO тх п п о гппт/гг попп п^л^/члтт
—1 441, »4JU|1U,U XX lll'lUl HV1YVXUJUD 11 \J V 1 \J П. Il -
ная или незначительно повышается, например в пироксенах и
Н^пп^тогшто Сапттоотпоиилп ппопо лггптттгл л^лттттлт" птгчгтт/ч Л .
K>J XI^VVJUVIIUWV UVU|J UC 1 UHHC 1,р^ДП^Г1 aiUlVlfHJH IViaVVDl
наблюдается лишь в железистом минерале — фаялите. Следо-
DOTOHLTin ГЧ'ТЧКЛТТ АТТТТ/^Л ГТ<ЛПГ ITTTATTitA тг ттг-кгт«ттлллтпт» . г ггттам л т»
xju 1 vuxxjxiv, vi inv-ivimw hud ui uu. vn nv iii/iuinucin м ппср алив ииус"
ловливается, главным образом, увеличением плотности упа-
ковки атомов в кристаллическом решетке, возрастающей от 45
в галите и 72 в микроклине (наименее плотном минерале маг-
-------------------\ ~~ ОП ~ J--------- __ __________ _ ___________*__
мсничсслпл 11 up ид; ди ozf о ^аплите, и сьлзано и изменением
структуры минералов. Зависимость плотности породообразую-
щих минералов преимущественно от структуры является след-
ствием того, что все входящие в их состав элементы по строе-
нию электронных оболочек атомов относятся к типу sp. Ис-
ключение составляет железо с типом оболочки d и большой
атомной массой, что и отражается на величине средней атом-
ной массы и плотности минералов, содержащих железо. Ана-
логичная зависимость плотности минералов преимущественно
от их структуры характерна для топаза, шпинели, корунда.
Увеличению плотности упаковки атомов в кристаллах с ко-
валентной формой связи соответствуют возрастание координа-
ционных чисел минералов и изменение их структур. Структуры
силикатных минералов определяются главным образом спосо-
бом соединения друг с другом тетраэдров SiO2 Каркасные их
соединения приводят к образованию минералов невысокой
плотности (2,55—2,76 г/см3)—полевых шпатов, кварца, пла-
гиоклазов. Более плотные минералы (до 3,3 г/см3) возникают
при кристаллизации тетраэдров SiC>2 в виде цепочек, что ха-
рактерно для пироксенов. Еще выше плотность у минералов
с островным типом соединения тетраэдров SiO2 (оливины) и
других элементов, образующих структуры, подобные силика-
там,— гранаты, шпинель, корунд и др.
Рудные минералы имеют преимущественно металлическую
или смешанную, ковалентно-металлическую и ионно-металли-
ческую формы связи. Изменение плотности минералов проис-
ходит главным образом за счет различия массы при подчи-
ненном влиянии структуры, что соответствует электронному
строению атомов типа d для хрома, железа, свинца и других
тяжелых элементов. Еще большая зависимость плотности от
атомной массы элементов наблюдается для самородных ме-
таллов.
ГГ по vanaizT'cnTinn'Mггтл vnnvHlY гдпйгтп nnnnnnnfinaavminwx
и-a’'"1 ;..rJ--- -------- —г ------г—j-----
минералов принципиально типичны те же закономерные из-
кгапАпиа птл тт п п о пплтиллти иг\ О АТТХПГЧЛТА ПХ.ТГА ТТТ-.ТП t-ГМ ПП1КГ.
LV14 11 411X1/1 , “114/ XI X\«/l/l 11V1V111WLX1, 114» 4 4» А 114» 411 1 4V1*-»114» 4- 4» w * *-»*-
нием структуры; для рудных минералов эта зависимость прин-
26
If-p, км/с
17
11 -
алмаз j
йромелит о
шпинель
периклаз с
кианшпс
Si о
тпппш
о'лйд'и/ГЛ
ср пр смерить!
козсит L
у qo стишовит
| ''корунд
J о рутил
|р пироп
[I ърргальмандин
V//\ отР™
7
хромит)^, магнетит
^аялит^^атит
3 -
Рис. 1.7. Изменение плотности о и скорости распространения упругих волн
vp в химических элементах, минералах, горных породах и рудах (по
Н. Б Поптман и М. Ш. Maranvk
Химические элементы, технические и самородные металлы кристаллических типов:
1 — sp, 2 — d; минералы с типом связи: 3 — ковалентной, 4 — ионной, 5 — ковалентно-
С „-.„"„„--„Л. 7 О
nits 1 a«Kinicvnvn, v шиi o^uuntcaun, i incicupn i di, lupauic иири/дш. и — исадочлши n
кайнотипные эффузивные, 9— интрузивные, палеотипные эффузивные, метаморфиче-
ские; 10 — руды
IT ТЛ ГТ ЪГ Я TTL ПП ЛТППиий _ Г» UDQ ПТЛ ТТО1Л ТЛ ОХЛ О ТГ\ X If II Г\ ТЛ MQPPLT
л w v/ivmniM j ь/vvixi ivmivin ч i v/:ч л'-<xi mu<.vux
упругих волн уменьшается (табл. 1.2).
D О О П TITTTITTTI vnnaTZTnn о п г» ттг» ТТ хт ппттх /Т ТТ <Г1 /~\т л'тлятттлт°1 чгпллтт тт
utuvxrx Tiiuin ухслр cAiY 1 <, р> ouunvtnviuvin и rx v 01 a i vmnun iviciwoi п
кристаллической структуры (рис. 1.7) позволяет выделить два
/ТТТТТТГ» 'ГПЛПТТТТ1Г /-» А ♦-» Г» Г-» л т-» г» тттттт •
iriu. Cl 1 O.OVJD <Д ПГ1Г1 .
I— Vo = f (о):
* ' ' ' ' g,
(1.3)
II— Vp — f (1/ст);
(1.4)
К I типу (левая ветвь диаграммы) относится большинство
петрогенных элементов, все породообразующие минералы, гор-
ные породы. Для них характерно увеличение плотности и
еще более резкое возрастание скорости по мере уплотнения
•27
кристаллических решеток. Особенно высоких значений пр
достигает в корунде, стишовите и алмазе (12—18 км/с), что
соответствует наибольшей их твердости среди всех минералов.
Значительное изменение упругости этих минералов и их ассо-
циаций— горных пород обусловлено, как отмечалось, неуплот-
НРММЛСТКТЛ ЗЛРКТППППЫУ ПпГшТ ПРТППГРННМУ аПРМРЦТЛР ПППРПР-
--------------------------г-------... ....... '„». ^„.~ж,ж~жж ж «жх^^х,
ляющей возможность образования разнообразных структур
ЮТИТДРПЯ ПГШ WV ruumuuu ТЯ гябитиллп С'\ГТТТОГ‘'ГТ2ОПигЛС1 пптгаиио
........................................................................................— ~>ЖЖЖЖ ™жжжж жж ж ~~жж ж J-Ж^^^^ЖЖЖЖ^Ч, Ж^ЖЖЖХЖЖЖЖЖЧ,
атомной массы наблюдается лишь в изоморфных рядах и со-
ClTOOTPTDOUUn D Г» *2 О LIT,TV гК ГАГУ АЛ *2 ТТ ТЯ СГ V rntlULTV ГТГЛТА/ЛТТ
VZ Ж ж_» х^ Ж Ж Ж_» Х^ЖЖ ЖЖ Х_» Ж-Ж |7ЖЖЖ»ЖЖ1ЖЖЛ Xj^Z \-f ж»* ЖЖ жж, ж ж жж жх ж\>|жжжижл
Ко II типу твердых образований (правая ветвь диаграммы)
Г\'ТЧХГ\Г* СГ'Т'Г» СГ ПЛ’Ск'Т’ о тт TTTLT Г» 'ГТТПАХТ ПФЛИТТАПП ЛгтхГУ тт тт гт г1 ТТ ГЛТТПТТТТЛ »<тт
V111W/11V/1 1UV1UV1V1U1 V- 1X111V/XV1 И. 1 V»±V1 11ЧУ1 V» V, 1 p'V'V.liriZl VI Г1 1У1Г1-
нералы с плотнейшими шаровыми упаковками гексагональной
TTTTTI Т7Ут/^ ТГТТЛ<-|Т7Г\11 ПТГ ТТП/ЛТТТТТТ Лпттпп ТТЖЧЛ т-» ТГ тт ГТ тттж Л ТТЛ Т-. Л тт ттттттттт т гтгт/лт
nvirx xvj umcvnvn спшиплп. v/vnvmiuv шшлппс nci п^личппу iijikji”
ности и скорости упругих волн оказывает средняя атомная
«жлллл ххттттлтгхч-ТТЛТТТТЛ ЛЛ ТТЛ .. тт — ----- ГТ~,„ .......л....
ivia^va, идпали плилпис сс па и и и иирашис. при нипшшсппп
плотности наблюдается понижение упругости, вплоть до обра-
зования мягких (ковких) самородных металлов. Физическая
природа минералов II типа определяется d-строением составля-
ющих их элементов. Руды образуют широкое поле, примыкаю-
щее к правой ветви диаграммы, обусловленное параметрами
рудной и нерудной составляющих и процентным содержанием
рудных минералов.
Изоморфизм характерен для породообразующих мине-
ралов. Под изоморфизмом понимается «свойство элементов
в кристаллической решетке замещать друг друга при условии,
близости размеров составляющих кристалл единиц (атомов,
ионов), тождества знака (но не величины) заряда и относи-
тельно близких величин поляризации» (А. Е. Ферсман, 1955 г.).
Образование изоморфных рядов минералов является след-
ствием изменения состава магматического расплава в процессе
кристаллизации, изменения температуры и давления расплава
или среды — глубоких горизонтов земной коры и мантии. Не-
прерывные изоморфные ряды образуют широко распространен-
ные в магматических и метаморфических породах минералы
групп плагиоклазов, оливинов, амфиболов, пироксенов, гра-
натов.
В изоморфном ряду плагиоклазов, начинающемся натровым
минералом альбитом — NatAlSisOe], происходит постепенное
замещение натрия кальцием с образованием натрово-кальцие-
вых минералов — олигоклаза, андезина, лабрадора и битов-
нита; ряд заканчивается чисто кальциевым минералом анорти-
том — Ca[AlSi2O8]. Плотность минералов, как видно из табл. 1.2,
«прпппийяртгя пт я.пкбнтя — 2.61 г/см3 по аноптита— 2.76 г/см3:
---------------------------- г-.- *
в том же направлении увеличивается скорость продольных
пппи ГТплтг-пttrwv rTnwTvnp л/гинрпя.пли псрй rnvnnH идентична.
Ж^Ж^^ЖЖЖ. ж Ж^^ЖЖЖХ^ЖЖ^ЖЖД Ж Г "Г-/ —-------------------------,
а ионные радиусы Na и Са близки, сохраняется одинаковая
28
Рис. 1.8. Изменение плотности о и скорости распространения упругих волн
ор в изоморфных рядах породообразующих минералов (по С. Г. Семеновой,
1982V
Содержание форстерита Fo и фаялита Fa в оливинах. %: I — Fo 95, Fa 5; II — Fo90,
Fa 10; III — Fo 85, Fa 15; /V-Fo50, Fa 50
плотность упаковки атомов в кристаллах. Изменение плотно-
сти минералов определяется более высокой атомной массой
кальция (40) по сравнению с натрием (23). Средняя атомная
масса возрастает от альбита до анортита с 20,15 до 21,4 при
градиенте изменения плотности на единицу средней атомной
массы, равной 0,13. В случае изоморфного замещения в аль-
бите натрия на калий и образования микроклина или ортоклаза
K[AlSi3Os] плотность снижается до 2,55—2,57 г/см3, а скорость
до 5,7—5,9 км/с, что связано с уменьшением плотности упа-
ковки атомов вследствие большего атомного радиуса калия
(атомные радиусы: К 2,36, Na 1,92; ионные радиусы: К 1,33,
Na 0,98).
На рис. 1.8 можно видеть изменения плотности и скорости
распространения упругих волн, происходящие в минералах изо-
морфных рядов оливинов, гранатов и пироксенов. В ряду оли-
винов плотность чисто магнезиального минерала форстерита
Mg2[Si2O4] равна 3,22 г/см3, скорость — 8,5 км/с; с постепенной
заменой магния на железо плотность минералов возрастает,
скорость уменьшается. В наиболее распространенном желези-
29
сто-магниевом минерале хризолите (оливине) а=3,3ч-3,5 г/см3,
Ур = 8,Зн-8 км/с, а в чисто железистом минерале фаялите эти
показатели достигают значений соответственно 4,34 г/см3 и
6,9 км/с. Увеличение плотности минералов и уменьшение скоро-
сти обусловливается более высокой атомной массой железа,
равной 55,8, по сравнению с атомной массой магния — 24,3; ве-
личины ионных радиусов этих элементов близки, плотность
ип Я VnniZLT ЯТПМЛТЭ ТЛ ПТП\71гТЛ7П Я МППОПЯПГЮ Ск'ГПТЛ ГПЛ’ГТГТКТ ЛППиО.
-----------АЖЧ,-------... V*AXXA.A~~ А.-A.AAAAAV^ VAVAKZA^ UA^XA A^JAAAAUX k/^XAAXC*
ковы. Средняя атомная масса возрастает от 20,1 в форстерите
ПЛ----------------------------00 1 О гКоППТГТП /'Г'э/лтт Т О\ • ПГЛПЯТГШТ'П ГТ ТТГЧ'Т'Т.Т/ЧП'ТЧТ поплтг О 1 Л
ЛА'-' U, A U фи/iviri 1 V ( 1 U VXVA . А .А_< / , 1|УСД./Л,Х1\-1Х1 UV1V1 41W1 Л р» C4.UU11 V, 1"1.
Подобные изменения плотности и скорости упругих волн ха-
ЯМфйиО-
сложные
/__________________________________________________________________________________ т о.
(рис. 1.0,
српы ivinn'cp aviuo рл/дс/о храпение, unpunccnuD,
лов, однако зависимости между о и vp несколько более
~------ Л .........................................
о св 71 о и и иилсс nu^in^Jicivicn 1 iidim uuLidBUM мипсралив
табл. 1.2).
Таким образом, в изоморфных безжелезистых рядах мине-
ралов наблюдается однонаправленное изменение плотности и
скорости упругих волн, что отвечает I типу твердых образо-
ваний; в железистых рядах минералов отмечается разнона-
правленное изменение о и пр, принципиально соответствующее
II типу образований.
Полиморфизм характеризуется изменением структуры
минералов без изменения их химического состава и выражается
в изменении ряда физических свойств. Образование различных
полиморфных соединений связано с изменением температуры
и давления и особенно характерно при региональном метамор-
физме пород. Из энергетических уравнений следует, что при
высоких давлениях преобладают уплотненные соединения, т. е.
минералы с большой плотностью, а при высокой температуре
устойчивы соединения с повышенной энтропией и большей сво-
бодой в размещении атомов, т. е. разуплотненные вещества
(У. Файф, 1967 г.).
Характерным примером полиморфных соединений являются
две модификации углерода—графит и алмаз (табл. 1.3). У них
отмечается резкое различие всех физических свойств. Плот-
ность алмаза значительно выше плотности графита, и при
превращении последнего в алмаз происходит изменение объема
на 36%; скорость упругих волн достигает максимального зна-
чения— 18 км/с. У графита 0 = 2,14-2,25 г/см3, Ур = 4,0-ь4,3 км/с.
Он может кристаллизоваться при давлении от 20 тыс. до 120
тыс. бар при температурах соответственно 0—4000°C; более
выспкир пявлриия и темпепятмпы— область обпазования ал-
“------ ----.----- __ ----г--J L ---— - - г
маза.
Сложный полиморфный ряд образуют модификации крем-
незема SiO2 (рис. 1.9). Фазовые переходы между кварцем, три-
пы1\лтл'гг\1\л тл iznтлотп^а птлт’пкл тл тгпяпттрм кл^гптлм И СТИТТТОВПТОМ
X xzm XI АЖ^ ААХ.А WUAAAAAA А ~А,А АА А . ЖА Г , ----. - --------------
происходят с существенным изменением структуры минералов
30
Таблица 1.3
Физические свойства двх/х модификаций '/глепода_алмаза и гпаФита
Параметр Алмаз графит
Тип кристаллической связи Ковалентная, островная Ковалентно- молекулярная; слоистая
Сингония Кубическая Гексагональ- ная
Плотность, Нем3 3,6 2,1—2,25
Скорость продольных волн, км/с 16.5—18,3 4,0—4,3
Удельное электрическое сопротивление, Ом-м 1016 (изолятор) Ю-6— 1 о-4 (электронный проводник)
Твердость (по шкале Мооса) 10 1
Цвет Бесцветный Черный, серый
(реконструктивные преобразования) и отражаются в плотности
и скорости, значительно изменяющихся. Например, плотность
изменяется от 2,27 г/см3 в гексагональном тридимите до
4,28 г/сма в тетрагональном стишовите. Объем вещества сокра-
щается в 1,8 раз. Переходы между а- и р-минералами сопро-
вождаются незначительными структурными перестройками (пе-
рестройками со смещением).
Характерная главным образом для метаморфических пород
группа полиморфных минералов с химическим составом
Al2SiO5 — дистен, андалузит, силлиманит, образуясь при раз-
ных давлениях и температурах, имеет одинаковый тип кристал-
лической связи (ковалентная, цепочечная), но различается по
сингонии и плотности. Дистен — тригональная сингония, плот-
ность 3,5—3,7 г/см3; андалузит и силлиманит — ромбическая
сингония, плотность соответственно 3,1—3,2 и 3,2—3,3 г/см3.
Подобные различия в модификации, т. е. сравнительно не-
большие изменения структуры и плотности, характерны для
многих минералов метаморфических пород.
Анизотропия — одно из характерных кристаллофизиче-
ских свойств минералов, выражающееся в различных парамет-
рах решетки по разным направлениям,— одинаковых по па-
раллельным граням и неодинаковых по непараллельным. Ани-
зотропия минералов по одним свойствам может не проявляться
по другим. Так, галит резко анизотропен по скорости упругих
волн вследствие различия упругости вдоль ребер и по диаго-
налям решетки, но изотропен по плотности, тепловым и опти-
ческим свойствам. Анизотропия может усиливаться или даже
возникать под действием внешних полей, что особенно харак-
терно для магнитных и электрических свойств. Одним из ти-
31
Рис. 1.9. Фазовые переходы SiOg
Дроби: числитель — плотность, г/см8;
(по У. Файфу, 1967 г.).
знаменатель — скорость упругих
волн, км/с
личных примеров влияния анизотропности на свойства минера-
лов являются графит и алмаз. Графит обладает высокой ани-
зотропией (рис. 1.10), скорость продольных, волн в нем вдоль
слосв значительно выше, чем скорость поперек этих слоев, об-
'Г А'ПП П ПППП V
1 VI C4.ZY
разованных тетраэдрами углерода с очень сильными ковалент-
иктклтл лпаоашл игл ппаопииыу rrnvr р пплтгплл г» п Q /л кт лл тл паипап.
ХАХ.М1ТХХХ VU/1UZXHH1, XXXZ VU/lk/1А у J X Ха ^JXWIIX Ха V X XX ХА X-U Х'Х X X X» XXXX'JJ.XAfZ
ваальсовыми силами (vpn>vPx ). Одинаковая сила связи
тропность алмаза.
О л гл TI Л ТТ «Г А Л т ТТ г п тт тт тт тт г4л Тг О ТТ ТТ ГЬ Г» ТЛ ТТ V /-» т-» Г\ ТТ /-» ТТ» Т-»
и Cl D n V n 1V1 V V 1 D XX X Р у XX хх их tp П О II 1 V V П П л V О Ч/ 11 V 1 D
(х, р, X) минералов от кристаллического строе-
ГТ~ А,------------------ АТТТА Х/ЛГ,Т,„А
П И 71. 11U 51ПМ LDUHLlDdlVl IVinncpdJlDl раолнчаплсл СЩС VUiHDLJLlC,
чем по физическим свойствам I группы. Магнитная восприим-
______ _____А____ _________ -4~ /? ________ 1П— R
чиьость минсралиь ибмсниетси на и нирлдкии ри хи ~—
п- 10° ед. СИ), удельное электрическое сопротивление более
чем на 20 порядков (п«108—П’10~!“ Ом-м), теплопровод-
ность— на 4 порядка. Очень широкий диапазон значений ха-
рактерен для свойств минералов III группы — ядерно-физиче-
ских (радиоактивных).
По магнитной характеристике минералы, как и элементы,
подразделяются на диа-, пара- и ферромагнитные. Однако диа-
32
Рис. 1.10. Зависимость физиче-
ских свойств минералов от их
кристаллической структуры.
а — упруго-анизотропный графит
(вандерваальсовский тип связи),
<7=2,27 г/см’, % =4,3 км/с, р=
= 10~’ 4- 10-в Ом-м; б — упруго-
изотропный алмаз (ковалентный,
островной тип связи), <т=3,6 г/см’,
Ор=17 км/с, р=10’—10'° Ом-м
магнитные элементы в сложных соединениях в минералах мо-
гут давать парамагнитный эффект, а парамагнитные — диа-
магнитный эффект, что связано с особенностями кписталличе-
ской структуры. Особенно следует подчеркнуть «потерю» же-
лезом ферромагнитных свойств в большинстве соединений.
Ферромагнитные элементы Со и Ni не образуют естественных
гЬоППАДЛ QrnMTUkTV ЛЯЫЫРПЯППП ТЛ ЛЯАТЛТТТП Y ГТ ЯП Я 1\Я Л riTUTTJVin УЯПЯК-
.............. ....Г--^”9 -.......Ж -- --Г~жж
теристику.
П пх/гтпо
* r J ллхдм
гЬаПППМ Я Г'ИТЛ'Г’ТЛЛ V
нем ногочислення
'Зтп
длпиоп Я ППО
прежде всего широко распространенный магнетит, а также ряд
других соединений железа (ферриты, титаномагнетит, магге-
*лтгт nAurnmTirr т» тт «А \ ГЛ Л & Л ТТ ТТ ГЧ Г\ mT TZ4 TlAAV A>TTrV » t ТТ ТТ ЛП О ТТ гх тч гттчтттт
IViril, IdVlCliril п Др.у. wvuuvnnuv 1 ию OVt-Л С7 1 XlZk 1V1 ГШСр CIV1K-7JO
ется кристаллическая решетка, определяющая возможность
/-V Л г» rx Z-V Т-. Л »» V » г-г » г Г» ТЧТ< ТТП.ТТ т тчг Ч.Л» ГЧ Г» /ЧТТгЧтЧЧ Z4TTZ4TTT ЛТТГГТ ТТАП/Ч
иираоипаппл ividi пшгшл iviwivicn i ud за счс1 ичспо cruiunuiu
взаимодействия атомов Fe (см. гл. IV).
ТЛ_~.._1___ _________ _ ________________________________________________________________________
пзимирфпдм мипсралив в жслсди-м<11 нисввгл рлдал nnpuiwc-
нов, оливинов, гранатов проявляется в возрастании величины
парамагнитной восприимчивости по мере увеличения содержа-
ния железа, но в чистых минералах величина и не превышает
25 •10-5 ед. СИ (при часто наблюдающихся вкраплениях мель-
чайших зерен магнетита и приобретении слабых ферромагнит-
ных свойств). Изоморфный ряд ферромагнетиков представлен
ферритами, в которых ионы Fe частично замещаются ионами
Ni (треволит), Мп (якобсит) или Mg (магнезиоферрит) с со-
хранением решетки магнетита.
Твердый раствор магнетита и титанистого минерала ульво-
шпинели с различным содержанием Fe и Ti образует особый
изоморфный ряд, в котором свойства минералов изменяются от
типичных для ферромагнетиков до типичных для парамагнети-
ков. Зависимость магнитных свойств от полиморфизма очень
четко проявлена в пирротине.
Особое значение имеет магнитная анизотропия, выражаю-
щаяся в способности ферромагнетиков различно намагничи-
ваться в разных направлениях; четко выделяются оси легкого
намагничения (что и используется в технике).
2 Заказ № 802
33
Природа электрических свойств — удельного электрического
сопротивления, поляризуемости и других, свойственная химиче-
ским элементам, сохраняется только в моноэлементных мине-
ралах. В полиэлементных сложных минералах она существенно
изменяется в зависимости от кристаллохимических структур.
Очень высокая электропроводность элементов с металлической
формой связи свойственна только самородным или техническим
металлам, она уменьшается в минералах с ионно-металличе-
ской и особенно ковалентно-металлической формой связи и
очень низка в соединениях с ковалентной связью. Так, калий
и натрий, характеризующиеся высокой электронной электро-
проводностью, в силикатных ковалентных соединениях — мик-
роклине и плагиоклазе — теряют это свойство, и минералы об-
ладают очень высоким сопротивлением.
ТЛчпдллпгЬичм ийтппвп-ия пкпирпыу и жр.прчо-магнезиальнпго
----------Ж,Ж ЖЖЖ-Ж^^Ж^Ж^ VA — - "----------------------
34
рядов не оказывает значительного влияния на электрические
свойства минералов. Полиморфизм, наоборот, имеет очень
большое значение, что видно на примере двух модификаций
углерода — алмаза и графита (табл. 1.3). Анизотропность
электрических свойств наиболее заметна у слоистых минера-
лов — слюд.
Тепловые свойства минералов также зависят от их кристал-
лических структур, изоморфизма и полиморфизма. При этом
существенное значение имеет соотношение решетчатой и элект-
ронной компонент. Анизотропия теплопроводности характерна
для некоторых минералов ромбической и моноклинной синго-
нии, изменяясь от 0,8 до 1,5. Для слюд отношение теплопровод-
ности вдоль разных осей (ЛоДс и WM достигает 5—6. Мине-
2
35
ралы кубической и гексагональной сингонии по теплопровод-
ности близки к изотропным кристаллам.
На рис. 1.11 приведены комплексная характеристика физи-
ческих свойств наиболее распространенных минералов и пара-
метры их стпоения.
Т* ТТ А П А ТТ
1 t/1 М U /1. 11
ПЛОТНОСТЬ И ПОРИСТОСТЬ МИНЕРАЛОВ
И ГОРНЫХ ПОРОД
£ Q ППЛТНЛГТк U ППОЫГТПГТк AUQUUPrVUY ТРП
Д xr. жж«ж хх ж жж хх хж ж жх аж ж ж XX ж жж ж хх х> ж хх ТЖЖк/ЖЖ 1Ж^Х>Ж\1*'1 ж XXV Ж
Плотность—это свойство веществ, определяющееся их мас-
сой т (физической характеристикой материи) и объемом V:
— _/17 /Т Т 1 \
и = ГН/ V . (11.1)
Пределы изменения плотности твердых химических элемен-
тов и минералов 0,5—22,5 г/см3, горных пород—1,6—3,5 г/см3.
Средняя плотность Земли 5,52 г/см3.
Плотность горных пород является основным физическим па-
раметром, определяющим гравитационное поле, так как потен-
itltq и ТТ ггктлтлппогулгп nnuTawouucr nnQMVTTTлтлтттит мясе ллиптл-
хх жж жхжхх ж хх жж xz ж, х,жжхх ж XX жж jz жж ж z. ж жж х,..~ ... J —, —Л.xxxzxz, xz
ченных в объеме V, по В. В. Федынскому (1967 г.),
U = f\<ydV/r. (П.2)
v
В каждой заданной точке пространства плотность вещества
<у определяется как отношение массы вещества в некотором
достаточно малом объеме пространства дт к величине этого
объема 6V:
lim(6/n/6V) =<у. (II.3)
Следовательно, при dV->0
dm — odV. (П.4)
ТЭ zx/^tttzx.z /хтттттгпг. гт тт/ЛтГТЛЛп'Т ЛЛ'ТТ г> Л ТТ ТТ ТТ ТТ Т Т Г> П Л П О АГШТТТ О П •
и имидсм СЛУЧаС lljiuinwio VV1 и DVVin -ТТ111Ы. 11 v-y <-1У1 V-11T1С4У1.
о = о(х, у, z). (II.5)
Масса образца породы тп состоит из массы твердой фазы
ттв, жидкости шж, газа т?. Объем образца V складывается
из объема твердой VTB, жидкой Уж и газовой Vr фаз. Следова-
тельно,
a=mnlV = (/Птв + /пж + /Пг)/(1/тв + 1/ж +Vr). (П.6)
36
Отношение массы твердой фазы породы к занимаемому ею
объему называется минеральной плотностью:
С ... П7 /ТТ *7\
и =ттв! V ТВ- (11./)
Пористость п горной породы определяется совокупностью
пустот в минеральном скелете породы:
п = (1—ог/б) 100 %, (П.8)
ГТ___ГТ пптипптк ГЯ Qnu qPRTTTTOnURTY гтпплп
Отношение объема пор Vn ко всему объему образца V на-
ошпаотпа vnorh/Ъыттмоитсш п^тттатл ттгчптлп'гглр'гтл•
kJ Ь/1 и U V 1 V//1 vp 11Ц11 V.H 1 kJ 14 VkJLl-l,VH 11 \J|J 11 V 1 W 1 11 .
k„ = Vn/V. (II.9)
Если относительная влагонасыщенность образца р^1, то
» < О Л Г» л \TZTI ТТ TZATI /4лЛПГТ Т-, /\^ГкЛ<1ТТА
1VAC4\^VCI ZIYri/A,IYkJri vjjClOLM D L7 V7 p CIO JLA,t
^Ж~/^Ж^П, (II. 10)
где о» — плотность жидкости, заполняющей поры.
П.___„„________________________л.________
lUivinuviD иирааЦа определяется ни формуле
ст = (1 — kn)b + k„pox. (11.11)
Плотность водонасыщенного образца (р=1, ож = 1)
ов = б —fen (б — 1). (11.12)
Плотность газонасыщенного образца (р=0)
СТг = (1— &п)6.
(П.13)
Плотность жидкости, насыщающей поры (вода, нефть, кон-
ее можно рассматривать как параметр в функциональной за-
о = о (б, р, kn)
(П.14)
В зависимости от структуры и текстуры пород наблюдается
разная структура порового пространства, которая может быть
охарактеризована открытой и эффективной пористостью (см
гл. IX).
С плотностью веществ тесно связан их удельный вес, оп-
ределяющийся из отношений силы тяжести тела (веса тела Р)
к его объему V:
8B=p/V=go. (II. 15)
где g—местное ускорение свободного падения.
Плотность численно равна удельному весу веществ на ши-
роте 45° на уровне моря, т. е. при условиях, при которых эта-
лон единицы массы численно равен эталону единицы веса.
37
Таблица II.1
Параметры плотности и пористости
Параметр Определение Единица измерения
Плотность а Минеральная плотность 6 Плотность газон ас ных пород ог Плотность газоводонасы- щенных пород аг.в Плотность водонасыщен- ных пород ов Удельный вес 6В Пористость общая п Пористость открытая п0 Отношение массы горной породы (ми- нерала) к объему породы (минерала), т, е. отношение суммы масс твердой, жидкой и газовой фаз к сумме их объ- емов Отношение массы твердой фазы горной породы к ее объему Отношение массы твердой фазы горной породы к объему породы, лишенной по- ровой влаги Отношение массы горной породы с ла- бораторной влажностью к объему по- роды Отношение массы горной породы с мак- симальной влажностью к объему по- роды Отношение веса горной породы (мине- \ „ ж,,, / \ рал су л ии Dciviy нирмДы (минерала^ Совокупность всех пустот в минераль- ном скелете породы Совокупность пустот в минеральном скелете породы, соединенных друг с другом и с атмосферой кг/м3 (г/см3) кг/см3 (rZCM3) кг/м3 (г/см3) кг/м3 (г/см3) кг/м3) (г/см3) Н/м3 % % 0Z
яэф Коэффициент пористости kn ненная жидкостью, двигающейся по нему при выравненном давлении Отношение объема пор к объему по- роды %
Примечание. В скобках приведены применяемые дольные единицы.
Различие (численное) между плотностью и удельным весом
горных пород и руд в средних широтах при небольших превы-
шениях рельефа составляет 0,2—0,4 %.
В табл. II. 1 приведены определения и единицы измерения
плотности и пористости.
Плотность геологических образований (минералов, горных
пород, геологических формаций) по сравнению с другими их
физическими свойствами изучена наиболее полно. Большое ко-
личество определений (сотни тысяч образцов), выполненное
для горных пород различных регионов СССР, позволяет дать
их надежную характеристику. Пористость пород изучена пре-
имущественно для осадочного покрова платформ и меньше
в складчатых регионах [1, 11. 30, 48, 55, 82, 83].
38
§ 4. ПЛОТНОСТЬ МИНЕРАЛОВ
Плотность естественных минералов, образующих горные по-
роды, может отличаться от плотности химически чистых, хо-
пптпп лгпяирипыу гямппппимт или Tpvnuuppifu плп1;ирииыу vnwp.
Г''***” —,-------—--------............................ ..«..j ............ —
таллов, данные по которым были использованы в гл. I для
nLTCPUAUua npunQUkTv о q iznunnfonukiv nnaoau tzv odhuotd n т/п мота п_
P Щ/1 Л 7 J 11 Л VV/1W11 ИЛ VUVI1V1U ±\.р» I1V X UV1
лическим строением. Вариации плотности естественных минера-
лми
/ Ппо ТТ К^ЛГХГ'Г плота D поте
у IL а X л • X у 1V1 VI j 4 W'— X UUU1/1 X U
001—0,1
гают 0,3 г/см3 за счет неоднородности химического состава, на-
ж /
л<3
Г, чтгггн ПЛ/ЛГГЛППТТ ГТТТ V »ЛТГТ7Г\ ЛГТП шглллт" ГТ 1Г ГГТ7Гч“\-гЛ ЛТИГптЛг! п тЛ ЛтТТ
ЛИТ.ПЛ 11UC 1 wy Oil 11 пл ivinivy <Л1|7 nivi^wn П ivini\yx_/l Vl_U,nn\_lD И 1 UCl П.
Неоднородность (колебания) химического состава наиболее
.--„ХЧГЧГЖЛ Т,Т ТТЛ ЧТХЧГЧТЖ.-- ------- хчхчхчК^ттттхч тт„
типична Длл iviai псопалопи-лхслсопс! dia ivinncpалин, unjucnnu ил
изоморфных рядов. Так, железистые разности биотита и амфи-
бола отличаются от их магнезиальных разностей на 0,01 —
0,05 г/см3 вследствие изменения средней атомной массы. По-
вышенная плотность типична для разновидностей минералов
рядов пироксенов и гранатов при увеличенном содержании Fe
по сравнению с Mg, различие может достигать 0,1 г/см3.
Плотность породообразующих минералов варьирует в об-
щем случае в пределах десятых долей граммов на кубический
сантиметр. Однако для каждого типа породы, как правило,
характерен определенный состав минералов, что обусловливает
более постоянную плотность последних и породы в целом. На-
пример, авгит с плотностью 3,26—3,3 г/см3 наиболее распростра-
нен в основных интрузивных породах; для дунита характерен
оливин, содержащий около 10 % фаялита со средней плотно-
стью 3,34 г/см3; в перидотитах развиты более магнезиальный
оливин в гарцбургитах и более железистый в верлитах, т. е.
в последнем случае с большей плотностью. Из лейкократовых
минералов интрузивных пород кварц имеет постоянную плот-
ность, а определенный состав плагиоклаза соответствует каж-
дой петрографической группе пород: олигоклаз характерен для
гранита, андезин для диорита, в нормальном габбро плагио-
клаз представлен лабрадором.
На рис. II.2 отчетливо видна приуроченность минералов оп-
ределенной плотности к каждому типу горной породы. При
этом вариации плотности минералов значительно больше в ос-
новных и ультраосновных породах в связи со сложностью со-
става основных типов. Наибольшим постоянством плотности
характеризуются минералы интрузивных пород (а из них гра-
нитоиды) при идентичных условиях образования, например ми-
нералы одного интрузивного комплекса, в то время как разный
генезис пород способствует кристаллизации минералов, не-
сколько отличных по химическому составу или структуре, об-
ладающих различной плотностью. Последнее особенно ха-
потгтоппл гт na nuuanfinnn пппптг птмпиипгп пяля Ппптипгтк
will V-р/ livy ITUlllVp vuivirf ** '—г-А Чy-r ~ ~ --.v*v***v^»**
39
Ильменит Циркон — г - 1
лром ИТ • -
Барит
лиспи 1 ИМ Фаялит 1 1 - -
Альмандин — 1 1 —
Рутил
спессартин ля
Халькопири г ... -
ортит .... —
в
сидерит
Андрадит II
ставролит ГГ
шпинель
Кианит и — —
геденеергит 1
Гроссуляр . 1
Топаз
Алмаз Г
лимонит
Э Г И р И п и
пироп г
Арсрвелсонит II
Ривекит 1*1
Хлоритоид ins
Серен
опИДи1
Гастингсит
клиноцоизит Ml
гиперстен
диаспор
Авгит
ДИОПСИД
цоизит я.
-Силлиманит i
оливин 1 я~
Форстерит 1
Энстатит 1 1
Апатит 1 I
роговая овманкэ ~4 л а 1 L_ Г' — 1
Андалузит — ...
Актиналит - - - п
АНТОФИЛЛИТ
Бемит
“Тоемол ит
Marwo-J^T
Турмалин
Анкерит
Арагонит
ДОЛОМИТ _l.IL
Ангидрит
Лепидонит к
волластонит
Тальк 1
мусковит Я
Анортит JL
Флогопит ia.
Мейонит Г
Битовнит г
кальцит —
Амезит Лабрадор
мицционит
лиросриллит |В
клинохлор
кварц
олигоклаз 1 —
Несрелин г
АЛ Ь Б ИТ —
пении н Алунит -нг —
Халцедон
каолинит Кордиерит — ж — — —
Микроклин ортоклаз — 1— —
серпентин Лейцит —
гидроаргиллит
глауконит Гипс t
Таблица II.2
Плотность, г/см3, породообразующих и рудных минералов
АЛ « " 14 п л ср ctoi Плотность чистых или наи- более распространенных разновидностей минерала Вариации плотности минерала
Аллофан 1,85—1,89
Л Q £0
Алунит 2,58—2,75 2,5—2,8
Амфиболы:
астофиллит 3—3,15 2,8—3,4
актинолит 3,1—3,2 2,9—3,35
О П О 1
греМОлИт О С», 1
роговая обманка 3,15—3,25 3—3,47
АмсЬиболы щелочные:
арведсонит 3,44—3,46 3,3—3,46
гастингсит 3,37 3—3,45
1 J О О ОДЛ*
риоекит 0,44 0,0 0,40
Анальцим 2,22—2,23 2,2—2,3
Ангилпит 2.96 2.8—3
Андалузит 3,1—3,2 3,1—3,22
Антигорит 2,56—2,58 2,5—2,7
Апатит 3, 1 8—3,21 3,16—3,27
Барит 4,5 4,3—4,7
Бёмит 3,01 3,01—3,11
Борнит — 4,9—5,2
Вольфрамит 7,1—7,5 6,7—7,5
Галит 2,168 —
1аллуаЗит —z,,z,
Гидроаргиллит (гиббсит) 2,43 2,3—2,43
Гипс 2.3 2.3—2,4
Глауконит 2,3—2,7 2,2—2,9
Гранаты:
альмандин 4,2о О,ОУ 4,00
андрадит 3,75—3,78 3,64—3,9
rnnrrVJTtfn 3.53 3.53—3.71
пироп 3,51 3,5—3,8
спессартин 4,18—4,27 3,8—4,25
1 рафит 2,2 2,09—2,25
Дистен 3,5—3,7 —
3 .4 3 к 3 3 к
Ильменит 4,79 4,7—5,2
Каолинит 2,58—2,6 —
Карбонаты:
анкерит — 2,9—3,1
0 О Q 0 Q
dpcii viiri 1
доломит 2,87 1,8—3,15
кальцит 2,715 2,6—2,8
магнезит 2,96 2,9—3,1
сидерит 3,89 3—3,9
у
1\асии’1 ер и г / ,vu и, О ! , 1
Кианит (дистен) 3,59 3,59—3,68
Ковеллин 4,59—4,65 4,5—4,76
Кордиерит 2,57—2,66 2,57—2,78
42
Продолжение табл. 11.2
Минерал Тлотность чистых или наи- более распространенных разновидностей минерала Вариации плотности минерала
Ксенотим 4,45—4,51 4,4—4,56
Куприт 6—6,15 5,85—6,15
Ппыттыт 2,5 2.45—2.5
Лимонит (гидрогётнт) 3,5—3,8 2,7— 4,4
Маггемит 4,88 —
Малахит — 3,9—4,03
Монацит 5,3 4,9—5,5
АД /мт-пКЛПП тт ттпиит Hivzril LViVi xivxv* vy « > a 2,5 9 04—9 59
Нефелин 2,62 2,55—2,65
Нонтронит 1,727—1,87 1,72—2,5
Опал 1,9—2,1 1,9—2,5
Пироксены: 2 g 2 9 О 70 9 01
ЦОЛ Л i
геденбергит 3,55 3,5—3,6
пижонит 3,2—3,4 ——
эгирин 3,5—3,56 3,43—3,6
Пиролюзит — 4,7—5 о сл on
Пирофиллит — 4,58—4’7
Пирротин 4,7
Пренит — 2,66—2,9
Рутил 4,23 4,18—4
Серпентин — 2,5—2,6
Силлг манит 3,23—3,25 —
Сильвин 1 99 -—
Скаполиты: дипир 2,6—2,68 —
миццонит 2,68—2,75 2,6—2,8
мейонит 2,75—2,8 —
Слюды: бг.отнт 3—3,12 2,69—3
лепидолит 2,8—2.9 —
мусковит 2,76—3,1 2,5—3
флогопит 2,75—2.83 2,7—3
Ставролит 3,74 о,65—3,77
Сфалерит 3,9—4 3,5—4,2
Сфен 3,4—3.56 3.29—3.56
Тальк 2,78 2,7—2,8
Титаномагнетит 4,72 4,4—4,9
Турмалины: дравит 3,05 —
ттюг» тт 3,16 9 Q_3 9
Уранинит — 10,3—10,6
Флюорит 3,18 3,01—3,25
Халцедон — 2,59—2.64
Халькозин — 5,5-5.8
V ^^алькипири J — Л 1 А Ч ? * — *»
Хлориты: пеннин 2,6—2.84 2,6-3
амезит 2,71 —
43
Продолжение табл. II.2
Минерал 1 1 ПОти » rrijA’rtlv rrnrj наиболее распространенных разновидностей минерала Вариации плотности минерала
КЛИНОХЛОП 2.65—2.78
Хлоритоид 3,4—3,6 3,3—3,6
Циркон 4,68—4,7 3,8—4,86
Шеелит — 5,8—6,2
Шпинель 3,6 3,5—3,7
Ап ПЛОТЫ
цоизит 3,25—3,36 —
клиноцоизит 3,35—3,38 3,07—3,5
ортит 4,1 3,5—4,1
минералов, образующихся в процессе регионального метамор-
физма пород, возрастает от более низких к более высоким фа-
циям главным образом вследствие развития полиморфных мо-
дификаций, но существенна также роль изоморфизма. Большое
значение имеет изоморфизм рудных минералов, определяющий
вариации их плотности.
Для многих породообразующих и особенно рудных минера-
лов типичны микропримеси либо элементов, входящих в ре-
шетку, либо ионов, дающих твердые растворы. Примесные
Породы
Гранит,
граноди-
орит,
мвппнр-
вый
диорит
Диорит,
гаодро,
нопит
Пироксе-
нит,
перидотит
Минералы
Микроклин
Альдит
Олигоклаз
Кварц
Мусковит
Биотит
ПпппДла п^ыникп
Андезин
Лабрадор
Битовнит
Авгит
I иПсрСГПсп
Диопсид
Бронзит
Диаллаг
Энстатит
Форстерит
Оливин
Фаялит
Рис. II.2. Плотность породообразующих минералов интрузивных пород
44
включения незначительно сказываются на плотности минералов
(менее 0,01 г/см3), играя существенную роль в электропровод-
ности и магнитных свойствах.
Пористость минералов при образовании, как правило,
близка нулю. Однако при последующих процессах преобразова-
ния и стрессовых нагрузках, характерных для зон разломов,
зон смятия и в других случаях, наблюдается не только трещи-
новатость пород, но и появление микротрещиноватости мине-
ралов, что снижает плотность и еще больше скорость упругих
волн. К снижению плотности приводят химическое и механи-
ческое выветривание пород и гидротермально-метасоматические
процессы, затрагивающие также минералы. Наиболее типичные
значения плотности минералов и пределы ее вариаций приве-
дены в табл. II.2.
§ 5. ПЛОТНОСТЬ И ПОРИСТОСТЬ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Зависимость плотности интрузивных пород от состава
и структурно-текстурных особенностей
ненных пород использованы многочисленные данные, охваты-
вающие породы различного возраста большинства складчатых
л or^TTzxTTZin ттОТТТАТТ АтПОттТТ / m Г» ТТ ТТ Q\
pci пипио пашен cipanoi yiciovi. и.и/.
Рис. П.З. Изменение средней плотности а и химического состава С интру-
зивных пород
45
Таблица II.3
Плотность и химический состав интрузивных и эффузивных пород
Порода <7, г/см3 Z" ~ .и. ..... '.jpv^nnn лги и
среднее пределы о с/э <5 + c 2* (ь + +o co bo QS b + CaO q M Z о О к
Гранит 2,69 2,55—2,68 70 14,3 2,3 2,1 3,3 4,3 0,9
Гранодиорит 2,69 2,62—2,78 65 15,9 6,4 4,4 3,7 2,8 1
9 7ft 0 ftft 0 «1 ftl ft 1ft 9 Q 9 ft 4 4 4 9 1 1 9
* 3,4
Диорит 2,81 2.69—2,92 56,8 16,7 11,8 6,7 2,1 1,4
Габбро Пироксениты: 2,95 2,85—3,1 49,5 18 15,4 10,6 2,8 1 1
диаллагит 3,2 Q Ю 2,9—3,8 О QO Q ОС 46,9 6,4 27,2 16 0,8 0,5 1
ва Перидотиты: 4. , VJ(_>
гарцбургит 3,25 2,9—3,3 40,7 1,3 55,8 1,3 0,3 0,1 0,5
различного соста- ва 3,19 2,9—3,3 — — — -— — — —
Сиенит нефелино- вый 2,66 2,55—2,7 54,6 19,9 6,7 2,5 8,3 5,5 1,1
Сиенит 2,62 2,57—2,65 58,7 16,4 9,9 4,5 3,5 4,8 0,9
Риолит 2,35 2,1—2,6 72,9 14,2 2,5 1,4 3,5 3,9 1,5
Порфир кварцевый 2,6 2,5—2,7 72,4 14,2 3,9 1,4 2,9 4,6 1,1
О /10 9 0 9 7 ftO ft 1 7 Q n Л ft Q Q ft 9 1 Q
2,75 59,4 13,3 3J
Порфирит андезито- вый 2,6—2,8 11,8 4,3 2,8 —
Базальт 2,54 2,25—2,8 49 15,7 18,2 8,9 3,1 1,5 1,6
Диабаз 2,85 2,75—3,1 50,5 15,3 17,6 8,9 3,1 1 1,3
лл о
1 OU, / u,o
Примечание. холиче в каж; ..... Wfl 1 pj од от неси 1Л W 1
до нескольких тысяч.
В интрузивных породах нормального (щелочноземельного)
ряда наиболее низкой средней плотностью характеризуются
граниты. По химическому составу они по сравнению с другими
интрузивными породами отличаются наибольшим содержанием
кремнезема и наименьшим — фемических оксидов (рис. П.З).
Характерно также наименьшее (за исключением пород ультра-
основного состава) количество в них оксидов алюминия и каль-
ция.
От гранитов до габбро наблюдается постепенное возраста-
ние плотности, которое определяется увеличением роли феми-
ческих оксидов и уменьшением — кремнезема. Большое значе-
ние при этом имеет также увеличение содержания оксидов
кальция (от альбита до битовнита), т. е. направленный их
изомопгЬизм.
46
В группе ультраосновных пород изменение плотности про-
исходит более резко и определяется главным образом большим
содержанием фемических компонентов.
При одинаковом количестве кремнезема плотность пород
щелочного ряда ниже плотности пород нормального ряда, что
объясняется высоким содержанием щелочных элементов с боль-
ТПИМ ЯТПМИкШ ПЯЛИиСПМ nfixTO ТТПП ТТМП Я TTHTTUTU МДДАР ГТ ТТП'ГиХТТП XTTTQ-
..XX. А -х~ — Х.х --Х.Х, ------,ХАХ.Х X,X~XXV.~ XXVXVZX XXJ X4Z J X X «
ковку атомов.
TCnnna паттипиипо nnaou тт пптипоты nUTnvQUnULTv гт/пп/птт v\r\_
X \ V VVX/X U,XX ЧУ XXXX X«v ^UXXUXX XXVX VX X XAX-ZV, X XX XX XX X J >J11U хххлххх XI\>^7
родообразующими оксидами рассчитаны (E. Я. Дубинчик,
1070 г- Ч гтл ЧОО «Хг. ПОТТО1Ы ГТ ГЛ ТТП'Г' а П ТТ CXTLT ТТТ Т КТ ГППШТФОЛТП ГППТТА
1 и I и 1 • / 11 и *~7XJ\J WOj^ClUJL^CllVl, 11|У '-'/А'-' 1 UUflVll nullVI 1 Cl 11X1 1 Cl 1V1 XI , 1 p/cinu
диоритами, диоритами и габбро. Наиболее высокие коэффици-
ОТТтТ Т Т/Г^ПП П ТТГГТТТТТ! ТТ П >Л ГТ ТГХ ГТ П ГТ ТТ ТТ ГТ ЛТГЛГТПЛП Т/Т> АН ГТТГГТ тт Т7 Л ТТ! ТТттЛ
VH1D1 ииу у \_-ЛУ1Щ,Г1П 11 CIO »/1юД Cl Ю 1 OZ1 ДЛЛ иП^пДиО rxpoivinrizi Г1 I\ Cl JUD JU, Г171
(—0,93 и +0,91), средние для оксидов магния, калия и железа
/ЛОО Л -7С\ .............„„„ / Л 1О\ гт„.._____
^м,ио--п ПИОП.ПС д.1 л натрия у—при ciuivi nuoiptpn-
циенты корреляции отрицательны для кремния и щелочных
металлов и положительны для всех остальных оксидов. Корре-
ляционные связи между плотностью и породообразующими ок-
сидами в пределах каждой петрографической группы пород
принципиально остаются теми же, но коэффициенты корреля-
ции ниже.
Закономерное изменение плотности интрузивных пород и
их минерального состава показано на рис. II.4 для нормального
(щелочноземельного) и щелочного рядов. Возрастание плот-
6, г/см3
2,6
Kitnmttm 7 ПЧ
.4411111'1
-*-SlO2
С, %
ап Роговая овманкаЗ,15~325-
ои 7 ЧЯ
Акцессорные минералы
X BuomumS.os^ '
^манкп Пироксены
Альбит2,61\вльбит2,6><^^Зг15-Зу25^\ 3,78-3,30
_____________________- о ал" ' — ’
UJIU^U/XJIUJ ‘.ин -V
Плагиоклаз ___________
Дндезин2,62 д
Лабрадор 2,70 \
Битовнит I
~ЯвгитЗ,28
40 -
Микроклин
Пптпкпгп
- ^54-2,57
полевые шпаты
Кварц
2,65
Микроклин
— Пптпхлпз
2,54-2.57
илиоин
3,34
Монцо-
нит
Сиенит
Квар-
Сувще-
• — Гпянп— С,-.—
"-°_ч_нои_ г₽анит диорит Диорит Гаввро сенит
Пирок-
дИирй)
IцИал-
лагит)
Пери-
дотит
вургит)
О
Рис. II.4. Пределы изменения плотности а и минеральный состав С интру-
зивных пород (цифры — плотность минералов, г/см3)
47
ности пород в нормальном ряду гранит — габбро происходит
в результате постепенного уменьшения содержания микроклина
и кварца, увеличения количества и особенно основности пла-
гиоклазов, а также изменения содержания роговой обманки и
появления пироксенов.
Резкое изменение состава и соответственно плотности на-
блюдается в группе гипербазитов, образующих самостоятель-
ный ряд. Пироксениты и перидотиты сложены пироксенами и
оливинами пязиого состявя уяпяктрпи^тптгя выгокои плат-
г---------------- --------, —г -j.—j —.— ——.. -
ностью, но в неизмененном виде встречаются крайне редко
(см иижр!
\-- -----z .
В щелочном ряду встречаются породы, состоящие почти ис-
ключитвльно
оказывается
из
AHJIZnniZ TTLITJQ
меньше плотности гранитов. С повышением со-
nonwouTia Tznawtraoavr Q тЛА<аттпдтоп nt тттюп о пт uittui nonmnn тт vdattti
ЛА'-'р' *-* “ L к J к. V4 ХЮ 1*14,11 УЛ X V,S1 Ш Ш1 U VI U 11 U1 Г1 CVJV1C1U n juvviH"
чивается плотность пород, подобно породам нормального ряда,
ТТЛ ГТГЧТХ /лапал TTTinTZTIV ОТТ Л ТТЛТТГГ rrv zv
nv npn илоппд oiiaiviin/iA v.
Приведенная характеристика плотности пород соответ-
ствует нормальному содержанию акцессорных минералов, ко-
торое является сравнительно постоянным, увеличиваясь от
1 О О/ ~ -------О Л П/ - _____Г) «.
1—70 о цмпишидал ди о—ч /q и i аиириидад. о раиииал руд-
ных месторождений часто наблюдаются повышенные количе-
ства акцессорных (рудных) минералов — до 5—8 % и более,
что приводит к возрастанию плотности пород, если одновре-
менно не происходят их метасоматические изменения. Так,
средняя плотность гранитов возрастает до 2,7—2,75 г/см3, ос-
новных пород — до 3,3—3,5 г/см3.
Уплотненные текстуры и полнокристаллические структуры
интрузивных пород обусловливают их небольшую пористость,
которая для невыветрелых пород изменяется от 0,2—2 % в гра-
нитах до 0,1—1,5 % в габбро и 0,1—0,3 % в гипербазитах. Не-
сколько повышенная пористость пород в обнажениях связана
с их механическим выветриванием, фиксирующимся по плот-
ности и скорости упругих волн даже в свежих сколах.
Влияние структуры пород на их плотность наблюдается
редко. Примером такого влияния могут служить граниты рапа-
киви, которые по составу близки к биотит-роговообманковым
гранитам, но отличаются особой овоидной структурой и пони-
женной плотностью. Несколько повышенная плотность пород
характерна для мелкозернистых жильных пород, например ап-
литов. У большинства интрузивных пород различие выража-
ется в тысячных долях грамма на кубический сантиметр.
Для всех крупных петрографических групп интрузивных по-
род характерны определенные пределы изменения плотности и
состава. Так, средние плотности крайних петрографических
разновидностей группы гранитов различаются на 0,12 г/см3,
группы габбро — на 0,2 г/см3, группы гипербазитов — на
48
0,3 г/см3. Для отдельных массивов характерна кристаллизация
пород с более постоянными составом и плотностью, т. е. разви-
тие более узких петрографических групп пород. Их образова-
ние связано с особенностями магматизма и тектоники складча-
тых областей.
Плотность интрузивных пород различных
петрографических групп, комплексов и формаций
В процессе развития геосинклиналей и платформ, сопро-
номерная смена одних естественных ассоциаций магматиче-
ских пород другими, отличающимися по веществ СП НО-м инс~
ральному составу и физическим свойствам.
_____„Л__________
cjiDipauvnuonDic 11 и р и A 01. iiv иираоиоа-
ния эти породы подразделяются на ассоциацию альпинотип-
ных гипербазитов и ассоциацию стратиформных интрузий,
различающиеся по форме, строению и минеральному составу
пород.
Альпинотипные гипербазиты образуют линейные зоны
(пояса) в пределах альпийских и более древних складчатых
областей, в рифтовых и палеорифтовых структурах океанов и
континентов. Наблюдается сходство состава и физических
свойств пород, слагающих гипербазитовые (офиолитовые)
пояса, и образований подкорового мегаслоя мантии. Специ-
фической особенностью альпинотипных гипербазитов является
их серпентинизация, в меньшей или большей степени затро-
нувшая почти все массивы, обнажающиеся в современном
срезе земной коры. Это свидетельствует о резко изменяющихся
температурно-барических условиях их нахождения в мантии и
подъема в верхнюю часть земной коры. Особенности состава,
отсутствие непрерывных переходов от интрузивных пород ос-
новного состава, тектоническое положение и повсеместная сер-
пентинизация являются основанием для рассмотрения гипер-
базитов как протрузий, т. е. как внедрений в холодном состоя-
нии (С. В. Москалева, 1974 г.; В. В. Пейве, 1971 г. и др.), что
подтверждается петрофизическими данными (Н. Б. Лоотман.
1976 г.).
Детальное петрофизическое изучение альпинотипных ги-
пербазитов выполнено М. В. Ванояном [5]. Для оценки физи-
ческих свойств неизмененных пород были проведены теорети-
ческие расчеты. В расчетах учитывался химический состав
минералов и количественно-минеральный состав пород в соот-
ветствии с номенклатурой интрузивных пород и их формаци-
Ппили nnrjuo rrnowuriPTLin Г1 R1
Магматическая формация — естественная магматическая
Я Г*Г*Г\ТТ ТЛ О ТТ ТТ СТ Tjonon WOTTTTT Т V rnnTTYTV ГТ/А ТА «АТТ ТТ TTV ГГП/ЛтпП ПТТТ Tir
-wvL£,uuu,nn пооср'/псншлл 1мрпиш пчуучу/д Г1 ПЛ v нэоидп О1Л ,
49
закономерно проявляющаяся в определенной геологической об-
становке в ходе развития разновозрастных, но однотипных
ГеОТеКТСШииргкиу атгАмлитлп qajtuatt тглпкт Ратманя пьпии ппл.
- '***. - — 4^ » - - * * ж -Z 1*4.111 vu 1 V0 4/V1411WH **VZ|JU1. * 4-,*. *1 \/** 1ЛЧ **Ц wl 1>1
явлением формации является магматический (интрузивный, эф-
ФУЗИВНыйТ LTiun ПАТгл пппп> /М Л I^tiquattao 1 СМЧД г 'i
-- .X, -- V**x X*. X4,.,,XX,XX.XU, х„„, х.у.
Плотность ом t членов изоморфных рядов минералов под-
считав Р ГТ П Г» та TjnvrATTCT ПЭ Т>*Г\ИГТТГ\Г»О'ТТ Л- zr_ ГТ ТТ ТГГЧ ТТТТТТЛ
-'-ivxlx.^u UVJ1 СУ/-Ц/1 11 <У ДЦ-ДСУ 1 HVO 1 XX 1 , V»2, • • •> '-'П rJL IlVvirilV"
ства ylt у2< yn отдельных минеральных компонентов:
им/ =0^14-0^2+ • • • +<Уг:Уп- (П.16)
Переход на уровень пород проводился по формуле
(11.17)
О — ^У1^ы i,
г пр 1/. ___________ _ _ __ _ _ ________
— содержание i-го минерального компонента
объеме породы; ом , — плотность г-го компонента.
~ результате выполненных расчетов (рис. II.5)
в оощем
установ-
В
а!ла, предельные значения плотности по всем видам пород.
**ссоциации альпинотипных гипербазитов по отдельным семей-
qTo7 М оАают следующие значения, г/см3: дуниты — оливиниты
'3,5, перидотиты 3,25—3,44, пироксениты 3,27—3,4. Плот-
ности в различных формациях как между видами, так и между
семействами пород характеризуются значительными перекры-
тиями, Что отражает вариации вещественного состава пород.
При этом наиболее низкие значения плотности свойственны
магнезиальным разновидностям пород по сравнению с желе-
зистыми.
па рис. II.6 представлены экспериментальные данные, по-
лученные на образцах неизмененных альпинотипных гиперба-
зитов Западных Саян, Камчатки, Урала и Армении, ото-
бранных из нескольких сот образцов с наименьшей серпенти-
низацией 0—1 %• Как по расчетным данным, устанавливается
высокое значение плотности пород и выделяются три типа се-
мейств, но без резких дискретных переходов.
Ультраосновные породы ассоциации интрузивных массивов
преимущественн0 щелочного состава, они в значительно мень-
шей степени подвергнута серпентинизации. Наблюдается
развитие разных формаций, семейств и групп пород
(табл. П 4)
При интерпретации гравиметрических и сейсмических дан-
ных с целью характеристики строения и состава мантийных
образований следует использовать данные рис. II.5 и расчетные
значения п тайп ттд Пп U ГСЬпИз ТЛ Э АГ О И О П ЫП ПО Q U Ы 1Л IZTTK-
ж * £_» 1 1Л ЧУ V X А. Ж • Л. . 1 1|7 II 1 VU Vp XI U XI х V VZЛХЧУ 1Т1 1V1 КУ/-Д X^Vl * * W и V* * * * * * * J И17
траосновных интрузивных массивов целесообразно опираться
на экс па г* ПИОПТО тттатттатгг ТТОГГТТтЮ 'ГО Лтт ТТ Л
___ --1 UV1U11U1C диицрк. 1UV01. л.л.1.
Породы основ но го и среднего состава. По со-
Л GD Ж Я Т-Т TJ Тг> Т-ТГ\Г\/\ ОП17ТАТТ..1ХГ « г ТГ ТТ АА Л П АГ1 ГХГПТТ ГТАПАТТТТ ГТАТТАЛО
. * л ‘xiiv 11СУ]У СУ/ДСУСУ СУ |У 610 У TVJJLilflA 1V1 нпср GlvlCyU Jin ПСУ уодш 11СУ/Д|У СТО-
50
№р,км/с
5,4 8 7,6 Gj г/см° 3,5 3,4 33 3,25 U, 7о 80 СП ии 40 20 LUIULLI] 1ULL1L гггйШ ГТТ7777.
ГПТПТП ПШЕ ПДТГТТ У^г-гтЗЗ.
Пироксениты Перидотиты Дуниты-оливиниты
Ортопиро-g ксенит евстерит Клинопи- роксенит (арцвургит Лерцолит Верлит Дунит Оливинит
_ л A л А А А - А а/ v^/v V v J^T т g-20 Т Ту т ТтТтТ г т _ т т т Т Т т т т 8-20 т т т т т т_ т т т 5-8 т Т ^тт Т 14z19 Т
psTF ЕН4 EZ?
Рис. II.5. Плотность о, скорость уп-
nypuY волн с*р и минеральный СО-
став С альпинотипных гипербазитов
по теоретическим расчетам (по
М. В. Ванояну).
Содержание: 1 — оливина (цифры — со-
держание в нем фаялита Fs, %)» -______
моноклинного пироксена: 3 — ромбиче-
ского пироксена; 4— клинопироксена; 5 —
Роговой обманки; 6 — магнетита
Рис. II.6. Плотность о и скорость
упругих Ор волн гипербазитов по
экспериментальным данным (по
М. В. Ванояну).
Разновидности свежих (неизмененных)
пород: 1 — дунит, 2 — гарцбургит, 3 —
лерцолит, 4 — вебстерит, 5 — ортопиро-
ксенит, 6 — клинопироксенит; 1—III — се-
мейства пород
И7 Ш2 Ш3
ГдЪ I * k I □ F
Таблица II.4
Плотность и химический состав ультраосновных пород
Порода о, г/см3 Химический состав, %
среднее пределы Si О. FeO2 + +Fe,O3 MgO
рассчитан- ное изме- ренное
Оливин иты—д у ниты: оливинит 3,27—3.50 3.3—3,5 з,з 32—38 8—20 39- 42
дунит 3.2_ .4 4 3.2 33—40 4—10 41—47
дунит слабосерпен- —. 3,15 3—3,23 — — —
типизированный дунит серпентини- — — 2,6—3 — — —
зированный П ср ид отиты: гарцбургит 3,27 3,44 ~3J — 3,3 ‘ 3,27 3,23—3,24 36—42 5—10 34—42
лерцолит 3—3,2 — — 39—44 7—11 28—36
верлит 3—3,2 2,98 2,87—2,99 40—45 6—13 23—30
разного состава — 3,2 3,29—2,88 — — —
гоп поитпИТХОТЛОГ»Т>О1Г_ '-''F-VH X хххххх^ххр чухлххх — — 2 g з — — —
ный Пироксениты: бронзитит 3,25—3.4 3,24 3,22—3,3 46—56 2—29 20—35
диаллагит — 3,2 3,11—3,28 44—53 3—13 14—24
разного состава — 3,18 2,9—3,4 — — —
Примечание.
Количество образцов в каждой группе пород от
10 доЦООО.
Таблица II.5
Плотность пород среднего и основного состава
Порода а, г/см3
среднее пределы
Диориты: 2,81 2,67—2,92
кварцевый 2,75 2,65—2,81
О 7Q О 7С О QK
роговообманковый 2,89 2.83—2,9
Лабрадорит 2,67 2,63—2,69
Анортозит 2,73 2,7—2,76
Габбро: 2,95 2,85—3,05
nrlpUKCchUBUc
роговообманковое 2,9 2,87—2,99
кварцевое (лейкократовое) 2.85 2.75—2.99
оливиновое 3,08 3,02—3,1
Габбро-норит 2,95 2,9—3,09
л л, м
пирит д —O,UO
Габбро и габбро-норит амфиболизированные 2,86 2,8—2,87
Примечание. Количество образцов в каждой группе пород превышает несколь-
52
Рис. П.7. Диапазоны изменения плотности о и минеральный состав С пород
группы габбро:
1 — лабрадор, битовнит; 2 — пироксен моноклинный; 3 — пироксен ромбический; 4 —
роговая обманка; 5— оливин; 6 — акцессорные минералы; цифры — плотность минера-
лов, г/см8 ’
деляются на ряд разновидностей, характеризующихся различ-
ной плотностью (табл. II.5; рис. II.7).
Зависимость плотности от содержания цветных минералов
б группе средних и особенно основных пород является сущест-
венной, так как цветные минералы, представленные роговой
обманкой или пироксеном, заметно отличаются по плотности
от плагиоклазов, а в связи с их высоким процентным содер-
жанием (до 50 %) возможны большие вариации в количестве.
Особенно наглядно значение цветных минералов при сравне-
нии плотности нормального габбро и анортозита, а также нор-
мального и лейкократового габбро.
На ранней стадии магматизма образуются интрузии основ-
ных пород, сложенные оливиновыми и роговообманковыми
габбро, габбро-норитами и диоритами (габбро-диабазовая и
габбро-плагиогранитовая формации). Для образований этой
стадии характерно развитие наиболее плотных разновидностей
основных и средних пород. Однако во многих массивах основ-
53
ные породы существенно изменены процессом амфиболизации,
обусловившим снижение их плотности.
На средней стадии магматизма наиболее ранние интрузии
образуют сложные дифференцированные массивы пород от ос-
новного до кислого состава. Габбро и диориты формаций этой
стадии представлены разновидностями пород с плотностью,
характерной для пород среднего типа. Реже встречающиеся
кварцевые диориты обладают повышенной плотностью. Габбро,
габбро-диориты и диориты в формациях существенно гра-
нитоидных пород средней и поздней стадий имеют подчинен-
ное значение. Развиты, как правило, лейкократовые разновид-
НОГТИ Г бллрр НИЯКПИ ПЛ ГПЯПМРПИТЛ Г ПЛПЛТТЯМП ОПРПП0ГО 'ГЫГТД
----- - ---~ ------ ‘ ---------- ~ ‘ ^^VAX.XXX ^^XX^XVZ XXXXXVX
плотностью. Кварцевые диориты также имеют пониженную
ГТ ПЛТПЛГТк
А. V х X * * X •
Для платформенного
тт a v то пиит тга nG uno
j, LX11X V |/1Х ХЛ XX |У Ч^ЧУ ЧУО1 CX/jjCl 11 XI V-
и субплатформенного магматизма ха-
rmnnrr г\г*и лптт оплтапп тх пппптгфтгп
ЧУи 11 ЧУ и 11 ЧУ1 ЧУ и ЧУ и 1 C1JD (л п pwooriiriv
разновидностей высокой плотности (пироксеновые габбро,
габбро-норит, норит, оливиновое габбро). Такие же разновид-
ности пород типичны для массивов, встречающихся в палео-
рифтовых и проторифтовых поясах.
A..ZX____________________________________________ _______
runuiviajiDnu миллуnj плишиьш для нирид исииьниги VUCiaba
имеют анортозиты — существенно полевошпатовые породы.
Пояса и крупные массивы анортозитов распространены в до-
кембрийских складчатых областях, щитах и массивах и имеют
очень выдержанную характеристику.
Породы кислого состава. По содержанию минера-
лов и плотности эти породы подразделяются на более узкие
группы (табл. П.6; рис. П.8). Плотность аляскитовых сущест-
венно микроклиновых гранитов, биотитовых и биотит-рогово-
обманковых гранитов различается на 0,03—0,07 г/см3, явля-
Т а б л и ц а II.6
Плотность гранитопдов различного состава
Порода а, г/см3
среднее пределы
Граниты: 2,59 2,55—2,68
аляскитовый микроклиновый 2,57 2,55—2,63
двуслюдяной 2,57 2,55—2,58
биотитовый 2,6 2,56—2,64
X, ~ о ал О а О ДО
чупчу 1 п 1 _рчУ1 чу очучучу man гччуохяп 2Д59
рапакиви 2,56—2,6
Плагиогранит 2,63 2,54—2,65
Пегматит и аплит 2,62 2,54—2,65
Г нейсо-гранит 2,61 2,6—2,65
у—' гл пал а Г7О
1 ранодйорит
Примечание. КиличесхеообразцОи » каждой группе пород превышает несколь-
ко сот.
64
биотит; 7 — биотит; 8— роговая обманка; 9 — акцессорные минералы; цифры — плот-
ность минералов, г/см* (изучено более 10 000 образцов из 124 районов)
ется очень выдержанной. Указанные разности гранитов разли-
чаются по количеству не только цветных минералов, что отра-
жается в названии породы, но и кварца, калиевого полевого
шпата и плагиоклаза. При нормальном содержании цветных
минералов это главным образом и определяет различие в плот-
ности пород. При одинаковом составе главных породообра-
зующих минералов и различном содержании цветных мине-
ралов изменение плотности обусловливается количеством по-
следних.
В отдельных массивах аляскитовых, биотитовых и биотит-
роговообманковых гранитов дисперсия плотности пород очень
небольшая, равная 0,001—0,002.
Гранодиориты и граниты, развитые в типичных формациях
начального магматизма (габбро-гранит-гранодиоритовой и Др.),
ГТПОППТОП TTOUkT и Я и ГТ П я тэта ЧП ТТ ППТШЛПЛ тл по эилоп пил_
'-'А*,'-' Х *-* UVAV11 у L» U 11 VI V/, 111A11VWV1W 11 VI КУ 1 11 U1 14 11 W <1 11 V и XIД11 V/
стями. Из гранитов развиты преимущественно биотит-рогово-
циях встречаются плагиограниты, что особенно характерно для
протерозойских образовании древних щитов.
Очень крупные массивы батолитоподобных интрузий, раз-
витых в ядрах антиклинорных структур или слагающих остро-
водужные системы, представлены гранитной формацией. Плот-
ность гранодиоритов и гранитов в большинстве случаев соот-
ветствует плотности пород среднего типа; реже встречаются
биотит-рогогюобманковые граниты. В конечных дифференциа-
тах наблюдаются аляскитовые граниты.
На поздней стадии развития и в период тектонической
активизации складчатых областей в существенно гранито-
идных формациях образуются лейкократовые разновидности
гранодиоритов и гранитов, аляскитовые и двуслюдяные гра-
ниты и широкое развитие получают породы повышенной ще-
лочности (граносиениты, сиениты и др.). Плотность пород
в большинстве случаев ниже плотности пород среднего типа.
В более поздних формациях периода активизации увеличива-
ется роль пород повышенной плотности.
К ппгтппятгЬлпмринпмл; nonwnnv птипгят пйпочпряиир irnvrr.
*' * *т~1------------j —I * '-'-х------------------ -г;“
ных массивов гранитов рапакиви, развитых на Балтийском,
Украинском и дпл7тих щитах.
Интрузивные комплексы пород. Эти комплексы
многофазные интрузии и характеризуются закономерным из-
/Т-J Т? --1П7/1 ГГ ---~
ivivnvnricivi lljiuinutin (11. Дирппап, 1C7/*T 1., /1. Д уиппчпп,
1970 г.). Значения плотности уменьшаются от фазы к фазе по
мере снижения основности пород (рис. II.9). Независимо от
основности и плотности пород первой фазы породы последней
фазы каждого комплекса имеют наиболее кислый (нормаль-
ный или щелочной) состав и плотность 2,57—2,6, реже до
2,62 г/см3. Интрузии разных фаз внедрения в большинстве
случаев образуют отдельные массивы или их цепочки. В круп-
ных гранитоидных массивах могут встречаться интрузии не-
Фазы интрузивных комплексов
Начальная и промежуточная^ Конечная
Рис. П.9. Изменение плотности по-
род в процессе образования много-
фазных интрузивных комплексов.
Прибайкалье: 1 — чуйско-кодарский ком-
плекс PR2, 2 — ирельский комплекс PR2.
3 — кутимский комплекс PR2; 4 — гранит-
ный комплекс Hi Центрального Казах-
стана; Буреинский массив: 5 — интрузив-
ный комплекс PR2, 6 — биробиджанский
комплекс PZ2, 7 — ларинский комплекс
PZ2. Состав пород: v — габбро, габбро-
диабаз; v6 — габбро-диорит; уб — грано-
пплпмт' _____ гпоштт
«►A**'**z •• • » Г .
56
скольких фаз внедрения. Кривые зависимости a=f(SiOo)
различных интрузивных комплексов, как правило, не пересека-
ются (рис. II.9). Во всех группах пород интрузивного комп-
лекса повышенной плотностью характеризуются наиболее ран-
ЪГЪТО ГПРТТПРЙ ПППТМПРТКТЛ - ТТПППГТТЛ РПРПМРГП атягг я
---------~-----’ ------------------ -----------------------
и пониженной плотностью — наиболее поздние образования.
Зависимость плотности эффузивных пород от состава,
cTnvKTVDHO-TeKCTVDHux особенностей и диагенеза
* V V * - - V * - ---- — - --- , , -----
Средние значения плотности наиболее распространенных
петрографических типов эффузивных образований приведены
в табл. II.7. Вычисленная плотность достаточно уверенно ха-
рактеризует средний тип породы и соответствует их среднему
химическому составу. При близком химическом составе эффу-
зивных кайнотипных и палеотипных1 аналогов (риолит-квар-
цевый порфир, андезит-порфирит, базальт-диабаз) средние
плотности их различны. В нормальном ряду эффузивных по-
род от кислых к основным происходят рост количества феми-
ческих компонентов и оксидов кальция и соответственно умень-
шение содержания кремнезема, оксидов калия и натрия. Наи-
Таблица II.7
Плотность эффузивных пород
Порода о, г/см’
среднее пределы
Риолиты:
пемзовый 2,1 1,9—2,2
миндалекаменный 2,3 2,15—2,45
массивный 2,5 2,6 2,4—2,6
Порфир кварцевый А и ДР.ЗЙ ТЫ * 2,55—2,65
пемзовый 2,1 1,1—2,2
миндалекаменный 2,35 2,15—2,5
массивный 2,6 2,4b—2,60
Порфирит андезитовый 2,75 2,6—2,8
IZ ап а ПТ.Хт1'1*/"1«4хТХГ» Базальты: 2,65 0 6 0 7 *-, *
пемзовый 2,1 2—2,15
пузырчатый 2,3 2,1—2,45
миндалекаменный 2,5 2,4—2,6
9 7.6 ПС по
Диабаз 2Д5 2,75—3,1
Меймечит 2,9 2,9—3
Примечание. Количество образцов в каждой группе пород от нескольких со
до нескольких тысяч.
1 Под палеотипными эффузивными породами понимаются, по А. Н. Зава-
рицкому, породы, измененные в процессе диагенеза (диабазы, порфириты и
др.); под кайнотипными — неизмененные или слабоизмененные (базальты, ан-
дезиты и др.).
57
Рис. II. 10. Пределы изменения плотности средних типов эффузивных пород
(в сравнении с интрузивными)
более резкое изменение состава наблюдается при переходе от
nPHHRMRTY V иГТкТПЯЛРЦПЕШкШ пячпартсш vqv ХЛ п
-----— “ JV-------vz»aa~aa'A Г «^A^XZX.-A, 1KU..K ХА
ТЛ LI'ГПХГ О TXD LI ^TV
АЛАА Л Г JA/AAA'AAAZAAA
породах нормального ряда. При общем повышении плотности
в направлении от кислых к основным эффузивам устанавли-
□ ООТПП ГТОГЛ Т> LT Г* ГХ Х7 ГХ а п ТТ О ТТ ГАТТ ТХ ГА Г» tA ХА ТТ ТТ ГА ТХ ГТ -ТЛггТТЛЛтТТ ТТ ТТ ГГ ПОЛЛ’
UUV1V/1 UAJlVV/ll^k, UUU XV11X1V VUV^liVIl HvlVlHWiH Д«/1/1 JUV-V^ZA.
разновидностей палеотипных пород.
TQ гпп(лгт ТТ 7 ГТПГТПЛ ПЛТТТ Т ЛОПТТТТТГЛ "ТУТ Л ТТЛТГТТГГ тг пГ\ ТТ <\ ГТ Т Т Trriirn
x-j iciuvi. ха. i пр пасдкиш срсдпнс онадсппл и пределе! пэтс-
нения плотности эффузивных пород, которые характеризуют
„лптт™~„ ТГЛ^ТГТТ^Л -ЛДх--------------- Т“Т~ ---
лраппис раописш ла/лдип не i pui р сиричсслин ipyniiDi. ни 1см
же данным построен рис. 11.10.
Общее повышение плотности в рядах риолит — базальт и
кварцевый порфир — диабаз определяется уменьшением со-
держания салических и увеличением содержания фемических
минералов. Кроме постепенного увеличения плотности можно
отметить и широкие пределы ее колебания. Эти пределы зна-
чительно больше для всех кайнотипных аналогов по сравне-
нию с палеотипными, а верхние пределы для последних во
всех случаях выше, чем для кайнотипных. На рис. 11.10 для
сравнения приведены пределы изменения плотности интрузив-
ных аналогов, которые характеризуются более высокими плот-
ностями и меньшими пределами их изменения.
Широкий диапазон плотности эффузивных пород близкого
минерального состава обусловлен: 1) различием первоначаль-
ной их структуры и текстуры; 2) последующим диагенезом.
Структура и текстура риолитов, андезитов и базальтов
(кайнотипных разностей) в большей мере зависит от скорости
остывания лавовых потоков. При быстром остывании лав и
значительном количестве газов образуются пористые текстуры
58
(пемзовые, пузырчатые, миндалекаменные и др.) и стеклова-
тые структуры. При более медленном остывании стекло успе-
вает раскристаллизоваться и породы становятся кристалличе-
скими. Различные структуры и текстуры пород могут наблю-
даться в одном лавовом потоке, в различных его частях, что
обусловливает большую неоднородность пород по плотности.
ПпРТРПОЦППР //ПТЯП PU LTASS ППППл О1.ТПЯ ЖЯРТСЯ ППРЖТТР прргп
* X ^ХХ^ХХХХ^Ч. ,,^,Х WXXXX^- XX^^^^l, ---- " Г------------
через их диагенетические преобразования. В стекловатой массе
гтг»сгп ттсттгл'гг'сг viuiznciiznuoTO п птдтьт t-xtotttjtzQтгптттлР Р ТРиРТЛЪТРАД РПР-
11V//XUV1/1 IV/ 1 V/1 .Я V/XI V 1 U.V1V1 11 I Ul ) jj VU11 IL 11'-**'-' xxjjliv >— x-w- x'wxxxx-wrxtx X-. j-,
мени как самопроизвольно, так и при воздействии температуры
ТХ ППППОТТТ1П Т7 ПО гтт_ ТТЛПТТТП1Г ГТ Л TTAAmr.rruLTO ПООиЛОТи / ГТ Г\ПгЬ ТЛТД UT
XI /Ц САП VI Wil X1Z1 , Х-> дц</1ии vnmcivi 1 min L>‘V |JU^11UV1I1 у 11W jyipn^ixi,
порфириты, диабазы) пород приобретают зернистую кристал-
лическую структуру. Одновременно происходит видоизменение
некоторых минералов и появляются вторичные минералы.
Различие в первоначальной структуре и текстуре отража-
ется на пористости и плотности главным образом кайнотипных
-.ХЛ_____ ТЛ — _________ ______________1 О ~~ О Л ЛЛ П/
зффузиьоь. кал пористость изменяется от а—о ди ои—*to то*
Зависимость плотности базальтов от их текстуры показана на
рис. Ii.ll; она усиливается в направлении от пород пемзовой
текстуры к миндалекаменным и массивным разностям.
Как показали исследования на ряде вулканических аппа-
ратов Армении [26), наблюдаются пониженная плотность по-
род в краевых частях лав и ее увеличение к центральной
части потоков. В среднем андезито-базальты и базальты нео-
генчетвертичных вулканов имеют относительно невысокую
плотность — 2,5—2,6 г/см3 (рис. 11.12). Большей плотностью
характеризуются базальты океанических областей, где она
в отдельных разностях составляет 2,8—3 г/см3, а в толще в це-
лом— 2,4—2,8 г/см3.
Пористость палеотипных эффузивных пород меняется
в сравнительно небольших пределах. Изменение ее связано
с процессами диагенеза. При полном диагенезе эти породы
оказываются хорошо раскристаллизованными, зернистыми,
влияние структуры на плотность уменьшается и последняя ста-
новится зависимой главным образом от минерального состава
пород.
По значению плотности можно выделить более узкие
группы кайнотипных эффузивов (петрофизические группы),
различающиеся по текстуре и диагенезу (см. § 2).
Устанавливается четкая зависимость между плотностью и
составом палеотипных эффузивов и отмечается повышение
плотности с увеличением возраста (табл. II.8). Зависимость
VTPWnV ПЛПТИПГТкТП U ГПЛ'ГДГШЛЛ IZCJ тлтдгч'гтлГТИкЛ Y ^rhrhvQWRnn пяАлтл-
----хх,х« X XXV^,X X^*V XX X К U X X XX W X XX X X XX Х'Х X Ж - -J- J- -
дается по средним значениям (AR—KZ) при большом количе-
олитов к андезитам и базальтам. В пределах отдельных си-
птам
X- 1 W1VX
'T'Q TZr\TX
X ex nvn
О П ПЛТШЛОФТГ
C4. JLJ XI W XI1V1 w V 1 XI
ттп/л TTTZ-x
и u. c i vzi.
59
4/7
Рис. И.11. Зависимость плотности ба-
зальтов от их текстурных особенностей.
Шуфанское и Шкотовское плато, Даль-
ний Восток.
Базальты: 1 — массивной текстуры с единич-
ными пустотами; 2 — миндалекаменной тек-
стуры; 3 — грубопузырчатой текстуры; 4 —
пемзовой текстуры
20
1
1,6 2 2,4 6, г/см’
Рис. 11.12. Плотность ба-
зальтов Армении (по А. Р.
Ишханяну) и океанических
областей (по А. Л. Писка-
реву).
Неоген-четвертичный базальт
и андезито-базальт вулканов
Армении: 1 — Айоцдзор, 2 —
Арагац, 3 — Зангезур: кайно-
зойский базальт: 4 — Аравий-
ско-Индийский рифт, 5 — риф-
товая зона Восточно-Тихо-
океанского поднятия; 6 — ба-
зальтовая толща Срединно-
Атлантического хребта (по ка-
ротажу;
можно видеть влияние диагенеза, который более отчетливо
проявляется в различии плотности палеотипных эффузивов и
текстуры, больше влияющей на плотность кайнотипных пород.
Плотностная характеристика эффузивных комплексов и
формаций принципиально аналогична рассмотренной выше для
интрузий. Существенным их отличием является связь плотности
с кайнотипностью и палеотипностью и текстурными особенно-
стями вследствие разных условий кристаллизации в покров-
ной, экструзивной и пирокластических фациях. Образования
ппипом U ОПРТТПРЫ Г ЯП ТА ТА ТРКТПИП-М ягмятииргкпу ПИК.ППВ ХЯ-
XX ^^ХХ^ХХ----------------------------- ------- ---
рактеризуются в среднем более высокой плотностью по срав-
нению
пр qdtjtrtattt пги/ппоамм
bl !_< и х ui in xx м мы um
IZTAP ППГП ТА
КМ XX
состава конца средней — начала поздней стадий
смешанного
Типичные
ГУ Ял Ял что г г г» тт гтл Ялглтл кг о тттттт гтсло ттттптх пфОПТ/п гтсуТЛ ТЛГУ тт a Q TZ'T'TAD ТА Q Я ТТ ТАТА ТА
ер ер j kJ ПО XI XJ1V ер еур» 1VX 010,0X1 ПеУО^Цп VII ll \m|J XX VJ/-1, C4 ex XX X ХХХЛ им vxxx,*x XX xx
особенно платформенные имеют существенно основной состав
60
Т а б л и ц а II.8
Плотность, г/см3, эффузивных пород различного состава н возраста
Порода KZ MZ Pz AR. PR KZ — ar
Риолит 2,35 2,35
Порфир кварцевый — 2,59 2,61 2,55 2,6
Кер атофи р, ял ьбитофи р — — 2 R5 — 2,65
Андезит 2,3 2,66 2,68 2,46 2,49
Порфирит андезитовый — 2,63 2,73 2,76 2,73
Базальт 2,45 2767 2,64 — 2,54
Диабаз — 2,75 2,79 2,68 2,79
Меймбчит — 2,85 — 2,85
Примечание. Количество образцов в каждой группе ПороД от нескольких сот
до нескольких тысяч. F
§ 6. ПЛОТНОСТЬ И ПОРИСТОСТЬ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
И МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
При метаморфических преобразованиях ГОрных пород, при-
спосабливающихся к новым термодинамическим условиям,
происходит изменение их физических свойств й прежде всего
плотности, как за счет структурных перестроек при изохимиче-
ских процессах, так и вследствие существенного изменения
химического состава при метасоматических превращениях.
Метасоматически образованные породы часто выделяются
в особую группу — метасоматитов.
По общему химическому составу метаморфические породы
близки к магматическим, но в отдельных группах пород отме-
чаются его различия. Коэффициенты корреляции плотности
с породоразрушающими оксидами ниже, чем для интрузив-
ных пород, особенно с оксидами алюминия, натрия и калия.
Минеральный состав пород характеризуется большим разно-
образием. Это обусловливает значительные вариации плотно-
сти пород в одноименных петрографических группах; в ряде
случаев характерны непрерывные ряды с постепенно меняю-
щейся плотностью от исходной до полностью измененной по-
роды.
По структуре породы полнокристаллические, по текстуре —
уплотненные, что определяет небольшую их пористость (0,1—
3, реже до 5 %) и зависимость их плотности преимущественно
от минерального состава. Специфичная для метаморфических
пород сланцеватость на плотность существенного влияния не
оказывает, а брекчиевидность приводит к непостоянству зна-
чений параметра в отдельных образцах.
61
Плотность регионально метаморфизованных горных пород
Региональный метаморфизм пород обусловливается измене-
нием температуры и давления в земной коре в пределах значи-
тельных площадей; он проникает на большую глубину и про-
является при складчатых процессах. В зависимости от тем-
пературы и давления, а также химического состава исходных
Ci/4т/4лхг о тттэ
vjy vjy У «_» ЖIJLJ 11 AJA ZV J
гштпио TTD URT V
социации минералов, образующие породы определенного со-
ЛТОПО Г\ П ТТ ТХТТ СГ Т/ЛТТТТЛПГ» ст ТЭ ЛлПТТТТТТ П АПТ1ПГТ О ПТ_ TT/irri л чгчлгкгго»» л
viuuu, о vy и nuuuviunui kj ivi v i ci ivuj jj vp ri о ivi ci.
Усиление степени метаморфизма пород от пренит-пумпеллито-
бои фицин к эклогитовой сопровождается увеличением их плот-
ности. В изохимических рядах пород первично эффузивного
И ОСЯДОЧНОГО ГипсЗИСа ХараКТср ИЗМеНеНИЯ ПЛ0ТН0С1И ПОрОД
идентичен. По данным Л. И. Верника (1982 г.), наиболее рез-
___________—____ _______~~__________________ О 1 П Л/ ___£____________________
дис увеличение плотности, дисгигающее о—IZ70, наилюдается
в пренит-пумпеллитовой фации и обусловлено главным обра-
зом снижением пористости пород до I—2 %. Дальнейшее
повышение степени метаморфизма, сопровождающееся увели-
чением плотности, происходит вследствие образования поли-
морфных модификаций минералов с более уплотненными кри-
сталлическими решетками. При этом первоначальный состав
оказывает настолько существенное влияние, что плотность
кислых пород высоких стадий метаморфизма оказывается
меньше плотности основных пород более низких стадий
(табл. II.9).
Анализ многочисленных данных по плотности метаморфи-
ческих пород Балтийского щита позволил установить следую-
щие закономерности. Во-первых, пределы возможного макси-
мального увеличения плотности различны для пород разного
состава: они наименьшие для пород кислого состава и наи-
большие для пород основного состава.
Во-вторых, идентичные изменения термодинамических ус-
ловий неодинаково воздействуют на породы разного минераль-
ного состава, например, в условиях зелено-сланцевой фации
при развитии метадиабазов могут быть не подвергнуты мета-
морфизму песчаники, конгломераты, карбонаты. Как следст-
вие, наблюдается значительная дифференциация плотностей
регионально метаморфизованных первично осадочных и оса-
дочно-вулканогенных толщ в условиях как низких, так и вы-
соких фаций метаморфизма. Средняя плотность архейских ме-
тамопфических толщ в пределах Балтийского щита (амфибо-
литовая и гранулитовая фации) изменяется от 2,6 до 3 г/см3
(табл. II.9; табл. II.Ю). По плотностной характеристике боль-
шинство геологических формаций подразделяются на ассоциа-
ппп no nTTiTonizTjv / 9 --9 7 г'/г'длЗ') /•*я ггтлгтаптгп_Жс1лл1лиАГтгыY Г9 7_
VzUXVAXA \ , V —X / Vz АТА у, VLAVA.XAVV.XW
2,85) и фемических (2,85—3) образований. Разные плотност-
62
Т а б л и Ц а II.9
rnnuUY ПЛПЛП. лЛпЯЧПRRR1I1UYCd R ППЛПРССА ПАГПЛНЙ ПКИЛГЛ МЛТЯМЛПгКичма
11 ПМк 1 " ' vr ------------'---------------- "'1-'---t-------------- - -------r —
Фация порода О, г/смэ
среднее пределы
Зеленых сланцев Филлит Кварцит серицитовый Сланцы микрокристаллические: кварц-серицитовый кварц-хлоритовый кремнистый хлоритовый Сланец актинолито-хлоритовый Сланец слюдистый Известняк мрамор изованн ый 2,7 2,58 2,64 О 7 2'б 2,76 2,86 2,65 2,67 2,6—2,8 2,56—2,6 2,6—2,66 П СО О 7С -С, 1 U 2,58—2,65 2,72—2,8 2,8—2,9 2,6—2,75 п ее с\ 4,ио
Эпидот-амфиболи- Кварц 2,64 2,62—2,65
О 7 0 АЙ О 70
товая Амфиболитовая Сланцы кристаллические: биотитовый биотит-роговообманковый биотит-эпидот-роговообманковый роговообманковый глиноземистый со ставролитом и гранатом Гнейсы: » 2,63 2,7 2,72 2,77 2,75 2,62—2,63 2,68—2,75 2,7—2,75 2,75—2,8 2,7—2,8
двуслюдяной биотитовый гл и ноземистый амфиболовый пироксеновый Амфиболиты: полевошпатовый мономинеральный гранатовый 2,6 2,63 2,74 2,85 2,87 2,87 3 3,1 2,58—2,62 2,6—2,68 Г» -> сх тех 4,1 4,1 О 2,75—2,9 2,8—2,99 2,8—2,95 2,95—3,1 3—3,2
Гранулитовая 1 рапуЛпд KnCJiUiv uU^idbci Гиперстеновый сланец 3^05 2,9—3,25
Эклогитовая Эклогит — 3,2 3,4
ные ассоциации пород слагают протяженные зоны и крупные
блоки, что свидетельствует о различии в условиях осадкона-
копления и вулканизма и неодинаковой интенсивности текто-
нических процессов, в результате которых эти метаморфизо-
ванные образования из глубоких горизонтов земной коры вы-
ведены в современный эрозионный срез [20].
При регрессивном метаморфизме и диафторезе плотность
пород уменьшается. Если этим процессам сопутствует мило-
нитиззция, то образующиеся кристаллические сланцы отли-
чаются резко пониженной плотностью. Последнее обусловлено
увеличением пористости вследствие микротрещиноватости, раз-
вивающейся при милонитизации, и образования низкотемпера-
63
g> Таблица II.10
Плотность и намагниченность метаморфических пород архейского возраста Балтийского щита
Первичная осадочно- вулканогенная формация Фация регионального метаморфизма Формация метаморфических пород Порода ст, г/см3 J, 10~3 А/м
Граувакко-песчани ко- аргиллитовая Амфиболитовая Слюдяных и высоко- глиноземистых гней- сов Биотитовый, двуслюдяный, гнейс Гранат-биотитовый, каоли- нитовый гнейс 2,55—2,65 2,70—2,85 10-500 10—50 150-700
Железисто-кварцито- вая » Джеспилитовая ам- фиболито-гнейсовая Железистый кварцит и руда Кварц-биотитовый сланец Силлиманито-гранатовый сланец 3 2,6—2,65 2,7—2,8 500—2500 10—500 10—1500
Песчаниковая » Гнейсовая Мигматизированная порода Биотитовый гранито-гнейс; мигматит 2,6—2,65 2,6—2,7 150—1500 10-50
Диабаз-граувакковая Гранулитовая Амфиболито-гнейсо- вая Амфибол-биотитовый гнейс, мигматит Биотит-амфиболовый гнейс; амфиболит 2,6—2,7 2,7—2,85 10—500 10-1500
Андезит-диабазовая Гранулитовая (1) и гранулит-эк- логитовая (2) Пироксенсодержа- щих сланцев и ам- фиболитов Биотитовый, амфибол-био- титовый сланец; гнейс Биотит-амфиболовый, пи- роксен-биотитовый сланец Пироксеновый, гранатовый сланец; амфиболит 2,6—2,75 2,75—2,85 2,85—3,00 300—1500 (1); 10—50 (2) 150—1500 (1); 10—50 (2) 3100—2000 (1); 10-100 (2)
турных минералов, характеризующихся более низкой плотно-
стью по сравнению с высокотемпературными минералами гней-
сов и амфиболитов.
Плотность горных пород, образовЭ.Вinихся
при ультраметаморфизме
Процессы ультраметаморфизма вызывают наиболее глу-
бокие изменения горных пород, при которых происходят
перекристаллизация, метасоматоз, селективное или полное рас-
плавление. Все эти преобразования сопровождаются разуплот-
нением пород, что свидетельствует об их приспособлении к ус-
пппыам бппоо ULTQIZLTY nQDHOUUM ТЛ Г\ пплтотгя TJLTLT ГТППТТАГГЯ
-АХ^ААЛАА.А WW.AXX -АЖААЛЖ ХА АЛ V А X- А А А А * А АА ~ А А Г А Хл А Ж ХА А А А А А А А А Г АА, X. --
в условиях повышенных температур. Чарнокитизация и гра-
траметаморфизма. Процессы чарнокитизации и гранитизации
( АГ Т1ТЧГ ПП’ПП Н ТТТ1Тг\ ГТП ТГПП ТТ ГТ-п ТЛ АТ ТТТТЛЛтПЛГТТТГИГХГ ГГА А Г АТТАТТТ1ТП 4хт»г>тг
У IVini 1V1 Cl 1 ПОС11Д,Г1Г1у 11 р riDM/AZl 1 IY VJ 1 OVOHkyiVl у noivicntnniv tpnon-
ческих характеристик пород в связи с образованием иных ми-
НвраЛЬНЫХ аССОЦИаЦИИ. НаблЮДасТСЯ НсПрсрЫВНЫИ рЯД форма-
ций (Э. Б. Наливкина, 1976 г.). Габбро-диорит-чарнокитовая
формация, типичная для архея, характеризуется в среднем по-
вышенной плотностью (огСр=2,75 г/см3) при большой диспер-
сии параметра. Плотность чарнокит-диорит-гранитовой форма-
Таблица П.11
Плотность горных пород, образовавшихся при различных метаморфических
процессах
АЛа*т<ам ОрфИЗМ с: м Cf « Я О. О *£> м ti О о. о К {среднее г, г/см8 пределы
У льтр аметаморфизм Контактовый мета- морфизм А п'тлтп'т'п11дг»п<4\тхох< A A АЛ A Х/1ТАХ, А САА»АкУ|Л kj/AAX/ATA Чарнокит: габбро-диорит-чарнокитовая чарнокит-диорит-гранитовая чарнокит-гранитовая мигматит-гранитовая Мигматит-плагиогранит Мигматит Сланец пятнистый Роговик Скарн Кварцит ТПППП А <1 О ТТ'T'tT • A Alli VjWaUlA А АЛА . слабосерпентинизированный интенсивно серпентинизирован- ный Серпентинит ixapuunai *11 Габбро амфиболизированное 2,75 2,7 2,65 2.58 2,65 2,65 2,55 2,74 2,62 2,5 2,65 2,85 2,7—2,85 2,65—2,75 2,6—2,7 2.56—2 62 2,63—2,65 2,62—2,7 2,5—2,7 ^2,6—2,85 2,85—3,45 2,57—2,68 2,9—3,1 2,6—2,9 2,45—2,55 n q 2 у 2^8— 2^9
3 Заказ № 802
65
nnnnTJ'rnrr п
рг UUUI1 1 CAZ1 и
Рис. 11.13. Изменение плотности по-
род при гранитизации (по Э. Я. Ду-
бинчик):
I — исходные породы; II — средняя сте-
пень гранитизации; III — полностью из-
мененные породы — метасоматические гра-
ниты. 1 — биотитовые гнейсы; 2 — биотит-
амфиболовые гнейсы; 3 — амфиболит; 4 —
гранит метасоматический
AfTnTTTZfrTm П V \
О ЛК О 7П
----------Xtf, I U l/4zkVl .
Плотность пород чарнокит-гранитовой формации, характерной
ТТПГГ Q С П П FTz^rr., г.
длл iipviиуиоил, z,,u-/ i/eivi~. пириДги мш iviaini-i рапшиоип
формации (AR и PR) характеризуются выдержанной плотно-
„ ....~.......— ~ ______Ч Г» Г*А n -/ Q / IT 11\
tiDiu, црсимущсхгиснни ранний z-,uu—4ДМ г/см- раил. 11.11;.
Таким образом, в процессе чарнокитизации и гранитиза-
ции происходит постепенное уменьшение основности и плотно-
сти пород, связанное с уменьшением давления и температуры
при подъеме блоков из нижних горизонтов земной коры к ее
верхней части.
Наблюдающийся при ультраметаморфизме кремне-калие-
вый метасоматоз охватывает любые породы, как магматиче-
ские, так и метаморфические. Характер его проявления разли-
чен. В одних случаях в породах образуются отдельные кварц-
микроклиновые прожилки, в других происходит замещение
породы кварц-микроклиновым агрегатом с образованием миг-
матитов, чарнокитов или микроклиновых гранитов. При преоб-
разовании пород отмечается замещение минералов с большой
плотностью (амфибол, гранат и биотит) минералами малой
плотности (кварц и микроклин) что вызывает уменьшение
плотности пород. Плотность вновь образованной породы при
неполном замещении минералов зависит от степени гранити-
зации и от плотности исходной породы. При полном изменении
пород и образовании гранитов их плотность становится рав-
ной 2.57—2.58 г/смэ и не зависит от исходной поводы (рис.
11.13).
Плотность горных пород, образовавшихся
ГТг»гкттаппкт пппя клплдат'Я lurnnfhiiQM я f ггя тя тг-и я гтьтирг кпгп мртя-
XXjyyy^VVV^ ^XXlXKX.XWX.XVX-X.XWf --- Vxx--------X.-------------- -------
морфизма) развиваются вдоль тектонических нарушений, на-
ДОХ11 V/JU rivin wywuu ri VVVUC1111V X vx J v> xxxxxx xjxxi
66
разломов. Изменение пород обусловливается стрессом (направ-
ленным давлением) и заключается в их рассланцевании и пе-
рекристаллизации. При слабом проявлении метаморфизма от-
мечаются преимущественно рассланцевание и образование
катаклазированных пород (катаклазированных габбро, грани-
тов, порфиритов и др.), что сопровождается понижением плот-
ности вследствие текстипных изменений. Ппи большом стпессе
происходит также перекристаллизация пород, часто сопровож-
пород не изменяется или возрастает.
без существенного изменения химического состава исходной
породы, например при образовании роговиков ^термальный
метаморфизм); иногда они сопровождаются значительными
_____________________—,, . Г) -----Тт
.Vici dcuividi ичсслпмп пймспспилми. иидиилающпс при ivici aiviup-
физме осадочных пород роговики характеризуются повы-
шенной плотностью, степень ее увеличения определяется ми-
неральным составом роговиков. Кристаллические сланцы,
возникающие в результате контактового метаморфизма (с про-
явлением метасоматоза) глинистых и известково-глинистых
осадочных пород, отличаются резко повышенной плотностью
по сравнению с исходными породами, что обусловлено появле-
нием минералов с высокой плотностью (см. табл. 11.11) и рез-
ким уменьшением пористости пород.
Плотность горных пород при автометаморфизме
и гидротермально-метасоматических процессах
Процессы автометаморфизма (серпентинизация и амфибо-
литизация) охватывают значительные площади массивов.
Серпентинизация пород характерна для большинства из-
вестных массивов гипербазитов. Изменение пород отмечается
преимущественно с поверхности, но в ряде массивов оно за-
хватывает глубокие горизонты (установлено до 1000—1500 м),
особенно вдоль разломов. В процессе серпентинизации проис-
ходят разложение минералов с высокой плотностью (пироксе-
нов, оливина) и образование малоплотного серпентина при
небольшом процентном содержании магнетита и других акцес-
сорных минералов. Разновидности серпентина — лизярдит, ан-
тигорит и хризотил — незначительно различаются по плотно-
сти, что определяет высокие коэффициенты корреляции плот-
ности с процентом серпентинизации С. Уравнения регрессии
СНЯЯИ ГТ С С П APPUllTQИПГ.ТЙ иаиисшкшиг Т.'ТЭ а ттп отпг
----- « - — , р ~ ................. ..^..-.1 .... .^LJ,
имеют следующий вид:
С = —142,05 (ст—2,82) + 60,4;
(11.18)
гт_ п подо ап л\ । о со
^11.13/
3«
67
Рис. 11.14. Номограмма для оценки степени серпентинизации С гипербазитов
по значению плотности а (по М. В. Ванояну).
Гипербазит с типом серпентинизации; 1 — лизардитовым; 2 — смешанным; 3 — антиго-
ритовым
Рис. П.15. Изменение плотности о и магнитной восприимчивости к гипер-
базитов в процессе серпентинизации и карбонатизапии
Линию регрессии на пис. II. 14 и уравнение 11.19 (получен-
ные по данным изучения гипербазитов Армении) можно ис-
пользовать для определения степени серпентинизации по зна-
чениям плотности.
Процесс серпентинизации протекает постепенно и характе-
ризуется также постепенным уменьшением плотности пород.
Наименьшую плотность имеют серпентиниты. Их дальнейшее
изменение — карбонатизация — приводит к новому увеличению
( г\тхг* ТТ 1 Ч\
11V1 V I 11VJV 1 II у I1V. Л. X • * KJ J
Амфиболизация наиболее характерна для габбро и габбро-
ТТ/ЛПТТтЛП ПА ТТ Л X ПТА П П Атл ГГ 'THTZVZA тт т» пттттап/л Л Отгтпи I I ft тт Л»г/4\тт
ri i , пи на j.^zi icixxzrk^ ri о i nnvpuujni ал. nyn ciivivpri-
болизации происходит разложение пироксена с образованием
амфибола и плагиоклазов, с кристаллизацией хлорита, се-
рицита и эпидота, т. е. минералов с меньшей плотностью.
Измененные породы, как следствие, характеризуются пони-
женной плотностью.
Гидротермально-метасоматические изменения горных пород
сопутствуют формированию главнейших типов магматогенных
рудных месторождений. Эти процессы приводят к существен-
ному изменению плотности и других физических свойств пород.
Наиболее полно физические свойства гидротермально-метасо-
матически измененных пород были изучены на ряде месторож-
дений Казахстана и в других районах (табл. 11.12).
По влиянию на плотность пород гидротермально-метасома-
тические процессы подразделяются на два типа. В первый тип
объединяются процессы серицитизации, хлоритизации, аргил-
литизации и окварцевания пород, которые приводят к пониже-
нию плотности. Объясняется это образованием новых, менее
плотных минералов (по сравнению с минералами исходных
пород) и увеличением пористости. Пористость в измененных
породах увеличивается до 3—5, реже до 8 %. Процессы вто-
рого типа (эпидотизацйя и грейзенизация) приводят преиму-
щественно к увеличению плотности пород за счет новообразо-
вания таких плотных минералов, как эпидот или слюда и
топаз. Это хорошо видно на примере грейзенизации пород:
плотность кварцевых грейзенов почти не отличается от плот-
ности гранита, в слюдисто-кварцевых грейзенах плотность
повышенная, в слюдисто-топаз-кварцевых достигает высоких
значений.
При одновременном развитии нескольких процессов пер-
вого типа плотность пород уменьшается весьма существенно.
При одновременном развитии процессов первого и второго ти-
пов плотность пород зависит от интенсивности этих процессов
и может как снижаться, так и повышаться.
кладываются процессы гипергенного изменения пород, приво-
ПСЫТТТГЛ tr ОТТО ТТУТТЛА ПГ ттгчягхт ATTTrXTZATrTTTA ТТ ТТ A»mTT А» At УТА ТТ TTAOnAnTTTTV I 1 А.
IX она *1 Г1 1 tviuriv/ivi у Cfiri/IWIirilU HUUinUViri 1
69
Таблица 11.12
1Лзял£14£ыи£ плотности горных пород при гидротермально-метасоматических
процессах (по А. А. Смелову, Р. С. Сейфулину и др.)
Порода Плотность неизмененной ПППОТТЫ . г/см3 Процесс Плотность измененной пппотты г/см3 Месторож- дение, массив
Гранодиорит 2,65 Серицитизация 2,55 Саран
Песчаник 2.69 » 2,40 Акташ
Гранодиорит 2,67 Хлоритизация 2,61 У мит
Песчаник 2,69 Аргиллитизация 2,62 Акбастау,
Порфирит 2,74—2,8 Окварцевание и эпидо- 2,65 Кусмурун То же
Диорит и 2,7—2,9 тизация Альбитизация и оквар- 2,65—2,58 Магадан-
гранодиорит цевание ский
1ранодиорит 2,62—2,65 серицитизация и грей- 2,04—2,0 Саран
Гпанит Кварцевый 2,58—2,61 2,78 зенизация Грейзенизация с образо- ванием: кварцевых грейзенов слюд исто- квар цевых грейзенов с л ю д исто-то п аз- ква р - цевых грейзенов Эпидотизация 2,59—2,62 2,69—2,72 2,77—2,83 3 Коунрад- ский То же » Кусмурун
диорит Порфирит 2,7—2,8 » 2,85—2,95 »
скольку в околорудных и надрудных зонах развиты процессы
преимущественно первого типа и часто наблюдаются гиперген-
ные изменения, вторичные изменения пород на рудных место-
рождениях в большинстве случаев сопровождаются уменьше-
нием плотности.
Влияние процессов гипергенеза на плотность горных пород
При гипергенных процессах вследствие механического и
химического выветривания, главным образом в результате
действия поверхностных вод, происходит существенное изме-
нение состава пород с образованием разностей, близких к ти-
пичным метасоматитам. Замена минеральных комплексов
большей плотности минеральными ассоциациями меньшей
плотности, а также разрушение пород и увеличение их пори-
стости приводят к значительному уменьшению плотности по-
род. Породы кислого состава подвергаются выветриванию зна-
итл'гск TTRur* гтитоипыппоо пом nnuaDULTO Поа/лоипа ота vonQiZTonua
KllVVll^HV <111 X VUVIiUHVV, 1V.U WV,XXWX^XX~*Xx. X^WW4,XXXXW sXX^ IK-jy VXXXX X1W
для гранитов, плотность которых снижается до 2,5—2,2 г/см3.
70
в результате гипергенных процессов оиразуется кора вы-
ветривания обычно глинисто-слюдистого или хлорито-гидро-
слюдистого состава, часто пропитанная гидроокислами железа,
содержащая обломки кварца, микроклина и чешуек биотита,
в ряде случаев с повышенным содержанием циркона, апатита
и редких элементов. Плотность пород коры выветривания из-
меняется в пределах 2,3—2,5 г/см3, пористость достигает 20—
25 %. Изменение плотности и других физических свойств по-
род (особенно скорости упругих волн) отмечается на значи-
тельно большей глубине (до 50—100 м) по сравнению с фик-
сируемой по геологическим данным глубиной коры выветри-
вания.
§ 7. ПЛОТНОСТЬ И ПОРИСТОСТЬ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
Зависимость плотности пород от их минерального
и базового состава
Плотность осадочных пород зависит от плотности мине-
рального скелета, пористости, обусловленной структурой и
ГТЫС гоиаолп/ ГТГЬП/ЧДТ TJT ТТ ТГГк'ГХТ/ЛП'ГТ.! xtztj ПТЛ/ЛТЛ ТТГТТТ ГОЭЛОЛЬГ гЬпОИТ OQ_
VUVMVJJU x* 1 HUV 1 11 Z141/J,11U XI Xll/111 X LA W и О XX U1UUW1) L»LA
полняющей поры. Плотность породообразующих минералов
гтллттптш л А ттгчх пттттт_т v тт г' тт тттт ттлты хх ттлплтт О Q п/л»<3 о тглп^л
11\~V *1 СЛ И U VI Х7*/1ЧЫ1У1 О Т.111ЛЛ П 1 unnnvi 1ЛА 11С/риД -М 1/VIVI 9 CL IYC1JJWJ-
натных и гидрохимических 1,9—3 г/см3. Минеральная плот-
ность пород, т. 6. средняя плотность минерального скелета,
изменяется в пределах 2,58—2,86 г/см3 в песчано-обломочных
и 2,16—3 г/см3 в хемогенных образованиях (табл. 11.13).
Различие минеральной плотности пород составляет при-
мерно 15 %. Это различие проявляется в общей плотности по-
род при низкой пористости и становится несущественным
в случае высокой и дифференциальной пористости пород.
Таблица 11.13
Минеральная плотность основных типов осадочных пород
Порода 6, г/см3 Порода С, г/см3
Среднее пределы СрсДпсс пределы
1 хесчамип Алевролит ^,О/ 2,69 z,ao—£,ои 2,62—2,86 /ангидрит Гипс 2,37 О 2,31—2,48
Глина 2,68 2,58—2,88 Соль ка- менная 2,16 2,12—2,22
Аргиллит 2Д>8 2,6—2,78 Опока 3 2,1—2,5
Мергель 2,7 2,72 2,58—2,8 Доломит 2,8 2,59 2,76—2,88
Известняк 2,62—2,87 Кремень 2,46—2,75
Мел 2,69 2,56—2,8 »
71
Размеры пор и их форма зависят от размеров и формы по-
родообразующих частиц. При одинаковых размерах частиц
НЯибоЛКТПАЙ ПППИОТПОТЬТП пбпяпятлт плплпм г игпппатмми и
---------- --,------- „„---„------- J X .. XX X. XX X XXX L.X XX XX
плоскими частицами, наименьшей — с окатанными зернами.
С, VЮГ Pit К Г Г Т 0 W тл 0 А,Т ПЯЯЛД0ППП ГГЯ0ТТЛТГ ТЛ VIIО 7U1ШШ1 ПТРПП'ТТШПП о ТТ
— jx.xx.xxx. Х.....Х.Х.. jxxxxxx.xxxfxxxxx ХХХХ.ХХ.ХХ, XX J XXX.VXXX XV111.V-U ! X V ! I. j. О U U II
породы возрастает. Пористость осадочных
в период основной геологической истории —
ности пористость
С\(л ПЛЛТПТТИкТУ ПС1ПЛГГ
'JWiv/.U'xZ ли Х.ЛХХХ -1.1
делах 60—40 %, а
порода . . . п, % .... . . . песча- ник . . . 35—2 але- вролит 26—5 глина 38—5 аргил- лит 20—2 мергель 35—2 извест- няк 23—2
порода . . . . . . доломит анги- гипс опока кремень мел
п, % .... . . . 17—2 ДР ит Г/—2 16—13 50—35 6—1 39—25
Пористость может изменяться вследствие уплотнения оса-
дочных пород при геостатическом и геотектоническом воздей-
ствии, в результате стресса или растрескивания при геотекто-
нических процессах, а также выщелачивания или, наоборот,
осаждения минеральных частиц из раствора в пустотах пород.
В естественном залегании осадочные породы, расположенные
ниже уровня грунтовых вод, характеризуются относительной
влажностью <»=0,8-?1. Влага, насыщающая породы в естест-
венном залегании, за исключением нефтесодержащих пород,
представлена водой различной минерализации плотностью
1,01—1,2 г/см3 при температуре 20 °C. Поэтому приближенно
можно принять влажность, равной единице, и плотность воды,
равной 1 г/см3. Тогда различие в плотности газонасыщенной
Стг и водонасыщенной <тв породы численно будет равно пори-
стости п:
ав =ог-|-п-10-а. (II.20)
В одновозрастных и однотипных породах минеральный со-
став пород может изменяться, поэтому соотношение между
плотностью и пористостью для каждой исследуемой совокуп-
ности пород может быть представлено уравнениями регрессии
между анализируемыми параметрами.
Соотношение между плотностью водонасыщенных ов и га-
зонасыщенных ог осадочных пород и их минеральной плотно-
стью б при различной постоянной пористости п, а также
между плотностью и пористостью при постоянной минераль-
ной плотности выражается линейными уравнениями:
_ S /I .. 1Л-2Ч.
Ur = 4p -----И’ 14 ),
гт — X l x.xin-2 /1 __М
«В -- « I >1-XW \х
/тт г»1\
НТ 991
у * ж у
72
S', г/см3
П.— TT If ---------------- — ----- .. --- — — -------...
rnu. ii.iv. \juu i пишсппс .-пстду uupnuiuviDtu it- n iwivinuuimu v иилдичшмд
пород при различной минеральной плотности S (по М. Л. Озерской):
/ — плотность газонасыщенных пород or*=f(n): 2 — плотность водонасыщенных пород
CFB=f(ZI); шифр кривых —б, г/см8
Риг ТТ 17 ГпяЯшии чяписимлрти mawttv п плтилптмл лг_ ы пппигтлгтит п
. ...... . «.aww a ~a ..
песчано-глинистых пород мезозоя — кайнозоя Туранской плиты (по И. X. Юд-
боровскому)
Таблица 11.14
Плотность осадочных горных пород
Порода о, г/см3
пределы наиболее часто встре- чающиеся значения
Г тттл тт о
X V1X111U
Аргиллит
Глинистый сланец
Глинистые породы
1 о_2 4
i j—2’9
2,3—3
2,3—2,4
2,4—2,6
Песчано-обломочные породы
Песок
Алевролит
Песчаник
Песчаный сланец
Брекчия
Конгломерат
КЗ—2
1,8—2,8
2—2,9
2.3—3
1,6—3
2,1—3
1,6—11,7
2,3—2,5
2,5—2,65
2,6—2,7
Карбонатные, гидрохимические, кремнистые породы
Мергель 1 ,5—2,8 1,8—2,9 2,2—2,4
Известняк 2,6—2,7
Доломит 1.9—3 2.6—2.8
Гипс 2,1—2,5 2,4—2,5
Ангидрит 2,4—2,9 2,5—2,6
Соль каменная 2,15—2,3 —
Опока 1—1,6 —
Кпрмрнь _ XJ- 2 32—2 6 —
Графическое представление этих уравнений при различной
постоянной минеральной плотности дано на рис. 11.16. Зави-
симость между плотностью и пористостью пород по экспери-
ментальным данным приведена на рис. 11.17. Изменение по-
ристости на 2 % вызывает изменение ог примерно на 0,06, a ов
на 0,04 г/см3.
Плотность осадочных пород характеризуется диапазоном
значений 1,2—3 г/см3, чаще 1,5—2,7 г/см3 (табл. 11.14). На
изменение плотности песчано-глинистых пород в основном
влияет степень их диагенеза (катагенез и метагенез). Плот-
ность карбонатных пород в большей мере зависит от струк-
туры и степени трещиноватости. Составлена табл. II. 14 на
основании статистических данных (несколько тысяч опре-
делений) по средним значениям плотности для отдельных
оайонов.
X
74
Влияние диагенеза на плотность и пористость
осадочных пород
Для осадочного покрова отмечаются четыре стадии диаге-
неза: ранний диагенез, преобразующий осадки в породы; ран-
ний катагенез, развитый до глубин 2—3 км; поздний катаге-
нез, приводящий к образованию пород с сильно уплот-
ненными текстурами; метадиагенез, при котором происходит
частичное изменение состава пород, наблюдающееся при
складских процессах. Соответственно выделяются подклассы
нелитифицированных осадков, слаболитифицированных, лити-
фицированных и интенсивно литифицированных пород.
Диагенез и катагенез пород происходят под действием воз-
растающего с глубиной литостатического давления вышележа-
щих образований и выражается в постепенном уменьшении по-
ристости и увеличении плотности пород. Поэтому одновозра-
стные осадочные образования одного типа, но с разных глубин,
могут существенно различаться по пористости и плотности.
Наибольшее уплотнение испытывают глинистые породы, об-
ладающие пластичными свойствами (системы мелкодисперс-
ИКТл! LT nnaTAUV finnAA ПППИГ-ГР.ТР Р. няияпкнлм РЛАТПЯИПИ ГГпи
--.. ..—.......... ------------ ~~~. ...........
наличии в глинах песчаной фракции снижается минеральная
плотность породы и увеличивается жесткость внутренних свя-
рактерно для песчаников с глинистым цементом. Песчаники
Г» Хгчттлл MZOO'TTZIJU T7D О П ГТОТЭТ TTTTTJ TZO п!лПТТП'ТТТТГХ1 TTOVf OTrmn W X Г ГТ ТТГАТ
V 'UVJt/lW ZIX W 1 IXTHVl IXUCljy U,CDL)11V1 rit/in IY Cl jy \J 11 (A 1 11 1У1 1V1 u,vmvuivivi J11V1W1-
няются значительно меньше. При наличии жестких связей
г^-ч-ттчт T-г z-K«-v л тт /-» л Л ГУ ГУУ TTZX ТТТ Т г ж «• Т» ТТП /-1ГРТ1ТГ Л If тг 1-! т т P/4TZ Л л ттлг» тт ЛтЛЛтт
ivic/пду пиридииир длцпм и час i гидами d Divunan нирлс iucid
песчаников может сохраниться и на больших глубинах. Кар-
бонзтныс породы в зависимости от степени глинистости раз-
личаются по характеру уплотнения, приближаясь то к пла-
стичным породам (мергель), то к породам с жескими связями
(известняк).
Для осадочных пород характерно необратимое компрес-
сионное уплотнение, интенсивность которого замедляется по
мере увеличения глубины залегания пород. Общая закономер-
ность изменения пористости п и плотности газонасыщенных ог
и водонасыщенных о3 однотипных пород с глубиной может
быть выражена эмпирическими экспоненциальными выраже-
ниями (М. Л. Озерская, 1967 г.):
~ _—0.45Н. /тт
n = nmaxe ,
ог = б (1 -nmax- 1(Г2 е-<М5"); (П.24)
ств = б + (1 — б) итах-10-0’2е—0>45Н); (II.25)
где Птах — начальное значение пористости при Я=0; И — глу-
бина залегания пород, км: б — минеральная плотность.
75
0,1
0,5
60 55 50 k5 Ю 35 30 25 20 15 10 5 О П,%
ж\\\\\
Рис. 11.18. Палетка зависимости пористости п и плотности ог осадочных
пород от глубины залегания Н (по М. Л. Озерской)
2
3
ffjICM
Графическое представление уравнений 11.23 и 11.24 приве-
дено на рис. 11.18. Это палетки, используемые при анализе
распределения с глубиной пористости и плотности изученного
фактического материала графоаналитическим методом [48].
По формулам (11.20) и (П.21) и палеткам (рис. II.18) можно
оценить значения параметров осадочных пород на различных
глубинах, измеренные в отдельных интервалах, при условии
постепенного их погружения и монотонного изменения со-
става. Общая зависимость параметров от глубины залегания
приведена в табл. II. 15. Отклонение фактических данных по
плотности и пористости разреза скважин от палеточных кри-
вых свидетельствует о дискретном изменении фациального со-
става пород (например, о смене терригенных пород карбонат-
ными) и о развитии нескольких структурно-фациальных комп-
лексов при их тектоническом несогласии.
В пределах континентов и в сравнительно неглубоких бас-
сейнах начальная литификация пород происходит на глубине
76
Таблица 11.15
Изменение пористости и плотности осадочных пород с глубиной Н
(по М. Л. Озэрской)
Параметр Начальное значение параметра при Н = 0 Значение параметра при Н =3 км
абсолютное относительно Н =0, %
и , % аг, г/см® ов, г/см* 60—5 1,20—2,72 1,80—2,78 15—2 2,2—2,84 2,5—2,88 25—40 180—104 140—104
глубиной (рис.
уже нескольких десятков метров, усиливаясь с
ТТ 1СП R г nv^niznomiiLTV nizo Q и ТДТТОП ХГТЛ V гтПО'ггЪпт
1 1, j , _1_7 * VI J V'VJUVZU'J/JjllUl/l V11VU1111 11V1U1 vp
нию осадков в породу препятствует высокое гидростатическое
ПППГГАТТТГА ТТГЧТТ ТГЛтЛПЛИГ ТЮЛП'Г ПТТОТТАТТТТЛ ТТЛ Т'ГЛ ТТЪ ТЛЛЛ РА^ЛОТО О Ulin
^UDvlVnriV, lipn IV О 1 up kJIVl rilViUUl OnUTVlinU 11V 1UL1U11V VWVV1UV4UW
столб воды, но и заполнение водой порового пространства.
TZ^rx Г,Л.ХЛПЛЯЛ
1\ал нипаоали i л у иилиоидпис
™гг тлттчт^ТТТТ
иурспис, при 1л\ипи
Рис. II.19. Изменение плотности пород с глубиной залегания, Бахтинская
площадь (по Н. А. Туезовой):
с» — песчаники* б — мергели* в — известняки; s —
77
Рис. 11.20. Изменение плотности осадков и осадочных пород глубоководной
платформы Атлантического океана и Западно-Сибирской плиты (по
Н. Б. Дортман и А. Р. Ишханяну).
Нг-3370ы
в, г/см3
1,5 2 2,5
Глубоководные скважины, пробуренные с судна «Гломар Челленджер»: скв. 369 —
шельф Африки, скв. 366 глубоководное поднятие, скв. 368 глубоководная плзт-
форма; скв. 2 — Западно-Сибирская плита (по Н. А. Туезовой); Яу—глубина (вы-
сота) устья скважин. Осадочные породы: 1 — песчано-глинистые, 2 — то же, карбонати-
О Tinrvn О ГТ TIT Т А ТТ Г. А ТТ А ТТ ТТ'Т'ТТП ТТТТ АТТ П ГТ ТТТ TA Q _ Т J А А А А А, TI А , , I, Л_ АГТАТЛТГ.
UIAjrvuu 11 UU1V XI X vuunnuiu, <7 -- rxODWXOZinil, T - VllURIl,
роды; 6 — осадочно-вулканогенные породы
OJ Т1ГХС1ПЧЛ unnoiv
4—5 км наблюдаются зоны в 0,5 км и более, в которых осадки
почти не ^уплотняются и имеют кпайне низк'ую плотность
(рис. 11.20).
Изменение плотности и пористости осадочных пород
в платформенных и складчатых регионах
Плотность и пористость осадочного чехла изучены
(М. Л. Озерская, Н. В. Подоба, С. Г. Семенова, К. С. Тури-
пын Н А Тчрчовя Н К Очо.пинь А А Шилова^ в большим-
-, , — -АГ А~ — X- ’ AAAAAAAJ - «А. А у ---
78
1 S *5 Свита в, Г/СМ3 2,5 3,0 &, г/см3 1,52,02,5 n,% 20 ifO
Suu 1UUU 1ГПП шии 2000 2500 3000 Неоген - палеоген Чеганская Люлинворская ~Глт Ганькинская Славеородская И па. тп адская Кузнецовская Покурская Киялинская Тарская Куломз и некая Баженовская Татарская ГCjt Л1П Linton П 1 ю ппи1и>1млл Омская Палеозой L 1 i Ll JJ 5 i 1 г LL «г i В ч i 1 1 1 1 1 1 1 I i i li I W “T 1 i J «
Рис. П.21. Изменение плотности и пористости осадочных пород в разрезе
центральной части Западно-Сибирской плиты (по Н. А. Туезовой)
стве нефтегазоносных провинций нашей страны. Исследованы
платформенные области, а также межгорные впадины и крае-
вые прогибы.
В областях спокойного осадкообразования с глубиной на-
блюдается постепенное уменьшение пористости и возрастание
плотности пород. Примером может служить разрез осадочной
'гппттти Чягтя тт пы'гтл (пип ТТ 91 \ тгптппкты уяпяк-
----— AAVXXAXAMX ЖЖ.Ж-*,, Л Ъ *Ж j.
теризуется преобладанием песчано-глинистых пород и в основ-
хггт ттл'гттоттиам
J X1VXV_Z 1 ХХЧ-ХХ ХХЧхХУХ
тттиоттт;та пь iilto
пады значений параметров обусловлены
I f ГГЛтттллтпг» “т ♦-» ЛПГЛЛП ЛЛ Л гтпттттлтл/ч TTAV тт Л
ххлишисшип раэусо исадидпкли чсляа
плиты типичен для областей койлогенного
литологией пород.
ЗаПйДНО-СибирСКОИ
развития.
Разрезы осадочной толщи Русской и особенно Сибирской
платформы дифференцированы по всем физическим парамет-
рам (рис. 11.22; рис. 11.23). При этом для различных районов
платформ характерны свои особенности, обусловленные раз-
личием их геологического развития. Подробные данные о плот-
ности и пористости осадочных пород платформ можно найти
в работах [55, 57, 76, 83, 84].
Физические свойства осадочных пород складчатых регионов
существенно отличаются от свойств пород платформенного
чехла. В табл. 11.16 приведены физические параметры одновоз-
растных интенсивно дислоцированных (Копетдагский антикли-
норий) и недислоцированных (Туранская плита) пород оса-
дочного чехла.
Дислоцированные породы отличаются от пород в ненару-
шенном залегании несколько повышенной минеральной плот-
ностью, значительно более высокой общей плотностью и почти
вдвое меньшей пористостью. Тектонические напряжения, при-
ведшие к складчатости, одновременно обусловили уменьшение
Таблица 11.16
тт тт^ттттт .v ПГ.ПЛП п ПОГ IX ЛИ П V Г» ПОТ HUtlUklM
llvlUinUtlD m HUpnVlUVlD IXUIJXU/X, XX Kivaauxb w aaaa^at.a
тектоническим режимом (по И. X. Юдборовскому)
Возраст Копетдагский антиклинорий Туранская плита (Центральнокаракумская зона)
вср, г/см’ <тср, г/см’ «ср- % вср. г/см’ оср. г/см’ п, %
п 2,69 1 по 1 2,36 оо
K2st 2,71 2,56 9 20
K„k 2.71 2.55 9 2.67 2.29 22
Kial 2,70 2,57 9 2,67 2,31 21
Kia 2,72 2,62 7 2,69 2,37 16
Kin 2,/6 2,68 4 2,69 2,44 2,40 18
J 2,81 2,68 4 2,63 14
80
В о з р а с т Глуби- на, м
J 700- 200- 300- ы)п_ 500- 600- 700- 800- 900- 1000- 1100- 1200- 1300- 11)00- 1500- 1600-
о Гжельский и касцмоЗ- ский ярусы
MockoI ский I МячкоВсхии, подоль- ский., каширский горизонты
вепеаскиа еопизонгп
VKUU ярус Серпуховский и окский поЗvярусы
Яснополянский подъярус
Турнейский ярус
Фаменский прус Данково- лейедянские слои
Елецкие слои Задонские слои
Франский ярус ЕвланоВско-лиВен- ские слои
Воронежские слои
Среднерранскии подъярус
ВерхнещигроВские слои Нижнещигровские слои
Живетский ярус Верхнеживетский подъярус
ЛЯ л on rtnfli'uiiil горизонт
Морсовский горизонт
Ряжений горизонт
PZ,
Рис. 11.22. Изменение плотности и пористости пород по разрезу центральной
части Русской платформы (по М. Л. Озерской, Н. В. Подобе, В. М. Румян-
цевой и А. А. Сафонову)
PR + AR
Рис. 11.23. Плотностной разрез кембрийских отложений в Седанской сква-
жине Сибирской платформы (по Н. А. Туезовой)
пористости и повышение плотности порол. Различия в интен-
сивности проявления тектонических процессов внутри самой
складчатой ctdvktvdbi Копетдага отпазились также на вели-
чине плотности пород. Центральная часть структуры, где схо-
дится ПёЛаЯ сепия СКЛЯЛОК. является лблягтктл мявгииятп.пыт
тектонических напряжений. Как следствие этого, породы па-
ЛРПТТРИ-СРМПМГКПГП КЯп6пПЯТМПГГ1 ТСЛТИГТ ПДКГЯ пяопдоа Птхптхп.
------------------- ""Г----------— -----------„„ ^хххххр
мандат, расположенного в пределах этого узла, отличаются
НЯМ/ТППРР ПЫРЛКГШ ГТ ППтиППТШП ГТ'Г ПГГ'Т'Г» ПТЛТ'ТХТТГАГ» tztx п ттттптпгтттгтv
А^А^А««АЖ«»А IIVIV A liwviuiw \J 1 V И1 1 \У V1 V1 11 1W 1 \ 11 О Д 11 W 1 Г1 11 11 U1 Л
пород других районов. К западу и востоку ослабевают напря-
WQTJUO гл outimz о атоа пппштпио /т
<1 V11I1 1 VZl JLJV^Vl XI “1 rill tX \J .
ГЛАВА III
УПРУГИЕ И ПРОЧНОСТНЫЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
И ГОРНЫХ ПОРОД
§ 8. МОДУЛИ И КОНСТАНТЫ УПРУГОСТИ
Упругость тел — одна из основных физических характери-
стик, связанная с внутренним строением вещества. Она опре-
деляется рядом параметров, из которых для геофизики наи-
большее значение имеет скорость упругих волн.
Упругостью, или силами упругости, называются внутренние
силы, обусловливающие свойство тел восстанавливать свою
форму.
Для большинства горных пород, минералов и элементов
в общем случае справедлив закон Гука, на котором основана
теория упругости. Согласно этой теории малые деформации
пропорциональны приложенной нагрузке. Такие тела получили
плчпяпид ппдяптпп VTTnvrbTV ГТ па yлпяizT^nтлг'гыггы рпатяптп who.
« AA^^«VA-« JAAJVJAAAAX. «АЖА А А X АААЖАА ^««АА^А« А А X.
ально упругих тел используется одна из пар констант: модуль
тп иго-------------------------------------( ЪК ГХТГТЛ ПТ_ ТТПГХТХ Г\ ТТТ_О ГЪТЛ \ТТТ Г>ЧТГ'Г\Г»'ГТ1 \ ТХ ТЛГЛГ1гЬ /Ь TJTT ТГ/ЛТТТ' ГТхтог»
ххх с* л—/ у ivi w/i, j Vi и up> J пр» J х 1 хх j ri iiVJVp vp хх xj,rxx_ii 1 л х у ”
сона оп (коэффициент поперечного сжатия); константы Ламе
1 г, .. / п\ in ,,
/v п Ц у4-*/ V ----- m\j^\y >j\.d сдот а.} , vnupucio цуидилоишл vp и
поперечных vs волн (табл. III. 1).
Упругие модули определяются следующими формулами:
модуль Юнга
Е = р'/(bill),
(Ш-1)
где р'— продольное напряжение; AZ/Z — относительное измене-
ние длины (относительная продольная деформация)*
83
Таблица III. 1
Параметры упругости и прочности
Параметр Определение Единица UQVPnbUU Cl ~ . ..
Скорость распростране- Скорость распространения упругих м/с
НИЯ Продольных ВОЛН Vp волн, возникающих вследствие де- формаций растяжение сжатие в твердых телах, жидкостях и газах (км/с)
Скорость распростране- Скорость распространения упругих м/с
ния поперечных волн us волн, возникающих вследствие де- формаций сдвига в твердых телах (км/с)
Модуль Юнга (модуль продольной упругости) Е Отношение нормального напряжения к относительному удлинению (ежа- тию), вызванному этим напряжением в направлении его действия Па
Коэффициент Пуассона (коэффициент поперечно- го сжатия) стп Отношение поперечного сжатия тела при одноосном растяжении к продоль- ному удлинению —
Люду ль сдвига G мтношение касательного напряжения к величине угла сдвига, характеризую- щее способность тел сопротивляться изменению формы 11а
Модуль всестороннего сжатия К Отношения всестороннего давления к относительному изменению объема Па
предел upoMriuCin при одноосном сжатии осж KulUJUUunUUl D lUpnun нириды cviipUi пп- ЛЯТЬСЯ разрушению при одноосном сжатии 1 ла
Предел прочности при одноосном растяжении ор Способность горной породы сопротив- ляться разрушению при одноосном растяжении Па
Предел прочности при сдвиге (срезе) пс„а Способность горной породы сопротив- ляться разрушению при воздействии касательных напряжений Па
Пластичность Свойство горных пород необратимо де- формироваться без микроскопических нарушений сплошности под действи- ем механических нагрузок (увеличи- вается с ростом температуры и давле- ния)
Ползучесть Медленная непрерывная пластиче- ская деформация горных пород во вре- мен и под воздействием постоянной на- грузки
Релаксация напряжений Изменение (снижение) во времени поля напряжений образца пород в услови- ях, препятствующих изменению де- формации
Вязкость Т) Свойство газов, жидкостей и твердых тел оказывать сопротивление при пере- мещении одной их части относительно другой Па-с
Примечания. 1. В скобках цриведены применяемые дольные единицы. 2. Пере-
водные коэффициенты из СИ в СГС приведены в [82].
84
модуль сдвига
G = r/a, (III.2)
где г—касательное напряжение; a — угол сдвига (деформа-
ция сдвига);
коэффициент Пуассона
— / A Л///А 1 11\ /ТТТ О\
Un = (4AU-/UJ/
где \dld— относительное поперечное изменение (относитель-
ная поперечная деформация); AZ/Z — относительное изменение
длины (относительная продольная деформация);
модуль объемного (всестороннего) сжатия
K = p/(AV/V), (Ш.4)
где р — всестороннее давление; &V/V— относительное измене-
ние объема (относительная объемная деформация).
Модули упругости характеризуют способность пород сопро-
тивляться деформированию, т. е. определяют жесткость пород.
Величина, обратная модулям, оценивает податливость пород и
носит название коэффициента соответствующей деформации.
Возникающие в телах под действием механического напря-
жения деформации имеют различный характер и вызывают
разные по природе волны — продольные Р и поперечные S.
Продольные волны являются следствием деформаций растяже-
ние— сжатие, поперечные — следствием деформации сдвига.
Продольные волны распространяются в твердых, жидких и
газообразных средах, поперечные — в твердых средах и слоях
рыхло- и прочносвязанной жидкости, характеризующихся от-
носительно фиксированным положением молекул. Продольные
и поперечные волны распространяются по всему объему по-
роды и называются объемными. Кроме них существуют поверх-
ностные волны. Скорость упругих волн определяется из урав-
нений:
vP = Sp/tp-, vs = Sslts, (III.5)
где Sp и Ss — длина пути соответствующей волны; гР и ts—
времена пробега этого пути (в анизотропной среде tp и ts за-
висят от направления распространения упругой волны).
Величина иР и vs практически не зависят от частоты упру-
гих колебаний.
Соотношение скорости упругих продольных и поперечных
волн с другими константами упругости и с плотностью харак-
теризуется следующими формулами:
для скорости продольных волн
Vp = д/—--------(1~°^------ = д/; (Ш.6)
V О (1 + оп) (1 — 2<Уп) V О
85
для скорости поперечных волн
/ Е 1 / G а + = + . ’
Для отношения скоростей продольных и поперечных волн дЛ . (III.8) os V 1 — 2ап V б
ДЛЯ 1V1UAJ iv/ni а (3vl -4с£) /ТТТ ст £ _ —(Ш.9) О Л.2 ,.2\ 2 (op — us)
для коэффициента Пуассона = (III.10) 2 (^ -
ДЛЯ модуля сдвига G = <yvl = ; (III.11) 2(1 +ап)
для модуля объемного сжатия K = c>(vi——usY (III. 12) V. ' з )
Важным сейсмическим параметром является величина по-
глощения энергии упругих волн а. Энергия волн упругости
убывает в породе, необратимо преобразуясь в тепловую и рас-
сеиваясь по разным направлениям на неоднородностях по-
роды. Согласно Ю. И. Ризниченко в однородной изотропной
поглощающей среде
Л = Лоехр(—ах), (III.13)
где Ло и А — амплитуды волны соответственно в начальной
точке и на расстоянии х. Параметр а измеряется в м_‘. В од-
ной и той же породе величина поглощения зависит от_частоты
распространяющейся волны со. Исходя из формулы Стокса—
Кирхгофа а———ю , где т]— коэффициент вязкости (вну-
3 о3ст
треннее трение породы), зависимость а от частоты квадратич-
ная, однако эксперименты показывают, что для большинства
пород она ближе к линейной [66].
86
Величина поглощения может быть также выпажена декре-
ментом поглощения р или добротностью 0. Эти параметры
связаны мeждv собой соотношением Г661
р____Л0_
Tv Tv
(II 1.14)
В акустических исследованиях
ЯГОФП ТТ И П ПТ_ ТТППП П/Л ТТТТ1ЛП апг. л/лгтппттг п ГТ АТТ тт гг
j/A'-VlurikJl kJ UUvlIlUUUlU VkJll ^J kJ Л Г1 JOUl VU FIJI
кости) Z, характеризующий способность
КОЛббаТСЛЬНЫб ДБНЖсНИЯ!
vn по/л о iititj
HVtll V WU1U1I1.
широко
применяется napa-
/ Л T/T TAmTTTT А Л IT A TT ХТ7ААГГ
у a jxу v 1 гл icvnun zr\wi~
породы передавать
Z = ou. (III.15)
При изучении процессов разрушения пород используется
ГТ Q ТЛ О НЮТП ТЧ ТЛ ЛХТТ ттглт^тт I I ГЛ ГЧГГТТ ГЧГЧ/тгТ ГГАТТЛ АТТАЛ тт А П П А-пЛ Л ПА ТТТТТТТТТТ АТТ
111X^1 UITIVIJ, *хjjkJT.ll W Л ГЛ. X хр» U4UW л О Л VVA СЛ kjll jj к-ДС^Л II V Л V/1 D V^A ГЛ T ГЛ 11 V ГЛ
критических напряжений, при которых происходит разрушение
ТТАААтт С^/г/тт тт о гт А гг тт/АТТТТ A ТТАЛЯ/Г ттаа^аттттл v-r «-ч .A. w a TV т-> л тттт АЛ^,1
iivp»v»/j,. л и пaiip7izn.cnпл пиелл название иределио нричнииш.
Различают пределы прочности пород при сжатии оСж, растя-
женин ор, сдвиге Тсдв и т. д. (табл. III.1).
Для характеристики процесса разрушения во времени в по-
следнее время широко исследуют излучение упругих колеба-
ний среды, подверженной напряжению (акустическую эмис-
сию).
§ 9. УПРУГИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Скорость распространения продольных волн в минералах
изменяется от 2000 до 18 000 м/с, поперечных — от 1100 до
10 000 м/с. Минимальные скорости и модули упругости харак-
терны для самородных металлов (золото), максимальные —
для алюмосиликатных и оксидных безжелезистых минералов
(топаз, шпинель, корунд и др.), наибольшие величины скоро-
сти упругих волн и модуля Юнга установлены в алмазе
(табл. III.2).
Общее представление о величине и характере изменения
скорости упругих волн в элементах, минералах и горных по-
родах дает рис. 1.6, на котором четко выделяются два типа
связи между скоростью продольных и поперечных волн и
плотностью твеодых обоазований: I — Vv z = f(cr): II — Un с =
=/(l/a).
Для I типа
Up = 6 (exp 0,5 (о—2,6))+ 0,2 (20—ma. cp). (III. 16)
К I типу относится большинство твердых петрогенных эле-
каритап и гтапаттаа^п л qvtatttup мпнАПЯпи ( г и п и I/ л tu rtp и иягтыииА
ж,ж~жжж~ж^ жж -J ж^жж^жж^ --~г~„ж~ж ^жж.жжжж,-ж-ЖХ. ЖЖ ж~~жжжжжж~
оксидные). Для них скорость продольных волн равна 1 —
1R т/кл /г> nnnannnukTv 7___1П vaa/a Vdo пшзаппо Р^пплптой
жо ixoi/v, ИЧ/llVMV . XV X11.1/V. XV1H1V X, * X X/ XZ V 1 V < А .
87
og Таблица Ш.2
Скорость упругих волн и упругие модули в породообразующих и акцессорных минералах [72, 73, 79, 82, 86]
Минерал Ор, км/с 05, км/с о, г/см3 Е, ГПа в, ГПа К. ГПа
Вода дистиллированная 1,45 0 1 — 2,2 —
Нефть 1,3 0 0,9 — — — —
Газы 0,26—1,28 0 0,0001—0,002 — — 0,0002 —
Лед 3,7 1,7 0,9 — — 14 —
Сильвин 4,6 0 1,75 1,99 — — — —
Галит 4,6 2,5 2,16 37 14,8 24,5 0,25
Кальцит 6,7 3,4 2,73 81 30,7 75,4 0,28
Арагонит 5,67 3,54 2,94 89 37,6 46,8 0,18
Доломит 6,7 — 2,85 80 — — 0,38
Ангидрит 4,98 — 2,98 76 — — 0,31
Барит 4,36 2,26 4,5 58,7 22,3 53 0,32
Гипс 5,2 2,58 2,32 41 15,3 42,6 0,31
Нефелин 5,9 3,4 2,6 77,4 31,2 49,8 0,24
Скаполит Калиевые полевые шпаты: 6,4 3,34 2,66 77,6 29,7 67,1 0,31
микроклин 5,7 3,15 2,56 64,8 25 53 0,29
ортоклаз Плагиоклазы: 5,9 3,2 2,56 65,4 25,3 52,1 0,29
альбит (5 % Ап) 6,1 3,35 2,61 74,9 29,2 57,3 0,28
олигоклаз (20 % Ап) 6,24 3,4 2,64 79,6 30,9 62,3 0,28
лабрадор (60 % Ап) 6,45 3,5 2,7 87,9 34 71,2 0,29
битовнит (80 % Ап) 6,55 3,54 2,73 — — — —
Кварц 6,25 4,11 2,62 96,4 44,6 38,3 0,08
Халцедон 6,25 4,15 2,63 — — — —
Коэсит 7,70 — 3,01 — — — —
Стишовит 12 — 4,29 — — — —
Флюорит 6,8 3,76 3,18 114,6 44,7 87,5 0,28
Апатит 6,46 3,8 3,18 114,2 46,4 70,5 0,22
Серпентинит 5,05 2,7 2,51 51,0 19,4 45,9 0,31
Тальк 5 — 2,82 — — — —
Слюды:
флогопит 5,39 3,1 2,78 66,9 26,1 52,3 0,28
мусковит 5,8 3,36 2,88 78,9 31,6 52,2 0,25
биотит 6,05 3,1 3,07 69,6 27,4 50,4 0,25
волластонит 7,25 — 2,92 — — — —
Роговая обманка 7,21 3,99 3,26 128,8 50,4 96,8 0,28
Эпидот 7,42 4,25 3,4 154,2 61,3 106 0,26
Ставролит 7,4 3,9 3,74 150,1 57,5 128,2 0,3
Пироксены:
бронзит 7,25 4,22 3,38 152 60,7 102,3 0,24
диопсид 7,8 4,39 3,33 160,3 63,6 111,4 0,26
геденбергит 7,14 — 3,55 — — — —
авгит 7,2 4,17 3,4 143,7 57,8 93,3 0,24
диаллаг 7,01 4,25 3,3 145 60 83 0,21
эгирин 7,25 4,06 3,55 146,8 57,5 109,6 0,28
жадеит 8,83 — 3,33 215,3 88,6 126 0,21
Сподумен 9,47 — 3,16 — —. — —
Оливины:
форстерит 8,45 5,7 3,32 200,1 80,3 131,4 0,24
фаялит 6,9 — 4,69 — — — —
Силлиманит 9,3 — 3,2 — — — —
Кианит 9,43 5,18 3,6 — — — —
Топаз 8,9 — 3,5 — — — —
Гранаты:
пироп 8,43 4,85 3,71 239,2 95,5 161 0,25
альмандин 8,5 5,2 4,32 241,8 95,1 176,4 0,27
спессартин 8,64 4,77 4,18 245,4 96,9 175,1 0,26
гроссуляр 8,75 5 3,53 230,5 92,6 150,4 0,24
Периклаз 9,7 — 3,56
g Продолжение табл. П.2
Минерал Vp, км/с VS, км/с
Шпинель 9,95 5/55
Корунд 11 7,1
Углерод: 4,3 —
графит 4,3 —
алмаз 16 10
18
Рутил 9,26 5,20
Циркон 8 4
Пирит 8 5,2
Хромит 7,7 —
Магнетит 7,45 4,3
Гематит 6,95 4,5
Касситерит 6,95 3,4
Сфалерит 5,2 3,03
Халькопирит 4,6 2,5
Пирротин 4,5 2,7
Вольфрамит 4,2 1,8
Молибденит 3,9 1,88
Борнит 3,8 1,68
Г аленит 3,6 2,08
Киноварь 2,4 1,27
Железо-никелевые метео- 5,0—5,2 —
риты
Кремний 9 —
Марганец 5,1 —
Железо 5,1 —
Никель 4,9 —
Медь 3,6 —
Серебро 2,7 —
Свинец 1,8—2,1 —
Ртуть 2,2 —
Золото 2 —
о, г/см! Е, ГПа <7, ГПа К, ГПа
3,55 293,3 116,5 202,5 0,26
4,05 460,9 203 210,6 0,13
2,2 — — — —
2,27 1311 — — —
3,52 1141 — — —
4,32 290 113,6 216 0,27
4,69 199 74,3 206,3 0,34
5,05 292,9 125,8 144 0,16
4,65 — — — ——
5,18 230,8 91,4 161,7 0,26
5,26 211,7 92,8 98,2 0,14
7,02 — — — —
4 74,5 27,7 80,5 0,34
4,2 — — — —
4,64 — — — —
7,5 — — — —
4,85 — — — —
5,05 — — — —
7,3 72,5 25,1 61 0,29
8,04 — — — —
7,5—8 — — — —
2,33 1618 — — —
7,43 198 — — —
7,87 211 81,2 — 0,28
8,9 196 73,6 — 0,32
8,9 129 45,5 — 0,35
10,5 80 28,8 — 0,37
10,3 16 5,6 — —
14,19 — — — —
19,32 77 27,7 — 0,42
а также модулей Юнга и сдвига обусловлено главным обра-
зом ростом плотности упаковки атомов от 72—94 в породооб-
разующих минералах до 176 в алмазе. Атомная масса изме-
няется при этом в небольших пределах — в среднем от 20 до
22. Интенсивный рост модулей Юнга и сдвига (в 1,5—2,5 раза)
при незначительном увеличении плотности (на 25—30 %) оп-
ГТ Г» ПА\иПТО HkUX’IA
4 IX- V 1»1 W 4 Р» JL
что в основных формулах теории упругости (III.6) и
(Ш.7)
В 3IIcl ГЛСИQTCJIG.
Для II типа
ир = 17,6—2а+ 0,1 а2.
(III.17)
Ко II типу относятся тяжелые металлы, сульфиды, оксид-
ные рудные минералы и самородные металлы. Для II типа ха-
рактерно закономерное уменьшение скорости упругих волн и
других параметров в элементах и минералах с ростом их плот-
ности. Это обусловлено некоторым уменьшением плотности
упаковки атомов в веществе и значительным увеличением их
средней атомной массы (от 20 до 200) в связи с заменой лег-
ких катионов более тяжелыми.
Зависимость скорости упругих волн от атомной массы ве-
щества особенно отчетливо проявляется в изоморфных рядах
минералов при смене катионов легких металлов, относящихся
к металлам с I типом связи плотности и скорости упругих
волн, катионами тяжелых металлов с II типом связи. Так,
в изоморфных рядах оливинов (форстерит — фаялит) и кли-
нопироксенов (диопсид — геденбергит) замещение магния
(та. ср = 24) железом (та.ср = 56) сопровождается уменьше-
нием скорости продольных волн на 10—25%. Аналогичные из-
менения отмечаются в гранитах и других минералах. Судя по
закономерности, установленной Р. Либерманом (1970 г.), из-
менение Up и Us, подобное их изменению в оливинах, будет
наблюдаться во всех оксидных и силикатных смесях, кристал-
лизующихся в оливиновой или шпинелевой структурах. Урав-
нения связи имеют вид:
для оливина иР = (13,63—1,49о) км/с; us = (8,79—1,17а) км/с;
для шпинели иР = (15,66—1,59а) км/с; us —(9,88 — 1,17а) км/с.
нтт тт
\--• --/
Зависимость скорости упругих волн от плотности упаковки
атомов в веществе отчетливо устанавливается в полиморфных
модификациях, характеризующихся кристаллизацией изохими-
ческих веществ в нескольких структурных типах обычно
в связи с образованием в различных термобарических усло-
виях. Типичными примерами таких модификаций являются
модификации графит — алмаз (со= 1164-176), кварц — коэсит —
91
стишовит (<в = 794-129), силлиманит — кианит (со = 974-107).
Изменения составляют для <в до 50—60%, для уР до 50—
300 %, для а до 40—60 %. Во всех подобных превращениях
наблюдается однонаправленное изменение скорости упругих
ПЛ ПП И ГТ ППТИЛРТи иииопзппп IlntT QTAAif ПУЛПППтк хтттгтхтг'т.т v олттп
....................—-------------- чХХКХХТХ JXXJ^JXXXXl. ХЛЧ/VXXX
более чувствительна к структурным перестройкам в веществе,
чем
п гглтиллтк
В ряде случаев рост плотности и скорости обусловлен уве-
личепием координационного числа. Например, тройная коор-
динация в графите изменяется на четверную в алмазе. Четвер-
ная координация в ряду кварц— коэсит переходит в тестер-
ную координацию в стишовите (И. Костов, 1971 г. и др.).
Иногда рост плотности упаковки и соответственно увеличение
и и о в минералах происходят без изменения координацион-
ного числа. Фактором, влияющим на упругие параметры и
плотность, является валентность вещества.
Зависимость скорости распространения упругих волн от
величины межатомных расстояний хорошо прослеживается
при изучении анизотропных минералов (К. С. Александров,
Т. В. Рыжова, 1961 г.).
Влияние структуры минералов на их упругие свойства
также четко проявляется в силикатных соединениях при ана-
лизе типа упаковки кремнекислородных тетраэдров. Наблюда-
ется увеличение скорости упругих волн от силикатов с каркас-
ной структурой (кварц, полевые шпаты) и листовой (слюды)
к силикатам с ленточной и цепочечной структурами (амфи-
болы, пироксены). Максимальные скорости характерны для
силикатов с островной структурой — оливина (табл. Ш.З). Та-
кую же островную форму связи имеют тетраэдры, образован-
ные алюминием и кислородом в корунде, алюминием, крем-
нием и кислородом в алюмосиликатах, углеродом в алмазе.
С типом соединения кремнекислородных тетраэдров тесно
связана анизотропия упругих свойств в силикатных минера-
лах. Так, в минерале с листовой структурой — биотите — ско-
рость продольных волн в направлении по слоям тетраэдров
010 и 100 равна соответственно 7,2 и 7,8 км/с; в перпендику-
лярном к слоям направлении 001 Up = 4,2 км/с. В клинопиро-
ксенах, состоящих из цепочек кремнекислородных тетраэдров,
г\тггхг\г\/угтт тчт\г\ тгг\ ttt.ttt.tv плпи г> иоппоопаишл опта UVTLT V ттаппиотг
VI1VJJUVIU 11 р'\^ДкУ«/1ХЛ11ЛЛ. uwill U UUVXV1U1 II x>x^xxsxxxj x
001 выше, чем в направлении 010 на 6—16 %. Среди клино-
т-тттг> лтгллтт/чп ттлттЛ/чттт ттттттг Д> Длтттт ТТГАТТт П ТТ иОПТП/ОПТ.ТТ1 ТТ Л ГГ ТТ Q _
иприлсспио папиилошпп I\UJlplpmj,rivri 1 ciiirrvjk^ X pvnnn UUV(X1U^(A
ется у диопсида, наименьший у жадеита. В группе оливина,
- — ~~ „Ч. ~ ~ , ,, ZA тгп/ч гт ТТТА/-Ч-П Л ТГТТТ Т1<ТТ Т7ПЛ»ГТТЛТ/ТТЛ ТГ Г\
преди! авлеинии силтс! 1 aivin к, поили pv/oanriDllvin xxy^ivinvxxriwi^-
родными тетраэдрами, сгруппированными в линии, параллель-
ные кристаллографическим осям, максимальные скорости на-
блюдаются вдоль этих осей. Величина анизотропии превышает
16 %. В группе гранатов, структура которых представлена изо-
по
Таблица Ш.З
Зависимость vp в минералах реакционного ряда Боуэна от типа сочетания
кремнекислородных тетраэдров и от энергии кристаллической решетки
Минералы Ор, км/с о, г/см3 Энергии рсШстКИ (по К. Лемлейну), 103 кДж/молекула Тип СОч&дапий кремнекислородных тетраэдров
Плинии Я 9 3 Я 17,6 Пгтплпппй
Пироксен 7,5 3,4 17,2 Цепочечный
Амфибол 7,2 3,2 16,0 Ленточный
Слюда 5,6 2,8 12,6 Листовой
Полевой шпат 6,0 2,6 10,1 Каркасный
А 0 О А 1 1 л
лированными группами SiCU, расположенными вдоль винтовой
линии четвертого порядка, анизотропии практически не обна-
руживается (Е. И. Баюк, М. П. Воларович, Ф. М. Левитова,
1982 г.). В общем случае наибольшей анизотропией упругих
свойств характеризуются минералы с листовой структурой,
меньшей — минералы с ленточной, цепочечной и каркасной
структурами. Сама анизотропия в элементах и минералах обу-
словлена различной плотностью упаковки (различными ион-
ными радиусами) и соответственно различной силой связи
между атомами и молекулами по разным направлениям.
Разрыхлению внутренней структуры минералов с соответ-
ствующим уменьшением их упругих параметров в значительной
степени способствует появление гидроксильных групп. Так,
в ряду корунд А120з — гиббсит А1(ОН)з устанавливается зако-
номерное уменьшение скорости с 11 км/с в корунде до 1,5—
2 км/с в гиббсите.
Одной из обобщающих характеристик внутреннего строе-
ния вещества является энергия связи между ионами в кри-
сталле (АА. Борн, А. ф. Капустинский и др.). Известна формула
Борна—Кармана, характеризующая процесс распространения
v = r д/Sma,
/ТТТ 1Л\
(111.1У)
ггтр г — м ант я тамил а пярртляпиа’ — ятгшняя мярря- S —
• - АТА А/ЛАА А Л. А ** Z J-Z - ^Z ^Z A Л A AA AAA^ J ’•'d ** А АТА АА V. z А АТА А аа. у аа
прочность связи между атомами, т. е. фактически энергия
Ппстотх vnnn-ra п пштапт/лтг пcttttct'ttztx
1 UV1VH11VV11VI1 VLUV 1 11.14.
Из этого выражения следует, что скорость упругих волн
ЭППТТЛТТ'Г ТТЛ ГГУГ\ ТТТ ТЛГЛ ПТ1 HXCTXTZ О 'Т'ГЛКЖ ТТГЧГ'/Л Г» О Г» Г» Т3 rv СТ О XX а и а'ГГМКТХ/ЛТЛ МЯРПШ
U (Л и X1 <z XI 1 11V. 1 Wlimv \J 1 1V1V.ZIXC1 1 V/LV111V/1 KJ II U1V.U11\>11 LUM'-VIZI
вещества, но и от энергии связи (К. С. Александров, Т. В. Ры-
ХГГЛПЛ 1 С\С 1 1 т->-п • ГЛ Лттплгхллтт D Пп/ллппготт 107П Г» •
л\иоа, A C7V А , I UVJVJ А 1 Ч-Л. .ГХГА/Д^у V.V111 , 1 . V XXAV^Vp 1V1C111, 1 AJ I KJ 1.,
Н. Б. Дортман, М. Ш. Магид, 1969 г.; Г. Т. Продайвода 1981 г.
и др.). Эмпирическое сопоставление плотности и упругих
93
свойств с энергией связи кристаллической решетки подтверж-
дает зависимость физических параметров от данной характе-
ристики. Так, отмечается прямая корреляционная связь uP
с величиной среднего века (VEK), характеризующего, по
А. Е. Ферсману, энергетическую величину единицы валентно-
сти иона.
ствах от энергии связи кристаллической решетки устанавли-
ПООТОСГ ГТТЛТХ TJV Г»ГЛТТГЛГ»’-Г о тэ тт ТТ ТJ т.т г> г\по TZTI тшиттгш тлггтгтг л/лп П ОПП о тгттгт
11|ZX1 ПЛ VV/11 W 1 ULIi/1 vn nil XJ V-Cl XYXJ,ri Willi VZ1Y1 V/vy U vu U 11 11/1
минералов из магматических расплавов (табл. III.3).
ТаКИМ обраЗОМ, упругие СВОИСТВа ЭЛ6МСНТОВ И МИпсраЛОВ
определяются характеристиками их внутреннего строения.
ТТ-/Г--- ---------— ____„________ ________ _____
паииилсс nnqjupivia 1 иьпшс ларамсрииим!—илигиисгь у ни-
ковки атомов и атомная масса. Скорость упругих волн увели-
чивается с ростом плотности упаковки атомов (ионов) и
уменьшается с ростом средней атомной массы, являющейся ме-
рой инерционности вещества. Эта зависимость может быть
представлена эмпирическим выражением
ир =/С ((о//пГ1/2),
(III.20)
§ 10. СКОРОСТЬ УПРУГИХ ВОЛН В МАГМАТИЧЕСКИХ
Й МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОДАХ
Основные факторы, определяющие упругие свойства горных
пород при нормальных термобарических условиях,— химиче-
ский и минеральный состав, текстурно-структурные особенно-
сти, состав порового заполнителя, фазовое состояние веще-
ства.
Влияние химического и минерального со-
става кристаллических пород на скорость уп-
ругих волн. Главными химическими компонентами горных
пород являются оксиды кремния, калия, натрия, алюминия,
кальция, магния и железа. Соотношение содержаний этих ок-
сидов в значительной степени определяет упругую характери-
стику геологических образований. Наименьшей скоростью уп-
ругих волн характеризуются породы, обогащенные оксидами
тгполлтлтла тга тттла иатпиа azdq ttjuouuoa.i nnn-nnwfiuua nizrunno
ll|7Vl4 1inil, XXUVllllX, XX VX X j-/ IL1L . JMVUX4 1V1H1V1U WAI, Vjy Hl IA 11 ;x Л W X ж V- X X W Х-/
кальция, магния и железа породы становятся более высокоско-
ГЛ Г'1Г'<Т^ТТТ_Т КХ ТТ
р» W W 1 11 1J1 1V1 XI . -
Из табл. III.4 следует, что минимальные скорости упругих
волн характерны для минеральных ассоциации, сложенных
минералами кислого состава с низкой плотностью (кварц, ка-
----------------------- --а.— „ \ лл ... ~
viricoDin пилсвии uiiiai, ajiDuni и др.^. iviaixcmviajiDtiDiivi и cixupu"
стями обладают минеральные ассоциации, представленные ми-
нерилами высокой плотности основного состава (лабрадор,.
94
Таблица Ш.4
Обобщенная упругая и химико-минералогическая характеристика горных пород
нормального ряда
Состав пород (а г/сь»э) °Рср °Scp ’ км/с Содержание породообразующих оксидов, % Главные породообразую- щие минералы
о «5 о Оксиды Fe, Mg, Мп СаО О Z 6
Кислый: гранито- ТГПТТ Xl.rrVTTT'nrxDt.TQ n/jjlJl , VII V 1 I» 1 гнейсы, риолиты (2,65) 5,8 68 15 5 2—4 8 Кварц, калие- вый полевой шпат, альбит, олигоклаз, би- отит
3,2
Сп едкий: диориты, б и отит- амфибо л о- вые гнейсы, анде- зиты (2,8) Основной: габбро- иды, амфиболиты, 6,2 60 50 16 18 10 15,5 6,5 10,5 К Кварц, калие- вый полевой шпат, андезит и лабрадор, биоТИТ, аМфИ- бол, пироксен Лабрадор, ам- фибол, пирок-
3,5 6,8 4
4,2
гиты, базальты (2,95) Ультраосновной: гипепбазиты, пик- риты (3,3) 8,2 41 1,3 56 1,3 0,4 Пироксен, оли- ВИН
4,4
Примечание,
интрузивных пород.
Приведены величины плотности
скорости упругих волн для
амфибол, пироксен, оливин). Устанавливается определенная
зависимость скорости упругих волн от плотности упаковки ато-
мов. Влияние атомной массы незначительно. Действительно,
для уплотненных кристаллических образований изменение
скорости упругих волн составляет 45 %, плотности упаковки —
22 %, средней атомной массы — всего 7 %.
Тагил лбпячлм п маглатипргиит ы метадллпгЬииргкиг пппл.
* “-г—~ —, - ——....... «... т.. .......~г'-
дах в целом проявляется однонаправленная зависимость упру-
нако наряду с этой тенденцией в метаморфических горных по-
ГМЛ П n V Arnif ЛТТП ЛФЛГГ гг О TZ ЛТЛ а П Л nTIOTT^.fClO'TT <71_ т/л ТТТ trr\ /угг ТТТ.
рг^/ДС1Л. *-/ 1 1V1C ~1C*V 1 X~/l 1UXX/IW ОС! JD П VX11V1 ЧУХ- I и Ujj lU./lDIl'J IVirill C1V1O
ного состава, что обусловлено кристаллизацией вещества
В рйЗЛИЧНЫХ СТруКТурНЫХ форМаХ ГЛаВНЫМ ОмраЗОМ В СВЯЗИ
с термодинамическими условиями их формирования.
95
Рис. III.1, Изменение скорости про-
дольных волн в горных породах в про-
цессе регионального метаморфизма (по
М. Ш. Магиду).
Фации метаморфизма: I — исходное состоя-
ние: 11—зеленосланцевая; 111— эпидот-ам-
фиболитовая; IV — амфиболитовая; V— гра-
нулитовая; VI — эклогитовая. Породы: 1 —
базальт, диабаз; 2 — диабаз хлоритизирован-
ный и соссюритизированный; 3 — эпидотовый
амфиболит; 4 — амфиболит; 5 — гранулит;
6 — эклогит; 7 — песчаники, аргиллиты; 8,
5 — кварцит, филлит, серицит-хлоритовый
сланец; 10 — гнейс; 11 — гнейс, плагиограну-
лит
Рис. III.2. Изменение скорости продольных волн в гипербазитах в процессе
ГТЛТ»/ТЧТ ТТгт г» гъ тт titt i т-тгч ЛА ТТТ ЛЛотттттттт Г' "D КА г\еътт ттлтт пгт АЛ Т2 "О П ТТЛ ГТ ТТт Т
cvyiion ггшпоацпп 1’i.ain^, vj. *-*. niucnavivoun, i’l. и. xjcxiiixzi xx j
И др.):
1 — оливинит; 2 — дунит; 3 — перидотит; 4 — гарцбургит: 5 — пироксениты разного со-
става; 6—клинопир'оксенит; 7 — ортопироксенит; 8 — серпентинит; х —содержание сер-
пентина
В зависимости от рТ-параметров и их соотношения при
формировании вещества и в процессе его эволюции может
пппипУппитч, vav лтмоицтттоипл tqv ы vdo tttjuoiiuo MPvnnunu nizn.
XX p W XX Vzxk/Ди X XJ 11U.11 j 111 VllX/lJ-l Vll 11 V, XVXXX XX JJJ\^VXXX Х^ХХХХХг xx vz^-^xx vz xx -bzx&vz
ростной характеристики горной породы (А. Е. Рингвуд, 1971 г.
ТТ тт тч \ ТТОТТ/Г, ГТ Г» Г\ ГГ Г> ТТ СТЛ-гЛ ГГ ПГНГ auanuoo ГТГ» ГГТД AfAni^ULTV клг\_
n 1У 1 и TV1IVU пр V/lUiH/iVl V/1 ixpri UIIUVIHUV 11 vminx vp ipiixiiil xtxvz
дификаций минералов (см. § 9) и при изучении регионально-
Л 1 гпп гкттп/чп Л ТТТТТ ттг TTZ4Z-1 гтг'ттттл Л TZTTV Л Лпп о ттттп
1V1C 1 a !VlVJ|J<priC>ODCl ППЕМЛ 1 riT-CVIVriA V/ V» р CLOkJOCin nil .
В породах близкого химического состава скорость упругих
волн увеличивается в направлении от низших стадии мета-
морфизма к высшим (рис. III.1). Простейшими примерами изо-
химических превращений при региональном метаморфизме
первично осадочных пород могут служить переходы известняка
в мрамор и песчаника в кварцит под воздействием высокой
температуры. Эти переходы сопровождаются увеличением плот-
ности и скорости продольных волн в среднем на 5—20 % •
При региональном метаморфизме в кристаллических образо-
ваниях наименьшие (возможные) изменения up (3—5 %) от-
мечаются в породах кислого состава, наибольшие (15—25 %) —
в породах основного состава (рис. 111.1).
Наряду с общей тенденцией роста скорости упругих волн,
ЛпПАА VntWrtlY МПИРПЯЛкИМУ ЯС-
VVJVMXVUVXV11X1VH -...-----------
социаций под действием высоких термобарических параметров,
чаев наблюдается уменьшение vP. Особенно резко это прояв-
Т-, тт Л т. Л тт ГЛ V /ЧАТТЛП ТТ/ЧП/Ч ft Г\ Г> гту гу ТЛ О TTTIWnTTTIA Г» TZ Г\ ГЛ ЛЛ Г» m ТТ ГЛ'Т'
JL 71С IV 71 D ПО^иДаЛ Wflk/JUllVl kJ CUUlUDCl. vnnziwunv Viwpvciti X
исходной породы диабаза к хлоритовому сланцу связано глав-
ным обрязом с появлением б условиях низкого давления и
сравнительно высокой температуры зеленосланцевой фации
значительной трещиноватости пород с образованием по трещи-
нам структурно-рыхлых минералов (хлорита, серицита и др.),
содержащих гидроксильные группы (рис. III.1).
Процессы автометаморфизма (серпентинизация и амфибо-
лизация) также снижают скорость упругих волн. При серпен-
тинизации гипербазитов, происходящей в условиях относи-
тельно высокой температуры и низкого давления, наблюдается
разложение высоко-упругого оливина с образованием струк-
турно-рыхлого (с большим количеством гидроксильных групп)
серпентина. Это приводит к значительному уменьшению ско-
рости продольных волн — от 8,2 до 5—5,5 км/с [90 и др.}.
Зависимость vP от содержания х серпентина в породе и ее
плотности о может быть представлена выражениями
(М. Ш. Магид, С. В. Москалева) (рис. III.2) :
ор = (— 0,Зх • 100 + 8,1);
г, _/О ЛЛ^Г 'i С.\ /ТТТ ОП
vp--IU,-TTV -
Наибольшие величины у? отмечаются в антигоритовых сер-
пентинитах, наименьшие в лизардитовых, средние в хризотило-
ПКТТ ГР>1
X Ж |_ ЧХ J •
Процесс амфиболизации наиболее характерен для габбро
тл
о кятКтл/п.
ется с образованием амфибола и плагиоклазов с кристалл и-
ООТТТТЛП Г»'Т'ГЛ T 7 ТЛ'Т'Л ТТЛ TJT ТЛ Т_Т V ТГ Т Тхг /г» Т-'ТТ ТТ ТЛ ЛЛТХ/Л ТТ тгт ттттлттт гп^тгттт о ни)
CXXJ,riV-XX j 1\1 j jJXHJ piUlAVllJlA yv. 1 VIlVrilllOllLH.Vin lyjuucimnj
минералов хлорита, серицита и эпидота. В результате vP
ТГНЛТТТ ТТТ С АтЛГГ ТЭ ТТЛТТП1» ATT ATITTT Т V ТЛТТГТТЛТЛ Г» »-* ттттч /-» ЖТ <Т« — О О TZTT /а Т-» Г» Г
у ivitnDm cic 1 v/i. lj ntnoivicncnriDiA i mitpuuorii ал up— (j,a iyivi/v, d am-
фиболизированных oP = 7,6 км/с.
ГТгЧАТТАААТТ TTTTT ттТ. ГЛ Л --~
iipuu,ucvDi jvidi paivici aiviuptpn^ivia илтс иишлпи нривидит
к уменьшению скорости упругих волн. Так, при процессах
4 Заказ № 802
97
чарнокитизации и гранитизации, охватывающих породы как ос-
новного, так и кислого состава, величина Vp уменьшается до
5,5—6 км/с. Процесс гранитизации характеризуется также уве-
личением коэффициента упругой анизотропии на средних эта-
пах и его уменьшением на последних.
Значительное влияние на величину v оказывают гиперген-
ные процесссы, приводящие к увеличению трещиноватости и
образованию структурно-рыхлых минералов. Породы кислого
состава подвергаются выветриванию значительно интенсив-
нее, чем основные. Уменьшение скорости в результате гипер-
ГАИНЫУ ПППТТРГГЯУ ЛЯПУИРТ nnPTUrnVTR 9АП---ЗОН %
-------,............ЛА'-’-'-.....J /(J .
Зависимость упругих параметров магматических и мета-
кл nn rh тл пор v ы v
п /л п о о о о q и тлл
рту
мттиопо тгиилгп
тверждается расчетами упругой характеристики
nr/TJV ГТГЛГЛГЧТТ ТТГЧ TIV МТТТТЛПП ТТТ- ТТГМ.ТТТ Т-1ТТ IV г
VIYMA UV riZk ivi ruivpuviuri V/1V1 j vwvxaoj yx\.
Б. П. Беликов, T. В. Рыжова, 1966 г. и др.):
кристалличе-
Л ППТ7Л о ТТ ТТ г» лп
IgX-SVi In Яг
(III.22)
где А— один из модулей упругости породы; А/, V;— соответ-
объема породы. Рассчитанные по этой формуле данные хорошо
сопоставляются с экспериментальными (Б. П. Беликов,
TZ А -----~~~ ПТ D 1П7П
i\. V,. ллсльапдрив, 1. и. jt Dizn.r\uDa, lviv i.) .
Влияние те кетуpно - стpу ктуpныx особенно-
ст ей и порового заполнителя кристаллических
пород на скорость упругих волн. Магматические и
метаморфические породы характеризуются пористостью 1 —
3 %. Встречается пористость различного вида: изолированные
поры, поровые каналы, поровые плоскости, образующиеся при
трещиноватости или между слоями в породах слоистой тек-
стуры, и т. д. Пористость, образованную порами и поровыми
каналами, будем называть структурной пористостью; пори-
стость, связанную с макро- и микротрещиноватостью,— тек-
стурной пористостью.
Экспериментальные исследования, выполненные на моделях
(М. Ш. Магид, 1970 г.; 3. И. Стаховская, 1969 г. и др.), пока-
зали, что влияние структурной пористости на скорость про-
дольных волн незначительно. В моделях с текстурной пористо-
стью (обусловленной зазорами между твердыми пластинами)
величина зазоров, их количество и характер заполнителя ока-
зывают очень большое влияние на величину vP (рис. III.3).
Изменение вида пористости аналогичным образом воздействует
и на величину коэффициента поглощения P-волн. Интенсивное
поглощение отмечается в моделях с текстурной пористостью,
значительно меньшее — в моделях со структурной пористо-
стью.
98
Рис. Ш.З. Скорость продольных волн
vp Б МОДсЛЯХ С ПОраМИ ytlj ИС по-
ровыми плоскостями (б) (по М. Ш.
Магиду).
Заполнитель порового пространства: 1 —
воздух; 2 — вода; п — пористость
Рис. III.4. Зависимость скорости
продольных волн vp от пористости
п в интрузивных и метаморфических
породах кислого и среднего (1), ос-
новного (2) и ультраосновного (3)
состава
В кристаллических породах, судя по экспериментальным
данным, пористость отрицательно коррелируется со скоростью
упругих волн и положительно — с коэффициентом поглощения.
Увеличение пористости на 1 % приводит к уменьшению Vp
в водонасыщенных образцах кристаллических пород на 0,5—
1 км/с (рис. III.4). Величина уменьшения Vp прямо пропорцио-
нальна скорости продольных волн в минеральном скелете.
Рис. III.5. Зависимость скорости про-
дольных ВОЛН VP от пористости п
в мелкозернистых (/), среднезернистых
(2) и крупнозернистых (3) гранитах
(по Т. С. Лебедеву, В. А. Корчину,
гт л inac юся \
11. IX. JU» J jj 1 nvrivi j, 1UUU, iwu xx.y
4*
99
Такое значительное уменьшение скорости продольных волн
сопоставимо с уменьшением иР, наблюдаемым в моделях с тек-
стурной пористостью. Это позволяет сделать вывод о том, что
в кристаллических породах, обладающих всеми видами пори-
етпгти прплпплр п.ппяпиа ня vrrnvrvin уяпяктрпиетшл/ нртттргтп
..............~....... ~ .. -------— I----
оказывает
чем больше
пористость, представленная
трещинами, причем,
зывает на величину vP.
1Л г\г>п /чтт ттт т» < тт/л нтп/лплт/п лтттглкт '-imnnri пттП/лтта пп ттстлтлст ттиллф
JL\V/VJO CIHILHLVI 11V/Д 1 U Vp ZIY/j, VII П VIVI J1U1U /1UV1/1V i VA HOD VV 1 "
ная зависимость скорости упругих волн от размера зерен в по-
/--------Л ТТТ С\ ---- „„„„„„„IT
ридс ^pnc. in.иу. исрилгпи, utnuonuu плплпнс па ослпчипу up
оказывает не размер зерна, а размер микротрещин на его
границах. Чем крупнее зерно, тем крупнее межзерновые тре-
щины. По-видимому, этим объясняется тот факт, что на гра-
фике зависимости ир=/(п) при одной и той же пористости
гранитов минимальные скорости отмечаются в крупнозерни-
стых разностях [37].
При расчетах упругой характеристики магматических и ме-
таморфических пород используют различные формулы. Ряд
авторов предлагает модель среды с порами эллипсоидальной
или дисковидной формы. Для такой среды Дж. Ьолш (J. Walsh,
1965 г.) вывел формулу
Z Л /2 \
^1 + ^—cosaaij,
(II 1.23)
где Еа.— модуль Юнга в направлении действия силы; аг- —
угол между направлением действия силы и нормалью к пло-
скости изолированной поры диаметром /; Еп — модуль Юнга
твердого монолитного тела; А — коэффициент, зависящий от
формы поры; V — объем всей породы.
Имеются и другие формулы, характеризующие упругость ге-
терогенной среды с порами эллипсоидальной формы. Предель-
ный случай, для такой среды когда пористость представлена
трещинами бесконечного простирания, рассмотрен Ю. В. Риз-
ниченко (1959 г.). Очень простой и часто применяемой форму-
лой является формула среднего времени.
Магматические и метаморфические породы в большинстве
случаев являются анизотропными средами. Анизотропия упру-
гих свойств, проявляющаяся в зависимости скорости упругих
волн от направления их распространения, отмечается в боль-
шинстве кристаллических пород. Она обусловлена закономер-
мене иных
ным расположением порового пространства и минеральных зе-
рен, а также строением кристаллической решетки минералов.
Cnonuaa nonuuunq тгпогЬгЬъгтттлаит1 я яиычлтпппип гиппплти ттпп_
^^^^xxzxzx X^VXXX XXXXXV* xjz ххх^хх^ххх -vzx^vzxxxxxx XzXK^^VZ^XXX x.pw
дольных волн Ка = Ртят/omin в водонасыщенных образцах неиз-
100
•от 1 до 1.23. Наименьшей анизотропией характеризуются из-
верженные породы с массивной текстурой: Ка= 1,0ч-1,06. Более
высокие значения анизотропии отмечаются в метаморфических
породах массивной текстуры (гранито-гнейсы, амфиболиты, гра-
нулиты и эклогиты): Ка — 1,0ч-1,11. Наибольшая величина Ка
характерна для метаморфических образований, обладающих
гиотлпппмпипй ппи гпзипАпятлй 'TPWPTvnnft* тт па гпдйгпп Гшптитп-
X XXVXXX WVX«AXXX,V. ж- ж^ж^^жж. ,-^жжж ж жжж.жж~ -
вых и биотит-амфиболовых К&= 1,02ч-1,19, для гнейсов высоко-
Т’ тт иппэдмит_т V к — 1 04_i_ 1 92
I «X I111VUV1U11 JJ17X * \Д - ХукУХ •
Коэффициент анизотропии продольных волн в газонасыщен-
ttttv члто лт TiiTnoT/Tiv nnnnncv п о пт. пттот г» rrnonnnov 1 1 О 1 Q9-
11U1ZY in V 1 ci Г1 -1VVIVHA 11W k_/ Д Cl ZY UUjJUll^jvl -L> 11 jy V-Ul Cl ZY * > 1 ДуЧУЛУ,
как и для водонасыщенных пород, максимальные величины Ка
характерны для кианит_гранат-биотитовых гнейсов.
Одним из основных факторов, влияющих на упругую харак-
теристику, является характер заполнения порового простран-
ства магматических и метаморфических пород, что рассмотрено
ъ раиитал и. и. Диргман, 1*1. ш. i*idi ида (i^vo, и .) и
А. Нура, Дж. Симменса (A. Nur, G. Simmens, 1969 г.). Замена
газового заполнителя жидкостным приводит к увеличению ско-
рости продольных волн в среднем на 8—27%. Разность значе-
ний up в газонасыщенных и водонасыщенных породах зависит
от их пористости и структуры порового пространства; с умень-
шением пористости эта разность сокращается. Наибольшая
разница в скоростях наблюдается в породах кислого состава
(обычно наиболее пористых и трещиноватых) —до 2 км/с, наи-
меньшая— в породах основного и ультраосновного состава
(0,1—1 км/с) (рис. III.6; табл. III.5).
Отмечаемое увеличение скорости продольных волн обуслов-
лено заполнением пор и трещин значительно более упругой, чем
воздух, жидкостью, создающей благоприятные условия для рас-
пространения упругой волны.
т> TXH ТТТ А ЪГп»«лТТЛт»гт~
Ж ж*Чх. XX1.V. х xowicncnnc V1MJ’
рости продольных и попе-
речных волн в кристалли-
ческих породах в зависи-
мости от коэффициента
насыщения водой «в (по
Н. Б. Дортман, М. Ш. Ма-
гиду, 1968 г.; М. Ш Ма-
гиду, 1972 г.):
“ — гранит; б — диорит; в — пе-
101
Таблица III.5
Скорость продольных волн в кристаллических газонасыщенных (/) и
водонасы111еннных поподэх
Порода »р, км/с а, г/см’ Л» %
I и
Гранитоиды 3,3—5,8 4,9—6,3 2,61—2,69 1,4-3
Гнейсы (биотит-амфиболо- вне, кианит-гранат-биоти- 2,9—5,65 4,3—6,1 2,59—2,8 0,3—4,5
товые и др.) 11лагиогранулиты 4,4—5,6 5,45—6 2,8—2,88 0,8—1,3
Сиениты и нефелиновые ЛТГЛтттттт т 3,3—5,4 5,4—6,2 2,62—2,78 0,3—1,5
Диориты и гнейсодиори- ты гиперстеновые 4,1—6,2 5,9—6,4 2,79—2,89 0,1—0,7
Гранулиты основного со- става (основные кристал- л ОС Ланцы; 5,9—6,8 6,2—7,2 2,90—3,15 0,3—0.6
Г абброиды 6—7 6,4—7,1 2,85—3,05 0,1—0.5
Гипербазиты 7,1—8,2 7,7—8,6 3,25—3,34 0,1—0,6
Скорость поперечных волн в кристаллических породах также
зависит от величины газоводонасыщения (рис. II 1.6)
(М. Ш. Магид, 1972 г.). В среднем увеличение vs составляет
6—13 % • Эффект увеличения vs при насыщении пород жидко-
стью обусловлен наличием в ней ассоциаций молекул с относи-
тельно фиксированным положением (прочно и рыхло «связан-
ная» жидкость), способных передавать сдвиговые волны
(У. В. Базаров, Б. В. Дерягин и др., 1966 г.). Величина прира-
щения Vs определяется трещиноватостью пород и зазором мик-
ротрещин: чем больше микротрещин, тем больше слоев «свя-
занной» жидкости; чем меньше зазор, тем больше вероятность
контакта между слоями «связанной» жидкости, расположен-
ными на противоположных стенках.
С зазором трещин связаны, по-видимому, и наблюдаемые
в ряде случаев при насыщении образцов жидкостью различные
соотношения величин приращения иР и Us. Увеличение зазора
трещин способствует при насыщении большему росту иР по
сравнению с ростом wS- Следовательно, обычно наблюдаемое
превышение ДиР над Aus имеет место в образцах с сравнительно
крупными трещинами. Обратные соотношения, полученные
в моделях и на некоторых образцах, обусловлены очень уз-
кими трещинами.
Различный характер изменения скорости продольных и по-
перечных волн при насыщении пород жидкостью приводит
к увеличению отношения vP/vs от 1,5—1,9 до 1,6—2,2. Соответ-
гтврнпп йп^пяртяит млпгпк Юига unnvni. ляппгя тл к-патКгЬн-
ж —^.жжжж жж — Г — ** * жж ж жж л. Ж.ж ''ЛА J ж Ж жж ж-жж ЖЖ ж жж у ж.ж '-'ЛА J ж^^ж-» жж ж жж ** * X II
102
Т а б л и ц а III.6
Модули упругости в кристаллических газонасыщенных (/) и водонасыщениых (//)
породах (по М. Ш. Магиду)
Порода Динамический метод Статический метод
Е, ГПа G, ГПа ап Е, ГПа ап
Z II / II I II I и 1 II
Гранит биоти- тпвып 54,5 71,1 23,4 29 0,20 0,24 71,4 70,3 0,22 0,27
Диорит гипер- стеновый 79 92,3 31 38,5 0,23 0,24 84 84,2 0,24 0,25
Габбро-нор ит 120,5 134 49,5 54 0,2 0,23 132 117,2 0,27 0,29
Биотитовый 46,8 57,1 17 22 0,2 0,29 56,6 58,5 0,17 0,2
циент Пуассона. Исследования, выполненные статическими ме-
тодами, свидетельствуют о значительном росте коэффициента
Пуассона и слабом изменении модуля Юнга при переходе об-
разца из газоводонасыщенного состояния в водонасыщенное
(табл. Ш.6).
Изучение величины поглощения продольной волны в кри-
сталлических породах показало, что замена газового заполни-
теля порового пространства жидкостью приводит к уменьше-
нию поглощения. В биотитовых и кианит-гранит-биотитовых
гнейсах ар при этом уменьшается в 3—4 раза. Параметр по-
глощения более чувствителен к виду заполнителя порового про-
странства, чем скорость продольных волн.
Таким образом, экспериментальные исследования свидетель-
ствуют о значительном влиянии свойств фазы заполнителя на
упругие свойства низкопористых кристаллических пород. Это
хорошо согласуется с данными теоретического анализа и вы-
водом о том, что кристаллические породы являются многофаз-
ными дифференциально-упругими средами.
Характер заполнения пор и трещин имеет большое значение
при изучении упругой анизотропии и влияния давления на уп-
ругие свойства кристаллических пород. Коэффициент анизотро-
пии продольных волн в водонасыщенных породах в среднем на
20—25 % ниже, чем в газонасыщенных. Различие в величинах
анизотропии обусловлено большей величиной и меньшим при-
ращением скорости упругих волн, измеренной вдоль слоистости
или трещиноватости, по сравнению с изменением скоростного
параметра в перпендикулярном направлении к ним. Градиент
увеличения vp под влиянием давления в водонасыщенных поро-
дах также значительно меньше, чем в газонасыщенных, глав-
ным образом в интервале давлений до 100_____200 МПа что
103
связано с более высокой начальной скоростью и меньшей сжи-
маемостью водонасыщенных пород.
Таким образом, неучет естественной влажности геологиче-
ских образований приводит к получению заниженной скорост-
ной характеристики и завышенных величин анизотропии и влия-
ния давления [39].
Сопоставление скорости продольных волн, измеренной в об-
разцах с естественной влажностью, со скоростью, определен-
ттпы n nonvunv nnnav заллттпы vnnu ttq ппктттта П 9 П тглл
- «^ГХ»ХХААА». ^^A,AAXVXA XX Ж* X.XJ^AXXXX, ~А AAA V, V АЖА.А,
показывает сходимость значений vp (для разных групп пород
чений не превышает 5 % •
D П ТТ Л ГТ п л оппоготиогл О П О /Л л ТТ ТТ Г-1 Т> Г\ Г\ tt Т Т V ГТ /1
и VI п /1 11 п <Л1у\_1СХ1ХАЧУ1Ч> V V V 1 >J /1 11 п л 1 и р 11 U1 Л 11 \J -
род на скорость упругих волн. Сопоставление скоро-
сти продольных волн и плотности в изохимичсских веществах
различного агрегатного состояния показывает, что наименьшие
скорости и плотности характерны для расплавов, наиболь-
шие — для кристаллических веществ. Величины иР в кри-
сталлических и аморфных образованиях близки. Скорость попе-
речных волн и отношение vp/vs также соответствуют данным
по их раскристаллизованным аналогам [39]. Величины умень-
шения скорости продольных волн и плотности при плавлении
твердых образований составляют соответственно 31—64 и 11—
14 %. Максимальные уменьшения скорости Апр и плотности Аст
отмечаются в горных породах [89, 95]. В самих горных породах
наблюдается закономерное увеличение Апр и Аст от кислых и
средних разностей к основным (рис. III.7).
Увеличение содержания оксида кремния SiOa в породе со-
провождается линейным уменьшением скорости продольных
Рис. 111.7. Зависимость плотности и скорости продольных волн в породах от
содержания SiOz (по М. Ш. Магиду).
СОитОииИс всЩсСтшК 1 — КриСТа Л лпЧбСКОс; 2 — аМСрфпОе; 3 — раСПЛаВЛбННОё
104
"Таблица Ш.7
Скорость упругих волн в магматических и метаморфических породах
Порода ор, км/с «S. км/с acP- r/c“s
среднее пределы
Гпянит биотит-амфиболовый .5 6 5 9 А 9 Я Я А 9 A9
Гранит рапакиви 5,6 5,2—6 3,3—3,5 2,6
Гранит лейкократовый 5,4 5—5,8 2,7—3,5 2,62
Гранито-гнейс 5,6 5—6,1 2,7—3,4 2,65
Гранодиорит 5,9 5,7—6,1 3—3,6 2,67
А 1 л а о 0 7
Диорит, гнейсо-диорит 6,2 5,8—6,5 2,8—3,7 2,8
Анортозит и лабрадорит 6,3 5,5—6,7 3,4—3,5 2,71
Габбро и габбро-норит 6,4 6,1—6,8 3,0—4,1 2,94
Норит оливиновый 7,2 6,8—7,8 3,6—4,3 3,07
С с
—-i —Т , 1
Диабаз 6,4 6,2—6,8 2,8—4,2 3,02
Пироксенит 7.4 6.5—7.8 3.6—4.3 3.27
Перидотит 8,1 7,8—8,3 4—4,5 3,30
Дунит 8,2 8,1—8,6 4,2—4,7 3,31
l“ , л nt nt nt nt rt z^ Л
серпентинит о,о Т, О—0,0 Z,0 Z,0 z,o
Сиенит, нефелиновый сиенит 6,1 5,8—6,4 3,0—3,7 2,66
Ийолит лейкократовый 6.1 5.8—6.5 2.7—4 2.8
Ийолит мезократовый 6,6 6,2—6,8 3,5—3,8 3,03
Ийолит-уртит 6,2 5,8—6,9 3,4—4 2,91
Порфирит андезитовый 5,7 5,3—6 — 2,72
Андезит и андезито-базальт 5,5 4,8—5,9 2,4—3,3 2,65
Базальт 5.8 5.0—6.2 2.8—3.6 2.76
Обсидиан 5,8 5,5—5,9 3,6—3,8 2,31
Гнейс биотитовый 5,6 5,2—5,8 2,5—3,4 2,65
z*4 nt t t> nt . z^ nn
1 непс амфииилиьыи О,У О,Т—0,0 0,1—o,/ z,/o
Амфиболит полевошпатовый 6,2 5,9—6,5 3,2—3,8 2,97
АмсЬиболит 6.5 6.2—6.9 3.4—3.8 3.09
Амфиболит с гранатом 6,8 6,5—7,2 3,9—4,4 3,16
Горнблендит 5,8 5,2—6,2 3,1—3,4
1 пейс высокоглиноземистый о,8 0,2—6,2 3,1—3,4 2,78
Гранулит кислого состава 5,8 5,3—6,1 3,2—3,6 2,83
Грянулит ерРЛНРГП ГОСТЯДЯ А 9 .5 9_А 5 — 9 8
Гранулит основного состава 6,8 6,3—7,6 — 2,97
Эклогит 7,6 6,6—8,1 3,9—4,6 3,4
Кварцит 5,8 5,4—5,9 3,6—4 2,64
Мрамор 6,5 6,1—7 3,2—3,6 2,78
Примечание. Каждая разновидность охарактеризована не менее чем 10 образ-
цами.
волн в кристаллических и аморфных образованиях. Увеличение
содержания SiOa в расплаве приводит к нелинейному росту
скорости продольных волн [39]. Подобный аномальный характер
изменения tip может быть объяснен увеличением вязкости рас-
плава при переходе от основных разностей к кислым, а также
известной положительной связью между вязкостью жидкости и
величиной скорости продольных волн.
105
V
Ур,км/с
IZBZP EZZ7
v
v Vvvv
J, J Г/СМ3
Нис. 111.8. Связь скорости продольных волн с плотностью интрузивных и
метаморфических пород:
1 —Грипп г, 2— биОТшивЫЙ и иИ01 ил-имфйбОливЫЙ ГпсйС; 3Кйамиг-грана»-биО1 ИгОвЫЙ
гнейс; 4 — амфиболовый гнейс и амфиболит; 5 — плагиоклазовый гранулит; 6 — диорит
и габбро-диорит; 7 — габбро, норит; 8 — гипербазит; 9 — эклогит; 10 — песчаник лити-
ЛлТТТТ ТТТХГЧПП UUT-tfl- 11 _ IJOnanTirrtTZ Т» ПЛЯЛИПТ
, a a * им»
Особенности изменения Vp и о в расплаве можно объяснить
с помощью теории, согласно которой расплав имеет флуктуи-
рующую конгломератную структуру (Я. И. Френкель, 1959 г.;
К. Уберлоде, 1969 г.).
Упругая характеристика кристаллических
пород. Результаты изучения более 4000 водонасыщенных об-
разцов пород различного состава по керну скважин Кольского
полуострова, Украины, Кавказа, Урала, Казахстана, Забай-
калья и Приморья позволили охарактеризовать скорость упру-
106
Таблица III.8
Модули упругости, ГПа, магматических и метаморфических пород (по данным
Б, П. Беликова, К. С. Александрова, Т. В. Рыжовой. 1970 г.; [72] и др.)
Порода г? 1-1 с-
Граннгоиды Габброиды Гипербазиты Сиениты тл ЙО ЛИТЫ Кварциты Мраморы Гнейсы (кислого — основного состава) Л ..Д,.,Лл . 1 О1 Эклогиты 58—84,3 87,1—109,6 139—165 69,4—75,8 90,8 107 93,4 81—103,3 76,9—95,3 120 5 144,"1—’182,9 23,0—34,9 33,8—43 54,3—64,4 27,4—29,9 ЯК. 0_ 4-2-6 44,6 ’ 30,7—41,7 30,7—37,7 51,2 58,3—76 41,1—57,7 72,0—83,4~ 103,3—116,6 50,8—53,7 64,8—72,8 70,6—75,4 48,4—60,1 як 1 92,6^-119,4
гих волн в большинстве геологических образований земной
коры (табл. III.7; рис. III.8).
Коэффициент поглощения ар, измеренный В. К. Бакулиным
в сухих образцах при частоте 330 кГц, составляет в гранитои-
дах 2,8—3,7 м-1, в габброидах 1,9—2,3 м-1, в оливиновых нори-
тах и гипербазитах 1,3—1,4 м-1.
Данные о модулях упругости основных разновидностей по-
род приведены в табл. III.8.
Как видно из табл. III.7, III.8 и рис. III.8, в магматических
и метаморфических породах скорости продольных волн и упру-
гие модули возрастают с увеличением их основности. Наиболее
часто встречающиеся в магматических породах величины up и
vs, км/с, составляют соответственно: в гранитоидах 5,4—6,1 и
2,9—3,5, в диоритах 6,1—6,2 и 3,4—3,7, в анортозитах и габброи-
дах 6—7,2 и 3,5—4,1, в гипербазитах 7,4—8,2 и 4—4,6; то же
в метаморфических породах: в разнообразных гнейсах 5,6—5,9
и 2.7—3,7, в разнообразных амфиболитах 6,2—6,8 и 3,6—4,
в гранулитах среднего и основного состава 6,2—6,8, в эклогитах
7.2—7.8 и 4.1—4.4
» -7—- ~ 7 ~ ~ 7 ~ •
При близких значениях плотности в ряде случаев породы
магматического происхождения характеризуются более высо-
кой скоростью продольных и поперечных волн по сравнению
с породами метаморфического происхождения. Это в значитель-
ной степени обусловлено большей микротрещиноватостью ме-
TQ А4ПП/Ътл исшхгтя V ГТАППТТ Ы МОШ,ТТТ£Ш VTT ПАТППР'ГКТГ» Л П 2 ГСЫННТТЛ V UV А4ТЛ-
нералов. Так, эклогиты, близкие (или превосходящие) по плот-
г’р и Vs- По-видимому, это объясняется более низкой скоростью
107
по сравнению с оливином (главным породообразующим мине-
ралом гипербазитов), а также наличием микротрещин на кон-
такте крупных зерен граната с субстратом эклогита.
В отличие от интрузивных и метаморфических пород ско-
рости упругих волн в эффузивных породах кроме всех перечис-
ленных выше факторов в значительной степени зависят и от
объема пор. Поэтому широкий диапазон изменения иР, s в эф-
фузивах близкого минерального состава обусловлен различием
первоначальной структуры пород и их последующим диагене-
зом. В пределах этого диапазона отмечается увеличение иР, s-
от кайнотипных к палеотипным (менее пористым) породам. Сте-
пень раскристаллизованности не оказывает существенного влия-
ния на величину vp, $•
Скорость продольных волн в уплотненных осадочных поро-
hqv /’мд'Г'ШппЖмолп сшитло ттоптт я тл ъттгы ипиптъ
у-V А AAVz~ XVXAAXXAXXX, A^IAVXU
няки, доломиты) практически не отличается
от скорости про-
и
ских породах при одной и той же плотности.
Vnrz -оЛп ТТТ -7 .. ТТТ О
i\cix\ опдпм по iavvi. 111./ п ч/.и, vnupwio
во всех группах пород соответственно ниже,
1¥1
поперечных волн
чем продольных,.
В магматических и метаморфических образованиях наблю-
дается четко выраженная положительная корреляционная'
связь между скоростью продольных и поперечных волн и плот-
ностью пород; коэффициент корреляции между иР и о для по-
род, не измененных вторичными процессами, составляет 0,9..
При плотности пород 2,5—3 г/см3, характерной для большин-
ства кристаллических образований, зависимость между vP и о
близка к линейной. При изменении плотности пород на 0,1 г/см3
скорость изменяется в среднем на 0,25 км/с (иР/ст=2,5), в бо-
лее плотных породах изменение скорости значительнее.
Уравнения связи между скоростью продольных волн и плот-
ностью кристаллических пород, не подвергшихся вторичным'
изменениям:
ур = Vp0 exp 0,5 (<т—2,6) + Кт, (II1.24)'
где v Ро =5,45 км/с; Кт — текстурно-структурный коэффициент,
тглтжттт тй _______~________ —______ __ __________
uvYc^uD^itnnDiri oviriTinncivi ipcuJ,HnuDd 1UL1 и нирид H a Chuput'l Ь
продольных волн (Кте±0,5 км/с);
иР = 9,5—5о + 1,34ст2.
(III. 25>
И. В.
ТТТТГГ Г\ТТ ЛТТТЛТГ ПЛППП^ГТТП1Г ПАТТТГТТТТТТ КТГЧ г-1 А/Г ГТ ТТ
wu.viuvn V/i 1 1ЮГ1 DWinUlLM U 1Ю G71V111Г1‘
рически найденным значениям uP и vs было составлено урав-
UGLTTjn ТГ ТI И л TI тт rvrj птгчопттлтт паппалаттш
iivnnv viriiivrin vn ди j mvyuvn pCULnri.
(J = A + Bvp + Cvs, (III.26>
где коэффициенты А, В и С определены с помощью метода наи-
меньших квадратов (4 = 4-0.763. В= 4-0.402. С=—0.138k
- ’ •' ' -z /
108
Характер взаимосвязи плотности и скорости продольных
волн в горных породах рассматривался в ряде работ. Известны
зависимости Vn = f(a] для обоазнов. лишенных естественной
----------- J, fy-z ' ' “ ’ * • '
влажности, полученные при нормальных и высоких давлениях
[72, 79 и др.]. При нормальном давлении эти зависимости харак-
теризуются значительной дисперсией и низким коэффициентом
корреляции между t>p и с из-за влияния трещиноватости. При
высоком давлении полученные данные хорошо совпадают с ли-
ттпиттлл irncinuouumi ТХ D ТЛ П Г» IZ тх xx vn orhrh ЪТТГ ТЛ£ШТП Л/Г Т7ПП.
11V_.11 11 U1LI1 J р/ UUllVUllVXtl XI W VI Ч Д Miw 1 и 1Z1 VVZVK111U vjz X VZlfl
реляции между v? и а. Наиболее известен закон Ф. Берча
/ 1 GRQ тч \ TIllOTATTTTITJ Г> ТТЛ ТТЛ ГТГЧТТТ ТХТХ ТЭТ1 ТТ • - П I ГУ1 _ . _ \ _1_ Rzr П ТТЛ
^1UVU 1 , XXAVX WAWUJ,X1X1 wvi W/A j AWU-K'AXX UX1/J,. VZjf vvyi/кЦ, ср/ J ‘/Av
ma. ср — средняя атомная масса; а и В — эмпирические коэффи-
ЦИспТЫ.
Сравнение различных зависимостей vp=f(o) и вывод более
общих связей приведены в работе С. С. Красовского [34].
§ И. СКОРОСТЬ УПРУГИХ волн В ОСАДОЧНЫХ ПОРОДАХ
Упругие свойства осадочных пород определяются их соста-
вом, пористостью, обусловленной структурой и диагенезом по-
род, и упругими свойствами порового заполнителя. Скорость
продольных волн изменяется от 0,3 до 6,9 км/с (табл. III.9).
Отношение vp/vs'. в глине 0,07—0,6, в лёссе 0,3—0,6, в песке
0,1—0,3, в остальных породах 0,4—0,6. Модуль Юнга изменя-
ется от 3 ГПа в глине до 165 ГПа в доломите, коэффициент
Т з б л и ц 2 III.9
Обобщенная скоростная характеристика основных типов осадочных пород
[1,30,55, 57, 81, 83]
Порода Vp, км/с Порода Vp, км/с
Песчано-глинистые разновидности Карбонатные и гидрохимические
разнос! и
Брекчия 1,4—5,6 Мергель 1,3—3,5
Конгломерат 1,4—5,6 Мел i ,7—4,2
Гравелит 1,7—5,4 Известняк 3,0—6,6
Ил 1.4—1.7 Доломит 2.9—6.7
Песок 0,2—2 Гипс 1,5—4,6
Песчаник 0,8—5,6 Ангидрит 4,4—5,8
Алевролит и,й—0,6 Соль каменная 3,0—4,5
Сланец песчанистый 1,4—5,2 Сильвинит 3,7—4,5
Лёсс п 3_П fi
Глина влажная 1,1—2,5
Аргиллит 0,9—5,3
Сланец глинистый 1,8—4,8
Филлит 3,5—6,1
109
Таблица III.10
O^n^IIIOUUQa irnnvraa УЯПЯКТРПМГТИКЙ ПРИЛПНИУ TunnD ип nnTUPUUUV AOQtJnUULIY
•<««-« J “f'J - — — — — - ~r-- ~ . — — — - J ....V Ж
пород [1, 30 и др.]
Литологические разности пород (оср, г/см*) t>p/t»S- км/с Е, ГПа С. ГПа К, ГПа
Песчано-глинистые: аргиллиты, песчаники, филлиты (2,5—2,75) Карбонатные: известняки, доло- миты (2,55—2,8) Гидрохимические: галит,' силь- /О О О ВИПИ1 —<6,1/ 4,6—5,9 48—67 65—76 18—28 23—32 19—33 52—71
2,5—3,3 5,5—6,7
3,1—3,4 3,7—4,6
2,2—2,6
Пуассона колеблется в пределах 0,1—0,45, причем минималь-
НЫ6 ЗНйЧсНИЯ ип ХйрЗКТбрНЫ ДЛЯ ПОрОД, СОДбрЖЗЩИХ КВйрЦ.
Как видно из табл. III.9 и III.10, каждая из литологических
разновидностей характеризуется определенным, хотя и доста-
точно широким диапазоном изменения упругих параметров.
Максимальные скорости упругих волн и модулей упругости от-
мечаются в уплотненных карбонатных породах, меньшие вели-
чины этих параметров наблюдаются в уплотненных песчано-
глинистых и гидрохимических образованиях.
Рис. III.9. Связь скорости
продольных волн (по данным
АК) с плотностью осадочных
пород. Донбасс (по А. А. Го-
лубеву) :
/ — песчаники; 2 — алевролиты,
песчаные, песчано-глинистые слан-
цы; 3 — аргиллиты, глинистые
сланцы; 4 — известняки
110
Зависимость скорости упругих волн от состава пород опре-
деляет наличие положительной корреляционной связи между
величиной vp и плотностью осадочных образований (рис. III.9).
Для описания обобщенной зависимости между Up и а
М. Л. Озерской (1965 г.) было предложено выражение
=?>„___-I- (ti^____>_) ехп Г/ — 2.8) tn_„ — <т)1. НИ.27)
~ Г ” mjii | у — шал — лип/ —“Г" L \ — / —/у - и юл /si \ !
рда Up min__минимальная скорость, т. е. скорость в ненагру-
женных породах; uPmax и Ощах — максимальные величины со-
Г! П ЛТ/ПППЛТИ TJT ТТ Т1Л\^'ГТгЛГ'ТТХ ГТ ГТ ТТ П - Л ТТ О И ОТ V1X ЛЛСТЯТ5-
</I и V 1 V 1 U Villi'-/ V11V/JJW1H XI 11V1V 1 11V/V 1 II lip'll II/ w . А ж м ч V» а Ш1 ) »
ленные по уравнению (III.27), приведены в работе [57].
/Тч /1 vrmr\r\ Z4» к Т-» ПТТ Л ТТГГТА ПТ ТТ/ЛТ! ЛгтАТ-ТЛТТТТ /ЛГТТ1 Л ТТ Л ТГ ГГТГЪТТТ тхих Г\Г\ ПГ>'Т'Т_
'чк а.л 1 v/ivi, и onain 1 с^юпип uivnvnn wnр vAvvi/nvuyiiivi viwywixv
упругих волн в осадочных породах, является их пористость
ТТТ 1Л\ __„„ л г.^ сл 01 D
^pnv. in.iv^, помсппгиЩалъл в прсДслал ui v Ди uv /(J. и ncv.-
чано-глинистых и карбонатных образованиях минимальные ве-
личины скоростной характеристики связаны с осадками (zi—
= 30—50 %) или слаболитифицированными (п= 10 = 30 %) по-
родами; максимальные значения up, s характерны для литифи-
цированных образований. При пористости 1—2 % скорости уп-
ругих волн в осадочных породах близки скоростям в магмати-
ческих и метаморфических породах кислого состава. В ряде
случаев up, s в доломитах сравнима с Vp,s в габброидах.
Уменьшение пористости и соответственно увеличение скоро-
сти упругих волн в осадочных породах связано со степенью их
диагенеза. Скорость увеличивается с возрастом пород, глуби-
ной их залегания, степенью цементации. Как известно [48, 57,
82, 83], наименее упругими являются слаболитифицированные
приповерхностные породы кайнозойского и частично мезозой-
ского возраста. Образования венд-палеозойского и частично ме-
зозойского возраста, прошедшие длительную историю развития
и выведенные на поверхность эрозионными и геодинамическими
процессами, более упругие. Увеличение упругости пород свя-
зано также с геодинамическими воздействиями, приводящими
к слабому метаморфизму осадочных образований [82 и др.].
Влияние глубины залегания на величину иР можно определить
по палетке, предложенной М. Л. Озерской (1965 г.).
Для определения пористости по величине скорости продоль-
ных волн широко используется эмпирическая формула, предло-
женная М. Л. Озерской (1965 г.):
Up = (Up ск—Up min) 6 Ч~ Up mjn, (III.28)
где Up ск — максимальная для данного типа пород скорость при
n=0; Up min — скорость в ненагруженной породе; В — коэффи-
циент, характеризующий размеры и форму пор. Палетки, со-
стйплрнимр пп ъ’Пйрприию НИ 98) ппппрприм п пябптр 1S71 Тян
-------------Jt ~ - — г г — —
111
Рис. ШЛО. Зависимость скорости продольных волн от коэффициента общей
ПАППЛТАРТП ТТТГСГ DAO TTArlTTUA.f4TVTIV (п\ IX nnOWULTV ( ГТГкГ»/ЛГТ (ПА R Н
Лк/J7 V 4 W 4 ** A*1'1 U XZ XZ/U, J UUX ZI XZ v j л ЦЛ \*л> J Л* »-»•>* U* ЖЖЖ i* *zx zx у vz J 4/V|/k//^ у Z* XZ Л-r » *A> *\\ZX/£ZX<
новой, А. А. Голубеву):
1,5 — известняк; 2, 7 — песчаник; 3 — аргиллит; 4 — доломит; 6 — песчаник и алевролит
же приведены палетки u₽=f(a) для осадочных пород разного
состава.
Имеется много теоретических уравнений оценки влияния
пористости на скорость продольных волн [30, 82 и др.]. Широко
применяется уравнение среднего времени, связывающее время
распространения упругой волны в объеме породы с временем
распространения волны в заполнителе порового пространства
и в минеральном скелете
1/Up — fl/Vp пор (1 —и)/Ур ск>
(II 1.29)
112
где Up, Up пор, up ск — скорости упругих волн соответственно
в породе, заполнителе пор и в минеральном скелете; п—пори-
стость породы.
Осадочные породы — преимущественно анизотропные среды.
Анизотропия скоростей упругих волн обусловливается слоисто-
стью и направлением трещиноватости пород. Особенно ярко вы-
ражено явление анизотропии для образований с тонким пере-
слаиванием в них глинистых пород. Коэффициент анизотропии
продольных волн Ка«р в этих случаях может достигать 1,2—1,3.
В большинстве случаев K&Vp>Kavs. Если анизотропия скоро-
.. ___.................
vicn uwycjiuDuicrici i^cLunnuDdiuciDiu, iw tuuidtfiu i cupc 1 иЧС^ЛИМ
и полевым наблюдениям индикатриса скоростей представляет
собой эллипс, длинная полуось которого расположена верти-
кально [81].
Фактором, влияющим на скорость упругих волн в осадочных
породах, является тип заполняющего породу флюида. Насыще-
ние порового пространства среды жидкостью, химически не
взаимодействующей с минеральным скелетом породы, обуслов-
ливает увеличение скорости упругих волн (рис. III.il). При на-
сыщении песчаников и алевролитов раствором соли NaCl не
приводящим к большому эффекту размокания присутствующих
в породе глинистых минералов, скорость продольных волн уве-
личивается с 5—10 до 100—120 %. Влияние насыщения на и₽
зависит от состава основных породообразующих минералов и
примесей в породе, структуры и степени сцементированности.
Относительное увеличение up при насыщении породы в зависи-
мости от коэффициента пористости и состава цемента приве-
дено на рис. III.11. Так как влияние насыщающей жидкости на
скорость связано с пористостью породы, то количественно эф-
фект насыщения пропорционален коэффициенту пористости
породы.
Насыщение глин и глинистых песчаников водой приводит
к разбуханию глинистых минералов, потере связанности породы
и уменьшению скорости (Г. М. Авчян, 1972 г.).
Скорость распространения поперечных волн в осадочных
породах при насыщении их жидкостью понижается (Г. И. Пет-
кевич, 1970 г.), однако в ряде случаев наблюдается также
повышение Us на 10—20%. Последние данные близки резуль-
татам, полученным при исследовании магматических и мета-
морфических образований.
Переход осадочных пород из газонасыщенного в водонасы-
щенное состояние сопровождается изменением упругих моду-
лей. Модуль Юнга в низкопористых образцах увеличивается до
100—120 %- Модуль сдвига может как увеличиваться (на 20—
30 так и vMAHbinaTbra (пп 9П 0L\
- - /V / 1-— J----------- — /и / •
Процесс поглощения упругих волн в горных породах изучен
СЛЯ^О ~)КГТТРП иМРИТЯ JTRTJRTP urn TTQ НПО QUITO ПО тт гтото пьотп г\
----- ‘ w и XX/j,\_- X VV1UV 1 JU J ixj 1
113
□□£ □“р РЯ*
Рис. III.11. Относительное увеличе-
ние скорости распространения про-
дольных волн в песчаниках и алев-
ролитах при их насыщении раство-
ром NaCl в зависимости от коэффи-
циента пористости и состава цемента
(но Г. М. Авчяну).
Цемент: 1 — глинисто-слюдистый, 2 — гли-
нисто-карбонатный, 3 — опаловый и крем-
нистый; 4 — расчетные значения; шифр
vnwnwv _ R. 1 Л~5 АЛ По 1
“ — А • ЛЛ Л %Л
Рис. II 1.12. Зависимость коэффици-
ента поглощения сс продольных волн
в известняках от их пористости п
(по В. В. Ржевскому и Г. Я. Но-
вику)
сте значений а с увеличением пористости пород (рис. III.12).
о тт/чп ттлтт ri/ллт пгт пттлтттгтг zw тт ™ г» ттп л п ттттлттттл it п тг ттттттлгггчлттг
и V 1 СШиШ1СП puvi on Cl чеп г in Мтр П IX $ V у OCVim.tn.ndVl 1 vinnn^ 1 t/t 1 Z1
осадочных образований [30, 76]. При заданной частоте отмеча-
/чтпгг ттчг/лттт тттлттттл Т-1 ЛЧ ТТ ТТ.ТТ ТТТТТ Т т-г »-ч тт т-т л т-ч п тт /-» ТТ п т-т лч Z1 ттг\т> ттгч Тлппгчттлптт
C1L71 .у МСПВШСППС ОСЛИЧИПШ up прп нсрслидс IlCtlWJD no 1 аэипасы-
щенного в нефтенасыщенное состояние. Значения as при тех же
условиях располагаются в обратном порядке. Расчетные дан-
ные достаточно хорошо согласуются с экспериментальными и
с представлениями о вязко-инерционном и термическом меха-
низме поглощения волн упругости.
§ 12. ПРОЧНОСТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Прочностные свойства горных пород относятся к базовым
техническим, используемым наряду с упругими свойствами
в инженерных расчетах в горном строительстве, при прогнози-
ровании и контроле физических процессов горного производ-
ства, контроле состояния массивов горных пород, изучении и
моделировании физических процессов рудообразования и т. п.
Прочность горных пород — свойство воспринимать в опреде-
ленных условиях, не разрушаясь, воздействия механических на-
грузок, физических полей (температурных, магнитных, элек-
114
трических и прочих), а также влияния неравномерного проте-
кания в них физико-химических процессов.
Под прочностной характеристикой понимается предел проч-
ности, определяемый напряжением, соответствующим наиболь-
шей нагрузке, выдерживаемой горной породой перед разруше-
нием.
Разрушающие напряжения могут создаваться силами сжа-
тия, растяжения, изгиба, скалывания, удара. В зависимости от
вида напряжений определяются пределы прочности при сжатии
<Тсж, растяжении сгр, сдвиге или срезе тСДв, изгибе тИЗг, круче-
НИИ Ткас.
На практике обычно используются пределы прочности гор-
ных пород при одноосном сжатии, одноосном растяжении,
сдвиге или срезе. Определение прочности горных пород на ежа-
рппптлтпа iz пппо тта ттошлл vnonvunrn г»пгтпг\'гтлп-
VX>^X41VZX J VVAWXX W
тие
и
ления породы разрушающему усилию F с учетом опорной пло-
шапп л/лпаоттл Q*
<j = F/S.
(Ш.ЗО)
Предел прочности при сдвиге или срезе определяется
Тодв — (F/S) sin а,
r\ ?\г\ а отт а
(III.31)
разец срезается при испытании,
if ПАИ1Л хч- ТТ /▼ Т-» ПП Л TZmriTZn t\n&r\rr> ТГ ЛГТ Л ПТЛЧТЛГГ'Л Л mHTZXTZO ЛЛА'Г
V»C>K rl UP •LJ nVlK/VlUO j VI V/1 1C1IY/IW VUV1”
ношение этих величин оС)К/стр, определяемое как коэффициент
хрупкости пород.
Для сравнения пород различных типов по разрушаемости,
„ „„ Л Л.ГХЧТГХЧ. ..ГТТЛЛТГХчЯ ~ - Л.Т.Г «хххххах.. _ _ - __
A^izi ирпили/пеппип jnunuiviHicuAun ицеплй разрушение нирОд
используется показатель относительной крепости пород — коэф-
фициент крепости /, предложенный М.. М. Протодьяконовым
(старшим). Приближенно коэффициент крепости определяется
как /=Осж"10_7. Более точно связь между / и оСж выражается
формулой
f = 0,33• Ю-’осж + 0,58• IO'3Уосж . (III.32)
Прочность минералов определяется силой связи между ча-
стицами кристаллической решетки, а также силами межмоле-
кулярных связей, поэтому прочность отдельных кристаллов за-
висит от количества дислокаций на уровне кристаллической ре-
шетки и дефектов на уровне молекул.
Большинство минералов групп сульфатов, галоидов, фосфа-
тов характеризуется пределом прочности при сжатии 32 ч-
4-52 МПа (табл. Ш.П). Высокой прочностью характеризуются
силикаты (аСж= 110ч-200 МПа). Наибольшие значения прочно-
сти получены для оксидов кваопа и алюминия (соответственно
* А -- X-------------
115
Таблица III.l 1
Прочностные свойства некоторых породообразующих и рудных минералов
(Н. И. Любимов, Л. И. Носенко, 1978 г.; [72])
Минералы асж, МПа Ср, МПа <WaP t
Альбит ПО 10 11 9,7
А А ^7 О pZ
АН1 ИДрИТ ‘t't и / ,о 0,0
Биотит — 3 .— —
Галит 32 4 8 4.3
Гипс 40 6 6,7 5
Диопсид 89 12 7,4 8,4
Z4
Доломит уи 11 8,2 8,5
Кальцит 16 4 4 2,8
Калп и 400 91 10 94 0
Корунд 500 20 25 29,6
Каолинит 1 2 0,5 0,6-
Лабрадор 200 18 Н,1 14,8
Магнезит 40 2 20 5
1 90 1 О 1 Л 1Л Q
Нефелин 110 и 10 9,7
Оливин 220 14 15,7 15,9
Олигоклаз 130 14 9,3 10,9
Роговая обманка 94 9 10,4 8,7'
Серпентин 68 9 7,5 7
98 я 3 к 4
Флюорит 40 8 5 5
Халцедон 80 21 8,6 7,8'
Хлорит 41 7 5,8 5
Гематит 60 6 10 6,5
£0 1 л Q 7 И Q
Пирит 128 16 8 10,8
Сфалерит 20 12 1,7 3,2
Хромит 104 11 9,4 9,3
400 и 500 МПа). Среди минералов с низкими значениями осяг
преобладают минералы с листовой структурой — каолинит,
тальк и др.
Наиболее часто встречающиеся величины отношения осж/<Ъ
для минералов находятся в интервале 5—11 при предельных
значениях 0,5—25.
Прочность горных пород зависит от значительно более
крупных дефектов, чем дислокации в зернах минералов: от
микро- и макротрещин, пор, зон ослабления межзепновых свя-
зей на плоскостях соприкосновения зерен, различных неодно-
родностей в самой горной породе. В меньшей степени она за-
висит от вещественного состава пород.
Пппитгтк пгяплиимт плплп ириалтла n munnvuv nnorransv
..------------------...--------------- „ ш..г„......
в зависимости от их структуры, степени трещиноватости, гене-
РПГЯ ТЫГГЯ ТЛ РПОТОПО ТТОМОПТО Г*тОПТЛТЛ опигпиооп Z'T'QfAH ТТТ 1
4Z , л * а ХА м XX 1 V4 х-Ц Vz ХТХ VI* X М 9 ^z X XX XX XXX Vli VU4A х u wx, х 1 х х Azy •
116
Таблица III.12
Прочностные свойства горных пород (172], Н. И. Любимов, Л. И. Носенко,-
1978 г.)
Пирида <т . МПа *СЖ' п . МПа Р’ ГТ /<т СЖ‘ - р Тг71п» МПа f
Аргиллиты 15—42 2—7 6—12 3—5
Алевролиты 11—103 1 — 10 9—19 23—27 2—9
песчаники 10—13У 1—12 6—16 — 2—11
Песчаники окварцованные 215 7 30 — 16
.43 1АЗ 4 9.4 К 1.4 1Я ДА А 1.43
Доломиты 50—132 13 10 — 6—11
Гипсы 15 1 15 — 3
Ангидриты 48 3 16 — 6
Гранитоиды 50—285 4—12 18—33 60 6—19
1QK Q1O 1 n on 11 1 Q лг 1 Л ол
Габброиды 125—198 12—20 8—15 22 i 1—Тз
Пироксениты 47—242 5—13 9—19 — 6—17
Перидотиты 273 17 16 — 19
Дуниты 45—102 8—13 6—9 .—_ 5—9
1 г*
породы щёЛОчнши сиСГалза 1U1 X1U О—1О / ZO — V—ю
Долериты 130 16 8 28 и
Диабазы 45—150 10 10 — 5—12’
Базальты 99—200 9—19 10—11 16—36 9—15’
Мигматиты, гранито-гнейсы 90—190 4 44 — 14
Гнейсы двуслюдяные, био- 50—177 6—9 19—20 — 6—14
Серпентиниты 34—89 5—11 7—8 — 4—8
Роговики 138—285 12—21 11 — 19 — 11—19
Туфопесчаники 118 11 И — 10
Кварциты 53—242 3—9 20—60 — 5—17’
сланцы.
филлитовые 22 2 11 — 3
углистые 54 5 11 — 6
Она уменьшается при увеличении пористости, кавернозности и’
трещиноватости пород.
Предел прочности при сжатии связан с пористостью пород,
следующими корреляционными уравнениями [66]:
„ __~ /1 „„„ „ ОЛ 0Z .
иСЖ---иСЖ о 1--ИрГ! /I <5; ии ли ,
/ТТТ QQV
<т_... — /т.. . /1________nb\ ппи п >> ЧЛ %
-сл -------- '-'V/n и у * "'J • v ~ f\> у
(111.34}
где псж о — предел прочности при сжатии минеральной фазы;
а, b — эмпирические коэффициенты, характеризующие форму'
пор: а=1.4-ь4,0, й = 0,65ч-0,3.
Прочность возрастает от глинистых пород к песчаникам по1
мере увеличения содержания песчаной фракции при прочих
равных условиях состояния пород. Как правило, наиболее вы-
сокие ее значения отмечаются в песчаниках и известняках.
117'
ТТТ 1О о_______________ ______________
1 nt, ш.ю. ойвииимисть прочности
Стеж осадочных пород Донбасса от
степени их литификации:
1 — песчаник; 2 — алевролит, песчаный
сланец; 3 — аргиллит, глинистый сланец;
4 —» итпАГТИаv« П — Д птопии чгг>тта/Тчптла_
—V . J а .4 IlklhM -
ции вмещаемых углей
Рис. III.14. Связь предела прочности при сжатии стОж горных пород со ско-
ростью продольных волн ор:
а — по данным измерений скорости на образцах [66]: / — песчаник; 2 — базальт; 3 —
известняк; 4 — габбро-диабаз; осадочные породы: 5 — Кузбасса, 6 — Киргизии, б — по
данным измерений скорости по акустическому каротажу (уравнение регрессии вида
осж=Лип+В): воронежский кристаллический щит: / —кристаллический сланец (4=0,44,
В—0), 2 — железная руда (4—0,35, В=0,57), 3 — известняк (4—0,36, В=0,28); Балтий-
ский щит: 4 — нефелиновый сиенит, ийолит, уртит (4=0,24, В—0,89), 5 — габбро. норит.
перидотит (4=0,28, В=0,55), 6 —железистый кварцит (4=0,32, В=0,26); Урал: / — пор-
фирит, туф (4=0,25, В=0,71), 8— известняк (4=0,21, В=0,87); 9 — Донбасс, аргиллит,
алевролит, сланец глинистый и песчано-глинистый, песчаник (4=0,34, В=0,12)
Прочность песчаных порид увеличивается при карбонатизации
цемента и в песчаниках с карбонатным цементом достигает бо-
лее высоких значений по сравнению с песчаниками с глинистым
цементом.
Различные неоднородности в осадочных породах (например,
углистые включения, растительные остатки) значительно умень-
шают их прочность, особенно при растяжении.
Неоднозначно зависит прочность осадочных пород от зерни-
стости: имеются примеры увеличения стсж как при уменьшении
зернистости песчаников (Печорский бассейн), так и при увели-
чении (Джезказган).
Влияние степени литификации осадочных пород на их проч-
ностные свойства наиболее наглядно иллюстрируется на при-
мере пород каменноугольного возраста Донецкого бассейна.
Прочность при сжатии этих пород интенсивно увеличивается
ия Гтяпии пттягаиаяя п пплполпа wv иптптирииа Яятрм nnnuc-
~ ...» ----------------------------------------------.. ..r_-
ходит медленное возрастание прочности на стадии катагенеза
гтглгчллтт тл ^тоачиттоипо tin лтолпп мотогоиоОО ПО ПО ПЛТШЯО
XX ХХЧУ V, у UVU1X1 “1V11I1V VlU/4,im Jb» х ХЛЧХ
окварцевания обломочных пород и перекристаллизации извест-
ТТГГТЛЛтч /«ТТЛ ТТТ 1Q\
n/lIYVZD ypriV. lll.iuj.
Для слоистых осадочных пород характерна анизотропия
ГЗ ТТ ГЧ ТТ Z4 ТТ Тт тт Т-Т Т* ХЧ тт ZX ТТ ГТ т-т ZT ТТ ТТ ГЧ Z4TTT т т т-т ТЧ ТТ ТЧ ГТ л /тт ГТ ХТГ ,4 ТТ ТТ Т Т ТТ ГЧ Ч Т ГЧ ТТ Z4 ТТ ТТ Т Т ЧТ ТТ ТТ ГЧ
.значении предела нричниехн при paeiллтснии, пошерепнеил о на-
правлениях перпендикулярно к слоистости и параллельно ей.
Значения замеров в первом направлении (ор ) меньше значе-
ний замеров во втором направлении (ор). Коэффициент анизо-
тропии Ор/Ор =1,25-4-2,5.
Среди кристаллических пород (магматических и метамор-
фических) более высокой прочностью при сжатии характери-
зуются породы с высоким содержанием кварца — гранитоиды,
диориты, кварциты. Относительно пониженными значениями
прочности среди интрузивных пород отличаются дуниты, по-
CVATlkVU л(лцтгшп AUU Г» Q П ГТ a LI'Г ЪГ ЕГ ЪГ О ЬГ ГЛ Г» Г> CJ ТЛ Т.Т D 'ГГЛТХ ТЛТГТЛ ТЛТЛПЪГ ОТО.
WW431 H1VZ 4/1111 W|/ Ч V11 1 IllllikJIiy ч/и 1А111Л и 1 VII I1V1I1 I111V11 ч, х т_,
пени. Присутствие в породах слюд, минералов с листовой
Предел прочности при растяжении
АТТТ. ТТТ f\ ГТТЧ Г\ ТТ Л тт <4 ГТПЛТТТТАЛтТ! гтглтт ЛзТ/ЛтгтТ!
;»ivuvi_uv npvAv./ia nyvnnuvin ддргд vmainn
Величина этого отношения еще больше
СТаЛЛИЧбСКИХ ПОрОДаХ.
Прочность горных пород при сдвиге
ности при растяжении, но значительно уступает прочности при
породах
в осадочных
ТЧ Сч_ 1 Сч ТЧ ГЧ -Ч
г> и-lu рао
увеличивается в кри-
или срезе выше проч
одноосном сжатии.
На прочностные свойства горных пород существенное влия-
ние оказывает степень физико-химического выветривания,
уменьшая пределы прочности на сжатие, растяжение, сдвиг и
срез. Влажность пород (естественная влажность, полная влаго-
емкость, а для осадочных пород также и размокаемость, набу-
хаемость) также приводит к уменьшению их прочностных
свойств.
Характер зависимости прочности горных пород от темпера-
туры неоднозначен и сложен. С уменьшением температуры
ниже О °C прочность горных пород возрастает (особенно проч-
ность осадочных пород). С увеличением температуры прочность
различных пород, меняется по-разному вследствие дифферен-
циации минералов по коэффициентам теплового расширения.
Экспериментально показано, что в плотных мелкозернистых
119
породах (уртит, серпентинит, халькозиновая руда) прочность
увеличивается при нагревании до нескольких сот градусов по
Цельсию. В крупнозернистых и неоднородных породах (круп-
нозернистые граниты, габброиды, железистые кварциты и др.)
прочность при нагревании снижается. При температуре свыше
800 °C практически во всех породах проявляется разоупроч-
няющий эффект термонапряжений (А. П. Дмитриев, С. А. Гон-
чаров, 1983 г.).
С увеличением гидростатического давления предел прочно-
сти при сжатии горных пород нелинейно возрастает при пара-
болическом виде корреляционной связи.
Прочность горных пород, определяемая на образцах, выше
ПППиППГТИ ПЛПЛЛ R ЛЛЯГГиПР ГТПГКП TTRKV R КГР1М ЧПЯПИТРПКПП An TTR-
— ....- — j — — —
шую роль играют факторы неоднородностей и дислокаций,
ТДЛЛ РТПТТТ LT V Ап ПРР TfnVTTURTP nQQUOnkT ТТРЛЛ n nAnQQTTQV СлПТППТТТО.
^/«vx.a^x-, AVAU ~ ^^^ххх^х^хч.
ние прочности пород в массиве <тСж. м и в образцах пород
гг_ _ Лттоипп оотла гтп ттппил VOV /V __ (С\ Q\ ГГ _
л xxj_, rxx»x»_^xxw, iiuak меж. M м СЖ. Л Lwwj*
Параметры прочностных свойств горных пород коррелиру-
ТЛтЛЛ Чп^ТГПЧТ ТТ Л ГТ л fl л л л» Г ТТ ТТТТ ntrnTTV лпгчттлттт
1У1СЛ ivi cziY/д, j- cuvun п м ii о. у a ivic 1 р aivi n yupyiriA vdumvid,
Экспериментально установлены следующие соотношения
____________________________—/ДА ДА ~~----Г> ТА ’Т~
iviczts-ду napaivici pciivin иричшдли i*i. i ipu i идоллипип, jt . ri. ic-
.дер и др., 1981 г.):
rr ------- & __L О Пгт /Г» ТЛ О ТТ и ТХ TI
иСЖ М . x.vvp ^MpvzjMjXxri Г’.
rznагЬЛттлттпоит гтглтя гг паплтт 1 П\ •
Сртрхх i lljyxx vp p»C4.UVll X V/ J ,
/ТТТ
VAAA. ММ/
~ __О К . 7 тг^тт /ТТТ Q£\
иеж •— 1,и^сдв /т\м при ^сдв рсиосп <J/, pil.uvj
— n n . /^ --- ~ ----- 1 O\ /ТТТ O7\
</СдВ = -T- dUp (1U Zt\C lipn Up рдоип 1,0^. (ill. o/j
Существует прямая корреляционная связь оСж с модулем
Юнга горных пород [66]:
осж = 420 (£• IO"10— 1,06) -105. (III.38)
Отмечается тенденция увеличения стСж при уменьшении ко-
эффициента Пуассона.
Рядом исследователей [66] установлено наличие достаточно
тесной нелинейной корреляционной связи прочности при сжа-
тии со скоростью прохождения продольных ультразвуковых
волн, измеренной в тех же образцах горных пород (рис.
III.14,а), что дает возможность определять прочность пород на
образцах без их разрушения. Для пород различного типа полу-
чены уравнения зависимости Up от оСж, различающиеся коэф-
фициентами или видом уравнений связи. Например, для изве-
стняков Подольского месторождения оСж= 15 up245 (Р. А. Так-
ранов, 1974 г.), для кристаллических пород ряда месторожде-
ний стСж = 45ор (О. П. Якобашвили, 1982 г.). Более сложный
120
характер зависимости предложен для пород Норильского руд-
ного района:
(Л — пСж)2/(В • 106) = 1 —ир/С2, (II 1.39)
где коэффициенты А, В и С неодинаковы для пород различного
типа (JL В. Шаумян, 1972_г.)л_ ______
Во ВНИИГИСе и в ВИР1е НПО «Рудгеофизика» прове-
дены работы по изучению возможностей использования акусти-
ческого каротажа для оценки прочностных свойств горных по-
род непосредственно в массиве. В результате была установлена
нелинейная корреляционная связь между up по АК и сгСж, изме-
ренным на образцах керна из тех же скважин, которая может
быть описана уравнением
« . Я । п /ТТТ 1Л\
IgOcsc = /iVp-Г D
независимо от генезиса и типа горных пород (А. А. Голубев,
Г. Я. Рабинович, 1978 г.). Кривые регрессии для пород различ-
ного типа и генезиса из разных регионов страны приведены
на рис. III.14, б.
ГЛАВА IV
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
И ГОРНЫХ ПОРОД
§ 13. ПАРАМЕТРЫ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ
Магнетизм веществ связан с особенностями строения внеш-
них 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, входящие в состав всех главных породообразующих
минералов, и ферромагнитные элементы и минералы, магнит-
ные свойства которых во много раз сильнее магнитных свойств
первых и характеризуются рядом специфических черт.
Теория магнетизма, характеристика магнетизма минералов
и горных пород рассмотрены во многих работах (С. В. Вонсов-
ский, 1971 г.; Т. Нагата, 1965: Г. Н. Петрова, 1948; А. Н. Хра-
мов [52]; Л. Ё. Шолпо [43] и др.).
В веществе, помещенном в магнитном поле, появляется внут-
реннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (на-
магничивающее) . Напряженность суммарного магнитного поля
121
(внешнего и внутреннего) называется магнитной индукцией.
Магнитная индукция
В = Ио(Я+7). (IV. 1)
Намагниченность вещества J является функцией внешнего
поля (табл. IV. 1). Для парамагнетиков связь между / и Н
в широкой области полей носит линейный характер: J=%H, где
величина х носит название магнитной восприимчивости. Для
ферромагнетиков условно применяют ту же форму записи, но
их х сложным образом зависит от поля.
С той же оговоркой связь между величиной магнитной ин-
дукции и внешнем полем выражается через магнитную прони-
цаемость ц:
Н = Но(1 + и)- (IV.2)
Для характеристики магнитной проницаемости вакуума ис-
пользуется величина ц, равная 4л-10~7 Гн/м.
Магнитные свойства вещества обусловливаются главным
образом магнитными моментами электронов. Магнитные мо-
менты протонов и нейтронов во много раз меньше. Как изве-
стно, одновременно с вращением электронов вокруг своей оси
(спиновое движение) они совершают также движение по орбите
вокруг положительно заряженных ядер (орбитальное движе-
ние). Оба вида движения эквивалентны круговому току, со-
здающему магнитный момент. Внешнее магнитное поле взаимо-
действует с магнитными полями атомов, в результате чего
возникает дополнительный момент, либо совпадающий с направ-
лением внешнего поля, либо противоположный ему (диамагне-
тики). Восприимчивость диамагнитных веществ отрицательна,
т. е. наведенные магнитным полем магнитные моменты ослаб-
ляют его. Восприимчивость парамагнитных веществ положи-
тельна, и магнитные моменты усиливают внешнее поле. Среди
парамагнитных веществ выделяется особая группа веществ, на-
зываемых ферромагнитными. Вследствие особенности строения
внутренних электронных орбит у веществ этой группы взаимо-
действие между атомами настолько велико, что магнитные мо-
, , 7 ----------------------------------------- ---- _ — -
менты всех атомов даже при отсутствии внешнего магнитного
поля располагаются параллельно друг другу, так как силы,
обусловливающие взаимодействие атомов (обменные силы)
при температурах ниже критической, оказываются сильнее дез-
ориентирующего теплового движения.
МяГНПТНМР ЛЛПЛЛРПТТ-Л rnVTTTTKT ЯТПМЛП nnUPUTUnvaPk ГТЯПЯП-
‘ ......— — — - i'J------ -----У ..FJ-* xxvx^z^vx
лельно, образуют элементарные объемы (домены), характерной
т/птппыу аппадтоа uv г я хлпгтп о пэип iru я а /'оппитаи.
WVX VWXXXXVZ^Z X МХХХ » » V7 1 JI Z1 и V1 Z1 V X VXX ХХХЪ V» 14 W 11v X X U и w v J 11 Ы/1 ^VllUlllUU
ная) намагниченность, не зависящая от величины внешнего
магнитного
ттгчттст V Q XV ТТ LT TJT
11W1/1. х \ сх хх х/л, 1Л XX
плитой
/Л,Х> !V14zXX
v a n Q т/топ тх о л техг» сг
ZKvxpz uni jy xxu j х V/1
М <Э ПТТТ1<ГТТТ.Т1/
1»1 сх 1 11 XX 1 11 U11V1
122
Таблица IV. 1 Магнитные параметры
Параметр Определение Единица HSmcpCn ИЯ
АЛ п гичти tin члпаит оппичтпт ом о • 1 ’ 1U1 11 1 U Ч1П lUVlHVjlll IXXIX4X-M WUV.T1U. состоит из двух компонент — инду- цированного и остаточного магнит- ных моментов Л / (Ю-s А/м)
Магнитная восприимчи- Способность веществ намагничивать- ед. СИ
/ \ f А1 fb Z 1 1 1
BMU1JD Л tn у4дмспл1Ь СВиИ MaiHHinblH MuMcniy под действием внешнего магнитного поля (Ш ’ ГД.
Удельная намагничен- Намагниченность и магнитная вое- А/м
ность /уд, удельная маг- нитная восприимчивость % приимчивость единицы массы с плотностью о: /уд — //о; X — и/Ъ (IO"3 а/м)
Намагниченность насы- Максимальная намагниченность, воз- А/м
щен и я Js ни кающая в веществе под действием сильного магнитного поля (IO-3 А/м)
Индуцированная нэмаг- Намагниченность, создаваемая маг- А/м
ниченность Ji нитным полем, исчезающая после пре- кращения его действия (10"» А/м.)
ность Jr: нитным полем, сохраняющаяся после прекращения его действия (IO"3 д/м)
естественная Jn Остаточная намагниченность, созда- ваемая древним или современным по- лем Земли А/м (10-з д/м)
нопмальняя /и.зотепмн- Остяточняя нямягниченность. обпя- А/м
ческая) Jr зующаяся под действием постоянно- го магнитного поля при постоянной температуре (10-8 А/м)
термоостаточная Jrt Остаточная намагниченность, сохра- няющаяся после нагрева при пониже- нии температуры в постоянном маг- нитном поле А/м лп-з Д/м\
химическая Jlc Остаточная намагниченность, обра- зующаяся при минеральных измене- UTinv п ПГ.ГГ л VA4 П1ЧТ> V ТЭ т Г Г* ТТ ГЭ Т’ <7 V ТЗЛТХ- IIXIZX/X., 1 1 V/ XIV.ZW/J.Zl Ш,11 *-’ jwiuuiizin /AKzXl- ствия магнитного гол я А/м (10-8 А/м)
вязкая Jrv Остаточная намагниченность, воз- никающая вследствие релаксацион- ных процессов в постоянном магнит- ном поле А/м (IO"3 д/м)
Пьезонамагниченность Jrp Намагниченность, возникающая вследствие упругих деформаций в по- стоянном магнитном поле А/м (IO"3 д/м)
Коэрцитивная сила Не Величина магнитного поля, необхо- димая для полного размагничивания ферромагнетика А/м
Температура Кюри (точ- ка Кюри) Тв Температура, выше которой ферро- магнитное состояние веществ перехо- дит в парамагнитное (в частности Jr = = 0) К
Параметр (фактор) Q Отношение остаточной намагничен- нпгти и импх/ттипгжяннлй -- -- —>— I —
Примечания. 1. В
•» Л Л Ж X Г».. Г» Л IТI» I ПП Л
uv^iimv пхл^ц/крсххцоъ» 1 ха п^> ^zxx
скобках приведены применяемые дольные единицы. 2. Пере-
«. Г'ТТ’ Т» Гост
D ’“‘х u LU**J*
123
моментом Ms = vJs, где v — объем домена; /»— спонтанная на-
магниченность.
Изменение направления Js между соседними доменами про-
исходит не скачком, а постепенно в пределах некоторых обла-
стей, называемых доменными границами, которые могут быть
двух типов—180- и 90-градусные. Под действием внешнего
магнитного поля доменные границы могут перемещаться.
В сравнительно слабых полях намагничивание вещества проис-
ходит за счет главным образом смещения 180-градусных гра-
ниц. По мере усиления величины поля возрастает вклад, свя-
занный с 90-градусными границами. В очень сильных полях,
близких к полям насыщения (Hs), намагничивание происходит
за счет поворота Afs в направлении приложенного поля Н
в объеме каждого домена как целого, так что при H>HS все Ms
выстраиваются параллельно Н~, и весь образец в целом приоб-
ретает намагниченность
JSV/£V, (IV.3)
N N
-где N — число отдельных доменов, входящих в систему; V — их
объем. Намагниченность J(HS), называемая намагниченностью
ITO ПТ ТТТТПТТТГ Л ГТ/-» ПЛ ТТТТТТТТТТЛ ^ЛТТТТ’->ТЛП л ГГЛГТГГЛ ТТТТлЛ ТТ Л п ГТТТГТТЛТТТТЛЛ'ГТТ и
11 <Л V. 1У11-L1, Ч^ 1111/1 , 11 ЧУ UVuiriTIlllV ЧУ V1Х1О1Ч Cl VUV11 1 UUllWH ИЦ-Viai ИГПСППЧУЧ 1 п ri,
так же как последняя, обозначается Js.
ПрОЦвСС НаМаГНИЧИВаНИЯ В СЛабЫХ ПОЛЯХ НОСИТ В ОСНОВНОМ
обратимый характер. В средних полях возрастает доля необ-
................ D ------- л U ---------------- U ______
paimviDiA прицелив, и пилил v и, превышающим ns, процесс
'изменения намагниченности при небольших изменениях вели-
чины внешнего поля А// вновь становится преимущественно об-
ратимым.
При уменьшении величины внешнего поля п кривая J(Н)
идет несколько выше кривой первого намагничивания, и при
л=0 в общем случае /г(0)^0; эта часть намагниченности но-
сит название остаточной /г. Максимальная величина /г, остаю-
щаяся в образце при уменьшении внешнего поля от Hs до 0, на-
зывается остаточной намагниченностью насыщения (Jrt). Как
правило, Jrs^J's- Разница J(H)—/(0), или J(H)—Jr, называ-
ется индуцированной намагниченностью Ji (И). Для формаль-
ного описания процессов обратимого намагничивания в области
малых полей, где /;(Я) ^>/г(Я), часто применяется выражение:
Ji=kH, (IV.4)
где и — магнитная восприимчивость.
Изменение знака внешнего поля и возрастание его абсолют-
ной величины вначале приводит к уменьшению величины на-
магниченности до 0. Это значение намагниченности достигается
124
Рис. IV.1. Кривые намагничивания ферромагнитного вещества:
1 — начальная кривая намагничивания; гистерезисная петля (полный гистерезисный
цикл): 2 —восходящая кривая, 3 — нисходящая кривая; АА'9 ВВ' — частные гистере-
зисные циклы
ппп Л7 — Л7 •
и____
* и
VrkdHTT ТЛ'ГТЛО U Q ст
сил я
ГТ €» пкттатЗгтттсю
обратного поля сопровождается ростом намагниченности, и при
W — w тт ллг»'Т'Т7Г' о а ппп'т'г, а ту ттг\ Т — т т QYZTTX/T П П А ТТ TV ТТ ТХ О _
лл Л Л. S AVV X ХАЛ UV X KzZA wviu/llinv и-V S' X CXXXXX1V1 v/чур ciovzivi, xxpxx xxo-
менении внешнего поля от Н до —Hs график J(Н) представляет
X"» ГЧ Хл ГЧТТ х/ГТЛгг» ТГТГ\« ТТ П ПТ ТП ПЛ, ТТГТП Гт пт ттхчтт ПттЛ^Лг, ппТТП п t г\ттп ТЛГ 1\
wucivixu/z, пciojjiuctVziviу i\j lieivicn i ncicpcoMva ^pnv.. i v . i у .
Площадь петли характеризует необратимые потери энергии
тп пКпППТТп .............—.... ............................
о иираоцс при ciu перемен ппчпоапин опалиисрсмспшмм йпсшпим
полем. Если в процессе намагничивания образец не доводится
до состояния магнитною насыщении, кривую называют петлей
частного гистерезисного цикла.
Отношение Jrsjjs тем ближе к 1, чем выше магнитная жест-
кость материала; в материалах с прямоугольной петлей гисте-
резиса При сравнении нескольких магнитных мате-
риалов, как правило, более магнитожесткий материал характе-
ризуется также более высокими значениями Нс и большими ве-
личинами отношений J/Ji или Л/Л. В большинстве случаев
между магнитной жесткостью нескольких сравниваемых образ-
цов и стабильностью остаточной намагниченности, созданной
в них при одинаковых внешних условиях, наблюдается прямая
связь.
В зависимости от размеров, конфигурации, величины дей-
ствующего поля и температуры каждая отдельная частица фер-
125
ромагнитного вещества может быть однодоменной или много-
доменной. Изометричные частицы магнетита могут существо-
вать как однодоменные лишь до размеров, не превышающих
долей микрометра. В сильных полях домены, в которых спон-
танная намагниченность ориентирована в направлении внеш-
него поля, разрастаются, поглощая соседние домены с антипа-
раллельным направлением Js, и частицы по магнитной струк-
туре и свойствам постепенно приближаются к однодоменным.
Вытянутые в одном направлении частицы способны оставаться
однодоменными, даже имея объем, заметно превышающий кри-
тический, определенный для изометричных частиц. Свойство
однодоменности особенно резко проявляется в частицах, имею-
щих форму «усов». При повышении температуры границы
между доменами «размываются», что также проявляется в из-
менении свойств как отдельных частиц, так и их ан-
самблей.
В ансамбле реальных частиц могут проявляться и преобла-
дать свойства системы однодоменных или многодоменных ча-
стиц— в зависимости от магнитной предыстории и магнитного
состояния всей системы в целом. Исходно размагниченная тем
или иным способом система, в которой поля взаимодействия
меж д’*7 отдельными частицами или
их
ГПЛ7ТТГТ а он
иа vnnnannunuw
в объеме всего образца, в слабых полях ведет себя в целом
вующих или слабовзаимодействующих частиц. Перемагничива-
тттгл А'Т'гт л тгт ттт т v ггитгггт ттллттттт тт<\ тт тт лттлттт ттлпг пттлтттттлт гтлтггг гтптт
nnt о 1 1 у у 1111 nCIViriJU, 11О/А /J,V.ri V 1 JJ-ridVl Ш1СШПС1 UkJVlZl, iipn~
водящее к появлению макронамагниченности, сопровождается
появлением внутренних пространственно упорядоченных полей
взаимодействия, и система приобретает свойства многодомен-
D -----------------------------, LJ _,________ _____
пии, и IVldl ИИГПМЛ 11UJ1MA 11 11 s »Ну'1рИ VUVICMDI tyiU,C’
ствуют сильные упорядоченные во всем ее объеме поля взаимо-
действия, делающие ее многодоменной; во внешнем простран-
стве такая система проявляется как один большой «статистиче-
ский макродомен».
Уменьшение внешнего поля, повышение температуры или
действие на систему пространственно неупорядоченных внеш-
них нагрузок нарушает это состояние. И наоборот, любые фак-
торы, приводящие к упорядочиванию микронапряжений
в объеме всей системы в целом, способствуют стабилизации со-
стояния системы и ее макроскопического магнитного момента.
Таким свойством обладают, например, системы, в которых на-
магниченность создается путем их охлаждения от высоких тем-
ператур до комнатной во внешнем магнитном поле. Особенно
велика относительная стабильность намагниченности в тех слу-
чаях. когда ее обпазование пооисходит в спавнительно слабых
' . . х X ' * X
полях.
126
Однодоменные частицы обладают наиболее ярко выражен-
ным свойством сохранять остаточную намагниченность. При
прочих равных условиях остаточный эффект (реманентность,
магнитная жесткость) проявляется тем сильнее, чем большее
количество однодоменных частиц содержит образец. Магнитная
жесткость отдельных частиц или их совокупностей тем меньше,
чем больше частицы отличаются от однодоменных. Магнитная
жесткость уменьшается не только с увеличением размеров ча-
Г'Т'ТЛТТ UH ТЛ ГТПТЛ ТЛ V Q я МСИШГШ AURITTAUUII (ГГП ГПЯППРШТЮ О Г1Т11ДГ1-
XXW XX ххГхх 1111 OClVlll^.,1 AV.. ужххх --------- -
доменными). Ультрамелкие частицы, не способные сохранять
/Т> П /ТЧ-ЧТТ ТТЛ ГТ/-1 тто тг огттитташтплтг ТЭ ФОПОТТТТО VATO f^T-T иплтгг» TTKtTTJV Г*О-
UV 1 С4 1 ~11к у U1 11 Г13 V1111UV 1 и и 1VTV11I1V Ik V 1 Л кУ kJJ. XXX^^XXKZUXXJ'XXXXX-K VzVz
кунд, называются суперпарамагнитными.
U Л 1 г Л ПТТтгГТ ATTTt rk Л ТЛ П/М » Л ЛТТ Л тТТ Т7/Л П ТТ Л ТТТ ТТТ ЛТ1 ТТЛ ОЛПТТЛТТ’Г ТТЛ
1 imviai nniciinuvi d vpcppoivxcii nci nnuu nvviniivnnv uaunvrn nv
только от внешнего поля, но и от дополнительных факторов —
-------- --------— ----------------- ТТ ~ „ АЛгЛТЛ
npcivicnn, 1 civiiicpa 1 у ры, мслапичсслпл панрлтспни n i. и. piai-
нитное состояние намагниченного ферромагнетика может быть
графически представлено с помощью диаграммы Прейзаха,
как показано в исследованиях Л. Е. Шолпо, В. И. Белоконя
и др.
Повышение температуры приводит к уменьшению спонтан-
ной намагниченности. При определенной температуре, назы-
ваемой температурой (точкой) Кюри Тс, в ферромагнетике про-
исходит нарушение ориентации спиновых моментов, и выше этой
температуры ферромагнетик ведет себя как парамагнетик.
Некоторые вещества (например, оксиды железа) благодаря
специфической структуре кристаллической решетки обладают
особыми магнитными характеристиками. Имея однородную
кристаллографическую решетку, они могут состоять из несколь-
ких магнитных подрешеток, как бы вставленных друг в друга.
Элементарные ячейки кристаллографической и магнитной
структур одного и того же вещества, характеризуясь в общем
случае разной периодичностью, содержат, как правило, различ-
ное число элементов. В каждой из подрешеток магнитные мо-
менты отдельных ионов (атомов) располагаются параллельно,
а в соседних подрешетках—антипараллельно или под некото-
рым определенным для данного вещества углом, так что сум-
марные магнитные моменты отдельных подрешеток могут ча-
стично или полностью компенсировать друг друга. Вещества,
в которых магнитные моменты подрешеток полностью скомпен-
сированы, называются антиферромагнетиками; к ним, напри-
мер, относится гематит. Вещества, в которых происходит ча-
стичная компенсация магнитных моментов соседних подреше-
ток, относятся к классу нескомпенсированных антиферромагне-
тиков, называемых также ферримагнетиками, или ферритами.
Классический пример такого вещества — магнетит. В обоих
упомянутых случаях вещества имеют две магнитные подре-
шетки (Л и В), магнитные моменты которых располагаются
127
антипапаллельно друг другу. Известны и более сложные слу-
чаи магнитной упорядоченности.
Остаточная намагниченность, возникающая в ферромагне-
тике при кратковременном действии внешнего поля и постоян-
ной температуре, называется нормальной /г. Ферромагнетик,
нагретый выше температуры Кюри и охлаждаемый в постоян-
ном магнитном поле, приобретает полную термоостаточную
намагниченность Jrt- Если температура, до которой нагревался
ферромагнетик, была ниже температуры Кюри, то при охлаж-
дении в нем образуется парциальная, или частичная, термона-
магниченность Jrtp> Одновременное воздействие постоянного и
переменного полей приводит к возникновению в ферромагне-
тике идеальной (или безгистерезиснои) намагниченности Jri.
Существуют также динамическая остаточная намагниченность
Jrd, обусловленная кратковременными, но периодически повто-
ряющимися напряжениями (например, ударами), и другие виды
намагниченности (табл. IV.1).
Из различных видов остаточной намагниченности, получен-
ной в одном и том же постоянном поле И, наибольшей по ве-
личине и наиболее стабильной по отношению к любым после-
дующим воздействиям является термонамагниченность Jrt.
а наименьшей и наименее стабильной — нормальная намагни-
ченность /г. Величина и стабильность остальных видов оста-
точной намагниченности зависит также от переменного поля,
динамических напряжений, времени действия постоянного поля
и т. п. При возрастании напряженности поля Н различия между
разными видами остаточной намагниченности постепенно сгла-
живаются.
Величина намагниченности возникающей в любом
веществе, помещенном в сильное магнитное поле Hs, зави-
сит от содержания в нем пара- и особенно ферромагнитной со-
ставляющих.
Остаточная намагниченность насыщения Jrs образуется
лишь в веществах, относящихся к ферромагнетикам как по со-
ставу, так и по свойствам при заданных определенных внеш-
них условиях. Несоблюдение любого из этих требований
может приводить к потере остаточной намагниченности. По-
этому, например, система суперпарамагнитных частиц не спо-
собна сохранять остаточную намагниченность в течение даже
сравнительно коротких промежутков времени. Диа- и парамаг-
нитные вещества в отличие от ферромагнитных вообще никакой
остаточной намагниченности приобрести не могут.
Индукция, обусловленная намагниченностью самого тела,
в разных точках тела различна и является сложной функцией
формы тела. Величина индукции максимальна для вытянутого
эллипсоида или замкнутого однородного тороида. В остальных
случаях она меньше. Этот эффект объяснястся размагничиваю-
128
щим полем: H=HS—NJ, где N — размагничивающий фактор:
Не — внешнее намагничивающее поле.
Наибольшее значение размагничивающий фактор имеет
в очень тонкой пластинке, намагниченной перпендикулярно
к ее поверхности. Для шара Л7=4л/3, а для круглого цилиндра,
намагниченного перпендикулярно к образующей, ЛГ=2л. Коэф-
мой зависит от магнитной восприимчивости слагающего их
вающий фактор N. и кажущаяся магнитная восприимчивость
-г» гч w . . л г> г» Т-, ллгтг»ЛГгт » ж тт Tin /ЧЛллТ /4а « Т т Аж^ ЛПЛПЛТТТТ Г* Г\Г\ГГУ
lU^ia, rivin ivi ai пи 1 пал dulu и nnivi nriDv/v i о ujwuiviox, л ku/iouuui i
ношением
x' = x/(l-j- Vx).
(IV.5)
определение размагничивающего фактора даже для тел пра-
вильной формы — очень трудоемкая задача, которая в общем
случае не имеет точного аналитического решения. В каждой
точке пространства, заполненного ферромагнитным веществом,
локальное внутреннее поле представляет собой геометрическую
сумму микрополей, создаваемых окружающим дискретным про-
странством с переменными магнитными свойствами, и макро-
поля, связанного с индукцией всего тела как единого целого.
Локальные поля, изменяясь от точки к точке, в общем случае
неоднозначно зависят от внешних факторов — магнитных полей,
температуры, механических напряжений и т. п. Именно эти об-
стоятельства определяют такое явление, как гистерезис размаг-
ничивающего фактора.
Для оценки размагничивающего фактора в последние годы
широко применяются ЭВМ. Реальные тела аппроксимируются
геометрическими телами простой формы, веществу приписыва-
ются некоторые усредненные в заданном объеме магнитные
свойства и оценивается средняя для этого объема величина
размагничивающего поля. Учет внутренних полей необходим
для интерпретации данных наземной и аэромагниторазведки
и магнитного каротажа скважин, особенно в тех случаях, когда
геологические тела характеризуются высокой концентрацией
ферромагнетика, так как их недооценка может внести в рас-
четы погрешность в десятки и даже сотни процентов.
Основная кривая намагничивания ферромагнитных веществ
позволяет вычислить магнитную восприимчивость = или
дифференциальную магнитную восприимчивость = dJ I dH
как функцию намагничивающего поля Н (см. рис. IV. 1). Обе
функции имеют максимумы, располагающиеся в области наи-
большей интенсивности процессов намагничивания и в общем
елтччяр ИР слппяпяют Кяжпяя ИЯ ЧТИУ пют Лгииипии УЯПЯКТР.
--J ------------- - - ---— — J — г ах,
ризуется двумя значениями: начальной—магнитной восприим-
иЫПАГТКТЛ ЫП1Т ЛУл JL ГТПЫ /7—^Л Ы гпптпатптпопил Xjf Q ЪГРТЛАЛ Q HkUCiU
-ААХЖХ'ХЖ А АААХХ ,vu AAVAAA '»иДИф-АА М АА W V V A W v А V A AJ V А А АА V АТА М. A AXZ А А АТА ЪА V А А> А А ХГ
5 Заказ № 802
129
восппиимчивостью. Пои массовых определениях магнитной вос-
приимчивости горных пород посредством магнитометрического
или индукционного методов во многих случаях можно в первом
приближении полагать
Ферромагнитные материалы, намагничивание которых свя-
зано с процессами обратимого смещения границ, характеризу-
ются высокой магнитной восппиимчивостью. Они имеют малые
потери на перемагничивание и называются магнитомягкими,
технические ферромагнитные материалы подвергают специаль
приближаются к однодоменным (за счет уменьшения размеров
отдельных частиц или приобретения ими резко анизотропной,
например игольчатой формы), в других случаях в ферромагне-
тик вводят большое количество примесеи или материал подвер-
гают магнитному текстурированию чаще всего путем охлажде-
ния от Т>ТС до 7*0 в постоянном магнитном поле Н. Мате-
риалы, полученные в результате такой обработки, называются
магнитотвердыми, или магнитожесткими.
§ 14. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ДНА-, ПАРА-
И ФЕРРОМАГНИТНЫХ МИНЕРАЛОВ
Большинство минералов диа- или парамагнитны. Их маг-
нитная восприимчивость определяется химическим составом и
структурой решеток, а также типом кристаллической связи. Ко-
валентные соединения, как правило, обладают очень слабым
магнетизмом; магнитная восприимчивость ионных соединений
измеряется в более широких пределах и связана с валентно-
стью ионов (табл. IV.2).
Безжелезистые породообразующие минералы горных пород
(кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, эпидот, скапо-
лит, хлорит) диамагнитны или слабопарамагнитны.
Парамагнитная восприимчивость железосодержащих сили-
катов и алюмосиликатов связана главным образом с двух- и
трехвалентным железом. Двухвалентное железо имеет четыре
неспаренных электрона и его магнитный момент равен 4,9, трех-
валентное железо имеет пять таких электронов и его магнит-
ный момент 5,92. Двух- и трехвалентное железо, входя в со-
став слюд, оливинов, пироксенов, гранатов и других желези-
стых минералов, создает повышенную парамагнитную воспри-
имчивость. Исследования показали, что для большинства та-
ких минералов (биотита, амфибола, пироксенов, гранатов и др.)
характерна смешанная природа магнетизма — параферромаг-
нитная. Она обусловлена парамагнитной восприимчивостью чи-
стых минералов, не превышающей 20-10~5 ед. СИ, и ферромаг-
нитной восприимчивостью, связанной с микропримесями ферро-
130
Таблица IV.2
Магнитная восприимчивость, 10-5 ед. СИ, породообразующих минералов
Минерал X Минерал X
Квяпп —1.6 Пиокон — 1,2
Микроклин 0 Галенит —3,3
Ортоклаз —0,6 Касситерит —2,0
плагиоклаз 0 Ковелин
Плагиоклаз с железисты- >50 Флюорит —1,2
МИ ГТПЫМеСЯМИ* Барит —1.8
Мусковит 4—21 Сфалерит —6,5
Шпинель 2,8 Апатит — 10,3
Рутил 10,6 Графит —0,5
Корунд 1,8
"* 1 1 у-, 1 о
» J п = (100 -е 5000); 10-’ А/М.
магнетиков. Последние обнаруживаются внутри более крупных
кристаллов железосодержащих минералов, что говорит об их
образовании на ранней стадии кристаллизации магматических
пород или при высокотемпературном метасоматозе (табл. IV.3).
Т а б л и ц а IV.3
Магнитные свойства железосодержащих породообразующих минералов
(х, 10-5 ед. СИ; Jn и Jrs, 10-®А/м) [81J
Минерал Естественные минералы X имически чистые минералы *
С Е X i X га Ё X 0. и X е rs max & р G Е X 1 X га Е X иср с сл К
Биотит; из гранитов 65—10 20 5 7 700 2200 12—8 10 0 0
из гранодиори- 100—10 40 5 4 500 2000 20—10 15 0 0
тов Аннит 950—575 750 5 10 7 10—6 9 0 0
м л Г-* < Л л
ЧРЛОГОПИТ J UU—ZO □и о 1 /ии уии 11 / и и
Амфибол: из гпянитов 140—10 50 5—100 50 900 3000 15—10 12 0 0
из гранодиори- 105—7 75 5—200 36 400 1800 — 18 0 0
ТОВ 450—30 80 44 500 1400 20—10 0 0
11ироксен из оа- — ю
зальтов
После обработки в НС1.
5*
131
Рис. IV.2. Магнитные свой-
ства породообразующих мине-
ралов:
а — магнитная восприимчивость и
остаточная намагниченность насы-
щения химически чистых и есте-
ственных железосодержащих мине-
ралов; б — игольчатые включения
магнетита в плагиоклазе габбро-
TI/^nr/П'/^П (ТДзгтхо тл/Юг»тлтхЛ вхолопп V о _
MVjZ.nvu у j н — ovmvohh UIUVVMU, *\u
релия), шлиф, без анализатора
(по П. О. Соболеву, 1990 г,); в —
то же, изображение на электрон-
ном микроскопе в отраженных
электронах. 1, 4 — биотиты; 2, 5 —
амфиболиты; 3, 6 — пироксены;
1—3 — в естественном состоянии;
4—6 — химически чистые (после
обработки в НС1)
Содержание ферромагнетиков СфМ в минералах составляет
10~5—10-1 % и коррелируется с остаточной намагниченностью
насыщения Jrs (рис. IV.2,а). Микропримеси ферромагнетиков,
преимущественно магнетита, в минералах магматических пород
постоянны. При этом их более высокое содержание, а соот-
ветственно и большая магнитная восприимчивость темноцвет-
ных минералов типичны для магнезиальных разностей, а более
низкие — для железистых разностей.
Наличие микровключений ферромагнетиков характерно
также для плагиоклазов некоторых изверженных пород. Так,
породообразующие плагиоклазы (Апзо-ео) габбро-норитов Бура-
ковского массива (Заонежье, Карелия) —типичного расслоен-
ного комплекса перидотит-пироксенит-габбро-норитовой форма-
ции— содержат до 0,5 % игольчатых микровключений рудных
минералов (П. О. Соболев, 1990 г.). Длина их от 10 до 100 мкм
и более, толшина попялка 1 мкм (оис. TV.2.б. в}. Хапактепная
Г ' ' ---- - -- » Z - 4,---Г --
132
особенность — строгая ориентировка иголок в кристалле. Воз-
можно не более пяти направлений, притом только одно лежит
на пепесечении двух плоскостей спайности. Это связано с обра-
зованием включений вследствие распада твердого раствора
железосодержащего плагиоклаза при его субсолидусном осты-
вании. Состав иголок, определенный комплексом минералогиче-
нетита. Благодаря малым размерам и игольчатой форме такие
тт г» лттгтттт хг л гттлтттт л пппхт/ттт.т плоттт Т7ЛТ7 гл тт тт/л тт гл л < тл тт тт т т гл ттгпгх
*1 С1 V 1 Г1 и, IM. 1V1 0.1 ПС 1 Г1 1 О /i,c/vizix и ui uwin WC7Z1 nan ЧУ/Д,11ЧУ/1,ЧУ1¥1 V1111U1V., 1 1 V*
объясняет большую величину и стабильность Jn мафйтов (около
1П—Я Л /.,\ Л «ТТЛХХТ^ТТ^ T-.Z4 TVTTTTTTTTT V Г\ Г» Г\
UVW • IV ’ п/ ivi j , a i ax\zr\c DDicunnc оилпчнпо! цл и
Темноцветные минералы метаморфических пород в зависи-
мости от исходных образований содержат различное количество
микропримесей ферромагнетиков (иногда последние отсут-
ствуют; табл. IV.4).
Наиболее распространенными ферромагнитными минера-
лами являются оксидные соединения железа — магнетит, тита-
номагнетит, маггемит, гематит, из сульфидных минералов —
пирротин. Слабые магнитные свойства имеет еще ряд распро-
страненных ферромагнитных минералов железа (табл. IV.5).
Никель и кобальт естественных ферромагнитных минералов не
образуют.
Т а б л и ц а IV.4
Магнитные свойства породообразующих минералов магматических и
метаморфических пород
Минерал S о - ci х ф Лг 10 ' А/м 10~'_ А/м
Биотит:
из гранитов и гранодиоритов 85 5 2—100
из гнейсов 10 5 0 1 000
из кристаллических сланцев 10 5 0—230
Гранат 0—100 0—10 0—15 000
Сфен 0—10 0—10 0—1 500
Андрадит 75 5 285
V ТТ/ЛГЛТЛТ- О 10 Г 0 О 000
Турмалин 0—40 0—5 0—1 300
Гроссуляр 3—5 0—10 0—10
Эпидот 2 — 0—10
Пироп 1 — 0
С
Топаз 3 0—10 0—10
•Оливин 1—2000 0—750 0—100 000
Рубин 0 5 140
Альмандин 0 5 2 000
А мфи бил 10—100 5—200 1 800
Пироксен 30—450 0—400 15 000
133
Таблица ]V.5
Магнитные параметры ферромагнитных минералов
Минерал Формула
Магнетит Fe3O4
Титаномагнетиг х Fe3O4 (1—х) Ti Fe2O4
Треволит NiFe2O4
Якобсит MnFe2O4
Магнезиоферрит MgFe2O4
Маггемит Y FejjOg
Гематит a Fe2O3
Пирротин моноклинный a FeS1+x
Гетит a. FeO OH
Лепидокрокит y FeO OH
Гидрогематит a Fe2O3-H2O
Сидерит FeCO3
х, ед. СИ J.;, А/М нс, Ю-® А/м гс, -с
8,13—25 4,9>10® 0,8—1,2 578
1,3-10-* (0,8ч- 4,3) 10® — 100—578
6,3 2,4-10® — 590
250 3,2-10» — 510
10 1,4-10®> — 310
3,8—25 4,4-10» 0,8—10 675
(1,3ч-13)-10"® (1,54-2,5)-10® 550—640 675
(0,13ч-1,30)-10”® (1,7ч-7,0)-10* 1,2—8,8 300—325
2,5-10-* 4,8-10» 56 —
0,01—0,03 — — —
0,01-0,03 2,3 —
(2,5ч-7,5)-10”® — — 238
Наиболее постоянными паоаметоами для химически чистых
ферромагнитных минералов являются намагниченность насы-
щения J. и темпепатупя Кюпи Т„ Остальные папяметпы — маг-
--,-- . „ -----г--Х- -- - --х- п- ------- -Г-----JL
нитная восприимчивость, остаточная намагниченность насыще-
ния, коэрцитивная сила — меняются в значительных пределах.
Магнитные свойства минералов зависят от химического со-
ГТЯПЯ MPYaWUUPPVUY ППИМРРРЫ ПрЖр^'ГПП иптдртя П ПТЛиРРТСПЫ ПР-
~----, ж.ж^жж-..........J1111.1VVV11, ^^ж^жжх жжГДА----------
шетки, а также от размеров кристаллов (Т. Нагата, 1964 г.).
ЛЛ Я г и о 'г тл т» Т/Гллоо'г vn тхпггя тт гтт,тттаг» tzxtiz^ гх аттто'т'тгтт ттт тт тли а птя
л.’л. lx х 11 х хх х • 1A14W1 iijjn v 1 uvivm “1 wii j iv |/vbiaviiij 1x1111111 win
инверсионного типа с антипараллельным расположением маг-
ТТ TJ'T'TTLT V AT ATT AUT'Cin TIClTTCin М7ЛПЛПЛ Т-» Г>Т7Л'ПП ПГ1ГГТТЛЛТ7ТТи ТТ тА^ППЛттПТТ
iinniuiA ivi vzivi vii 1 vzu rivznvzjj mvi/i wci u ui\ i ciJApmcvivriA ri 1Ъ1уаг7Дрп
ческих узлах решетки, что делает его типичным ферримагнети-
ТГУГЧ» * ТуТ г» Дх ЛПП А1Г Л Г«ТТТ1>Т>ТТТ т,» » гттгтл.» <-> ТГАТ-1 / т» луг ГГТА rt/-> »-r ггтга^лгглЛ чг лтчттл
jxuivi. г АО vpc|jpuiviai пкиптл ivi n пер ал ud лгхииеш) iviai nc‘
тит обладает самой высокой магнитной восприимчивостью и
намагниченностью насыщения. Коэрцитивная сила меняется
в широких пределах, Тс = 578 °C.
В магматических горных породах часто присутствует не-
сколько генераций магнетита, образовавшихся на разных ста-
диях кристаллизации магматического расплава. В гранитоидах
встречается раннемагматический магнетит в виде мелких хо-
рошо ограненных зерен, законсервированных в биотитах, амфи-
болах и реже плагиоклазах. Этот тип магнетита характерен
для слабомагнитных и магнитных пород; в слабомагнитных гра-
нитоидах таких включений меньше, чем в магнитных. В по-
следних присутствует также позднемагматический магнетит —
ксеноморфные зерна размером до 1,5 мм, приуроченные пре-
имущественно к участкам развития темноцветных минералов.
В базальтоидах и габбро встречаются раннемагматический
магнетит и титаномагнетит, заключенные во вкрапленники
пироксена и плагиоклаза, и магнетит, рассеянный в стекле
в виде тонкодисперсной пыли (в базальтах) или образующий
крупные кристаллы (габбро).
Высоко- и низкотемпературные генерации магнетита разли-
чаются по магнитным свойствам. В частности, для раннемаг-
матического ферромагнетика характерно большее количество
различного рода дефектов в кристаллической решетке (при-
меси, микропустоты, микротрещины и т. д.). Как следствие
этого, ферромагнетики, кристаллизующиеся при более высокой
температуре, оказываются более магнитожесткими (рис. IV.3).
Ферриты других металлов изучены меньше магнетита. Осо-
бенно мало известно о их роли в магнетизме горных пород.
Возможно, что эти минералы окажутся весьма интересными
для исследования условий образования магматических фор-
маций.
Титяномягнетит ПпРИСТЯВЛЯРт гпйпй тпрппгктЙ партплп
----------------------- ------------------- -------г —
магнетита и ульвошпинели с переменным составом. При высо-
K11Y ТРЛЯПРП Я Т\7Г» Я Y п/эя тгплл nnuPUTQ мпгит Рклаттттлп я'г l г» ст d итп/лсту
--------------------------------------------------- ж V* 1.VVV. 1 j V ПП V XZ V HV И1 11 VII VII X IX 14V1 j X V14VLU nun 1UV/1 и Ц 1\_/ W XJ1 ZK
135
Рис. IV.3. Сопоставление коэрцитивных спектров амфибола (Г), биотита (2),
гранита (3), аннита (4) (по Л. Е. Шолпо)
соотношениях. При понижении температуры равновесие твер-
дого раствора нарушается, поэтому естественные титаномагне-
титы представляют собой распавшиеся твердые растворы, где
обособившиеся фазы с различным составом образуют струк-
туры тонкого прорастания. При изменении х от единицы до
нуля постоянная решетки растет от 8,39 до 8,53-10-!0 м, а маг-
нитные параметры х, Jrs, Тс монотонно уменьшаются.
Согласно теории Нееля при распаде твердого раствора во
время медленной кристаллизации титаномагнетита ниже Тс
магнетита возможно появление Jn обратной полярности, обра-
зующейся за счет намагничивания фазы с низкой температу-
рой Кюри обратным полем фазы, уже прошедшей эту точку
и обладающей магнитным моментом. Способность титаномаг-
нетитов образовывать твердые растворы с различающимся со-
ставом позволяет исследовать их с помощью термомагнитного
анализа.
Маггемит. Образуется при частичном окислении магне-
тита. Как и магнетит, имеет обратную шпинельную структуру
с избытком вакансий катионов и близкие магнитные свойства.
При нагревании необратимо переходит в гематит. Температура
перехода по данным разных авторов 275—280 °C.
Гематит. Представляет собой конечный член ряда гемо-
ильменита. Типичный антиферромагнетик со слабо выра-
женными при комнатной температуре магнитными свойствами.
Отличительными чертами гематита как носителя магнитных
136
свойств горных пород являются его высокая магнитная жест-
кость и высокая температура Кюри. Другой конечный член
ряда гемоильменита — ильменит РеТЮз при комнатной темпе-
ратуре парамагнитен. В естественных условиях часто встреча-
ется совместно с гематитом, образуя структуры распада. Маг-
нитные свойства минералов гематито-ильменитового ряда сильно
чяпмгат пт гпп'гплтттапъгй и PnTiCk
~ А AZAZ VZ A AAVZAAA-^AAAAAA А Q *Л А ~ А А .
Пирротин. При гексагональной структуре — х<0,09 —
ПОП Q АД Q гптттиттлт ГГг> ТХ п по
И иши 1 1111 1 111ЛЩ, Л -ьру Г1 WjVZkZ
г\(лг\ a оиатп а
V/vy uu j V 1 V/1
wntrnv тттли-
ный пирротин, характеризующийся ферромагнитными свойст-
ПП»ГТТ гу «Ч ЛЧАт А/л А Л Ч ATI А тт тт гг Л а а/л А ттттт Т V АПТТПЛТТ К? гч ТЭ О гу тг ТТТТТТ ГУ Л /У ГУ
DULyin оа V4C1 <Д П Г171 СОиииДп D1A JL С. X ClOc/l Г1 111 <7 V VW
держание ионов Fe в моноклинном пирротине определяет раз-
ТТ,Т,Л , Т — .. /ОЛ . ПАПП\ 1 A — Я — D Л „ПИАТТА
пуги вытчппу j п и к— (оит^иии/ • IV “ сд. иьлсдьюни
небольшой величины Нс моноклинного пирротина в естествен-
ном состоянии JпСх; при намагничении в сильном магнитном
поле 1п резко возрастает. Отличительной особенностью пирро-
тинов является наличие а-, у- и p-пиков на кривой х(Т). На-
личие того или иного пика на кривой, а также соотношение их
величин зависят от х. При нагревании пирротинов или содер-
жащих их пород в них происходят необратимые минеральные
изменения, сопровождающиеся изменениями магнитных свойств.
В частности, при нагревании на воздухе увеличивается маг-
нитная восприимчивость в связи с образованием магнетита за
счет окисления пирротина.
Гидрооксидные минералы и сидерит. Обладают
невысокими магнитными параметрами.
Таким образом, выделяются четыре группы минералов:
1) безжелезистые диамагнитные и парамагнитные, характери-
зующиеся очень низкой магнитной восприимчивостью, состав-
ляющие наибольшую часть горных пород, в том числе осадоч-
ных; 2) железистые ферропарамагнитные, магнитная восприим-
чивость которых изменяется от первого десятка до сотен
10-5 ед. СИ за счет микровключений ферромагнетиков; они
входят в небольшом количестве в состав кислых магматиче-
ских и метаморфических пород и составляют существенную
часть пород основного и ультраосновного состава; 3) ферро-
магнитные с очень высокой восприимчивостью и часто высокой
остаточной намагниченностью; являются характерными акцес-
сорными минералами магматических и метаморфических по-
род; 4) ферромагнитные с низкими магнитными свойствами;
ских измененных пород.
§ 15. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД
Зависимость магнитной восприимчивости интрузивных пород
Лт UY МИ11РПЛ ПкМПГЛ Ы У1ШШ1РГКПГП глгтлпя
« * АТА Л * А Л. fs ЖЖА. * ЛЛ V Л Ж_л * ЖЖАААТААА А Ж* ж- А Ж V А ЖГ Ж^ V Ж^ А ЖЖ ЛА ЖЖ
Т/Ттл'гтлт/о UDUUQ гтглпгчпт-т v a n Q 17ТОП тл а /лтгаик ттт тхп ruz тл лх птла_.
хажаа^ j^xaazaaa-v, vz хчяххх^ хжхжхГчуххха»х ^хххх
пазоном значений всех магнитных параметров — магнитной
венной остаточной и др.). Над интрузивными образованиями,
как следствие, наблюдается различное аномальное магнитное
поле. Общими особенностями магнитных свойств интрузивных
пород являются: выдержанность х, /п, j в пределах магнит-
ных классов и групп (см. гл. VIII) для массивов одной фазы
внедрения, как результат медленной и равномерной кристал-
лизации минералов, в том числе ферромагнитных; наличие
двух магнитных классов пород — ферропарамагнитного и фер-
ромагнитного, типичных для интрузий разных формаций; низ-
кое значение параметра Q, равное 0,1—0,5 (реже до 1)„
вследствие размагничивания (уменьшения Jn) со временем.
Статистический характер распределения магнитной воспри-
имчивости интрузивных пород можно видеть на рис. 1V.4. Ги-
стограммы распределения значений х интрузивных пород раз-
личного состава идентичны по характеру, за исключением
гипербазитов. В область слабомагнитных и магнитных пород
попадают все главнейшие типы интрузивных пород, что гово-
рит об отсутствии общей закономерной зависимости между
магнитной восприимчивостью и основностью интрузивных об-
разований. При этом повышение среднего содержания Fe от
кислых пород к основным и ультраосновным отмечается рез-
ким колебанием концентрации ферромагнитных минералов —
от 0,001 до 3—5 %.
Диаграмма зависимости магнитной восприимчивости по-
род от содержания ферромагнитных минералов СфМ, построен-
ная по экспериментальным данным и теоретическим расчетам,
резко делится на две части (рис. IV.5). Для очень слабомаг-
нитных пород [х = (0-j-50) • 10—5 ед. СИ] закономерной связи
между магнитной восприимчивостью пород и содержанием фер-
ромзгнитных минералов не обнаруживается. Содержание фер-
ромагнитной фракции составляет 0,001—0,0001; ферромагне-
тик
ГТП ЛП Л'ГОП ТТЛТТ ПППТ/ТИГТ!
lip VAV 1 p/V./J,XYrilVl XI
oanuontri __ пп тхст лх тх
в темноцвет-
ных минералах. Закон статистического распределения х для
«-««-> г-> т т y y хт Л Лтлтллтлттчг ППТТГТГТ ГТСЧТЧГЧТТ ГТ ТЭ ТТ ГТ П О' Г» ГТ ТТ Г\ ТЛ XX Q ТТ V TJ Т-Т П X
расЗПШЛ 11С1 pvi Р Civp Г1 ЧСЪЛПЛ AjJJllll 1 v/x исур» ita cavil,iaajaiti.
Термомагнитные кривые х слабомагнитных пород, так же как
и темноцветных минералов с примесями ферромагнетиков,
сложные; на них проявляется пара- и ферромагнитный эффект.
т-> ___________________Г..>ж /гп . 1ПП\ 1 A—.R __ Г'ТЛ! ллтглп
О магнитных ниридал (uv— LUV) - 16 - СД. VHJ при
жании ферромагнитной фракции >0,01 ферромагнитный эф-
138
Рис. IV.4. Общая статистическая характеристика магнитной восприимчиво-
сти магматических пород
фект создается главным образом крупными зернами магнетита
(титаномагнетита). Для этих пород наблюдается закономер-
ная корреляционная связь между х пород и Сфм. Средний
VnachrhuTTWOUT’ ГТПАПЛПТТИПИ Я ПКИАОТП /Гл uswnv лдягиитипй TtCiO-
AAA-,AA^AA А А А А А А^ A A VZ A A VA V А А^ A A VZ -W А А А ЛТА Хл А АЖ ZA J АТА ЪА A A A A A A A A AZ A A A* V -W
приимчивостью пород и содержанием ферромагнитных мине-
попло пог)пи 1 Q. 1П—3 R г»г>сготх п паоиглпти плотаоплл rhan плм а г>_
|/U</1VU рг Cl JL> x_z АЛ 1 jO JU . Л—7 VU/UU р/ ЬА. <~J 11 JLZA LT1 tl VVZVIUUOIU up V pr UZ 1TX M1
нетиков, их структурой и текстурой включений КфМ уменьша-
гЧ'-гч/т п тт тт гт m о тттгггл тг ттлп тт гч ПО 1 Г\— 3 тт пгтотч олт-п л-т- тт тт гт тч о Хл тт гч тт гч
"V IV/1 1 Р* С1Г1Г1 1 \J Xk^KJLJ • X\j XL U.^ 1 C4C 1 /Дч/lZl 1 Ciuupu /ДО
139
зе,1,26-10~Вец.ал
00,00001 0,0001 0,001 0,01 0,1 1,0 МСфлУ*
I о 17 I • l2 | X jj к \ S4
I I L- ....___________I I——- I I 4.. .1J
Рис. IV.5. Диаграмма зависимости магнитной восприимчивости х от содер-
жания ферромагнитной фракции СфМ в интрузивных породах по экспери-
ментальным данным (Н. Б. Дортман, В. В. Ляхович) и теоретическим рас-
четам (А. К. Вейнберг).
Экспериментальные данные: 1 — гранитоиды, 2 — диорит и габбро, 3 — гипербазит; 4 —
поле корреляции по теоретическим расчетам: А — класс ферропарамагнитных пород: Б —
класс ферромагнитных пород
1,5 • 10-3. Для различных петрографических групп пород ста-
ТИСТИЧССКИИ ЗйКОН раСПрсДбЛбНИЯ X ЯБЛЯеТСЯ ЛОГпОрМаЛЬНЫМ.
Термомагнитные кривые х типичны для ферромагнетиков.
Различный статистический характер распределения магнит-
ной восприимчивости пород, разная связь х с минеральным
составом, разная генерация ферромагнетиков позволяют раз-
делить интрузивные образования на два класса: ферропара-
магнитные и ферромагнитные.
Зависимость магнитной восприимчивости пород от состава
и концентрации минералов с разной восприимчивостью может
быть выражена в общем виде формулой
х = f (xnVп) 4“ f (Хфм^кфм1) + f (Хфм2Уфмг)» (IV-6)*
где хп — магнитная восприимчивость диамагнитных и пара-
магнитных минералов; ХфМ i — магнитная восприимчивость
140
ферромагнитных рассеянных микрозерен (при концентрации
до 0,01—0,1 %); ХфМ2 — магнитная восприимчивость ферромаг-
нитных минералов (при концентрации более 0,01—0,1 %); Vn,
Уфмь Уфм2 — объемное содержание в породе соответствующих
минералов.
Ввиду слабого магнитного взаимодействия диамагнитных и
парамагнитных минералов создаваемый ими магнитный эффект
определяется как произведение восприимчивости на концент-
рацию. Аналогичное можно принять для рассеянной вкраплен-
ности ферромагнитных зерен ранней генерации. В этом слу-
цяр v пярпяртея nnuninv тлптл nnvu папктлл ппрпям гНппшглгптл
(IV.6).
при их концентрации, типичной для магматических пород (0,1—
К О/. \ хтпппттаттпл гхптттлттп Л ТЛ Т2 литт /ллп т-><-»•»< ( 1 ОЛ7 п \
с' /и/, У р uuiivnnt pvmviiv ш. х\. uviHivvp ош ± •
П П
x = E XnVn + E Хфм1’/фМ1 ч----------------’/фМ2. (IV .7)
1 I , I 4л
Формула справедлива для случая идиоморфного включе-
ния ферромагнетиков, наиболее характерного для магматиче-
ских пород. При ксеноморфных включениях ферромагнетиков
ЯПЯМРИЯТРЛк R rhnnivrvnp HV 7\ ППИИИ1ИЯРТ Run л/1 -1-Л1й._.
------- — 'Г —j\- • .....—'-х v * । --"чиюа
При этом крайний правый член равенства (IV.7) намного
/лппкттта ттапкту unaunn тг’П'гппктлжьг лтлм/ип ппопр/тпоиц
VZ--------------------------------------------------------LU V. VXVULUXX 11К/ 1 Ь/1 .4 х 1 1HV/X1111V 1U.
Изучение связи между магнитной восприимчивостью и хи-
1V1
ной чувствительностью химических анализов к тем тонким из-
менениям, которые влияют на магнитные свойства пород. На-
дежные результаты могут быть получены лишь при большом
статистическом мЯ1сриалс.
На рис. IV.6 приведены усредненные данные около 600 хи-
мических анализов, пересчитанных на элементарный состав
пород. Для каждой группы пород рассмотренных формаций
элементарный состав получен по данным более 30 анализов,
магнитная восприимчивость по измерениям более 100 образ-
цов. При высоком содержании железа, что характерно для по-
род основного и среднего состава, может образовываться боль-
шее количество магнетита (титаномагнетита) и соответственно
отмечается более высокая магнитная восприимчивость пород.
Однако эта возможность образования магнетита является
лишь потенциальной. Как следствие, четко выраженной кор-
реляционной связи между магнитной восприимчивостью пород
и содержанием железа, а также кислорода не устанавлива-
ется. Корреляции х с петрогенными элементами не наблюда-
ется.
141
Нис. IV.6. Магнитная восприимчивость и химический состав интрузивных
пород типичных формаций.
Формация: / — габбро-псридотитовая; II — габбро-днорит-гранодииритовая; III — грани-
товая (а — складчатых зон, б — срединных массивов); IV— гранодиорит-гранитовая;
V — гранит-лейкогранитовая; <р=Сре3+/Сре2+ для естественного состава пород; <р ' =
= (cpes+^CFe2+)n для пород после исключения Fe, связанного в магнетите
Наиболее общей и четко выраженной закономерностью яв-
ляется связь коэффициентов, отражающих отношение двух- и
трехвалентного железа, с магнитной восприимчивостью пород.
Коэффициент q>=Fe3+/Fe2+ для ферромагнитных пород варьи-
рует от 0,43 до 0,98, в то время как для ферропарамагнитных
142
составляет 0,13—0,22. Коэффициент <т/= (Fea4'/Fe2+)n, характе-
ризующий отношение трех- и двухвалентного железа в породе
после исключения железа, связанного в магнетите, меняется
в различно намагниченных породах аналогично коэффициенту
ГЛ ГГпПКТТПРииПР nnnnnWQUUP ТПОУПЯ ЧОПТНЛГП W0TTOQQ Q МЯГГГТЛ'Г-
XJZ.------~----~---------------------V^XXX^VXV
ных породах определяется не только присутствием в них маг~
UdrTT^'T'Q ип ТЛ ПОООПТПОЛТ Т Л О X К ГХ ГЧ /4л тл Т_Т V ИЖЛЧ ТТТлЛчТЛТЛОТТТХТЛ 'Т'ПМиЛТТППТ-
xiv х хх х е* , xiv хх puwuiuviu х*к_» 11 xjxyx ivx х_//д, хх хх ivcx х_цхх хх х ч-ivx хх\>х_цхл<, х ~
ных минералов с более высоким содержанием Fe34- по сравне-
нию со слабомагнитными.
Изучение состава темноцветных силикатных минералов по-
называет их существенное различие в ферропарамагнитных и
ферромагнитных породах. Так, в слабомагнитных гранитои-
дах биотит и амфибол представлены железистыми разностями;
в магнитных породах часть железа идет на образование маг-
нетита и те же минералы являются более магнезиальными
(рис. IV.7).
Соотношение двух- и трехвалентного железа в гранитоидах
различной магнитной восприимчивости изучено по данным мно-
гочисленных химических анализов и измерений %. Разные со-
отношения Fe34' и Fe2+ зависят главным образом от темпера-
туры и давления при образовании магматических очагов и
условий начальной кристаллизации, что и определяет резкое
различие и в разных формациях (рис. IV.6). Существенное
влияние на соотношения двух- и трехвалентного железа в рас-
плаве оказывает общая щелочность. При увеличении количе-
^MgO>%
14
12
10
п П1
t'Fe(HFe20s</t’
Рис. IV.7. Соотношение магния и
« a wwm wr тчг i 1 \ w 1Г лтчтттттггт TV /О\
uuiviai пт пыл ) и wiai пшпшл (х, j
железа в биотитах и амфиболах из ела-
П TTTTZTV-1TT гтпп (rt п СТ ТТчт/л ТТТТГ» Т1Т-г\
хрипшипдии ^41VI k_Z. /Л. j v/rixx-irixxy
143
ства щелочей возрастает активность диоксидного железа,
как более сильного основания по сравнению с оксидным
железом.
Намагниченность интпл/з явных попод
Общая намагниченность пород/. Является век-
торной суммой индуцированной и естественной остаточной на-
магниченности. Наряду с геометрией тел определяет величину
аномального магнитного поля.
J = Jt + Jп — мН + J п-
(IV.8)
Индуцированная намагниченность пород J,.
Пропорциона ль на я магнитной восприимчивости и величине
современного магнитного поля; по направлению соответствует
последнему. Для большей части территории СССР магнитное
поле в среднем равно 50000 нТл или 40 А/м, повышаясь в се-
верных и понижаясь в южных районах. Соответственно Д =
= 1,25-40 = 50-10~5 А/м = 0,5- 10"3 А/м.
В общем случае числовые значения величины в 10-3 А/м
приближенно равны половине магнитной восприимчивости
в 10-5 ед. СИ, данные о которой приведены выше.
Естественная остаточная намагниченность
Jn. Интрузивные породы характеризуются широким диапазо-
ном изменения значения Jn. Полярность и направление вектора
/п для разных образований различны, но преобладает прямое
направление, соответствующее современному магнитному полю
Земли. Наиболее характерная особенность естественной оста-
точной намагниченности интрузивных пород—меньшее ее зна-
чение по сравнению с индуцированной намагниченностью.
По статистическим характеристикам х и Jn интрузивных
пород устанавливается вероятностная пропорциональность па-
раметров, являющаяся следствием их зависимости от процент-
ного содержания ферромагнитных минералов. Однако при на-
личии корреляционной связи между средними величинами Jn
и х в отдельных группах пород (комплексах, массивах) наблю-
дается большой разброс предельных значений Jn, и функцио-
нальная зависимость между параметрами отмечается редко.
Последнее определяется существенной зависимостью Jn от вида
намагниченности (термоостаточная, химическая, вязкая) и ко-
эрцитивной силы ферромагнетиков, обусловливающей стабиль-
НЛОтк гзп тттлттIIттХЛ I Т1Г\Х\ГХП ТЭТА nnOATOUTI /ТЛ R ТЭпОСМД'ГЯ TTR 1 Q/лЯ г> Т
1 и XJVV1IX1UU U1 V •j'j. ХХО j-' '—'/A xj a_z и j/V 1VXV11 xx у x X • x_z . x Vll 1 1A и w,
Характеристики величин Jn, Jrt и Jrs типичных ферропара-
ПЛ О ГТ! ТТ <Т>ТТ Т Т V Т-Т ГЧ ГЧ /Ч ТТ тттч тлтч/ч тг/чттт т тч TIT « тл XT ТТ /ЧТЭТ.Т/Ч оттпттл
1VXCX X 11 Г1 1 ГИЛД и 1 САХУ VI. XV .V/. X X у VI VOU1V JUU1V
ния Jn редки, а наиболее часто встречающиеся значения
Г/Г ОА\ 1 А—Я А 1..Л „ „„ „„„„
— AV j • 1U - ZA./1V1J Adpdr>lC|jnDl А^171 OLCA 11С 1 j? VI р» alp П ЧСЬАПА
144
1 а б л и ц a IV.6
Намагниченность, 10-3 А/м, интрузивных пород
Порода В естествен- ном состоянии При намагничивании
в поле 160 кА/м при 20° С llpn Мк,1шоа“ НИИ от 700° С в поле 40 А/м
Jrs Jrt
Ферропарамагнитный класс
Граниты:
двуслюдяной 25 10 50 30 130
Аттп'т'тт'т'гч'о г_ттт VI1V1I11 VZXJXJXXX 10 10 35 10 40
лейкократовый 10 *6 140 10 1170
Гранодиорит 20 10 2600 15 240
Диорит 50 5 160 65 510
Габбро 40 25 160 95 1790
Габбро амфиболизированное 1 СГ\Г\ 1 UUU 1 ЛЕ 1 VU 1 ОГГА 11И V
Ферромагнитный класс
Граниты:
биотитовый 720 130 132 000 1040 ^820
лейкократовый 520 120 92 300 570 2760
Гранодиорит 1670 160 207 000 2120 1630
Габбро-диорит 2100 1120 119 000 3390 8250
Габбро 8000 990 319 000 6000 240
групп пород; параметр Q колеблется в пределах 0,1—0,5, реже
достигает 1. Более высокие значения Jn и Q в некоторых гра-
нитоидах, по-видимому, связаны с присутствием гематита. При
намагничивании образцов в сильном магнитном поле намаг-
ниченность гранитов не изменяется или повышается незначи-
тельно; в большинстве других пород она увеличивается в не-
сколько раз.
Для класса ферромагнитных интрузивных пород характе-
рен широкий диапазон изменения значений естественной оста-
точной намагниченности, увеличивающийся от кислых разно-
стей к основным и ультраосновным за счет повышения мак-
симальных значений. Типичная особенность ферромагнитных
пород— более низкая естественная остаточная намагниченность
по сравнению с индуцированной намагниченностью, что уста-
навливается в большинстве случаев для интрузивных пород
разного состава, возраста и тектонически различных регионов.
Среднее значение параметра Q интрузивных пород преиму-
щественно 0,1—0,5, причем зависимости Q от состава или воз-
раста пород в общем плане не наблюдается. Предельные зна-
тт о гл гл ст Г) DQnLnnuiriT г? ттт ыпгктгт» л л птлап сгэгшо ип uqu гтп япы пл qq
LJ ЬЛ р» XJ J IL'~' 1 “ p7 Х’*- Ы 11 lAkJOU v, 11W, X X X X V X У-» , M
счет отклонения величины Q для небольшого количества об-
птттпп г\т ППППГТЛГП п ПТ О ТТГД ТТ TJ сг R ГЛ сг ТТ ТА ПТТХТТТОСХТЭ 'Т’бЗТЛТЛСк /Л Г\ТЛ Q ОТТ Т-Т
'“'Г V V/_i, 11 V г СУ «J11 СЛ 1 VII Г1-Л1« pZl/J,V VV1J lUHHV О W pr C4. кУ U, 1У1
145
являются магнитно-стабильными и могут использоваться для:
палеомагнитных исследований.
Повышенное значение Q (1—3 и более) характерно для по-
род метасоматического генезиса, вторично измененных пород
в контактах интрузивных массивов, зонах тектонических на-
рушений, в пределах рудных месторождений.
Естественная остаточная намагниченность ферромагнитных
интрузивных пород, как правило, меньше индуцированной; ве-
личина Its возрастает на несколько порядков; наблюдается'
также увеличение остаточной намагниченности Jrt по сравне-
нию с первоначальной Jn', отношение Jrt к Jn составляет 2_10-
Сопоставление данных табл. IV.6 показывает значительное
ферромагнитных интрузивных пород, которое обусловлено при-
ЛТГтЛтпттА»» та ttttv гч г л r-.TTAmr>Tzn п платтатт тгатттт атт/уА п ттттгг тт та о о
V. у 1 О ПГ1Л V/LV1 Ш ПС 1 rilY^JJU) рЦЭПиИ n.unri,tn 1 у ацпп n pcio-
личной магнитной жесткости. В ферромагнитных породах очень.
высокая Тсрмонамагничснность создастся при их кристаллиза-
ции вследствие магнитного взаимодействия ферромагнитных
минералов (магнетита, титаномагнетита); низкая же естест-
венная остаточная намагниченность является результатом по-
тери Jrt со временем. Подтверждением этого являются данные
табл. IV.7 для пород различных намагниченности и состава.
Полярность вектора /п- В интрузивных породах
в большинстве случаев полярность прямая; преобладающая.
Таблица IV.7
Изменение термоостаточной намагниченности, 10-3 А/м,
магматических пород со временем
Порода В естественном состоянии •j ПОСЛе паи ЗГпИЧпБЗ л И " при остывании от 700 °C в поле 40 А/м
А Jn 1 сут 100 сут | 360 сут
Гранит 25 10 130 70 65
» 25 30 420 90 90
Гранит измененный 14 13t> 210 — 110'
Гранодиорит 15 20 200 200 60
ЗЛ .3 1 17A 17КП 7.30
Диорит 40 15 570 280 250
» 35 70 8500 8250 3700
Габбро 40 25 1790 1200 5У0
» 55 20 600 1000 490
1 on О7ДЛ 1 А^Л
» 180 45 320 150 140
Кварцевый порфир 420 300 690 — 200
То же 450 340 1870 — 500
Габбро-диорит 2100 1120 8250 — 1255
1 Qnn
1 1 W 1 U1U UUUU
Базальт 490 1380 4990 — 1030
146
-ориентировка соответствует магнитному полю Земли, Обратная
полярность вектора Jn в магматических породах и магнетито-
вых рудах впервые была обнаружена в Ангаро-Илимском рай-
оне Сибири, а затем установлена в других районах нашей
лгпйиы Рппппм и ДилАпипги Плиякл rnvuan гглгпя пбпятиля пп-
-'г-----------.. ........ ........ „.j , ..—л— --г------ —
лярность Jn, характерная для целых интрузий, вызывает отри-
ТТйТО пкикто ЛГОГЫЫТПЕТО ОПЛАТ а ГГЪГТХ ОП а гэптх'га пкип nonizu тл D u Q -
XJ, ь* х VVJU11 х-»х Х-. itx vxx ххххххх XJIV U11VZ 1»х сх их ini, v|> IXU11 11 I wiun v j_z v/i,iux , хх х_» хх м
стоящее время в нашей стране уверенно установлены лишь
ТТ ТТ ГТ ТТТТтПТГОТГПТТ Т TV гтлТ-А О ГТГТ/ЛП Л’’ ГтХтТГАЛТГлЙ ГТ ТТ Г» m тл,,™,, ОТТТТ ГЧ'Т'
УД V1/1 ГШ 1 у joriOilDIA 1 р Cl 1111V/JL) V/ Г1 V/ Г1 р Ч, IYV/ Г1 11 Vi Cl 1 vp 4J р 1V1 U1. X X 11 1 р J О Г1 Jfl V/ I
рицательной полярности представляют особый комплекс пород.
Они сложены различными по составу долеритами, отличаю-
щимися по химическому составу от интрузий прямой поляр-
ности, и образуют преимущественно силлы, реже покровы
разного размера. Ферромагнитными минералами комплекса
являются магнетит, титаномагнетит и ильменит. Обратная по-
лярность Jn интрузивных трацпов связывается с инверсией маг-
нитного поля Земли в пермско-триасовое время (А. Н. Хра-
мов, Л. Е. Шолпо, 1967 г.).
На рис. IV.8 приведена каротажная диаграмма Ага. полу-
ченная двухкомпонентным скважинным магнитометром
Скв.1 Скв. 2
Рис. IV.8. Долериты Сибирской платформы прямой и обратной полярности
вектора Jn по данным каротажа х и ДГа (по Л. Г. Филлипычевой и
А. К. Сараеву).
Долерит: 1 — прямой полярности Jп, 2 — обратной полярности Jn; 3 — кимберлит; 4 —
и ттлпп л ПТГ-Г. К п о Г» а г\ т-тт гт V • гтГ» ттгл А Т 'С O-rnTlTT ОТА ПТООо 7 ТТЛ ТГПЪ1С WTA TTT.WHA
XXW.XV. а« - ----------
147
Л. С. Филиппычевой, 1985 г. На диаграмме впервые в естест-
венных разрезах четко зафиксированы отрицательное и поло-
жительное магнитные поля, как следствие прямой и обратной
полярности вектора естественной остаточной намагниченности
они объясняются
намагниченности
ПЯЭЦЛППЭП PPTURTV rnnUQnUTnn Т'ПЯТТТТПП
Ж ЧУ^У ЖЖЧУКУЖЖ ЖГ---Ж ЖЖ КУДУ.
Более часты случаи, когда в интрузивных массивах (с Q>
1 пАпатиоа гтгл гг ст гл о атл'ггчгч а I па/лпил п Оатпа о птчоптииу
КУКУрУСХХХХСДУХ ХХКУОДУХр'ХХКУЧуХХУ ХУ Ч_. XI. X КУ j_/ U4 71 XX СХ КУ V х X КУ /д, V4 Vz XV/1 ХУ КУ X ^VVliyil ХУХХХ
образцах при преобладании образцов с прямой полярностью
$п. Подобные факты установлены для поро/
ритового комплекса Украинского массива;
— — _______ ______----------- ----------------К
ириЦздиами самиииращспил icpiviuuui а шчпии
(Н. П. Михайлова и др., 1974 г.).
Намагниченность интрузивных
деляется главным образом индуцированной
зависит в основном от закономерностей,
пород, купре-
составляющей и
характеризующих
магнитную восприимчивость, рассмотренную выше. Увеличение
фактора Q соответственно повышает вклад Jn в величину на-
Рис. IV.9. Параметры коэрцитивных спектров у0 и Ат ферромагнитных мине-
ралов. используемые для определения их состава в горных породах (по
Л. Е. Шолпо):
1—ряд магнетита — титаномагнетита; 2 — ряд маггемита—титаномагнетита; 3 — пир-
ротин (моноклинный); 4 — гематит; цифры у кривых — значения х, ед. СИ
148
магниченности, что наблюдается в краевых частях интрузивных
массивов, в зонах разломов и особенно в зонах гидротермаль-
ных и метасоматически измененных пород.
Для изучения состава ферромагнитных минералов в горных
породах, от которого в значительной степени зависят значе-
ния х, Jn, J пород, используют методы термомагнитного ана-
лиза, намагниченности насыщения и др., а также параметры
коэрцитивных спектров.
Параметры коэрцитивных спектров у и Д/П’
(предложены Л. Е. Шолпо). Снимаются с дифференциальных
кпивых нормального остаточного намагничивания
Ю3 d?Jr * 10 / dJr \
Ji dH* k dH Jmax
/117 A\
U v-J’r
где Jt и Jr — индуцированная и остаточная намагниченности,,
образующиеся в поле Н.
Эти параметры не зависят от концентрации ферромагне-
тика в образце породы и определяются лишь его составом и
структурными особенностями. Результаты определений для
изометричных образцов пород, содержащих примерно изомет-
ричные зерна различных ферромагнетиков, приведены на рис..
IV.9. Для точной диагностики ферромагнитных минералов в об-
ПРОПРУ ПППНЧ ТЛТГТЛ TXV ТЛ П ОЫ'Т'ТЛ гЬ ТЛ V Q ТТ ТЛ ТЛ П ПАПППРУ АП11С1ГА ТгПЛ/ТГТ-
XXVXXX ЖХХ>. VH 1 1Х1ЧА1Д11Х1 U ХХЧ_»|_» ''/A Ч/Дххч/Ж V
лекса (серии) целесообразно совместно изучать указанные па-
ГЛ п AfATn ТТ
р CL XVI V 1 р 1М
Магнитные свойства интрузивных пород различных
петрографических групп, комплексов и формаций
Все петрографические группы и разновидности интрузив-
ных пород (граниты, гранодиориты, диориты, габбро и др.)
обладают идентичным характером распределения магнитной
восприимчивости, а именно — широким диапазоном изменения
значений параметра — от (14-40) • 10-5 ед. СИ до нескольких
тысяч 10-5 ед. СИ. Максимальные значения хСр пород различ-
ных петрографических групп увеличиваются с повышением ос-
новности. Для всех групп характерно наличие пород обоих
классов — ферропарамагнитного и ферромагнитного.
Названные петрографические группы пород формируются
в весьма различных условиях; они встречаются в образова-
ниях от архейского до кайнозойского времени и слагают мас-
сивы в древних щитах, в складчатый областях и зонах текто-
нической активизации. При идентичности состава пород, что
характерно для разновозрастных, но аналогичных формаций,
магнитная восприимчивость петрографических групп пород яв-
ляется значительно более постоянной.
149*
Г иперб азиты. Неизменные гипербазиты альпинотипных
«формаций характеризуются слабой магнитной восприимчиво-
стью, составляющей преимущественно (204-300) • 10~5 ед. СИ.
Ппи плиЛппрр пктгпкпил гппрпжяиии -ягопмя Irtrx pnqnuouum
--r- -------- -----------„.j..... — ... \“~ X.J..
с другими интрузивными породами) ферромагнитные минералы
количествах, и железо почти полностью входит в состав сили-
катиых темноцветных минералов. Присутствие в небольшом
количестве магнетита ранней генерации или позднемагматиче-
ского приводит б ряде случаев к увеличению магнитной вос-
приимчивости до (5004-700) • 10~5 ед. СИ. Слабая магнитная
восприимчивость, низкая остаточная намагниченность и Q<1
характерны для всех разновидностей пород этих формаций —
перидотитов (гарцбургитов, верлитов), пироксенитов, дунитов.
Массивы неизменных гипербазитов встречаются крайне
редко (Мончегорский плутон, Карякская область); чаще они
наблюдаются на отдельных участках крупных массивов (Урал,
Казахстан). Большинство массивов гипербазитов как в древ1
них, так и в молодых складчатых системах континентов, в раз-
личных структурах океанов подвергнуты автометаморфиче-
скому процессу серпентинизации, при котором резко возра-
стают значения х и Jn пород, что рассмотрено в § 17.
Принципиально иная магнитная характеристика свойст-
венна гипербазитам, образовавшимся в эпоху платформенного
развития земной коры. Наиболее ярким примером служат
гипабиссальные интрузии кольцевого строения существенно ще-
лочного состава на Кольском полуострове. Магнетит и титано-
магнетит в оанней генепапии обпазуются в значительном коли-
А - - г - - Г J - -------- ---
честве, вследствие чего магнитная восприимчивость неизменен-
ных разностей достигает нескольких десятков тысяч 10~5 ед.
СИ; соответственно возрастает величина Jn при низком значе-
нии Q (рис. IV. 10).
Высокие значения х и Jn характерны для оливинитов, со-
rronwaiTTuY
0L
/и
тл
С\Г\ ПОО
ппппштипгл АЛ Q ГЧХА'ГТЛ'Т'а
“V^xx^xv bx^axxvixxiu
потпоио тгптттл vpcr
х>^хГх, X^XV^.XZ^Z*
в щелочных формациях севера Сибирской платформы и ассо-
TTTJTjniTTATTTTrVn Л Г» ТТТА ППТТТТ/Л ТТ ТТТ 'ГП П ПАТТППТ1Т_ТХ< ТТ г\/4\г4"кХГО тт ТЭТ! ТТК» XI
хд,г1 и р у длдплкл v u-i,v«/X4> ink/-у vid 1 р» ст d vhudiiim ivi II ^zkpkjy у опин vi.viri
дами — меймечитами, также обладающими высокими магнит-
ными свойствами.
Габбро, диориты. Габбро формаций ранней и средней
_____Я ________- ________ — ______________ П С (V АЛ
стадии сидсржаг магнетит и титаиимах ис: hi ди z,—и 70. x»iax -
нитная восприимчивость слабоизмененных основных пород вы-
сокая при значительном колебании средних значений в от-
дельных массивах. Болыйая дисперсия параметра х, наблю-
дающаяся в пределах комплексов, массивов, связана как
с различным прооцентным содержанием ферромагнетиков, так
и с их составом (изменяющемся от почти чистых сильномаг-
нитных магнетитов до существенно титанистых титаномагне-
150
Рис. IV. 10. Магнитная восприимчивость гипербазитов различных формаций.
Формации: 1 — габбро-перидотитовая (Урал); II — щелочно-ультраосновная (Кольский4
полуостров). 1 — пироксенит (х=8000-10-5 ед. СИ); 2 — ийолит (х—1200-10-4 ед. СИ);
3 — карбонатит (х=30(М0_:; ед. ий); 4 — дунит (х=100-10“5 ед. СИ); 5 — серпентини-
зированный пироксенит (« =300 +• 1200 ед. СИ); 6 — серпентинит («=8000 4-
н- 12 000 ед. СИ)
титов с более низкой магнитной восприимчивостью); в ряде
случаев наблюдается замещение последних парамагнитным
ильменитом. Величина Jn пород высокая; Q=0,34-0,5, реже
достигает 2—3. Высокие значения к и Jn характерны для всех
разновидностей пород этих формаций — габбро, норитов,
габбро-диоритов и др. (рис. IV.11).
В ряде случаев носители Jn и х могут различаться, как
например, в габбро-норитах Бураковского массива. Среди по-
следних выделяются два типа: в первом рудные минералы
присутствуют только в виде микровключений в силикатах, во
втором содержится от 5 до 15 % титаномагнетита. Между ве-
личиной х и количеством титаномагнетита существует линей-
ная зависимость; Jn имеет иную природу и обусловлена близ-
кими к однодоменным ферромагнетиками в плагиоклазах (см.
рис. IV.2), благодаря чему 1п почти одинакова у обоих типов
габбро-норитов и характеризуется высокой величиной и интен-
сивностью. В пироксенах тех же пород ферромагнетик пред-
ставлен более крупными зернами и компонента 1п, связанная
с ним, менее стабильна.
Во многих массивах и комплексах широко проявляются
процесс амфиболизации габбро и другие автометасоматиче-
пхг-тло ыомопоипа ггптлтзг» ттаттттло v штрпшттоиию ллягмртытЯ и тытЯ-
.^KXVXXViX.X/A, ^^.XXXM^XXX^XXV хх J X.XX.XXX^X^V'XXXXX^ Х,Х-- XX -
номагнетита и понижению магнитной восприимчивости пород.
151
Рис. IV. 11. Магнитная восприимчивость основных пород группы габбро раз-
............ д... ....____........._л
лпчпшл. tpvp ;viацпп п мсиидрилкдсппп.
Формации складчатых областей: 1 — габбро-перидотитовая, 2 — габбро-диорит-гранодио-
ритовая, 3 — гранитовая, 4 — гранодиорит-гранитовая; формации платформ: 5 — габбро-
идная, 6 — анортозитовая; массивы: /—габбро месторождений медно-никелевых руд,
8 — габбро-анортозитов месторождений титаномагнетитовых руд, 9 — габбро- и габбро-
норитов месторождений магнетитовых руд; породы: сплошная линия — неизмененные,
штрилпунктирная — амфиболизированные
Процессы амфиболизации и другие автометасоматические из-
менения основных пород ранней стадии, имеющие региональное
распространение, приводят к обратному по сравнению с сер-
пентинизацией эффекту — понижению магнитной восприимчи-
вости.
Для диоритов ранних формаций также характерна высо-
кая магнитная восприимчивость, однако меньшая, чем для ос-
новных пород; процессы автометасоматоза в них проявляются
слабее.
Габбро, габбро-диориты и диориты формации батолитов
пестрого состава средней стадии в большинстве случаев маг-
нитны; но средние величины х и Jn ниже таковых для тех же
групп ранней стадии. При этом в разных комплексах стати-
стические параметры одноименных пород различны. Реже рас-
152
пространены комплексы слабомагнитных порол. Типичная
характеристика магнитной восприимчивости габброидов приве-
дена на рис. IV. 11. Процессы изменения пород (левые макси-
мумы на гистограммах х) проявляются слабее, чем в раннюю
стадию.
Габбро, габбро-диориты и диориты в формациях конца
ппппиотт тл иоттапо плэпиаи отатттлп тлллатгт'г плптшиоиипо оийтто^
Ч^ ^_Х,ХХ X X XI 11U1UV1U **ЧУ»_»ДхХ VII XXXVXV'X^ X IJ114 X
ние. Они являются преимущественно ферропарамагнитными
„ /О • ООА\ . 1А—5 Г'ТЛ
е Л- - IV СД. VII.
В позднюю стадию тектоно-магматических циклов образу-
IVIVTI IVldVbHDDl IdUUpU И AMUpUlUB DJ1UDD С OD1LUAUH MdlilMinUM
восприимчивостью.
Для платформенного интрузивного магматизма характерно
преобладание пород основного состава, по магнитной характе-
ристике которых выделяются субформации — ферропарамаг-
нитные и ферромагнитные. Так, интрузивные траппы, сло-
женные долеритами различного состава, титан-авгитовыми
диабазами и габбро-диабазами, содержат в среднем 2—5 %
ферромагнитных минералов, главным образом титаномагнетита.
Магнитная восприимчивость их меняется в широких пределах,
но для наиболее распространенных комплексов составляет
(5004-1000) • 10-5 ед. СИ. Величина /п имеет высокие значе-
ния, различные по направлению (см. рис. IV.8). Таким обра-
зом, их характеристика типична для ферромагнитного клас-
са пород.
Массивы габброидов в никеленосных провинциях слабо-
магнитны. Примером может служить Мончегорский плутон и
массивы Печенгского района, в пределах которых магнитная
восприимчивость пород не превышает (204-30) • 10~5 ед. СИ на
всю вскрытую скважинами мощность массивов в несколько
километров. Следует отметить, что никель (ферромагнитный
элемент) также образует парамагнитные минералы. Указанные
образования могут быть отнесены к ферропапамагнитной
субформации. Массивы основных пород в пределах железо-
рудных провинций относятся к ферромагнитной субформации.
Они характеризуются высоким содержанием магнетита или ти-
таном агнетита и высокими значениями х и Jn. Это массивы
габбро-анортозитов, с которыми связаны месторождения ти-
TQUnn.f О rUOTUTnOLTV ТЛХТТТ- MQAAUDl.T T'.Q Ап ГТ ППТЛ ТТ ГЛ'Г ТЛ ТГ\ D Г\ ТЛ ТЛ ТТТО_
X LI1HJ1IXUX XX V» X XX X VUXX1/1 у j Д, 1VX СХЧ^Ч_ XX XJ XJX 1 u wy Ч_/ XX Ч—j-Т I1AV I IX X VUVII XX xuu,4_-
лочно-габброидной формаций, типичные для образования маг-
nO'rri'rnnTTV nvrr
НС 1 Г1 1 L/UJJin
Особую характеристику имеют анортозиты, развитые в до-
кембрииских щитах, срединных массивах и в некоторых древ-
них складчатых областях. Магнитная восприимчивость и есте-
ственная остаточная намагниченность пород стабильно слабые
и идентичные в разных регионах (Балтийский, Украинский,
Алданский, Анабарский щиты).
Гранодиориты, граниты. В формациях ранней ста-
дии установлены кислые интрузивные породы существенно
натриевого состава — плагиограниты, встречающиеся в виде
небольших тел, но иногда образующие массивы среднего раз-
1ИРПЯ ( ГЯ ПППП.П ПЯГИЛГП ЯИ ЫТЛП Я а Жг>П»ЛЯ има\ П Tirunrn ОП’/тгт
X1V1MX ххч/1 ^7 Mil >х 1 куи и/1 1¥Х чЦил J • X XvlUl I1U1 C4.ll XI 1 U1
характеризуются слабой магнитной восприимчивостью и низ-
V/1TX ООТООТООииЛТ! 'Т'ГЧТТТТГЧТТ ТТ n XI Л ПТТТГГТЛТТТГ АЛТ1Т TZ4 ТТЛ
xwil vx-1 VV1 UVU1HJI1 UV1U1U311VJO II C4XV1 Cl 1 11 mviiuuv 1 ЫЮ, ПС"
сколько повышенной величиной х (до 300 • 10-5 ед. СИ), что
СВЯЗаНО С ИХ СОСТаВОМ.
В средней и поздней стадиях гранодиориты и граниты иг-
рают основную роль среди интрузивных пород; реже гранито-
идные комплексы начинаются с внедрения диоритов и еще
реже — габбро.
Наиболее полное изучение магнитной восприимчивости и
естественной остаточной намагниченности гранитоидов совме-
стно с анализом минерального и химического составов пород
и применением метода многоуровенного анализа выполнено
Э. Я. Дубинчик и И. В. Розенталем [22]. Характер общего рас-
пределения гранитоидов по магнитным параметрам, получен-
ного на основании 1217 парных определений х и 1п для обра-
зований различных комплексов и формаций и разных регионов,
приведен на рис. IV. 12. По дискретной характеристике выде-
ляются два класса пород — слабомагнитные, включающие
группы А и Б, и магнитные с группами В и Г. Коэффициенты
корреляции между х и Jn в целом для гранитоидов больше
0,9, для обоих классов — больше 0,6. В каждую группу входят
диориты, гранодиориты и граниты. При этом в породах иден-
тичного химического состава наблюдается различие в содер-
жании магнетита и гемоильменита, что определяет их разные
магнитные свойства, принадлежность к разным классам и яв-
ляется слепствием пя.чличных теомолинамических условий об-
---- ---------- А- - - Г Г—1
разования.
В формации батолитов пестрого состава средней стадии
гранитоиды характеризуются в основном высокими значениями
Т Пп тл f\r\naa пппбигш ттпппяя прприии НЯ ПЯЛ гЬопМЯПИИ
yv “ "'ll' лхр v v ‘— *' ---------- £---<^ т-i-
каждая из них будет иметь специфический состав пород, а со
ат>г>отлтпхттлттт1тл ПК т/лкп ппт7от_т гт Г\Г\ ГЛ тт П *3 Q ТТ LTUМХТТА М ЯГТТ1ЛТТДЛ7ТГТ
VIUVICI и XI XVI 1ХЧУ XVI11 VI V.lV'-Ul 11X7|7V,M, *“ j * --J
характеристику (рис. IV.13), но все они будут относиться
К фсррОМаГНИТНЫМ СубфорМаЦИЯМ.
Образования очень крупных батолитоподобных интрузий,
приуроченных к ядрам антиклинорных структур или к разло
мам по границам геосинклинальных прогибов, относятся
к концу средней стадии. Эти многофазные интрузии с сущест-
венным преобладанием гранодиоритов или гранитов выделя-
ются в гранит-гранодиоритовую и гранитовую формации. Гра-
нит-гранодиоритовая формация по магнитной характеристике
подразделяется на две субформации — ферромагнитную и па-
Рис. IV. 12. Распределение ин-
трузивных гранитоидов по
магнитной восприимчивости и
естественной остаточной нам аг-
ниченности (по Э. Я. Дубин-
ины, И. В. Розенталю).
Изолинии: 1 — основные, 2 — до-
полнительные, 3 — проведенные по
Л» _ Т'ГХаГТТД’Г" ГПЯ-
onaTvxinzn** f - r —
нодиорит; 6 — диорит; А, Б —
группы слабомагнитных пород;
В, Г — гпуппы магнитных пород
[22]; оцифровка изолиний — в од-
ной единице 0,1 % случаев
10° 101 10г 103
Рис. IV. 13. Магнитная восприимчи-
вость гранодиоритов и гранитов раз-
ных формаций (по М. В. Чернюк,
И. И. Кронидову, А. А. Духовскому,
Н. Б. Дортман, Э. Я. Дубинчик).
Формации: 1 — габбро-гранит-гранодиори-
товая (змеиногорский комплекс, Казах-
стан); гранит-гранодиоритовая: 2 — фер-
ромагнитная субформация (зерендинский
комплекс, Казахстан), 3 — парамагнитная
субформация (ирельский комплекс, При-
байкалье) ; 4 — гранитовая (хунгарский,
биробиджанский комплексы, Дальний Во-
СТОК/ И ГрЯНКТ-ЛСЙКОГраПИТОБДЯ (баЧсЛаЗ-
ский комплекс, Дальний Восток); 5—
гранит-граносиенитовая (прибрежный
комплекс, Сихотэ-Алинь)
еооо\
рамагнитную. Магнитная восприимчивость пород первой суб-
формации— высокая; в парамагнитной субформации все
группы пород различных комплексов от габбро
тов) до лейкократовых гранитов слабомагнитные.
ТЛпт'П VQUnURTO ппплпы гп а U ТЛтПОЛи аттъггг
* *А* AJfZ J КХААА^АААЛК, r X ^м^1Т1ии,ЫХ1
ферропарамагнитные. Магнитная восприимчивость
ФЛО TZOTZ nnanunn ТЮ ТТПЛПТТТТТ Л Am £Л . 1Л 5 АП ТЛ
11U1Y llpUUXIVIV, 11V lip VUDiLU CIV 1 VV ' IV СД. VII,
гранитов (204-30) • 105- ед. СИ, лейкократовых гранитов и аля-
лттт.тпап /С • 1Л\ 1Л—Я ~~ /^ТЛ
vnnivD \v—iv; iv ’ сд.
гранодиори-
В поздней стадии гранодиорит-гранитовая формация под-
разделяется также на две субформации — парамагнитную и
ферромагнитную; в более поздней гранит-лейкогранитовой
формации преобладают ферромагнитные породы. Как исклю-
чение, к этим формациям относят гранитоиды со слабой маг-
нитной восприимчивостью, хотя по условиям образования они
ближе к гранитовой формации.
Таким образом, в конце средней — начале поздней стадии
тектоно-магматических циклов, т. е. во время завершения
складчатости, образуются породы с очень слабой магнитной
восприимчивостью, относящиеся к классу ферропарамагнит-
ных. Интрузии этих формаций и субформаций слагают бато-
литоподобные массивы крупнейших антиклинорных зон склад-
чатых областей, развитых в фундаментах срединных массивов
и во многих случаях в докембрийских образованиях древних
щитов.
Во внегеосинклинальный период (автономная тектоническая
активизация) образуются диориты, гранодиориты, биотитовые
и лейкократовые граниты, граносиениты и сиениты, имеющие
преимущественно высокую магнитную восприимчивость; сла-
бомагнитные породы встречаются редко. Наиболее характер-
ным примером являются гранитоиды мезозойского возраста
Становой складчатой области, образование которых связано
с поздними разломами. Магнитная восприимчивость этих по-
род высокая и резко отличается от слабой восприимчивости
гп я шттгш плп (ллчоо n-auuuv гЪпппжаттытя 1Л поптштп лттп уяпяктотл.
A J^AA.AA VZXA^^AZ WWV1VV ГМЖХЖХ.ХХК ХТЖЧААА.АААА. Ж Ж^^АА А ЖЖ AAAJ A4Z «ААА АА
стику имеют гранитоиды периода активизации БуреинСкого и
встречаются ферропарамагнитные комплексы.
I I тт г-г ТТ тт Г» т /-4-1 лт-ч тгггттттт ттг л ТтПЛЛПЛТ» ТГ Л Г1 П ТГ Т1А Г\ ТТ ГТЛППТТтТГА АГТАТТТТ
n*/ia i vpvp ivicnndia wviavi’cn лау cirv i vpn v pciooninv vnvu,n-
фических гранитов — рапакиви, магнитная восприимчивость
--------- — —..........гл тл
П-UlupDlA ПС НрСИЫШйС! W • IV “ СД. к>Г1.
Интрузивные комплексы. Различная магнитная вос-
приимчивость характерна не только для одноименных петро-
графических групп пород, образовавшихся на разных стадиях
тектоно-магматических циклов, но и для многофазных комплек-
сов в целом. Для последних устанавливается весьма характер-
ное изменение магнитной восприимчивости пород внутри комп-
Рис. IV. 14. Магнитная восприимчивость и плотность интрузивных пород раз-
личных петрофизических ассоциаций:
I — верхнекоровые магмы (гранитовая формация — а, парамагнитные гранитоидные
субформации — 6): II, /// — нижнекоровые магмы (ферромагнитные гранитоидные суб-
формации— в, г, габбро-диорит-гранодиоритовая формация — д); IV — мантийные под-
коровые магмы (формации: габбро-диоритовая — е, пироксенит-габбровая — ж); V —
мантийные глубинные магмы, протрузии (формации: габбро-гипербазитовая — з, аль-
пинотипных гипербазитов — и); породы: о — гипербазит; v — габбро; б — диорит; уб —
гранодиорит; у — гранит
лекса. На рис. IV. 14 приведены типичные кривые распределе-
НИЯ ПОрОД ПО рЯДу раИОНОВ, КЗ КОТОрЫХ ВИДНО, ЧТО В КаЖДОМ
комплексе наблюдается более высокая магнитная восприим-
чйвость ранних фаз внедрения, представленных основными или
средними разностями, и постепенное понижение х от фазы
к фазе по мере раскисления пород. При общем подобии кривых
распределения х различных комплексов они располагаются на
разных уровнях, т. е. породы всех фаз внедрения являются
ферропарамагнитными или породы всех фаз — ферромагнит-
ными. Из рис. IV. 14 видна закономерная связь магнитной вос-
приимчивости пород в каждом комплексе с их основностью;
в то же время эта закономерная связь нарушается для разных
комплексов — кислые породы одного комплекса могут иметь
высокую магнитную восприимчивость по сравнению с основ-
ными породами другого комплекса. В интрузивных комплексах
ферропарамагнитных пород, характерных для формаций конца
средней и начала ранней стадий тектоно-магматических циклов,
изменение магнитной восприимчивости пород от первых фаз
внедрения к последующим (а также для разных комплексов)
157
связано с изменениями состава и процентного содержания па-
рамагнитных породообразующих минералов (пироксенов, ам-
фибола, биотита) и ферромагнитных примесей в них.
Различие магнитных характеристик интрузивных пород
разных формаций (комплексов) определяется главным обра-
зом составом магм и термобарическими условиями их образо-
вания. Альпинотипные гипербазиты являются продуктами глу-
бинных ультраосновных магм (или протрузий земной копы),,
высокое давление в которых определяет вхождение Fe в сили-
катные минералы. Массивы щелочно-основных и основных
формаций — это мантийные магмы, состав и рТ-условия в ко-
Тагилу А погппгшатикт ппа пГчп я Qnn я шла гКрпппля Я гп оты.
ков. Ферромагнитные формации и субформации гранитоидов-
ные — результатом образования очагов в верхней части земной
коры.
§ 16. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ЭФФУЗИВНЫХ ПОРОД
В магнитных свойствах эффузивных пород проявляется два
фактора условий их образования:
1) зависимость магнитных параметров от состава и усло-
вий образования магматических очагов;
2) влияние на магнитные параметры различных условий
кристаллизации, таких как скорость остывания лав, их мощ-
ность и др.
Как следствие, для эффузивных пород характерны: более
широкие диапазоны изменения магнитной восприимчивости от-
дельных массивов по сравнению с интрузивными; высокие зна-
чения фактора Q в молодых образованиях, уменьшающиеся со
временем; наличие прямой и обратной полярности вектора Jn,
непосредственно фиксирующееся в неоген-четвертичных лавах»
я в пяле случаев устанавливающееся и в более доевних.
" — I------J---J----------• *
Магнитная восприимчивость и остаточная намагниченность
эффузивных пород
Магнитная восприимчивость. Близкий химический
состав эффузивных пород и их интрузивных комагматов нахо-
дит отражение в идентичности общей характеристики магнит-
ной восприимчивости. Однако вследствие различия условий
кристаллизации, а также превращения кайнотипных эффузи-
вов в палеотипные магнитная восприимчивость вулканогенных
пород отличается от магнитной восприимчивости интрузивных
пород.
158
Для вулканогенных образований, как и для интрузивных
пород, характерны зависимость х от условий образования
в разных формациях и наличие во всех группах пород ферро-
магнитных и ферропарамагнитных разновидностей [81]. Быст-
рое и неравномерное остывание эффузивных пород, мало отра-
wqтптттоала uq пплтяпо гтпппа мпиАпятгпп птгячктпя-
X.^IXZ^VVVI. ХХЬ* ^VZ^X^XZK, 4Z ЛА 4ZV, ДЖД.ДДД^Г«*Д^Д^, ~**
ется на характере ферромагнетиков. Поэтому по магнитной
пплпгл тхттяжтттхпгл/лттт ГЛ«4> 14л 1 70 Tin ТТ ТТЛ ТТЛ ТТ ТТТ ТХ /Л ттглхтлглтт тт Т~ТЛ тпамаггшт-
nrilVl TX1UW 1 XI у OX1LJ11 UK. IVVIUU,!!, Wl VXJ Willi ui V 11 U р> U П1 U 1 11 II 1
ними породами, существенно не отличаются от интрузий; это
отличие отчетливо проявляется для ферромагнитных пород.
Быстрая скорость кристаллизации способствует образованию
в эффузивных породах не только магнетика, но и титаномагне-
тита, особенно в основных разностях; часто наблюдается рас-
пад последнего с образованием ильменита или ульвошпинели.
Ферромагнетики, как правило, кристаллизуются в мелких зер-
нах— от пылевидных до 0,01—0,5 мм. Как следствие, средняя
магнитная восприимчивость различных групп эффузивных по-
род ниже, чем у их интрузивных аналогов. Кроме того, разный
размер зерен, а также их неравномерное распределение в раз-
ных частях потоков, лав и вулканических аппаратов опреде-
ляют большую дисперсию магнитной восприимчивости пород.
Особенностью эффузивных образований является зависи-
мость магнитной восприимчивости от условий кристаллизации
пород в различных фациях: покровной, пирокластической, экс-
трузивной. Поэтому при принципиально тех же закономерностях
зависимости магнитной восприимчивости эффузивных пород
(как и их интрузивных аналогов) наблюдаются специфические
особенности, свойственные различным фациям (В. Н. Иванов,
1970 г.).
Породы покровной фации обладают сравнительно постоян-
ным химическим и минеральным составом в пределах толщ
(комплексов), выдерживающимся по простиранию на значи-
тельном расстоянии — десятки километров и более. Магнитная
восприимчивость таких толщ сравнительно стабильна, а сред-
няя величина % зависит от состава пород и от принадлежно-
сти комплекса к определенной формации. Породы пирокласти-
ческой фации — вулканические конгломераты, брекчии, агло-
мапатчл тт паппит Птпиинлтла пттаттк пыттлй ntrnnonruAti
XT* V» V* * *-»* , * J vjz *ZX 11 11X/11V1 xzx vz X n XX X V* *4Z 1 VI* VZ 1V11U KZKZ V**Z X*_* VZ X* 4^**VXXX
магнитной восприимчивости, обусловленной разным содержа-
UUOUf /4л Л ГЛ ГЛ гл W О тлцу ГЛ'-ПТТ ТГГЛТЛ ТТ Г1ПХ1ЛТТАТ1 Т1П1Г ГТППТТАТТ'Ги/ЛГ/Л ОП/ЛФИЛТТТаи ТЛ СГ
Xiri\_lVl jjvmui 11V- 1 ril\C/D Xi XXOLVl VH V.11 I1VLV1 U|J VU.V11 1 и VI v Ч-VZVZ X IIVLUVIIIIZI
последних. Сложная картина распределения магнитной воспри-
имчивости Характерна для пирокластических пород вблизи аП=
паратов извержения, где экспозивный индекс вулканогенных
vupaoufidnnn исиисппи odivua.
Породы экструзивных тел по дисперсии магнитной воспри-
имчивости занимают промежуточное место между покровными
и пирокластическими образованиями. Для извержений цент-
159
ЕВЗ7 IM2 М* l-zzk f%v|g ОЗ7
Рис. IV. 15. Петромагнитный разрез мела Скалистый на побережье Японского
моря (по В. И. Иванову):
1 — субинтрузия пироксен-плагиоклазовых андезитов; 2 — роговообманковый порфирит;
3 — туфоагломерат; туффиты: 4 — алевролитовый, о — псаммитовый, б — гравелитовый;
7 — туффитовый песчаник; 8 — риолитовый игиимбрит; цифры — магнитная восприим-
чивость пород х, 10-6 ед. СИ
рального типа характерно более высокое значение х по срав-
нению с покровными аналогами. На рис. IV. 15 приведен при-
мер магнитной характеристики эффузивных пород разного ге-
незиса и состава, изученных в хорошо обнаженном разрезе на
Дальнем Востоке.
Особое место среди вулканогенных пород занимают игнимб-
риты, магнитная характеристика которых изучена на Северо-
Востоке и Дальнем Востоке страны. Ингимбриты кислого со-
става— риолиты, дациты и другие разности при образовании
«полей большого объема» имеют %= (100-4-700) • 10-5 ед. СИ;
реже они характеризуются слабой магнитной восприимчиво-
стью. у
Общая статистическая характеристика величины естествен-
ной остаточной намагниченности эффузивных пород и их от-
дельных петрографических групп сходна с характеристикой
интрузивных пород. В то же время различие в кристаллизации
эффузивов сказывается на естественной остаточной намагни-
ченности пород, особенно ферромагнитных молодого возраста,
это различие выражается в величине параметра О, а также
в направлении и ориентировке вектора Jn.
В большинстве случаев для докембрийских и раннепалео-
зойских эффузивных образований средняя величина Q низкая
(0,1—1); четко выраженной зависимости от возраста не уста-
навливается. В молодых вулканогенных породах — от мезозой-
pvuv пг» тютваптшиплг тлп’плппотра пп'шо DkTpnvno зггяпАниА
Vanin /А'-' IV 1 1 41 л 11 Il vx и 11/Д1х V A via wvivv х-х XXIV хх aaxs хх ‘-'а* V* Axxaaaixx
Q по сравнению с древними, особенно в неоген-четвертичных
/л/лгч О ОПП Л ТТТТГТ -V ТТ ТI Г» ГТ Г\Г\ Г» ТТСТ ПТТП ТТЛТТТ7Т7 ЛТ on Л ПТЗГТХ'Г'С! ггт^ттгл иа/лп 4LTITQCT
VV'jJ CAvJWAJClXlXlZXZY. Jtl \х li V-JV V. ГЛ Ук О 11 Cl 1 V11 Х± XI vp UU на 1 V11U1X V llVWHULUUll
в древних образованиях, повышенная в молодых вулканитах
160
покровной фации и очень высокая в прикластической фации и
экструзивных телах.
Детальные петромагнитные исследования неоген-четвертич-
ных и мезозойских вулканогенных пород Армении были про-
ведены А. Р. Ишханяном [26]. Для базальтовых и андезито-
finaa пктппыу црпгри-иртпйптиипыт пяп rnvnnu Rvnirnnnn Дйпп-
---------— _ - — Ajyj.A.AAyA ау j «.ааа~а.куау ,
дзора, крупнейшего вулкана Арагац и др. была установлена
nunnizaa ип паоптлтгиаа гтг* оиопоипш лж я гпити а ст ппопптл тллл ггтд_
Л-f ЪМ Vz КУ ЖЖЪА УЖ у U\j UOV111 А АЖ МУЖ ЖЖ КУ КУ ЖЖ М ЖКуЖЖЖЖЖКУ ЖТЖ М Ж АЖ ЖЖ Ж ЖЖ М УЖ ЖУКУ жж жж жтж ж жж
вость, составляющая (110QH-8100) -10—5 ед. СИ. Величина х
оапттлттт’ г\т г\лгтг\пт1 Аптт! ппплп тт tiv хт/л ттлоилтл л^тт ^Ал'г Л тлтттт Л a
ouunvril КУ 1 WUVU11UL. 1 п жжкурку/Д п пл nwvivonviuv 1 n. i U 1 vniia/i
намагниченность всех групп пород значительно превышает ин-
~ /11ЛЛ . ЛЛЛЛЛЧ 1Л—Я Л /ж-
д_у цприоапп viu. d апицддирълпл лапал \ i i— ' iu - rx/ivi,
в арагацких (1504-66000) • 10-3 А/м. Значения x и особенно
Jn в большей мере связаны с соотношением двух генераций
ферромагнетиков — интрателлурической (фенокристаллы) и
эффузивной, представленной крупными и мелкими кристал-
лами.
В пределах потоков наблюдается увеличение х и jn в на-
правлении к их средней зоне и уменьшение — к зонам закалки
(рис. IV. 16). Отмечается зависимость мощности зон и вели-
чины параметров от водогазонасыщения, определяющего вяз-
кость лав.
Юрские вулканогенные породы — базальты, андезиты, да-
циты— в Алавердской структуре в неизменных разностях маг-
нитны, х и Jn уменьшаются от основных к кислым комплексам.
Большой процент среди них составляют слабомагнитные по-
роды, как результат вторичного изменения (рис. IV.17). Опти-
ческие наблюдения и микрозондовые анализы показали, что
в этих породах имеет место замещение ферромагнитных мине-
ралов силикатными — сфеном, эпидотом, хлоритом [26]. Пере-
ход железа из ферромагнитных минералов в силикатные про-
исходит при низкотемпературном региональном изменении,
предшествующем метаморфизму зеленосланцевой фации. Ве-
ооятно. обнаоуженный э&сЬект имеет шипокое паспоостоа-
Л. ' к U ХА Ж Ж А ж
нение.
Ориентация и полярность естественной
остаточной намагниченности. Изменяется в широ-
ких пределах. Вследствие мелкого размера зерен и соответ-
ственно их высокой коэрцитивной силы перемагничивание по-
ПЛТТ PnnnOHOUUkTM ипгитлтикти ГТЛПРЛЖ Чоллпът ПЯРТРЯ R ЛЛРкГТк-
КУКУАУ^У^А.А^ЖАЖААУАЖ.А Ж.А АААУАЖ.А ЖАКУАКУЖ.А ~ Ж.А ".-ХУ -~ -
шей степени, особенно в молодых образованиях с высоким
па па мотппх,! R tz а тх тл гл о гл тх г» tz тл v
Ж 1 М |У М 1VA Ку I jy КУ 1ТА , Л-Я 11 Vi II ЖЖ КУкХКУ II КуЖАЖЖУ*.
(Армения, Камчатка), а также в
nhnQQADQUTjaV ПСТТТЯ ПЯЫЛПЛИ
КУ КУ|У МКУКУЖУ МЖАЖЖУЖУА
океанах установлено наличие
палеозойских образованиях
/->TTTT-vr>/-чтттт/лт" тт о кт агпиттапттА.
кгшлриппим HULT1U1 1H11V1111V
растные лавы. В мезозойских и
ЧИСЛО обраЗЦОВ С СОХраНИБШеИС.'
стью In постепенно сокращается, т. е. в естественном состоянии
6 Заказ № 802
161
Рис. IV. 16. Изменение мал нм гний восприимчивости и естественной остаточ-
ной намагниченности в отдельных потоках четвертичных лав вулкана Дра-
ган. Армения (по А. Р. Ишханяну).
1 — базальт и андезито-базальт; 2 — зоны закалки пород
160 640 2560a>,10'senXM
)
Рис. IV.17. Гистограммы магнитной восприимчивости основных вулканитов
в Алавердской структуре, Армения (по А. Р. Ишханяну).
Комплексы: а — дебский; б — шихтахтский, 1 — неизмененные базальты; 2 — те же ба-
залъты, регионально ИЗмсНёННЫс
она не фиксируется, но может быть выделена при палео-
магнитных исследованиях после проведения магнитной чистки.
Древние эффузивные породы, образовавшиеся в периоды пря-
мой и обратной полярности магнитного поля Земли, в совре-
менном магнитном поле выделяются крайне редко. Отсутствие
контрастных магнитных аномалий определяется также гори-
зонтальным залеганием чередующихся горизонтов прямо и об-
ратно намагниченных пород даже в случае сохранения их пер-
ВИЧНОЙ НаМЯГНИЧвННОСТИ /п.
Обратная полярность вектора /п, характерная для пород
г,тглтпчтптгптттт v тотт тт тт опит л'ГП'Т'Пп оппонттл г» л п Ап л тттлттттл!/
jxkv 1 р у огшпшл 1 п mv 1 uv>jmu 1 п 1 ми, vo/iuanu ivi сд. п С-ivi
вектора Jn, т. e. как и в интрузивных породах.
В некоторых случаях наблюдается соответствие направле-
ния естественной остаточной намагниченности пород их трещи-
новатости в связи со стрессовыми напряжениями; отмечается
влияние на полярность и ориентацию Jn перемагничивания по-
род при молниевых разрядах, лесных пожарах и др. Указан-
ные факторы имеют существенное значение, но характеризу-
ются относительно локальным распространением.
Намагниченность пород. Значительные пределы из-
менения величин Jn/ji (Q=04-20 и более) определяют различ-
ный удельный вес каждой составляющей в общей намагничен-
ности разных эффузивных образований и тем самым обуслов-
ливают закономерности изменения магнитной восприимчивости
или естественной остаточной намагниченности, либо обоих па-
раметров.
Выделяются следующие крупные группы эффузивных по-
род, различающиеся по намагниченности: а) слабомагнитные
(ферропарамагнитные) породы с Qcp=04-0,3 (реже до 1), на-
магниченность которых обусловлена главным образом индуци-
рованной составляющей; б) магнитные (ферромагнитные) эф-
фузивные породы с Qcp=0,14-0,5, намагниченность которых
обусловлена преимущественно индуцированной составляющей:
в) магнитные (ферромагнитные) позднепалеозойские и более
молодые эффузивные породы покровной фации, метасоматиче-
ски измененные породы с QCp=14-3, намагниченность которых
обусловлена 7,- и г) магнитные (ферромагнитные) моло-
дые покровные эффузивные образования преимущественно ос-
новного состава, породы' пирокластической фации и экструзив-
ных тел с Qcp= 14-20, намагниченность которых обусловлена
главным образом остаточной спета вл яютттей-
Магнитные свойства эффузивных пород различных формаций
V тт т- 'г п а
v vx „ * г -
u n п п тл о
АЛ Х-» А* АА AJA V,
пород ы.
\7 ГГкТП ЯЛЛипппГТО
J
эффузивные породы пикриты встречаются в ранних формациях
( т/ппттттл плттт/п) Г~1тттт ттклт/лт ттттот/ттл оттлттлттггл тт Т Т-Тллтллггт т/п
yiYpCiririV р» ЧхДГкЧ/ у . Х-/11Г1 JrilVlVlW 1 11 Г1 1Y Г1V ОПаЧСППЛ /V И С ft. 1 ItVIWWDIW
6*
163
шире ультраосновные эффузивные породы представлены
в платформенных формациях щелочного состава — меймечитах
и кимберлитов. Меймечиты характеризуются высокими маг-
нитной восприимчивостью и остаточной намагниченностью
(тысячи 10-5 ед. СИ и тысячи 10“3 А/м). Для кимберлитов ти-
пичны значительные различия х и Jn вследствие разной интен-
сивности Я ВТО МСТЯ М on (h ИЯМ Я R Прчипктятр ттлплгл ппи лХпа.
г-г-, - ;—J------- ''Х'Р'Х*
зуются. Первичные породы — пикриты и пиропы — отличаются
RRTPATf U1MTLT QW Я UPULTCfO ТЛ ЛУ ТД Т.. ГТГА ТЭ Л'Т'П ОТТ а Т/А'ГГ'СТ ТЛПЬТЛА та пттпо
--------------------------------------*•.***,*»*-f4 11 V /(,, чи-1 W1U1XVJ и иЛДС
единичных мелких зерен. В кимберлитах даже одной трубки
DOnLTDQ ИОГиТ/ТПОП
1UU1 11 Ik 1 11U/1
6000-10-5 ед. СИ,
/колп • 1лллл\ in—з
(UVVVTTVVVV) ’ IV
D ПОПП TITUfTTTTD ЛО'ГТ ТГ О 1 Г ОТТ л ArrO ГГ п тт тт ТТ тт т т тт ъ
uuvujj rixuvi -iriuvv 1 и noivi VilAC 1 V71 VI СДПППЦ Ди
остаточная намагниченность — от нуля до
ЛК. D ________________
n/ivi. и раолпчпгиА ррпипал ирсииладаклг
разновидности пород с более или менее высокими магнитными
параметрами. Для кимберлитовых трубок типично кольцевое
расположение пород с разной намагниченностью, что отража-
ется в кольцевом строении магнитных аномалий.
Породы основного и среднего состава. Базальты
и андезиты современных геосинклинальных систем и молодых
вулканогенных поясов (Дальний Восток, Армения) преимуще-
ственно магнитные. Для них характерно более высокое значе-
ние Jn по отношению к /г, наблюдается прямое и обрат-
ное направление вектора /та; величина J, как правило, зна-
чительная.
Диабазы, андезитовые порфириты, альбитофиры, керато-
фиры, широко распространенные в формациях ранней стадии
(диабазовой, спилит-диабазовой, андезитовой) в фанерозой-
ских складчатых областях, в большинстве случаев ферромаг-
нитны при различных значениях х и непостоянных величинах
Jn и J. Значительные вариации магнитных параметров пород,
а также относительно низкое значение х обусловлены окис-
лением и разложением магнетита и титаномагнетита вследст-
вие диагенеза и метаморфизма в зеленосланцевой фации. Осо-
бенно это характерно для диабазов ранних формаций; меньше
процессами изменения пород затронуты андезитовые порфи-
риты, образующиеся в средней стадии. В докембрийских склад-
пятыу систрмят мягнитняя хапактепистика попол спелнего и
• — ... — --------- --j- — J- - £ ' ' £
основного состава зависит от характера изменений в условиях
П!Х9ПиТ гЬяИИЙ ПегиЛПЙ ПкППГЛ МРТЯ МАПГЙИЧМЯ
г—------------- — -----ГТ-------
Породы кислого состава. Риолиты, кварцевые пор-
/4аТ1ГА1ДТ TTQTTbT'TVT ТТ Г тл ГА ГАТ/ГА П О Г ПП/УРТП Я U PIT kT R гЬппмяипяу КЛИНЯ
kjyxip'ui, jj w V. х v,*»*^* -----,—
средней — начала поздней стадий. Среди андезитовой и дацит-
ромагнитные субформации соответственно с низкими или высо-
, , л A AATTAVin» «тгттп АЛтТ ТП ТТ ТТ Л 11 Л г Т Т TI ТТ П U U Л Р Т И Т1А ГГ ГА-
ГУ П1 VI П IVldl П.И 1 ПиП DWlJLpnniVl 1HD W 1 1У1КУ Xk kk <A 1V1 UI 11 11 ~i vn 11 i и iv> . ixu
роды риолитовой формации (как и гранитовой) повсеместно
Д--- „ — л « - л ------- - ТТ W г* Дч лп.»пттттгг ПАА TTTTAYI Лт Л П ТТТТ <П гг> П ТУЛ.ТЛЛ
феррииарамаГНИ’ГНЫ. ДЛИ 1рир1У1аЦПП ниодпсп via/urn, a icin.zxvv
164
периода тектонической, активизации складчатых областей ха-
рактерно образование ферромагнитных пород.
Для платформенных эффузивных образований характерен
основной состав пород и их преимущественно высокие магнит-
ная восприимчивость и остаточная намагниченность.
§ 17. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
диамагнитных (мраморы) до очень сильно ферромагнитных
^железистые кварциты). Наиболее широко развитые метамор-
фические породы — микрокристаллические и кристаллические
-- ----------------------- ------- „------~ . —. --------
СЛаПЦЫ, inCHCDl, аМфИииЛЫ И дру! ПС AdpdMCpnjyitJim uinucn-
тельно небольшим диапазоном значений к и /п. Величина Q
преимущественно меньше 1, исключение составляют метасоМа-
титы, в которых она возрастает.
Все магнитные параметры метаморфических пород зависят
от первоначального субстрата и от различий процессов его пре-
образования. Влияние состава первоначальных пород отража-
ются на магнитной характеристике парапород и ор<опород, об-
разованных соответственно их осадочных или магматических
разностей (рис. IV. 18). Парапороды характеризуются, как пра-
вило, свойствами, типичными для класса ферропарамагнитных
пород; реже они диамагнитные. Ортопороды по магнитным
свойствам более разнообразий; среди них выделяются как
ТЛ7 1Q ААлпГТПТППгг т»/-»<-» ГТ Г» ПП11ГТТТ ПП ЛОЧ П ЛПЛ П ГХЛПЧ/ЛГГ Л ТТТ 1ТЛПЛ 1ГЛГХ Д. ЧП11 л
а ххкг. л I'lmuimju/i ov/v-np rirxivi-inov/v i и пиуиД p/ci пигшлоли! и ivi v 1 ci ivi w p vp x*o m a.
Фации регионального метаморфизма: I — все фации; 11 — зеленослаицевая; 111 — эпи-
дот-амфиболитовая; IV — амфиболитовая; Va — гранулитовая; V6 — гранулит-эклогито-
вая; VI — эклогитовая. 1 — сланцы и гнейсы различного состава; 2,3 — микрокристал-
лические сланцы и гнейсы разного состава, метадиабазы; 4 — амфиболовые, биотит-
амфиболовые кристаллические сланцы, амфиболиты; 5, 6 — кристаллические сланцы
165
Рис. IV.19. Использование магнитных параметров для характеристики мета-
морфизма вулканогенных пород нижнего протерозоя. Карелия, Онежский
синклинорий (по Н. Т. Кищенко).
Петромагнитные ассоциации пород: I — первично слабомагнитная; II — вторично сла-
бомагнитная в результате зеленосланцевого метаморфизма; III — вторично магнитная
в результате метасоматических процессов; IV — первично магнитная и частично вто-
рично магнитная (в зонах оруденения). Низкотемпературный метаморфизм: I — пикри-
товый порфирит, 2 — плагио- и пироксеновый порфирит; диабаз, порфирит, миндале-
каменный диабаз: 3 — интенсивный метаморфизм; 4 — слабый метаморфизм; 5 — мета-
л. ___
mupipnoivi DDiuunuiciviucpa i ypnun ослспиилапцспип фации
ферропарамагнитные, так и ферромагнитные группы, что за-
висит от минерального состава, термодинамических условий
процессов метаморфизма и времени преобразования.
Региональный метаморфизм. Магнитная характери-
стика пород, образованных в процессе регионального метамор-
физма разных фаций, существенно различна (рис. IV. 18,
табл. IV.8).
В зеленосланцевой фации наблюдаются наиболее резкие из-
менения магнитных параметров пород. Первично вулканоген-
ные или интрузивные породы с высокими значениями х и Jn
теряют свои магнитные свойства. Повышенная температура, не-
высокое давление и окислительная среда способствуют окисле-
нию магнетита и титаномагнетита с образованием менее маг-
ЙИТПЫУ ИЛИ ПЯПЯМЯГИИТИЫХ ЧИЙАПЯППП — гвиятитя тшилимтя
--- “ - - - —* «. — — ~ ~ — ~ — -- --- .т* * &АААЛА* л^а - — ХТЛ А А АЛ V л л-т * Xz AVA fc*. ж А А А АА у V Л ЛА AV А V АЛ А А А М. у.
лейкоксена. Часто сохраняются лишь микровключения ферро-
1VT Я ГН UTURTV MUUOnQTinn VATAflLTO П/^U О1АТПП D n^nooTinv
А,ЛАА.А АЛЛА Л АЛАМА». AIAAAAA-k^^ aavax^aaj W V/11 up j 1 V/1 U UVyUvJJJ,an
при намагничивании в сильно магнитных полях и иногда уста-
UQQ пмпатлтоп ПП ТТТ ттттгК П Tk< ( Г» ТТЛ ТЛ7 1О\ Tnm w/ч ггп^ттллл лт/гчтт.
166
Таблица IV.8
Магнитная восприимчивость пород регионального метаморфизма
Иопопы к, 10-5 ед. СИ
Наиболее вероятные пределы макснмалЬпаи величина
Сланцы микрокристаллические: тальковый, серицитовый хлоритовый, кварц-хлоритовый, се- рицит-хлоритовый Сланцы кристаллические разного со- става биотитовый, двуслюдяной амфиболитовый, пироксеновый Мрамор Амфиболит Кварцит Кварцит железистый ш inn 10—100- 3000—4000 10—100 10—100 10—100; 1000—3000 —2 4- —5 10—100; 1500—3000 А ПЛ \J 4AJ 102—ю-5 1 КПП 700; 7 000 500 500 5 000 12 000 2-10’
сталлизации ферромагнетиков характерен для раннего этапа
эпидот-амфиболитовой фации (рис. IV. 18).
Условия метаморфизма пород позднего этапа эпидот-амфи-
болитовой, амфиболитовой и гранулитовой фаций (повышенные
термодинамические условия, низкий окислительный потенциал
среды) являлись благоприятными для сохранения первичных
ферромагнетиков и даже для их новообразования. Поэтому маг-
нитные ортопороды, преобразованные в биотит-амфиболовые
и другие сланцы и гнейсы, амфиболиты, гранулиты, характери-
зуются высокими значениями магнитной восприимчивости.
В некоторых крупных блоках древних щитов (например,
Колвицком на Балтийском щите) те же породы, обладающие
очень высокой плотностью, имеют невысокие магнитные пара-
метры. Это позволяет выделить гранулит-эклогитовую подфа-
цию, по термодинамическим условиям близкую к эклогитовой
фации (рис. IV. 18). Эклогиты повсеместно слабомагнитны
вследствие образования их при наиболее высоком давлении, при
котором железо входит в темноцветные породообразующие ми-
нералы.
Таким образом, по магнитной характеристике регионально
метаморфизованных пород может быть уточнена палеотермоди-
намическая обстановка их преобразования, а при специальных
исследованиях по величине Jrs можно восстановить характер
первичных пород, в частности, их осадочный или магматиче-
ский генезис.
Ультраметаморфизм. В процессе чарнокитизации ос-
167
Т а б л и ц a IV.9
Магнитная восприимчивость ультраметаморфических пород
Формация Порода к, 10-' ед. СИ
Мигматит-гр алитовая Гранит микроклиновый, мигматит Гранит плагиомикроклиновый Мигматизированный гранит и пла- гиогранит 0—50 6—50 0—1500
Мигматит-плагиограни- топа а Гранит олигоклазовый, плагиогранит 0—500
Чарнокит-гранитовая Чарнокит 100—1500
Диорит-гранит-чарноки- товая Диорит чарнокитизированный, чар- нокит 100—3000
Габбро-диорит-чарноки- Чарнокит-гранит 500—5000
А— — 1ЛП QAAA
ный, чарнокит 1VV ’C/V/W
слоя наблюдается постепенное понижение х и Jn пород. Габбро-
диорит-чарнокитовая формация повсеместно магнетита [х=
=(10004-3000)•10~5 ед. СИ, 1п = (5004-1000) ♦ 10-3 А/м]. Чар-
нокит-диорит-гранитовая и чарнокит-гранитовая формации бо-
лее дифференцированы по свойствам, но в них преобладают
магнитные породы. В общем ряду чарнокитизированных пород
происходит постепенная перекристаллизация ферромагнетиков,
их разложение и окисление с соответствующим изменением маг-
нитных параметров (табл. IV.9).
При гранитизации пород и развитии кремне-щелочного ме-
тасоматоза отмечается разложение железосодержащих силика-
тов с переходом части железа в диоксидную форму, что обу-
словливает образование магнетита и повышение магнитной
восприимчивости пород. Последняя достигает максимального
значения в среднюю стадию гранитизации и минимального —
в заключительную стадию, когда мигматит-граниты приобре-
тают однородный состав с небольшим содержанием биотита.
Автометаморфизм. Наиболее контрастное повышение
магнитных параметров пород наблюдается в процессе серпенти-
низации гипербазитов, в дальнейшем при листвинизации и кар-
бонатизации происходит снижение параметров. Детально про-
цесс был изучен для массивов пород Ветреного пояса Карелии
/’птлр ТА7 9ГН Ч а ххатттаиыолл пнггиглп пптииу mza ттаэлпл ттonwQTTTrjv
Л. т J М 1*1 V/< 1 V 111 1>1V1\/W11<Z11V14Z 1 11 1V1Z1 их х/и Хд А 11 1Д хдд,1 111,
силикатов низкоплотным серпентином и выделением при этом
ТЭ 'ГЧ'Л'ГЧ ТХТТ ТТГЛТ'ГЛ ИД Q ГТШТТГТО ПГГППТТО ПОПТЛСТ ОГГ а ТТТ.Г'Т'а TT-L ГТГкПТ-ТТТГ ни тл с\
и 1 up* 11 T11U1 V ITlUlllCirilU VII V 1 V Л V11U U11W1U11VV, 11VUU11_1_L VII и V
магнитной восприимчивости пород. Более устойчивый пироксен
тт а ТТ ПТТП ТТТ ТТТ TV ЛтП ТТТГЛХГ ППАТТАПЛП О О 1 К Л ТТТ ААтАЛ Г\ ТЧ Гу Р\Г\ ТАРТТО ТГЛ Т/
и ci ii ci шгшгылл v. 1 а/лххллл. ixyuu,vvvci mcxivx^i_u,ci v 1 vti v.vxcxvy\>, ivi^a nun
оливин заменяется полностью. При более интенсивной степени
Серпентинизации пироксен замещается серпентином (антигори-
168
Зс,10~3К1м
5000 3000
о
3000 5000
а
Серпентиниты
ОталькоВание^.
о
\ Серпентин -
\ тальк-карбонат
//
3,15
Дунит Q
б'Г/си?
/л
///
А?4*
Серпентиниты
Карб°И*~
питациИ
'Карбонатизи -
_ в/ поданные
zi° /серпентиниты
карбонатит
Перидотит
Рис. IV.20. Схема изменения намагниченности и плотности ультраосновных
пород в процессе серпентинизации (по Ф. С. Файнбергу, И. В. Розенталю).
Ультрамафиты рядов: а — оливинового; б — перидотитового
TOivl) И МаГНсТИТОМ. ДсТаЛЬНЫС ПСТрОфиЗИЧССКИС йССЛСДОВаНИЯ
гипербазитового массива в Присеванском офиолитовом поясе
m _________ ____ ________.--------------—~~~----------—
[uj показали, чти магнитам лараптсрис! ила иирид зависли пс
только от интенсивности, но и от типа серпентизации — лизар-
дитового или антигоритового. Для первого типичны существенно
меньшие значения х и /п, чем для второго (рис. IV.21).
Естественная остаточная намагниченность пород, серпенти-
низированных в разной степени, в среднем равна индуцирован-
ной (Q~ 1), но может резко возрастать в пределах трещинных
зон. На рис. IV.22 приведен результат микроисследований об-
разца перидотита, для чего он был распилен на кубки с реб-
ром 7 мм. По мельчайшим трещинам в краях образца выявлен
начальный процесс серпентинизации с выделением кристаллов
магнетита, обусловившим повышение значений /п примерно
169
с%
10 •
20 -
Рис. IV.21. Влияние серпентинизации
на магнитные свойства гипербазитов
Присеванского офиолитового пояса, Ар-
мения (по М. В. Банояну).
Тип серпентинизации: 1 — лизардитовый;
2 — смешанный: 3 — антигоритовый
30
40
50
50
▼ в"
_ в
• «в^
в • В
7U
ои
vy_
▼тг
до
100
500 1000 2000
2
5000 ,10000
<?,ЙГед.СИ
Рис. IV.22. Изменение плотности и на-
магниченности образца перидотита
в начальной стадии серпентинизации
гь г п л тт
(чи чг. 'i'cinnui.jji _у, vх. л. ханлс,
1982 г.).
1 — точки измерений; 2 — изолинии парамет-
ров; 3 — мелкие трещины в зонах серпенти-
низации
If -----I 2 У-^Лз
I---1 - L---1 ‘---•
v
▼т/
V
в
в
в
в
в
j„,io3kIm
в 2 раза. Величина /п возрастает в этих зонах в десятки и
сотни раз, что может быть объяснено химическим намагничи-
ванием магнетита в момент его образования суммарным маг-
нитным полем Земли и окружающих зерен.
Динамометаморфизм и контактовый мета-
морфизм. Эти процессы определяют образование пород, ха-
рактеризующихся очень непостоянными магнитными свой-
ствами, что зависит как от параметров исходных пород, так и
170
Рис. IV.23. Зависимость магнитной вос-
приимчивости от степени метасоматиче-
ских изменений горных пород (по
А. А. Смелову).
Окварцевание: / — порфиритов, 2 — их ту-
фов; кварц-серицитовые изменения: 3 — пор-
фиритов и туфов, 4 — фельзит-порфиров; 5 —
серицитизация гранодиоритов; 6 — хлорити-
зация гранодиоритов; 7 — эпидотизация пор-
фиритов; 1—1II — последовательное увеличе-
ние степени изменения пород
от давлений и температур, обусловливающих метаморфизм.
Так, роговики и скарны могут иметь х и Jn соответственно от
единиц до тысяч 10-5 ед. СИ и тысяч 10-3 А/м. В большин-
стве случаев породы характеризуются высокими значениями
х и /п вблизи и в пределах рудных месторождений.
Гидротермально-метасоматические процес-
сы. Грейзенизация, аргиллитизация, серитизация и хлоритиза-
ция вызывают уменьшение магнитной восприимчивости и естест-
венной остаточной намагниченности пород вследствие перекри-
сталлизации или выноса магнетита (или титаномагнетита). При
этом часто наблюдается изменение величины отношений /г и Jn
и увеличение Q до 2—3 и более. На рис. IV.23 приведены гра-
фики изменений магнитной восприимчивости пород при различ-
ных метасоматических процессах. Изменение магнитной воспри-
имчивости и естественной остаточной намагниченности пород
начинается на ранней стадии метасоматических процессов, не
фиксирующихся визуально; в дальнейшем они проявляются
в очень контрастном изменении магнитных параметров. Как
следствие, околорудные и надрудные зоны во многих случаях
Отмрияются R магнитных полях птп имррт cvinecTBPHHOP значе-
ние при проведении поисковых и разведочных работ в рудных
naftriHav ГЯ9 и пп 1
I------„ .. ААГ
Гипергенные изменения. Они влияют на магнитную
Y ЯП Я Тг'ГОП ТЛП'ГТЛ TZXT ПГ1ПЛТ пал тттх и a vnnn Ттхтттл nun nnnwouuo \!ЯГПМТ..
MIX 1 11 V 1 11 XI j 11 vp '-'/a 11VVZ Ди 11 tA IXV-Z U \J Л. XX XX XX 111 XJ VlXlllXkVXlllV 1’X 41 **** x
ных свойств вследствие превращения магнетита и титаномагне-
ском выветривании часто наблюдается снижение магнитных
171
Рис. IV.24. Изменение направления Jn в зоне гипергеназа гранитов (по А. А. Духовскому, 1972 г.).
1 — прямо намагниченные граниты акчетауского комплекса Центрального Казахстана, проекция вектора Jп на нижнюю полу-
сферу; // — обратно намагниченные мартинизированные граниты того же комплекса, проекция векторов 1п на верхнюю полусферу,
1—3 — петрографические разновидности гранитов
В зависимости от интенсивности гипергенеза, обусловленной ря-
дом геологических и климатических факторов, магнитные свой-
ства пород изменяются в различной степени. Преимущественно
снижение магнитных параметров различных пород варьирует от
единиц до 20—30 % до глубины 10—20 м. Существенные изме-
нения магнитных свойств пород наблюдаются при наложении
процессов гипергенеза на гидротермально-метасоматические пре-
образования, особенно характерные для рудных месторождений.
Возможно обращение вектора остаточной намагниченности
(рис. IV.24).
§ 18. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
Осадочные породы являются слабомагнитными и относятся
к диа-, пара- или ферропарамагнитным классам. По данным вы-
сокоточной аэромагнитной съемки и лабораторного изучения х
и Jn на приборах высокой чувствительности наблюдается диф-
ференциация пород различного литологического состава, воз-
раста, регионов разной тектоники. Магнитные параметры явля-
ются основным объектом палеомагнитных исследований [52],
а карты АТа над осадочными отложениями начинают все шире
использоваться при геологическом картировании. Наиболее рас-
пространенные породоразрушающие минералы осадочных пород
являются диамагнетиками (кварц, полевые шпаты, ангидрит
и др.) или слабыми парамагнетиками. Повышенные магнитные
характеристики пород часто обусловлены примесями, реликтами
и новообразованиями железооксидных минералов, обладающих
ферромагнитными свойствами. Ферромагнитные минералы
встречаются в виде зерен, тонкодисперсной вкрапленности,
а также продуктов окисления и замещения пирита, сидерита и
магнетита.
Магнитная восприимчивость. Магнитная воспри-
имчивость осадочных пород по данным измерений многих тысяч
образцов в разных районах нашей страны в основном не
превышает 20-10~5 ед. СИ (рис. IV.25). Наиболее низкими ее
значениями характеризуются карбонатные и гидрохимические
осадки, несколько более высокие значения х присущи глинистым
породам и песчаникам.
Для Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы изу-
чены зависимости магнитной восприимчивости осадочных пород
от различных факторов. Так, наличие в песчаниках глинистого
материала повышает их магнитную восприимчивость, присутст-
вие в глинистых породах карбонатного материала уменьшает их
х. Коэффициенты корреляции магнитной восприимчивости тер-
ригенных образований и содержания различных форм железа
(FeO, Fe2O3, РеОбщ) и титана оказываются достаточно высо-
КИМИ__от 0,68 до 0,87, и повышение их содержания резко
173
Рис. IV.25. Магнитная восприимчивость основных литологических типов оса-
дочных пород (по М. Л. Озерской):
и — глины и аргиллиты; б — песчаники и алевролиты, в — известняки, доломиты и
мергели
Рис. IV.26. Распределение магнитной
восприимчивости песчаников, алев-
рОПеСЧаНИКОБ И аЛСБрОЛИТОБ ИЗ ШС-
сти свит Удоканского рудного рай-
она, Северное Забайкалье (по
А. П. Веселовскому, 1989 г.).
Правая ветвь гистограммы характеризует
рудоносные пачки пород, левая — безруд-
ные
увеличивает магнитную восприимчивость пород. На величине
магнитной восприимчивости карбонатных пород Западно-Си-
бирской плиты наиболее существенно сказывается содержание
в них терригенной, особенно глинистой примеси, которая явля-
ется главным «носителем» магнитных компонентов.
Для территории нашей страны более широкие пределы
изменения магнитной восприимчивости осадочных пород уста-
новлены в пределах складчатых районов по сравнению с плат-
форменными [82]. В складчатых районах, особенно на рудных
месторождениях, пределы изменения и среднее значение
магнитной восприимчивости больше, чем в платформенных рай-
онах. В рудных районах окислительно-восстановительные усло-
вия локализации руд могут сопровождаться образованием маг-
нетита из гидрооксидов железа, что часто приводит к повыше-
нию магнитной восприимчивости осадочных пород рудоносных
толщ (рис. IV.26). Для платформенных районов характерно по-
вышение магнитной восприимчивости осадочных пород по мере
приближения к областям сноса [76].
Своего рода «послойная зональность» магнитных свойств
осадочных толщ, т. е. изменение х по простиранию, предполага-
174
Таблица IV. 10
Магнитная восприимчивость осадочных пород севера Русской плиты
(по Г. С. Мельниковой и Г. ГТ. Капралову)
Породы; возраст N, % х, 10-“ ед. СИ St
пределы среднее
Пг>лг>митьг С.-—Р. 62 13 14 0 в О В
Гипсы; С3—Рг 46 —1,34—0,5 —1,1 0,24
Ангидриты, гипс-ангидриты; Pi 12 — 1,4 4- —0,6 —1,1 0,19
Песчаники, алевропесчаники, алевролиты с глииисто-карбо- Н2ТНЫМ цементом 38 0,4—15,6 7,7 3,5
Примечание. N — количество образцов; Si — стандарт.
О'Т'Г'СГ
Г гчг» стттптэ
р» Jk juuivx
И CU
u n
тп
1W
ОСНОВАНИИ ЗНЯЛИЗа магнитного
поля ДТа над различными структурами.
ПпППГГ Г\гт\ П^ГГЛЛтАтт ЛТТААГ1 -» < г» Г-.ТТ ттглтт л Г- n TTW « ГТТТТП
xj^aviri v/i uu^avicn vnv/va iviainmnan ouuipnmvi 4hdul i d nupu/д
обусловлена главным образом литологическим составом пород,
как это установлено, например, для севера Русской плиты
(табл. IV. 10).
Естественная остаточная намагниченность.
Почти все терригенные породы обладают остаточной намагни-
ченностью. Наиболее часто встречающиеся значения Jn лежат
в пределах Ю-2—10-3 А/м. для большинства осадочных пород,
за исключением обладающих химической остаточной намагни-
ченностью, Jn<v-H.
Процесс образования естественной остаточной намагничен-
ности терригенных пород следующий. При размыве материнской
породы частицы-носители Jn этой породы раздробляются, из-
мельчаются и уносятся водой. Наиболее мелкие из них могут
обладать намагниченностью, присущей областям самопроизволь-
ной намагниченности — доменам. Более крупные—многодомен-
ные частицы — сохраняют ту намагниченность, которую они
имели в составе материнской породы, т. е. термоостаточную
JTt или химическую Jrc. Попадая в водную среду, частицы
стремятся расположиться таким образом, чтобы их вектор на-
магниченности оказался направленным по магнитному полю
Земли. Степень соответствия этой ориентации определяется
напряженностью земного магнитного поля в период образова-
ния пород, остаточной намагниченностью частиц, их разме-
рами и формой и, наконец, скоростью и характером движения
водной среды.
При образовании осадков частицы-носители Jn, сохраняя
свою ориентацию, оседают вместе с немагнитными, зернами.
При обезвоживании осадка полученная ориентация частиц
175
закрепляется, обусловливая суммарный вектор остаточной на-
магниченности, совпадающей по направлению с полем, дей-
ствовавшим в момент оседания. Такая намагниченность на-
зывается ориентационной (детритовой) Jr0. Таким образом,
первичная намагниченность терригенных пород по способу
образования является ориентационной независимо от намагни-
ченности зерен, которяя может быть термомагнитного, химиче-
ского или однодоменного происхождения. Многие осадочные
породы приобрели химическую (кристаллизационную) намаг-
ниченность Jrc в результате химических изменений, ведущих
к новообразованиям оксидов железа, а также при раскри-
сталлизации и дегидратации гидрооксидов железа. Это —
хемогенные карбонатные породы, сингенетические конкреции,
древние почвы — латериты, бокситы и железные руды осадоч-
ного происхождения.
Возникшая остаточная намагниченность осадочной породы
не остается постоянной: первичная намагниченность 1по в ре-
зультате процессов магнитного и структурного старения по-
степенно уменьшается. В то же время в результате длитель-
ной выдержки породы в земном магнитном поле возникает вяз-
кая намагниченность Jnv, которая в осадочных породах играет
гораздо большую роль по сравнению с магматическими, так как
при одинаковых концентрациях ферромагнетиков ориентаци-
онная намагниченность значительно меньше термоостаточной.
Сложная природа естественной остаточной намагниченно-
сти осадочных пород приводит к резко асимметричным рас-
пределениям их значений почти для любой выборки (рис.
IV.27). Распределение 1п в еще большей степени, чем распре-
деление х, соответствует логнормальному.
Прямой связи между литологией пород и величиной Jn нет:
как высокие, так и низкие ее значения встречаются в песчани-
Рис. 1V.27. Распределение естественной остаточной намагниченности для раз-
личных групп осадочных пород [82]:
а — красноцветные аргиллиты верхнего карбона Донбасса; б — верхнепермские мергели,
глины и алевролиты севера и востока Русской платформы; в — свиты осадочных бас-
сейнов СССР
176
ках и глинах. В большей степени величина Jn связана с про-
исхождением породы, с содержанием оксидов железа, а сле-
довательно, и с окраской породы. Высокие значения Jn
встречаются в бокситах, железных рудах осадочного про-
UPYAWnAHUa R HPlZnTnnkTY ТТППАПЯУ nQQDUTRTY 13 nQTjnUQY ТТТ LT-
* х ~ Г ~ V- , X , WX Х^ X X X Х.Х Z х х> Гххххх.хххххх ХХ^ХХ
рокого распространения основных магматических пород и же-
ЛЛППГТЛ V
viyutu
нентального происхождения. Решение вопроса о том, какими
fJ^OLTtin ITOO^nriTT П Af TI ГХ ТО ТГ О П ТТ П ТТ а Т Т» TZH Л Л TTriTTnOfTn V 'ГЛЛТТЛ /~»Г>ГТ
*4 XVI 4x1111 ЧУ TUV. 1 пцишл ЧУ 4/ J 4- VI4/ JU VI 4х 11 <Л и ft U 14 р» С14х 114» l_i,U 1 С4 У4 , 1 4. 4-11 ЧУ \^JU/1~
зано с определением времени возникновения первичной намаг-
ниченности этих пород, которые ввиду повышенных значении
естественной намагниченности и ее большой устойчивости
к размагничивающим воздействиям являются одними из основ-
ных объектов палеомагнитного изучения.
Гистерезисные свойства осадочных пород определяются от-
носительным содержанием рудных зерен магнетита, гематита
(спекулярита) и пигментирующих частиц гематита и гидро-
оксидов в глинистой фракции породы. Типичным примером яв-
ляются свойства красноцветных осадков. Те их разновидно-
сти, которые не содержат магнетита, имеют почти прямо-
угольную петлю гистерезиса, так что остаточная намагничен-
ность насыщения почти равна намагниченности насыщения.
Нижний предел Нс соответствует породам, богатым спекуля-
ритом, верхний — красноцветам, магнитные свойства которых
целиком определяются железооксидным пигментом. Насыще-
ние в полях Яс=106 А/м, как правило, не достигается. Раз-
рушающее поле естественной остаточной намагниченности
красноцветов Н'с= (2-е-16) • 10э А/м, Q= 14-50. Параметры маг-
нитной жесткости остальных осадочных пород обычно дости-
гают лишь нижнего предела указанных величин.
Ориентировка вектора J„ осадочных пород разного
возраста и состава в настоящее время, как правило, соответ-
ствует современному магнитному полю Земли, т. е. первичная
ориентировка 1п, отвечающая древнему магнитному полю, теря-
ется; породы перемагничиваются. Восстановление первичной,
синхронной Jn достигается путем магнитной чистки при палео-
магнитных исследованиях. Многочисленными работами в СССР
и в других странах установлена периодическая инверсия маг-
нитного поля Армлй и гоотиртственно смена обпазований поя-
------ " - — — — — — — -- _ _ _ _ — _- ----- - - 1 1
мой и обратной полярности, отвечающая определенному воз-
партипш; интрпвяпи Метопиия И ПРЧМПНТЯТМ палеомягнитных
V1,iJ ......---------------- — r---J------ ------------
исследований освещены в ряде монографий [52 и др.] и кратко
nvona vTonMOnD а и кт
в кн. 3 настоящего сппавочника.
ГЛABA V
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
И ГОРНЫХ ПОРОД
§ 19. параметры электрических свойств
Т/Тг* гх ттг.тлтг» tTTlAATZtrxr /»i-t/-ктт rrvn ттлтттлл т
хао оЛбктрn4tvKnx свойств веществ наибольшее значение
в геофизике имеют удельное электрическое сопротивление, ди-
электрическая проницаемость, пьезоэлектрический эффект и
естественная и искусственная (вызванная) поляризация, обу-
словленная электрохимической активностью.
Возможность направленного движения заряженных частиц
(электронов и ионов) под действием внешнего электрического
поля обусловливает электропроводность вещества. Сопротивле-
ние возникающему электрическому току вызывается хаотиче-
ским (тепловым) перемещением заряженных частиц и зависит
от строения электронной оболочки атомов, кристаллохимических
структур минералов и ионизационных свойств водных растворов
солей.
Удельное электрическое сопротивление (табл. V.1)
р-К —, (V.1J
где Я — сопротивление вещества, Ом; I — длина тела, м; s —
поперечное сечение его, м2.
Удельная электрическая проводимость у=1/р.
По природе электропроводности выделяются: проводники
(электронные и ионные), полупроводники и диэлектрики.
Высокой электропроводностью обладают самородные и тех-
нические металлы (р= 10-4-ь 10-8 Ом-м). Электропроводность
металлов электронная. Она обусловливается специфической ме-
таллической формой кристаллической связи. Основная особен-
ность последней — наличие нелокализованных электронов (или
многоцентровых орбит), охватывающих весь кристалл минерала.
Чем больше нелокализованных электронов, тем выше проводи-
мость металлов. Присутствие электронопроводящих элементов
в соединениях при ковалентно-металлической и ионно-металли-
ческой формах кристаллической связи определяет высокую
электропроводность ряда минералов (р= 10—3-=-10-6 Ом*м).
Характерная особенность электронных проводников — увели-
чение сопротивления с повышением температуры., что обуслов-
ливается возрастающим хаотическим движением электронов.
Наблюдается зависимость сопротивления от наличия химиче-
ских примесей и возрастание при этом р. Следствием сказан-
178
Таблица V.l
Параметры электрических свойств веществ
Параметр Определение Единица измерения
Удельное электрическое сопротивление р Сопротивление R 1 м3 (1 см3) горной породы (минерала) электрическому току, проходящему через породу (ми- нерал), параллельно двум его граням Ом-м
Кажущееся удельное электрическое сопротив- ление рк Измеряемое при электроразведочных работах и каротаже электрическое со- противление, зависящее от условий из- nzonouua тппо тх noomono ттглтэ/лтл 1UVJJ VllUAi, пхни XX р UUlUVj' XX jviunvxivll Ом-м
Относительная диэлек- трическая проницаемость € Параметр, показывающий, во сколько раз уменьшается напряженность элек- трического поля Е в диэлектрике по от- ношению к Е в вакууме —
Y J* j— । J f ТЖТТТТ J-L " 1“ - I L, 1 а к ТТ' Т И' f — — — ,
Л дЬСЗОЭЛсКТрпчсилИп .тю- дуль d 1\и-эцдрпЦг1сп1 iipuiiUpUnvnaJibriUvi п между компонентами вектора поляри- зации и тензора механических напря- жений (деформаций) 1\^1/ Л 1
Пьезоэлектрическая кон- станта 1 Отношение вектора интенсивности по- ляризации к механической деформации Кл/м2
Естественная (самопроиз- вольная) поляризация ПС ДУпс Свойство горных пород (минералов) создавать электрическое поле вслед- ствие окислительно-восстановитель- ных, фильтрационных,диффузионных, адсорбционных и других процессов В (мВ)
Т"" к
ТДИЦЛрудпиппЫс LSU д, ДИф- фузионно-адсорбционные ДУп.я потенциалы i_.LicCLDvnnDic ищспциалш, buannncuv- щие вследствие диффузионных или ионно-сорбционных или ионно-сорб- ционных процессов и (1WU/
Искусственная (вызван- ная) поляризация Дс7вп Свойство горных пород (минералов) создавать собственное электрическое поле под действием внешнего электри- ческого поля В (мВ)
Поляризуемость т] Параметр, равный отношению ЭДС поляризации Увп к разности потен- циалов внешнего поля %
Примечание. В скобках приведены применяемые дольные единицы.
ипгп аппаотпа пдгт/'чл'ггшцлтпл лгпрпкппгп ппппптип пдпиа nvnuRiv
минералов, которое может меняться на 2—3 порядка (А. С. Се-
ллаипп 1 Q4Q\ г
ХЖХ VxXX \J 1. V IV j Л. • J •
Ряд минералов с ионной формой кристаллической связи ха-
ТЛ Q ТЛ'ПГЛТЛ ТХОХГЛ'Т'ПСТ
р ин 1 ХАj * V/1
плииптх гтгч/логч тттлк/л/л'т’ктгч Т-I п ы/лгл ттглгл 'гтя тт тл тт и о тлпттпаа
I ЛЛ|/ V-ZXJ V_z/-i,x 1 1UW л Х^х«_» . XXUIIV'-'HW ЛИША ЛЛАМ UVXlXXU'l
проводимость для электролитов, а в естественных условиях —
ГТ ТТ ГТ ПППТТ П П ТТ<Л ПТТГТТЛТТТЛТ1 ТТГЛТЛТ-Т Т-'/ЛТЛ ТТТТХГ ТТ ГЛ ТЛ/Л ТТ I I ТЛ ТТ ГЛ'Г'ТЛ T-TTJ О CJ ГГОТГ’Т'-
/-Цх/lZl и vy/д, JU1, о C4.AXMVinZllVlXI,4xXl IXUpiUl 1 VpilUlA XAk>yv>/A- AJL^Xl чх х pz xjxaj^ ^vivah
ронов от атомов или при их присоединении нейтральность ато-
«1/ЛП тт «-» «-ЧЧ TVTT п птп г, тт х-кТТтт Amn Ttcnr-rm^rt Лгч nmn птЛтП Л1ГТТ/Л ТТ Г\ ТТ Г\ ХТЛ Т Г m/Л ТТ Т_ Т Т ГЛ
ivivjD пар_у шастал и ипп v 1 алиол i vzi cuuidciпилили
179
или отрицательно заряженными ионами. Движение ионов под
действием внешнего электрического поля вызывает электриче-
ский ток, который в отличие от тока’ в электронных проводни-
ках сопровождается переносом вещества. Удельное сопротив-
ление ионных проводников уменьшается с повышением темпера-
туры, а в водных растворах солей — с увеличением степени ми-
ПРП Я ПЫ'ЭЯТТЫЫ
Свойства полупроводников имеет большинство силикатных и
ЛЧТТЛТХ ТТ ТТТ ТЧГ Гч ТТЛ » ГЛГГ-ТЛЛТЧ Л ТГЛГ> л ТТЛТТтТТЛ ГГ тт тттт ттлттТТлтт Л1Г.П.ГГЧТТ trrxit
иЛСПДПШЛ JJltlVlCn IUD U r\UDClJltn 1 пип nun nunnun ^upiviun rxpri-
сталлической связи. Хотя в строении многих минералов прини-
мают участие элементы с электронной проводимостью, жесткие
решетки минералов обусловливают слабую подвижность элект-
ронов и, как правило, высокое значение сопротивления
(IO*— IO» Ом-м).
Полупроводники могут обладать собственно электронной и
дырочной проводимостью. Первая обусловлена движением элек-
тронов, но менее свободным, чем в проводниках. При этом дви-
жении все время освобождаются места на электронных орби-
тах соседних атомов (образуются «дырки»), которые как бы
передвигаются в обратном направлении. В химически чистых
элементах и минералах количество передвигающихся электро-
нов и дырок равны, но при наличии химических примесей, даже
в ничтожном количестве, это равновесие нарушается и наблю-
дается типично электронная или типично дырочная проводи-
мость, различающиеся по знаку; происходит резкое увеличение
или уменьшение сопротивления с образованием на границе за-
порного слоя. Характерной особенностью полупроводников яв-
ляется уменьшение сопротивления с повышением температуры;
при дырочной проводимости в некоторых полупроводниках уве-
личение ее до 800 °C сопровождается снижением сопротивле-
ния в 10б раз. Для всех полупроводников характерна очень
большая зависимость сопротивления от малейших химических
примесей, например избыток кислорода в 0,1 % уменьшает со-
противление куприта в 104 раз. Особенность полупроводников
ппг, лт> ТТЛ ПФЛ л г> /л гл ТТL ТТТ/~\ тх TTXTD Г’Т'ТЭ ТД'Г О ТТКППОТТЛ V П Я Q П1ЯШ-ЮГГ) П П ТТ Я
И U U/1UV1/1 VI V/1 U WVV4VUJVI1 1 « и V 1 1 ч* л». **-4^*. ч- ьх ~ —
облучениям (фотоэффект и др.)
связи и наиболее плотными упаковками атомов в решетке (ост-
-V •гтлт-гл.ттттт vzx т\ Л7 тт Л ТТТ ТТЛА Л Л ПН Л^ТТГ) ТТ О IT TI Л ATTXLXa-
риппгни И ценившие С 1 р у ГХ 1 урок) . <7 Ati/IUDVC 1 Iiu.iviiuv 1V1X111V-
ралов 1012—1016 Ом-м. В сильных электрических полях ди-
__ . ~ л л vv vv гт»ч Л гч Л n TH Г ЛЛШТ Т/Ч П П ТТ ЛТТ »,ТЛЛтТ_
ЭЛСКТрИКИ ииладаю Г ЭЛСМ punnun цриоиднмих 1OIV. uaDnvn-ivivviu
сопротивления от температуры аналогична таковой для полу-
проводников. Наиболее характерное свойство диэлектриков —
их поляризация, т. е. смещение заряженных частиц (электро-
нов и ионов) и ориентировка полярных молекул под влиянием
электрического поля. Поляризационными свойствами обладают
также многие полупроводники.
Поляоизация циэлектоика хапактепизуется вектооом интен-
сивности/
(V.2)
где т. — дипольный момент частицы; п — число поляризован-
ных частиц в единице объема.
В изотропных диэлектриках Р совпадает с вектором на-
пряжения Е электрического поля и связан с ним соотноше-
нием
Р = %э£, (V.3)
где хэ — диэлектрическая восприимчивость.
На практике для характеристики вещества пользуются по-
нятием относительной диэлектрической проницаемости
_ 1 I л_________
Ь = 1 + ‘ГЛХэ-
к***/
Относительная диэлектрическая проницаемость — безраз-
мерная величина в отличие от абсолютной диэлектрической
проницаемости, которая в СИ измеряется в фарадах на метр
(Ф/м).
В зависимости от строения диэлектриков различают два
основных вида поляризации: поляризацию смещения и релак-
сационную поляризацию. Первая разделяется на поляризацию
электронного и ионного смещения. Поляризация электронного
смещения, обусловленная смещением электрона относительно
ядра, проявляется практически мгновенно и наблюдается во
всех твердых, жидких и газообразных веществах. Для диэлек-
триков, имеющих только поляризацию электронного смеще-
ния, е близка к квадрату показателя преломления X, согласно
уравнению Максвелла.
Поляризация ионного смещения заключается в смещении
иона одного знака относительно иона другого знака и проис-
ходит за время 10~12—10-13 с. Она наблюдается в твердых
веществах с ионной решеткой, а также в аморфных диэлектри-
ках при наличии ионов. Диэлектрическая проницаемость та-
ких материалов лежит в пределах 4—15.
Релаксационная поляризация связана с наличием в ди-
электриках полярных молекул или молекул, объединенных
D плпапикто П Я TTTJVS 7ТТЛ ( ТТЫГТ.Л г пд AnQsvnorr HPUURTV unnnn
XXWX^XXX^ r«MXX»«.1Wi y^XXXX^VXXX, ~ V Ж « „ VX Ж Т ~ * ж V -«ЖЖ -
а также возбужденных тепловой энергией избыточных «де-
В зависимости от того,
rh dTZ'ru’VT V хч
VUV11 х
а ПР1/ТП мило
гг nLTnnvv.
какие частицы вызывают поляризацию, различают дипольную.
наблюдается релаксационная поляризация, обладают высокой
ТТТТГ, ГГЛТ/гт TTYTArtTZlXTr ГТП ГЧТТТТТГ Л АНГАОГГТ тгч
Р Г1 ntxVIXkjn др VXiniACLtlVlV/V luiv.
181
Рис. V.l. Идеализированная зависи-
мость диэлектрической проницаемости
от частоты тока при проявлении раз-
личных видов поляризации:
I — структурная es ; 2 — дипольная 8^; 3 —
ЯТГШНаа Р. • А _ a lavTnouun а Р
—....а* * ---*----- ~е
К релаксационным видам поляризации относится также
структурная поляризация, возникающая в неоднородных ма-
териалах.
В реальном диэлектрике поляризация является результи-
рующей различных поляризованных процессов. Возникновение
того или иного типа поляризации определяется химико-физи-
ческими свойствами вещества и диапазоном используемых ча-
стот (рис. V.1).
В переменных электрических полях для диэлектрика свой-
ственны диэлектрические потери, связанные с переходом части
электрической энергии в тепловую. Последнее обусловлено про-
водимостью и медленно устанавливающейся поляризацией.
Влияние поляризации зависит от времени ее установления и
области применяемых частот. Поляризация электронного и ион-
ного смещения, устанавливающаяся за 10-12—10-15 с, потерь
не вызывает. Время установления релаксационной поляризации
значительно больше и обусловливает ток i', который является
j'viwMnft йктирилгл i'_ тл пря^типнлгп i'_ тлилп Тяигяиг угля гти-
~j *..“*“*• —и .. г—.....---- . , „——. ---—~ j---z-.—
электрических потерь реального диэлектрика
tg 6 = (ia + i'a)/(i’r + ic), (V.5)
где ic — емкостный ток ^ток смещения^; ia — ток проводи-
мости.
Тяттгоир vrпя nwansifTnuuarvuv плтрпк и яявигимлгти от ЧЯ-
- ***** -—.......... г- -------------- -- --
стоты и величины диэлектрической проницаемости описыва-
iO'1'Г'СГ ХЛХГ ПАП По А а а •
'VIV/1 vpvrp у HVJI1 J—i. Vz u* >1 •
jl . c /_ _ \ //_ t _ f\T a\
Lg U = --Ем/ ШТ/^Q-T BooW- lJ, (.V
где т — время релаксации; со — угловая частота; диэлектриче-
5РТГЯЯ ПППиЮГЯАМОПТК* О--ппи Л1=П Я_____ППИ /т>—>г>о
182
5 20. УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ
МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД
Удельное электрическое сопротивление породообразующих
П Я Ж Г TW < » V > Ш Я W V W W Я* п TW Г*
га тнпсралип
Большинство породообразующих минералов магматических
и метаморфических пород характеризуются свойствами полу-
проводников или диэлектриков. Это калиевые полевые шпаты,
плагиоклазы, пироксены, оливины, нефелин, кварц и другие
минералы, которые имеют очень высокое сопротивление'
(табл. V.2).
Рудные минералы — галенит, пирротин, пирит, халькопирит
и многие другие имеют очень низкое сопротивление (10—6—
10-1 Ом-м). Лишь некоторые из них характеризуются относи-
тельно высоким сопротивлением — это гематит, сидерит, лимо-
нит и др. Очень высокая проводимость свойственна графиту..
Устанавливается связь между электрическим сопротивле-
нием и плотностью минералов. Минералы с наиболее высокой
плотностью (самородные металлы, рудные минералы) харак-
теризуются высокой проводимостью вследствие металлической,
ионно-металлической и ковалентно-металлической форм кри-
сталлической связи. Удельное электрическое сопротивление ми-
нералов средней плотности может быть как очень высоким, что
типично для ковалентных соединений, так и низким — при сме-
шанной форме связи. Минералы относительно низкой плотно-
сти ииоштма wnuuvin и пи iron я поитиит rtinnuv спаяй пбпяпятт
................ ........j... ...... .J -----,---------
наиболее высоким сопротивлением (рис. V.2).
Таблица V.2
Удельное электрическое сопротивление породообразующих
и рудных минералов
МWWPHЯП г л Н»». м Г" ’ — — — М Т1ИРП5 и -Г"’- n Ом . м
Графит Ю-в—Ю-4 Полевой шпат 1011—1 о12
Галенит 10-8—Ю-з Плагиоклаз 10»—1012
Пирротин 10-5—10-* Сера 1U*" ИГ"
Пирит 10-4— ю-1 Сильвин 1013—1018
Халькопирит 10-3— ю-1 Магнетит Ю-2— IO"2
Молибденит Ю-З—1 о-1 Пиролюзит 10»—Ю1
Марказит IO"2-10"1 Гематит ю4—ю«
Сфалерит iO5—iO7 Сидерит 104—10s
Лимонит 10е—10s Слюда 1014—ю18
Ангилпит 10’—101» Пиппксри 1010—1012
Кварц 1012—10м Нефть 109—Ю16
183
Рис. V.2. Удельное электрическое сопротивление и плотность минералов.
1—диэлектрики; 2— полупроводники; 3 — электронные проводники. Формы кристалло-
химической связи: 1 и 2 — ковалентная и ионная; 3 — металлическая, ионно-металли-
ческая и ковалентно-металлическая
Зависимость удельного электрического сопротивления
горных пород от их фазового и минерального состава
и структурно-текстурных особенностей
Механизм электропроводности горных пород может быть
ионный, электронный и смешанный в связи с различием их
фазового состава и разной природной проводимости породооб-
разующих и акцессорных или рудных минералов. Удельное
электрическое сопротивление твердой фазы (минерального ске-
лета) превосходит сопротивление жидкой фазы на 6—8 поряд-
ков; газовая фаза является диэлектриком. Поэтому влияние
различных фаз, заполняющих поровое пространство пород, и
структура последнего являются определяющими для удельного
сопротивления большинства горных пород. Исключение со-
ставляют глины, глинистые породы и гипс. При развитии ак-
цессорных или рудных минералов с электронной проводи-
мостью основное значение приобретает структура их вклю-
чений.
184
Рис. V.3. Теоретические кривые зависи-
мости удельного электрического сопро-
тивления горных пород от структуры
электропроводящих включений (по
А. С. Семенову).
Кривые: 1 — нормальная при сферических
включениях; 2 — при сферических включе-
ниях с небольшим количеством (20 %) эллип-
тических включений
Наиболее общее теоретическое решение вопроса зависимо-
сти удельного электрического сопротивления горных пород от
структуры порового пространства и характера вкрапленности
проводящих компонентов дано в работах А. С. Семенова
(1948, 1974 гг.). Из рис. V.3 можно видеть, что если в породе
с высоким сопротивлением породообразующих минералов про-
водящие компоненты (заполненные водой поры, рудные мине-
ралы) находятся в виде изолированных включений, то они не.
оказывают влияния на удельное сопротивление породы. Необ-
ходимо более 70 % сферических включений и более 50 % сфе-
рических и эллипсоидальных включений для того, чтобы со-
противление пород начало снижаться. Присутствие в породе
непрерывно связанных между собой проводящих компонентов
в количестве нескольких процентов оказывается достаточным,
чтобы уменьшить удельное сопротивление породы на несколько
порядков. При содержании проводящих компонентов более
10—20 % удельное сопротивление пород становится близким
к удельному сопротивлению проводников. Экспериментальные
данные по изучению влияния на удельное сопротивление маг-
матических пород электропроводящих (рудных) включений и
ПЙ5ГПТ.Т!1Т1.1 UPPTiannDaUUO лпапппимт ПЛППГТ Г ПЯЧЛИЧИПЙ ГТПЛПС-
Г--J----------------------------------------------
185
Рис. V.4. Зависимости удельного электрического
сопротивления интрузивных и эффузивных пород от
коэффициента водонасыщения (по Н. Б. Дортман):
/—перидотит с пористостьюп= 1,4 %; 2 — гранит, п=2,8 %;
Я 0/_ • Л _ -гттхоХоо и-Л 7 (V . с _ ««М.
“ --(и , л '•-V,4 Д), U -- livptpnpni,
«=2,7%; 6 — кварцевый порфир, л=3,2 %; 7 — базальт,
Л=4 %
Рис. V.5. Зависимость Удельного
электрического сопротивления в'одо"
насыщенных кристаллических ПОрОД
от их пористости:
1 — Р отдельных образцов; 2 — <)ведние
значения р р А
ствуют теоретическим кривым и
ТГАТТТТТА ТЛ П л г» ТТТГТТТТт Т « г тгл ТТАпТТ л ч / TQ
конкретизируют их
U ТТ ЮЙО т.
^итвет-
пРиМени-
п ь ,,
М. КО-
бранова, 1987 г.)
□ „„„Л.,,---- ---------- ----,---------„Л______._____
kjaDnvniVlUClD удслопихи ялсхчрпчссли! и cuupui ИВЛСПИИ маг-
матических пород от водонасыщенности приведена на ри^ у 4
ТЛ-«Г_______ -________ ____________ ______________ ___
иаилюдается спиткение еги величины с виарастанием ки^ффи-
циента водонасыщения, происходящее менее резко при ^ояв.
лении в сухих породах гигроскопической влаги и более j>e3K0
при заполнении водой всего порового пространства. Из^ене.
его величины с возрастанием коэффд.
ние сопротивления магматических пород от газонасыщенных
до максимально водонасыщенных составляет 2—4 порядда
Удельное сопротивление газонасыщенных интрузивных эф.
фузивных пород разного состава различно вследствие ра^ного
186
Табл и-ц a V.3
Удельное электрическое сопротивление газо- и водонасыщенных образцов
интрузивных и ''эффузивных пород и их пористость
Порода Р, Ом-м> образцов n, %
газонасыщенных водонасыщенных
сред- нее пределы сред- нее пределы сред- нее пределы
Гранит Диорит кварцевый Г аббро Г аббро-амфиболит Перидотит слабссер- пентинизированный Порфир кварцевый Порфирит Базальт Диабаз Гнейс 4-10е 5-Ю7 2-Ю7 1-10» 3-107 1 -107 1-10®—9-Ю6 4-107—7-10’ 4.105—6-107 9-104—2-10® 2-105—6-Ю8 5- 10е—4-107 7. 103 4-io4 7-104 3-104 4-108 3-103 3-104 2-Ю3 6-10Б j , iq4 3-103—1.104 5-10s—7-104 2-104—2- 10s 1. lo4—6-104 1-IO»-1-10е 1.103—5-IO3 1 • 10*—3-104 1.103—3-10s 1 10s— 2-10® n. i ng a . 1Q4 2 8 3’,3 1,6 2,6 1,4 3,2 2,7 4 1,4 3 2 11—5 2 2Д—3,7 0,6—2,5 2,6—2,9 0,7—2 0,7—2,2 rn a q g
Примечание. Высушивание проводилось при температуре НО °C; насыщение
______зС____л /л 1 n/п ЫяС.П г. уяельным электпическим соппотивлением 60”Ом-м пол.
upcunvn видип vu» * * /’*-' ~ -- -------*- -- „
вакуумом в течение 3—4 ч.
сопротивления породообразующих минералов. Так, граниты и
кварцевые порфиры, содержащие наиболее плохо проводящие
минералы___кварц и биотит, имеют более высокое сопротивле-
ние, чем габбро и базальты, состоящие из минералов с не-
сколько меньшим сопротивлением (полевые шпаты, пирок-
сены). В газонасыщенных образцах связь между отдельными-
молекулами гигроскопической воды слабая или вообще отсут-
ствует, поэтому удельное сопротивление остается очень вы-
соким.
По данным экспериментальных работ при изменении влаж-
ности образцов базальтов от 0,3—0-5 % (газоводонасыщенные>
до нуля1 (газонасыщенные) удельное электрическое сопротив-
ление увеличивалось от 105—106 до 107—108 Ом-м; высуши-
вание образцов диабазов и перидотитов с исходной влаж-
ностью 0,17—0,1 % к изменению р не привело.
Рассмотрим' характеристику водонасыщенных образцов по-
г-^п т о ппы максимальной капилляоной влажности (оис. V.4:
----
табл. V.3).
п
ВОДОН 2С ыщенных образцах интрузивных и эффузивных по-
род наблюдается увеличение удельного сопротивления от кис-
v лснлнным и v-пьтп а основным на 2—3 попялка.
При этом р всех разностей пород остается высоким (103—
jog Ом • мх значительно превышающим удельное сопротивление'
насыщающей воды (60 Ом-м). Сопоставление рис. У.Зи V.4no-
187~
называет, что изученные малопористые породы (п=0,7-4-5 %)
попадают в область совместного влияния на их удельное со-
противление минерального скелета породы и поповых вод. По-
следний фактор имеет большее значение, что следует из проти-
воположных изменений удельного сопротивления от кислых
к основным разностям в газонасыщенных и водонасыщенных
породах и из зависимости p = f(.n).
Кривые p=f(n), построенные для водонасыщенных образ-
ТТПП ТТЛ TTCMJRT ’JQ ПНР \7 .4 ГТлЫ VD О ГТ ТЛ ТТОТДТЛ TJT ПППтиППти Hm шхттто
Х^ЧЖ/V^VXIWA Х.М. 11WV1U W1 XXJV1Z1
до 5 % устанавливается закономерное уменьшение сопротивле-
ТТ TJ а 1 А 6 1 Г\7 ТТ п 1 АЗ 1 А 4 АГ _ ST* Г>Г\ П ТТ ТТОТТФ тт КПТТПТТ ТТ ГТ ПТТОТТП ПА
XX XX УХ ЧУ 1 X ЧУ X ЧУ /А ЧУ X ЧУ А чу X^IVX • 1*1, 1 |У C4./4,rXVzll X XIOIVA Ч_Х1 VzXl Г1У1 UX1C4.'bClt'XV
очень высокий, постепенно уменьшается, что совпадает с теоре-
................... \т Q п ----------------------------------
1 пчсслпмп пришими put. v .u. уослпчсппим uuDcivid иривидл-
щих поровых каналов (от 0 до 5 %) в общей величине сопро-
тивления кристаллических пород возрастает роль ионнои про-
водимости водных растворов солей и уменьшается влияние по-
лупроводниковой проводимости минерального скелета пород.
Таким образом, повышение сопротивления водонасыщенных
магматических пород от кислых разностей к основным и ульт-
раосновным определяется преимущественно уменьшением пори-
стости и соответственно влажности. Те же закономерности изме-
нения удельного сопротивления характерны для метаморфиче-
ских пород.
В кайнотипных эффузивных породах с пористостью более
5—10 % наблюдается еще более резкое изменение удельного со-
противления от газонасыщенных к водонасыщенным, достигаю-
щее 4—6 порядков; сопротивление водонасыщенных пород со-
ставляет 102 Ом-м, реже 103 Ом-м. По характеру изменения
сопротивления эти породы близки к осадочным.
Зависимость удельного электрического сопротивления осадоч-
ных обломочных и малоглинистых пород (песчаников, песков,
известняков, доломитов) от влажности и пористости однозначна.
Чем больше пористость, тем выше влажность и меньше сопро-
тивление пород. Эта зависимость хорошо изучена для пород не-
одинакового литологического состава, разных цементации и
структуры и используется для определения скорости пористости
по р. Для исключения влияния минерализации вод применяется
параметр пористости Рп, равный отношению удельного сопро-
тивления пористой водонасыщенной породы рв.п к сопротивле-
нию насыщающего ее раствора рв. Для неоднородных пород,
по В. Н. Дахнову, в интервале пористости от 3—5 до 20—40 %
Рп = аЖ, (V.7)
где «п— коэффициент, варьирующий от 0,4 до 1,4; m — пока-
и степени сцементированности породы; k-a — коэффициент пори-
»_лхт_тт Г' ,,, rmtrn r\ Ото ТТТ ЧАТТГА^Г limir АТТПТТ О П Пт 1 Q ТТ ТТ СГ
ClUtlil. Ъ1румурныи llUAdddlCi'lD Ifl, LVIAJSXX^L И JlYlvnn iuv/1 чух x ,чу /А^хух
188
Рис. V.6. Усредненные кривые зависимости параметра пористости от коэф-
фициента пористости (объемной влажности) для песчаных и карбонатных
—----тэ ТЛ ТТЛ„.--------.
имрмд (пи и. 11. Далпиоу).
•а— песчано-глинистые породы: / — рыхлый песок; 2 — слабосцементированный песча-
ник, 3 — среднесцементированный песчаник; б — карбонатные породы: 4 — ракушник и
рыхлый известняк, 5 — известняк и доломит крупнокристаллический, средней плотно-
сти, 6 — известняк и доломит плотный, мелкокристаллический
рыхлых песков и оолитовых известняков от 2—2,2 для сильно
сцементированных песчаников с низкой пористостью.
Усредненные кривые Pn=f(^n) (рис. V.6) для малопористых
пород («n=0-j-4%) показывают более резко выраженную за-
висимость р от влажности, чем для высоконористых, аналогич-
ную зависимостям для магматических пород. Низкое процент-
ное содержание порового раствора характерно для плотных пес-
чаников, известняков, доломитов, ангидритов.
Глинистые породы следует рассматривать как трехкомпо-
нентные ассоциации, поскольку наряду с высокоомными минера-
лами и поровым раствором в них присутствуют минералы из
групп цеолитов и глин, которые характеризуются относительно
низким сопротивлением. Поэтому сопротивление глинистой по-
роды существенно зависит от количества глинистого матери-
ала и характера его распределения.
unPHuunm a TTPi/TnuuppizArn рлпплтип прима папап
^жж.жжлж^жжх.жхл^ а жж ж г «ж ж^хжжжхжж хл ж.ж.жж„ж»,..жжжж
от сопротивления жидкой фазы
В естественных условиях залегания ниже уровня грунтовых
вод горные породы обводнены поровыми, пластовыми, трещин-
но-жильными или карстовыми водами, минерализованными раз-
ными солями и в различной концентрации.
Удельное электрическое сопротивление воды находится в за-
висимости от количества и состава пяствопенных в ней солей.
189
jQjOM-M
Рис. V.7. Зависимость удельного электрического сопротивления различных
растворов от степени их минерализации (по В. Н. Дахнову)
Как видно из рис. V.7, оно уменьшается по линейному закону
по мере возрастания степени минерализации воды при любом
солевом составе. Величина удельного сопротивления наиболее
распространенных в горных породах натриевых вод приведена
в табл. V.4.
Таблица V.4
Удельное сопротивление воды, Ом-м, при разных концентрациях NaCl
и температурах
Концентрация, г/л t, °C
0 20 60 100
0.005 1050
0,01 900 530 270 170
0,05 180 НО 60 33
0,1 0,5 90 ОО 25 18
19 12 5,3 3,5
1 10 5.8 9 7 18
5 2,2 1,3 0,6 3,8
10 1,1 0,65 0,4 0,2
50 0,28 0,lt> 0,08 0,05
100 0,18 0,08 0,05 0,03
190
Наиболее характерное изменение степени минерализации вод
ПТ 0\01 ПО 1 г/л МПЖРТ ППИПРГТИ V ИТМРНРИИт ТГПРПКИПГЛ раппп.
-- - ----- —I----- " ----—----- J
тивления вод в 100 раз, а при наличии соленых растворов —
ИЯ НРСКПЛИКП ПППЯПКПИ Ппи pnnonwfiuuu и ПЛПО TfCl СаСГ». WHIZ
— — -- — ---р Z11V* »4»» XI *> uv/^v х\ч>х, rix'Ul
СаС12 в том же количестве, что NaCl, сопротивление воды из-
МРиЯАтеа nUOUR
блюдается при
ТТОПТП Q ТШП МГ1
1 Л. JL » 1
в 5 раз меньше.
UPQUOTTUTO Пкил (г\1ХГ* \7 Тчлх тггтттоп пф ттtjttttz-v тта
XXX/WXXW ххх х VIX1X1H.X ^yxxv, т .1 j, vivirnnv 11 Cl.-
растворении в воде НС1; при одинаковой кон-
,х МоГ1 ЛЛТТПАтТТГ» ТТЛТТТТЛ ПЛГТТТ г» Плппгч» Л Т-Г-Г ТТТ Г» г\
ГЛ ЛЧЫЧ>Л VUli|/VinD»llVHnt ииДы D HtpDVJlVl V*/l у ЧС1С
Зависимость удельного сопротивления воды от температуры
в интервале 0—100 °C прямолинейная. На глубинах до 1000—
ОППА ---— -----_ ___________ ______ ____________
ииии м icMiicyaiура оидш о иильшиисгие случаев изменяется на
40—50 °C, что может изменить сопротивление воды в 2—
2,5 раза, а при более высоких температурных градиентах —
в 4—5 раз. Таким образом, основное влияние на, удельное элек-
трическое сопротивление воды оказывает степень ее минерали-
зации. В пределах отдельных районов играют роль солевой со-
став и температура.
На рис. V.8 приведены кривые зависимости р образцов ма-
лопористых пород от минерализации воды. Наибольшее влия-
ние на р пород оказывает изменение минерализации от 0,01 до
0,1—0,5 %-
Зависимость удельного электрического сопротивления оса-
дочных пород от степени минерализации поровых и пластовых
вод подчиняется общей закономерности, но несколько разли-
чается по литологическим группам (рис. V.9). В глинистых по-
родах прямая зависимость между сопротивлением породы и ми-
нерализованного раствора нарушается. Сопротивление мелко-
зернистых глинистых пород при высокой концентрации порового
раствора всегда больше сопротивления средне- и крупнозерни-
стых пород, насыщенных этим же раствором. При низкой кон-
центрации установлена обратная зависимость Пониженное
удельное сопротивление глинистых пород обусловлено явлением
поверхностной проводимости.
Рис. V.8. Удельное элек-
трическое сопротивление
магматических пород при
различной минерализации
капиллярных вод (по
Н, Б, Портман):
1 — габбро; 2 — гранит; 3, 4 —
базальт; 5 — вода; в скоб-
j'Qv_знзчсняя пористости, %*
в числителе — открытой, в зна-
менателе — общей
0м-м
191
Рис. V.9. Зависимость параметра пористости от концентрации раствора хло-
ристого натрия, насыщающего поры песчано-глинистых и карбонатных по-
род (по В. Н. Кобрановой):
а — для песчаников: 1,2 — глинистых, 3, 4 — слабоглинистых, или алевритистых, 5, 6 —
чистых; б — для аргиллитов: 1—4 — то же, что и для песчаников; в — для известия-
ков: 1 — пелитоморфных. 2 — мелкокристаллических
Поры осадочных пород в газоносных пластах обычно лишь
______~__________—--~----~~~----О------Д--------.
частично заполнены нор оным раствором. о ricipiсписпыл /лс ила-
стах наряду с проводящей жидкостью в порах находится нефть,
обладающая высоким сопротивлением. Для исключения влия-
ния минерализации раствора при сравнении коллекторов по сте-
пени их газо- или нефтенасыщенности введена безразмерная ве-
личина— параметр насыщения порового раствора породы Рн,
указывающий на степень насыщенности породы нефтью или
газом
Рн = рн. п/рв ^-а/(1 — кя)п=а/кв,
(V.8)
где kB — количество долей объема порового пространства, за-
полненного водой, кц — то же, нефтью; а = 0.6, и = 2,25 для пе-
счано-глинистых пород (при £н<40%); а=0,4, п=2,1 для кар-
бонатных пород или газа (при #Н<С25 %).
С увеличением содержания нефти или газа в породах воз-
пягтятлт nrmnrtTLTR TTPUUP w ПЯПЯМРТП ПЯГЫПТРМИЯ. Я Р.ПРДОИЯТР.ПЬЧО.
-------------------..---~ ~---Г-----Г---------,----, -
и сопротивление гидрофобного коллектора может быть на поря-
ПЛТ7 /лглттт.тттс» гтлтпп^и пкппгл ТНтплиьш тГТППТЪТП ТТРНИРМ об.ПЯПЯЮТ
X ----------------f-,---
также породы, содержащие водонефтяные эмульсии, так как
ски не принимает участия в электропроводности
192
Влияние включений минералов с электронной проводимостью
на удельное электпическое сопоотивление гппных попои
-- v - --- --д- ------- - - I----Г ~ ’
Проводящие минералы существенно влияют на удельное со-
противление пород в случае, когда зерна их в породе контак-
тируют друг с другом. Для изменения сопротивления породы
на несколько порядков достаточно, чтобы объем включений со-
ставлял несколько процентов объема породы (см. рис. V.3).
Наиболее распространенными в породах минералами, харак-
теризующимися электронной проводимостью, являются магне-
тит, графит, а в пределах месторождений также сульфидные
минералы (рис. V.10). Включение магнетита в виде тончайших
прожилок и ксеноморфных выделений, цементирующих породу,
особенно характерны для серпентинизированных перидотитов и
пироксенитов, дунитов, встречаются в рудном габбро и иногда
в базальтах. В этих случаях указанные высокоомные породы
характеризуются сравнительно низким сопротивлением, состав-
ляющим десятки или первые сотни ом-метров. Так, кажущееся
сопротивление серпентинизированных ультраосновных пород
Рис. V.10. Диаграмма КС. Алтай, скв. 251
(по О. К. Владимирову, А. С. Семенову):
1 — известковистый глинистый сланец, туф и туфо-
песчаник; 2 — микрокварцит; 3 — зоны полиметал-
лического оруденения; V— микрокварцит с вкрап-
ленностью сульфидов
193
7 Заказ № 802
(по данным электропрофилирования) составляет 200—
400 Ом-м. В гранитоидах, эффузивах среднего и кислого со-
става и в метаморфических породах магнетит, как правило,
включен в виде изолированных зерен и поэтому не оказывает
влияния на их удельное сопротивление.
Включения графита наиболее характерны для метаморфиче-
ских сланцев и гнейсов, где он в виде тончайших чешуек про-
низывает породу по сланцеватости; известна графитизация дру-
гих пород, особенно в пределах рудных месторождений. Благо-
даря очень высокой электропроводности графита сопротивление
графитизированных пород колеблется от единиц до сотен ом-
метров. Так, графитизированные сланцы на полиметаллических
Месторождениях Алтая характеризуются удельным сопротивле-
нием 2—15 Ом-м. Сопротивление графитизированных сланцев
колчеданных месторождений Карелии изменяется от 1 до
500 Ом • м. Аналогичное снижение сопротивления пород вызы-
вают тончайшие прожилки и включения высокометаморфизо-
ванного угля, имеющего электронную проводимость.
Сульфатизация пород присуща многим рудным месторож-
дениям и при соответствующей структуре вкрапленности сни-
жает удельное сопротивление пород до сотен и единиц ом-мет-
ров (рис. V.10).
Зависимость удельного электрического сопротивления
от частоты тока
В поле переменного тока сопротивление пород может изме-
няться. Степень его изменения с увеличением частоты зависит
от диапазона частот, величины сквозной проводимости и нали-
чия включений минералов, имеющих электронный или дыроч-
ный характер проводимости. В песчаниках, доломитах, алевро-
литах и других породах, обладающих сопротивлением менее
104 Ом-м в области частот 0—105 Гц, как правило, дисперсия
р мала. Она проявляется при наличии рудных включений в по-
роде или в области более высоких частот (Э. И. Пархоменко,
1977 г.; М. И. Голод, 1973 г.).
Характер частотной дисперсии р зависит от степени водо-
насыщенности образца горной породы и неодинаков для раз-
ных типов пород. На рис. V.11 показана зависимость удельного
сопротивления горных пород от водонасыщенности при различ-
ных частотах тока и слабой минерализации вод (около 0,5 г/л).
Как видно из графиков, наибольшая частотная дисперсия харак-
терна для водогазонасыщенных пород, причем зависит она
тикжо от пористости горных пород.
Характер частотной дисперсии р от минерализации цирку-
лирующих в горной породе вод показан на рис. "V. 12. На гр а-
194
-----!-----1----1-----1--К---1--
J 1 2 3 If 2Ut,4
электрического сопротивлении горных по-
род от водонасыщенности при различных частотах тока (по С. М. Фивегу,
1988 г.):
о — базальт; б — туф; в — песчаник; г — уголь; д — алевропесчаник; е — ангидрит; ж—
доломит; з —габбро. Частота тока, Гц: / — 20; 2 — 312; 3 — 5000; / — время высыхания
OfinnQTTQ Лтлом/п ГОПГЛЛ ЛТ'ЛГГПТТГ ТЧЛ П
у*
Рис. V.12. Зависимость удельного электрического сопротивления горных по-
род от минерализации вод при различных частотах тока (по С. М. Фивегу,
1988 г.):
а — долерит; б — базальт; в — габбро-долерит; г — мелкозернистый песчаник; о — ан-
гидрит; е — мергель; ж — углистый аргиллит. Частота тока, Гц: 1—20; 2 — 312;
3 — 5000
фиках видно, что изменение р в зависимости от частоты тока
пропускания при различной минерализации вод тем больше,
чем больше величина удельного сопротивления горной породы.
Для величин р менее 104 Ом-м она очень мала.
Характер частотной дисперсии р в зависимости от типа по-
род Норильского района, измеренной при одинаковых усло-
виях (образцы водонасыщены слабоминерализованной водой
0,5 г/л) на частотах 20 и 2500 Гц, приведен в табл. V.5 [78].
Максимальное изменение Н40—150 %^ отмечается у магмати-
ческих пород, среднее (ПО—130%) у вулканических и мини-
юга чкила Irwnrtn ЮЛ 0/„ \ Чг лсяпппиыг
............ V. у о .«V /и / J
196
Т а б\Л и ц a V.5
Удельное электрическое сопротивление, Омм, горных пород, измеренное
при различной частоте тока f; Норильский район (по С. М. Фивегу, 1988 г.)
Порода 1 = 20 Гц f = 2500 Гц отношение среднестати- стических ~ □naicnnn (2) : (4)
Среднестати- стическое значение « достоверный интервал из- мерения Среднестати- стиче с кое значение Достоверный интервал из- мерения
1 2 3 4 5 6
Базальты: ГТ Ялы П п ТЗ ТЛ Ы толеитовый титан-авгито- вый Туф и туфиты Лавобрекчия Габбро-долери- ты: дифференци- рованный недифферен- цированный Долерит Песчаник Аргиллит Доломит Мергель Алевролит Ангидрит Известняк Уголь 1050 *980 930 250 Л ПА iav 7080 6600 5800 370 440 1300 49л 520 1300 1400 1500 ООП 1 члл 320—1 650 190—1 450 150—440 1АА ВАЛ 1 w WW 1 450—9 600 п плл 1 z? □ 1 и OUU 4 400—15 700 220—500 50—1 000 840—2 200 1ОА ДОА 1 к/М иии 200—900 850—1 450 400—4 000 650—10 000 870 810 720 220 OQA иии 5280 A'lrxfX 3700 320 320 1200 460 440 1250 1250 1150 170—1 200 280—1 300 90—1 150 150—220 ОП ЙАА к/ \J 1000—8 000 ПОЛА 1 Л Т(\С\ 1 V 1 W 1000—12 900 120—500 20—900 450—2050 1ТА «АП 180—800 800—1400 220—3500 500—3250 12 1Д 1,3 1,1 1 а * т'-' 1,4 1 л 1,6 1,2 1,1 1,1 1,1 1,2 1,1 1,1 1,3
Удельное электрическое
«'Ч Г* г* TV WVWW »ЖГ- ПАиАлгиилЛ I/ V>v
pCLOt/l Fl^l ПЕНА. 1 VnVl H*1VVI\HA
сопротивление горных пород
типов и состава
Магматические и метаморфические породы.
Выше уровня грунтовых вод породы характеризуются гигроско-
пической влажностью; их сопротивление достигает 103—
106 Ом-м. Наблюдаются значительные колебания сопротивле-
ния пород в зависимости от климатических условий. Ниже
уровня грунтовых вод водообильность кристаллических пород
определяется наличием в них связанных (капиллярных) и сво-
бодных (гравитационных) вод. Капиллярная влажность харак-
терна для ненарушенных массивов и толщ, главным образом
ниже зоны выветривания. Свободные гравитационные воды
в складчатых областях и древних щитах являются трещинно-
жильными; они делятся на трещинные воды зоны выветривания
(до 100 м), жильные (до 1—2 км) и трещинно-карстовые.
Для магматических и метаморфических пород с капилляр-
ной влажностью справедлива характеристика удельного элек-
197
трического сопротивления, полученная в результате измерений
в водонасыщенных образцах, приведенная выше. При разви-
тии только связанных капиллярных вод удельное электриче-.
ское сопротивление разных групп магматических и метаморфи-
ческих пород будет различаться вследствие неодинаковых по-
ристости и влажности.
Справедливость сказанного подтверждается данными мно-
гих электроразведочных работ, проведенных в разных районах
Г TTP TTRin ГРП nnruuprwnrri IZQnTUnnnd шла Т-I а А тттг» тт а ат'ПСГ тттхгЬгЬл_
-^-^тжж^ж»^ ж жж ж-жг ж жж v и ы л ИЛ, X Л U V 1 V71 /1, X X Vp Vp V-
ренциация рк на графиках электропрофилирования над по-
nnnOAATI О а О ТТТХТТ ТТОТПЛГП О /4-\ТТТТЛГ»ТЛГ^Т->ГЧ лг\л™пп<1 Т-I r> rmtuxnn хгг»
j^v^uiuii uunn 1111-/1 V/ 11V у UU^niVViiWl V> VL/Viuoa, А 1 Cl 11 р/ruvi tp , Л.Л~
рактеризующиеся относительно большими пористостью и влаж-
иостью, отличяются пониженным Кажущимся сопротивлением
по сравнению с диоритами, влагоемкость которых меньше.
Дифференциация по сопротивлению характерна также для
эффузивных пород, причем она устанавливается как по опре-
делениям в естественных условиях залегания, так и по изме-
рениям в водонасыщенных образцах.
Удельное электрическое сопротивление кристаллических по-
род, обводненных трещинно-жильными водами, в несколько
раз меньше сопротивления тех же пород в ненарушенных
массивах. Механизм проводимости аналогичен рассмотрен-
ному выше случаю наличия в породе с высоким сопротивле-
нием непрерывно связанных между собой проводящих кана-
лов. Плохо проводящими компонентами в этом случае явля-
ются целики ненарушенных пород, сопротивление которых
определяется капиллярной влажностью, а в качестве проводя-
щих каналов выступают связанные между собой и заполнен-
ные водой трещины. Удельное сопротивление пород, обуслов-
ленное развитием гравитационных вод, может быть опреде-
лено только с помощью параметрических ВЭЗ и электрока-
ротажа скважин.
Для разных районов величина удельного сопротивления
пород в зоне развития трещинных вод неодинакова в связи
с различной интенсивностью процесса выветривания и разли-
чием степени минерализации вод. В большинстве случаев со-
противление пород составляет десятки или сотни ом-метров.
В гранитах и гранито-гнейсах пониженное сопротивление оп-
попрпартря wnniura тпгл WY ИЯ ПЛИНИЯЯПИАЙ ТТТИППКП ПЯЯВИТОЙ
Х^^Ж-ГЖ^Ж ~жж, жж^^ж.ж^, ж-ж~, — -----у--,----г--- Г--------
в коре выветривания. В отдельных районах петрографически
г»ао тштшпто ггмпглпкт пачппиятптра тя гтп VnATTRWHlvrV ГОППОТИПЛР-»
Ll WH11 11U1 V ^LAVUl. ЖЧЖЖТ_ГЖ^ЖЖ жж жжт^ J ~ - — *• * “ «— J — £--
нию в случае неодинаковой степени их трещиноватости (на-
тт г\ тх -ft к г\г\ Г'Т» о TTTX^TLT тх С* ГЛГТП ЛЛТЧЯП TTP»TJLTO ГЛПТДТЛТ !Я TPY WP
11 MX11V1 V-М . livaillliui ГЛ 1UWUVI, w 1 HV4V...1.V чу^жж.д.» жж жж-жж жжж„
пород обычно значительно изменяется по площади.
\Tnr\Ttt ТГАЛ П^гтп/лттгп гглттл ГТ Г\ ГАТТ О а ПОГС ТТЛ ТТТ nV TJTJWA QATJRT
ветривания, определяется преимущественно их капиллярной
т-. тт л XTZ т./ч ж. ТТЛ TTTTZ, А.г VTZTT ТТТ_ ТТТ-Т V Г> Г\ И Cl'T'Т.Х Л Т ТТ
ола/лпиыию, a па учасшал раоошпл mxwunui/i
198
водами. Имеется много данных параметрических ВЭЗ и каро-
такя ГКПЯЖИП ППКЯЗДтЯ1ППТ1ГГ итп vnpnkwno ПЛППЛТЫП ПРТТЫО
---- ---------, ------------------- —------Vz
пород в контактовых зонах и зонах тектонических нарушений
пазвитии
гпавитационных
ОпоиптОптип
UTJWO
в ненарушенных участках. Снижение сопротивления пород ха-
и для отдельных трещин. Например, в пределах тектониче-
ОТ7ЛТГ ПАТТТ.Т АНГГтГГГГ U Г» ТЛ SXT7 Г\ ТЛ/Ч ТТ ГЛ п Z4 г» Г)тт тт тт Z4TI Л Л тт хтх <-» г- ТЛ п л т-т— тл ХЛ тт т т
Lixuri оишл vivAzi 1 пл xajjvixui и 11 ч/71ч-а 1_уДпи1и zuiia?! dlc пиридш
имеют пониженное сопротивление, особенно низкое р харак-
терно для наиболее измененных пород.
В связи с различием минерализации природных вод удель-
ное электрические сопротивление однотипных пород в разных
районах характеризуется неодинаковыми величинами. Наблю-
дается региональное повышение минерализации вод от север-
ных районов к южным аридным областям. Так, в пределах
Балтийского щита трещинно-жильные воды имеют минерали-
зацию 0,01—0,02 г/л, реже — 0,2 г/л; в пределах Украинского
щита минерализация вод от 0,5 г/л на севере возрастает до
1 г/л на юге; в Азовском массиве она составляет 1—3 г/л, уве-
личиваясь с глубиной до 2—4 г<л. Следовательно, более высо-
кие значения удельного сопротивления пород характерны для
северных районов (табл. V.6).
В отдельных районах установлена зависимость минерали-
зации вод от ландшафта местности. При равнинном ланд-
Таблица V.6
------T,~....« W,WX»W. ..ХЛТ.ХЛ ~_______________________________________ХЧ TrTT..T.-Ч^.Х...Т ТТ~~~.т
rioivitntnnc JAUJDHUIU <7^1^14 1 pn'ICVIkUl U LU при I полепил npnt 1 Qi/lvUri-1 WIYHA. пирид
в связи с региональным различием минерализации подземных вод
(по параметрическим ВЭЗ и каротажу)
Порода
р, Ом-м
Карелия
Гранит и гранодиорит
Порфирит
Порфироид и амфиболит
Т7т>хчглттт,^
1\оар/хдп 1
Сланцы различного состава
Украинский щит
Гранит и гранодиорит
Порфирит
Г аббро
Кварцит
Алтай
Гранит
Порфирит
Альбитофир кварцевый
Туф кислого состава
Сланцы хлорит-серицитовые,
серицит-кварцевые
12 000—20 000
2 000—10 000
3 000—5 000
О АЛЛ Ю ЛОЛ
\J\J\J---L\J \J\J\J
500—4 000
1 000—3 000
2 000—4 000
П f\f\f\ Л Г\Г\Г\
£ \J\J\J-1 иии
1 000—5 000
1 000—3 000
100—3 000
600—3 000
200—6 000
300—2 000
199
шафте солевой состав и степень минерализации вол быстпо
меняются по площади и в разрезе, соответственно удельное
сопротивление пород меняется в широких пределах. Для сред-
него ландшафта характерны преимущественно пресные воды
с минерализацией 0,1—0,5 г/л. Реже встречаются воды с ми-
нерализацией до 6—8 г/л. В пределах рудных месторожде-
ний степень минерализации вод выше, чем в регионально рас-
пространенных породах. При высокогорном ландшафте рас-
ПППГТП Л TJPURT nUPUR TTnPPURTP TX rrnPPURTQ ПППТТ п мтитап п ппп л ^тттлтг
— р - jx v<x*^z***,x >_z 11 Vz mini C1V1X1K>C4 U,rxc.n
0,02—0,5 г/л. Удельное электрическое сопротивление пород,
Необходимо отметить, что в пределах эксплуатируемых
ТЛ X 7 ТТ ТТ Т_Т V ИХП/Ллтч-ЛТЛ Z4XTZ ТТ АТТТТЙ Т-» ПАЛТТттТ тАтл т-» /-» ГГ *-х т тттг г- гтхг «-1 тт т » . »
iviv-v. i^p/kxzix^vnriri о ycopiuiaic D<>r\p oi i пл ил iupriDiivin,
выработками и нарушения естественной циркуляции вод руд-
яичные боды характеризуются значительно более высокой ми*
нерализацией (10—20, реже 100 г/л) по сравнению с водами
неэксилуагируемых месторождений. Поэтому сопротивление
пород, полученное в результате параметрических измерений на
эксплуатируемых месторождениях, может быть значительно
ниже, чем сопротивление аналогичных пород в пределах не-
вскрытых месторождений.
Графитизация и сульфатизация кристаллических пород до
последнего времени считались явлениями относительно ло-
кальными, распространенными в пределах рудных месторожде-
ний. Данные А. А. Жамалетдинова [23] показывают региональ-
ный характер этих процессов, приуроченных преимущественно
к зонам метаморфических и магматических пород протяжен-
ностью до десятков и первых сотен километров, например
в пределах западной части Кольского полуострова. Если учесть
региональный характер серпентинизации гипербазитов, то ста-
нет очевидным, что выявление зон пониженного удельного элек-
трического сопротивления пород может иметь большое значе-
ние при общем геологическом изучении складчатых областей,
а также служить поисковым критерием в пределах отдельных
участков.
Сопоставление статистических данных об удельном электри-
ческом сопротивлении магматических и метаморфических по-
род, полученных при проведении электроразведочных работ
в разных регионах, и лабораторных данных показывает очень
широкие пределы изменения сопротивления, обусловленные раз-
личными факторами, рассмотренными выше. Для отдельных
районов наблюдается более узкий диапазон значений р каж-
дой группы пород и большая дифференциация различных по-
род по сопротивлению (табл. V.7).
Осадочные породы. Для осадочных пород характерна
ионная проводимость. Водоносность пород определяется раз-
RWTLTPIWT ГТ ТТ OPTMOLTV ТТМ nOOMT-ILTV ПОП V ППлАаииЛПТаЛТ ГТ ТТ Q OTnnkTV
V 1 wuuni ^ипчл л UW/A,. Л. X WV/VZ i /пч nnvi V/ I WUUllX
200
Т аб л и ц а V .7
\
Удельное электрическое сопротивление, 10s Ом-м, по параметрическим
измерениям (М. И. Голод, Б. Н. К л абу ко в, Н. С. Гришин, 1979 г.)
Порода Северная Карелия Беломорье Южная Карелия
Гранит, гранито-гнейс 10—20 10—40 10—20
Гранодиорит 6—20 .— —
Кварцевый порфир 6—10 — —
Кератофир 8—10 — —
О—ю - —
Габбро-норит — 6—13 .—
Метадиабаз 8—10 8—10
Диабаз — — 4—6
Пироксенит 8—10 — —
2—4 г, ай
перидотит серпентинизированныи 3—4 0—0
Гнейсы разного состава 8—10 6—15 8—15
Кваоп-альбит-актинолитовый еланей 6—8
.Зеленый сланец по основным эффузи- вам 4—6 4—6 —
Филлитовидный сланец 3—4 3—4 .—
Туфосланец — 2—3 —
Квяртукярбондтный глянец — 9 Q * —
Кварцито-песчаник 1—2 1—3 —
Мраморизованный известняк 1,2—3 — 0,5—3
Кварцитосодержащий сланец — — 0,001—0,1
шунгитовый сланец — — 0,005—0,2
подземных вод относятся: формы их распространения, прибли-
жающиеся к форме залегания пластов пород; сравнительно
равномерное распределение воды в пластах: отчетливая за-
висимость распределения воды в породе от генезиса, харак-
тера слоистости, состава и залегания породы. Режим подзем-
ных вод, солевой состав, температура и другие характеристики
в значительной мере зависят от глубины залегания водосо-
держащих пород и связи их с земной поверхностью. В склад-
чатых районах распространены пресные воды. В направле-
нии к центральным частям платформ — артезианских бассей-
нов — проявляются двух-, трех- и четырехзональные пояса
слабосолоноватых (1—3 г/л), сильносолоноватых (3—10 г/л),
nnnPURTv МП--г/п\ ппп тл поппппло /рпхлттта г/ тт')
Влияние гидрогеологического и гидрохимического режимов
tjcj uncmkufin cj ттахг'гптхттсштглло гапп^ттго nouun гт/лппп noQunrn гты-
41U j Д wiwuw V -yvivillj7 11jwix\>v Ч/W VUI1 V '-'/A VXXX
тологического состава неодинаковое. Удельное сопротивление
нистых сланцев, конгломератов, насыщенных порово-пласто-
-ПТТ,Гтг т-» тт Л » Г ТТ ЛТГТГт ТТ/-» г> Аптглттт /~»гт» ЛГЛЛГТПТТТТ VfTITTOn П ТТПО ПТТ11ТТ ГЧ'Г'ТХЛГ
OUllVin Д a 1VA Г1 , Vn«/1D£1VJ записи 1 Ui С1С11СПП 1V1 XXXI V- р/ uvinu CAXJ,xx XL JJXiA
вод. Водонасыщенность находится в прямой зависимости от
пористости, т. е. от структуры и степени диагенеза. Однако
201
Таблица V.8
Удельное электрическое сопротивление и плотность пород
угольных месторождений
Порода р. Ом-м . в г.айонах развития П. Г/см3» П П Я Й Л И Я Y _ г п» япитиа т' — . — ..
бурого угля каменного угля антрацита бурого угля камен- ного угля антрацита
Аргиллит 5—10 8—20 100 1,9—2,2 2,1—2,5 2,4—2,7
Д „тт р вр ал ит 1 л зп 20 АО 90П 1 я О о 9 А 9 А 9 К-=9 7
Песчаник 30—100 50—500 1000 1,8—2,2 2,0—2,6 2,5—2,7
Известняк 100—1000 100—1000 100—1000 2,3—2,5 2,3—2,6 2,3—2,6
структура и степень диагенеза имеют значение для песчано-
обломочных пород только при одинаковой степени минерали-
зации вод; в этом случае более плотные и сцементированные
алевролиты и песчаники обладают более высоким удельным
сопротивлением. Так, в пределах геосинклинальных угольных
п ЛЛАТтЛП Т-' ТТ Т Г ГАТТ Г-П'АттиОГ ТТГ» DAHTT ппоппттл
, 1 /AV np/xi 1 vi j wriiici/k czww uw' ivi 11 jz v-k. i1
наблюдается возрастание удельного сопротивления алевроли-
тов и песчаников от месторождений бурых углей к месторож-
Д в НИЯм КаМОННЫХ уГЛсИ И аНТраЦИТОБ БСЛсДСТБИС КаТаГсНвЗа
пород, происходящего одновременно с метаморфизмом углей
(т - \т а\
(таил. v .о).
Аналогичная зависимость удельного сопротивления песча-
но-обломочных пород от степени их метадиагенеза, проявляю-
щегося в региональном плане и на локальных участках, ха-
рактерна для открытых складчатых районов. По вертикаль-
ному разрезу мощного осадочного покрова платформы при
наличии различных гидрохимических зон основное значение
приобретает степень минерализации вод. Пласты песчаников
и алевролитов в более глубоких частях разреза имеют более
низкое сопротивление, чем в верхних горизонтах.
Для карбонатных пород (мергелей, известняков, доломи-
тов) основное значение имеют трещинно-пластовые и кар-
стово-пластовые воды. Удельное электрическое сопротивле-
ние этих пород зависит от их структуры, трещиноватости и
гидрохимического режима вод. Наиболее высоким удельным
сопротивлением характеризуются доломиты и плотные кри-
сталлические известняки. При закарстованности или трещи-
новатости пород удельное сопротивление определяется минера-
лизацией вод, оно резко снижается с увеличением солености
вод. В верхних частях разрезов в связи с непостоянством вод-
ного режима удельное сопротивление карбонатных пород, как
правило, также колеблется в значительных пределах. Для
202
глубоко залегающих пластов известняков и доломитов наблю-
дается сравнительно постоянное удельное сопротивление.
Для глинистых пород (глин, аргиллитов, глинистых слан-
цев), а также для гидрохимических пород (ангидрита, гипса)
гидрогеологический и гидрохимический режимы имеют мень-
шее значение. Глинистые породы характеризуются низкими
М РПЯКНИТРЛкИП ппетпяииктлли ГПППЛТЫК ПРПИЯМП Rt-ЛГЛК-ЛР иттРПк.
“ ---*------- —........... ---------„Ж^ЖЖЖЖ'ЖЖ.ЖЖЖ. J^^-ЖЖ-
ное сопротивление ангидрита и очень высокое гипса сравни-
тельно постоянны (табл. V.9). Следует сказать, что в отдель-
ных районах для пород, залегающих в одной гидрохимической
nriTTO сЧ’-птт ГГППпапит о тт г» ттита ттт ттгч ттхтгл Т2 тгпттллггпл ггптгитапл (лттгтт!
О4/Х14-, -71П х*р» 4x1/1 JU1 JUUT11 1 V^lUUU у ZIYkz. J_> aaiVVlDV lipriLVl Cl VL/lJin
приведены данные по осадочным и магматическим породам
v:\
1 lupnjiDv-ixui и pariunti ^uivi. даил. v .uy .
Смешанная электронно-ионная проводимость осадочных
пород наблюдается в рудных районах. Электронная проводи-
мость обусловливается вкрапленностью сульфидных минералов
и очень часто графитизацией и углефикацией пород. Как пра-
вило, в этих случаях значение электронной проводимости боль-
шее, чем ионной, и породы характеризуются значительно
более низким сопротивлением, чем аналогичные разности, не
Таблица V.9
Удёльние элек грическое сопротивление,
Ом*м, исадиЧпыл 1 ирНЫХ иороД
Порода Изменение на образцах с гигроскопи- ческой влагой TX - T* C1O — померен ПС v 11U in v 114,0 XV U uVV и ixapciaznu О UVpv^\a7V
насыщенных пресными т.т «-> rt a ОЛ0 H O- ватыми водами (до 3 г/л) насыщенных сильносолоно- ватыми, солеными водами и рассолами (свыше 3 г/л) с вкрапле- ниями рудных минералов, графита и углистого вещества
Гл ИН 2 1.103 1, 1Q5 1.101 1.102 1 ю
Аргиллит i-io3—i-io8 2-io1—2-io2 1—20 —
Сланец глинис- тый 1 • 103—1 • ю5 5-Ю1—5-Ю2 1—50 1—ЫО2
Алевролит Песчаники: ЫО4—ЫО6 2-101—2-Ю2 5—ЫО2 1—ЫО2
пористый 1-108— 1 - 10е 3-101—2-102 1—10 1—ЫО2
плотный ЫО8—1-10« ЫО2—ЫО3 5—ЫО2 1—ЫО2
Конгломерат ЫО8—1-10« ЫО2—ЫО3 5—ЫО2 —
Мергель Известняки: 1 • IO4—1 • 10s ЫО2—ЫО3 10—ЫО2 —
трещиноватый 1-104— 1 - 10е ЫО2—ЫО3 50—ЫО2 1—ЫО2
плотный крис- таллический ЬЮ4— 1 - 10е ыо3—ыо® ыо2—ыо3 1—ЫО2
Доломит ЫО8—1-106 ЫО3—ЫО® 1 • 103—1 • 10® ЫО2—ЫО3 ЫО2—ЫО4 1—ЫО2
Ангидрит 1-1Ш—1-1U° —
Гипс 1-IO8—1-10’ ыо8—ыо6 ЫО8—ЫО6 —
203
обогащенные минералами с электронной проводимостью.
Удельное сопротивление осадочных пород так же, как интру-
зивных и метаморфических, зависит от удельного сопротив-
ления минералов с электронной проводимостью, от характера
вкрапленности этих минералов и их количества.
Для слоистых пород — осадочных и метаморфических (гли-
ГТЫГ'ГКТО ТЛ Х7Г ТТЫ PTRT А ППЯШТЫ IZHUPT Q ТТ 4UUOOIZUO РПОШТЫ rUQTIPLT
XXX X X Х-ГХ Хх XX JXVXXXXZX Х-ГХ X М ХХХХ,Х_ГХ , XXprXXVxXMVXVXXX 1 WlkllV Х> V 1 XX ШД,!-»! у 1 11VI1 XJX
и др.)—наблюдается анизотропия электрического сопротив-
TTOTJTTO I I ГЛ ТХ ППППЛ П ЛТГП ЛТТТ1Т1 ТТ гл ГЧ/"Ч ТТ Г» ПТТПАТ7ТГК АЛГГПЛТТГП ГГЛТТттЛТГ
«/ЛЧхДДХХУД* 11|Л1 llvyvvuiunua 11X1X1 llkjyw/j, DUl <.47XV£11Y1 VVZlip 1 no«/i v riritivi
и менее плотных пород с меньшим сопротивлением удельное
-------------- -------------------, — --------------- Л -~~~------
синри 1 полспис ииисрск иаилаиииапил всида иилвшс tunpu-
тивления напластования р и , а анизотропия характеризуется
коэффициентом
4 = Vpx/Pii • (V.9)
Коэффициенты анизотропии Хр удельного электрического
ЛЛГГП/Л'ТТТП ТТАТТТГ ГТ ГГ/ЛТЛ/Тгт СГ^ПТГТТ, ЛТ7АП/> ^n-'UTTn ТТ^ТТТЛЛТТ/ЧГТТТ ГТТАТ7А
1 riOVl^nriTl A XI JlU^IYVJl VJ pciriv/na пр ГЮ^ДсИШ nriZIYK-
(по С. М. Фивегу):
Базальты ....................................................1,09
Туфы, туффиты .....................................................................1,08
Туфобрекчии.................................................. 1.39
Песчаники .........................................................................1,12
Аргиллиты ....................................................1,10'
Доломиты......................................................1,04
Мергели ......................................................1,05
Известняки ...................................................1,50
Габбро-долериты дифференцированные .............................1,08
Габбро-дол ер иты недифференцированные .........................1,24
Долериты........................................................1,17
Приведенные материалы позволяют выделить три класса
горных пород, характеризующихся разными природой прово-
димости и величиной (пределами изменения) удельного элек-
трического сопротивления.
К первому классу может быть отнесено большинство маг-
матических и метаморфических пород с уплотненными тек-
стурами, а также катагенезированные песчаники, кристалли-
ческие известняки и доломиты. Им свойственны смешанная
проводимость (ионная водных растворов и полупроводни-
ковая или диэлектрическая минерального скелета пород) и вы-
сокое удельное сопротивление. Наблюдается неодинаковое
сопротивление у различных петрографических и литологических
групп в связи с различием капиллярной влагоемкости, опреде-
ляющейся структурно-текстурными особенностями пород.
Второй класс пород составляют осадочные и эффузивные
кайнотипные образования с пористыми текстурами и невысоким
сопротивлением, обусловленным в основном ионной проводи-
мостью вод при резко подчиненном значении проводимости ми-
нерального скелета. По ппиполе проводимости к этому же
х - - ----- х 1 ' ’ х •»
204
классу могут быть отнесены кристаллические и уплотненные
облрмочные породы, залегающие в зонах развития трещинно-
жильных вод. Для пород первого и второго классов сущест-
венна зависимость удельного электрического сопротивления от
минерализации поровых и пластовых вод.
Третий класс составляют горные породы со связанной
otznanriPHunerkin nvnwnv мииспяггли и гпяАптя пппплпимпг'тк
г j ......... . ..г
которых в основном электронная, а удельное электрическое
nnnnriTTJD 1TOTJTXQ UTXOTZ/^Ck
\_\yxxpz х_/ X I1UH <,uuv IXIIUHU V.
Внутри каждого класса пород удельное электрическое со-
противление может изменяться ня несколько порядков. Одняко
для отдельных регионов и районов геологические и гидрогео-
_ _____________________________~ ..........____________
J1U1 ИЧССИИС уиливпл ЛВЛЛКЛЪЛ .'1HUU BDlAC|J2KannDllVlH, лиии ПОД-
ЧИНЯЮТСЯ определенным закономерностям изменения по лате-
рали и вертикальному разрезу, что обусловливает выдержан-
ность электрической характеристики петрографических групп
пород, пластов и толщ и геоэлектрических разрезов на зна-
чительных площадях и в пределах месторождений различных
полезных ископаемых.
§ 21. ДИЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ ПРОНИЦАЕМОСТЬ МИНЕРАЛОВ
И ГОРНЫХ ПОРОД
вчинералы и значительная часть горных пород являются
анизотропными материалами и для них зависимость между
слагающими векторов электрической индукции D и напряжен-
ности электрического поля Е выражается в виде тензора:
— o f*’ _]_ о. Р _1_ о Р •
---I ^12.^ у I ^13-^2»
^2 — 621Дс Н~ &22^У “Ь е23^2>
^3 = е31Дк “Ь е32^у + е8зДг-
(V.10)
Аналогичным тензором описывается зависимость между
интенсивностью поляризации Р и напряженностью электри-
ческого поля Е. Эти два тензора относятся к симметричным
и поэтому при надлежащем выборе системы координат оста-
ются три диэлектрические восприимчивости и три диэлектри-
ческие проницаемости. Они называются главными.
Диэлектрическая проницаемость минералов.
Величина диэлектрической проницаемости минералов в значи-
тельной степени определяется параметрами их катиона и ани-
она, а именно ионным радиусом и поляризуемостью, и в мень-
шей мере их структурой.
У минералов в зависимости от характеристик образующих
их ятпмпп молекул или ионов, я также от типа химической
— ' —* J -------J - - ----7 ------ ----- ---- ------->
205
Таблица V.10
Диэлектрическая проницаемость некоторых минералов [82]
/пинер ал е в области А2
радиочастот оптических частот
Алмаз 5.7 5.76
Сера 4,1 — 4,2
Селен 10,7 — 11,2
Графит 8i — 4
Галенит 17—81 — —
A 0—19 1 .6 А—6 1 К 7
Пирит 33,7—81 — —
Пирротин 81 — —
Молибденит 33,7—81 — 4—18,5
Арсенопирит 81 — —
Q1
Глет 26 — 6,25
Цинкит 11 — 4
Куприт 5,65—6,35 — 8,3
Тенорит 18,1 — 6,8
Гематит 25—170 8,65 (II) 9
1П QQ /П
Рутил 80—173 6,82 (II) 8,4
8,42 (I)
Касситерит 23,4—24,3 3,98 (II) —
4,36 (I)
л л
1 алит и, / —
Сильвин 4,39—6,2 2,2 2,2
Флюопит 6.26—6.79 2.06 2,05
Гётит 11,7 — 5,3
Лимонит 3,2 — 4,0
г » *
диаспор 0,2 —
Гидроаргиллит 8,4 — 2,5
Кй HRTTLT'T 7 6—Я 7 9 91 Н\ 9.2—2.8
Магнезит 10,6 2,75 (II) 2,2—2,9
Сидерит 5,2—7,4 — 2,6—3,5
Церуссит 22,7 — 4,2/
Стронцианит 7 — 2,8
а. к О AQ /гА 9 ДА
14“
Англезит 3,52—3,59 —
Шеелит 3,5 — 3,6
Вульфенит 26,8 — 5,6
Крокоит 9,6 — 5,6
оливин 0,0 1
Диопсид 0 2,9 2,9
Сподумен 8.4 — 2,7
Авгит 6,8 — 2,8
Геденбергит 9,0 — 2,9
агирин /,2 —
Актинолит 6,6 — —
до к я
206
Продолжение табл. V.10
8 в области
Минерал радиочастот оптических частот V
Альмандин Андрадит Альбит Олигоклаз А — 4,3 8,2 5,39—5,63 6,03—6,06 Г* n f? лс\ 2,33—2,36 2,39 2,7 3,2 2,5
Лабрадор Анортит 6,61 7,05—7,16 2,45 2,49—2,51 Z, о 2,5
В области
поляризации
связи проявляются различные виды
радиочастот лишь незначительная часть минералов обладает
одной поляризацией смещения, к ним относятся прежде всего
МПНАПЯЛК ППРПРТЯПЛЯТЛПТИР РЯКЛЛПЛПИМР а поипптм Гррпо па.
------ j- у £- Ч —' WVWA.A t' *-“ X* W Д Х»4ТД VAi д Д. ЛМ у V*. } X/ Xz
лен, алмаз). Диэлектрическая проницаемость данных минера-
лов практически совпадает с квадратом показателя прелом-
тгоитдсг 2 ЛП о тэ Т_ТТТГ\ ТТГТСТ Скгрг» СГ оот/пи ДЛпТ7лплггпп п *12 ГТт-чтт гчтлжг
мхх^ддхдхл /V у Л» Кх. V/1 JUlkUn X'lUlVk-UVvlVlCl О /V • ЛХ^/ГХ X V1VL
их диэлектрическая проницаемость возрастает с увеличением
Для минералов в виде галогенидов с превалирующими
ионными связями диэлектрическая проницаемость существенно
больше X2 вследствие проявления в них электронной и ион-
ной поляризации смещения. Данные и некоторые другие
группы минералов, а также ряды галогенидов щелочных ме-
таллов показывают достаточно четкую связь величины ди-
электрической проницаемости 8те с параметрами катионов
(гк и ак) [54].
Минералы с высокой проницаемостью наблюдаются в основ-
ном в классах сульфидов и оксидов (табл. V.10), что обуслов-
лено большим ионным радиусом их анионов. При одинаковом
катионе соединения серы, как правило, отличаются большей
величиной диэлектрической проницаемости, чем оксиды по двум
причинам: ионный радиус и поляризуемость серы больше анало-
гичных папаметпов кислопола Лгз=1 74X10® см <Xs = 59x
X Ю-24 см3,гоа = *1,32-10"® см, ао„ = 2,76-i6"4 см3); ион серы зна-
кислород. Среди сульфидов и оксидов наиболее высокой диэлек-
катионами тяжелых металлов, таких как Pb4+, Fe2>3+ и Си2+
Т7 гт лтт rf лпллгг ТТЛ ЛЛПЛ ТТТ Т7Л ТТЛЛПТ ТТТТЛТТТТЛХТ TTV ТТЛИ^
ного радиуса над радиусом других катионов, сколько высо-
,,___ _______________ ________________ /______Л 00.1 Л—24 „..Я
ЛИМИ дпачспилмп ПЛ ииллриоу C1V1UC1 И \U-Ptl XV - L.V1)
acu= 1,81 • 10-24 см3). Весьма высокие значения диэлектриче-
207
• CuO
e РЪО
• Pb02
• Нкеи2
Mg-0
• Nal *KN03 •
• KI
• NaCl
• Na2Mg-(S04)44H,0-KCle
BaO
SrO
•
CaO «васоз
• Srco3
CaC03
• • *BaS04
•CaS04
•CaS04-2H20
FeTiO3
FeCOg
PbC03
PbS04
^rii.rnul Грл 1
wVuZ'-"’,/2Lvu3J
• CuSiO3-2H2O
• CuSO4-5H20
•Na2SO4-1OH2O Mg-SO4-7H2O
—1----1____I__1_
0,8 1,0 1,Z 7,4
6
-I-------1______L_
1,0 1,2 1,0
rK , IO'3 CM
a
Рис. V.13. Зависимость диэлектрической проницаемости минералов, образо-
ванных одновалентными (а), двухвалентными (б) катионами и катионами
С ВЫСОКОЙ ПОЛЯрИЗуеМОСТЬЮ (б), ОТ ИОННОГО рйДИуСИ КаТИОКЗ
ской проницаемости рутила и других минералов, имеющих
лггпттт/п'тгптг ттгттл ттлпг\ т-» лт/тт’г п nn rrn л ттт т г* non Алттттлотгг ч тт отп >ллтттггт
v, 1 р у 1Y г у р у irinci 1 а., ьолоапш си vcnnvj v i tiivi n cijjuvuri/i
их кристаллической решетки.
Диэлектрическая проницаемость большинства силикатов
находится в пределах 6—7. У силикатов, в составе которых
----£-------- _ 9_1_ __ Т7_9Яд_ _ __
нреииладают катионы------------------------------и гс"’*'*, ина выше и килеилеюм
около 10. Повышающее влияние Са2+ на величину 8 осо-
бенно хорошо прослеживается в ряду альбит — анортит. Кар-
бонаты, сульфаты, фосфаты, за исключением минералов, об-
разованных катионами свинца (церуссит, англезит, пиромор-
фит) характеризуются диэлектрической проницаемостью 5—75.
В области оптических частот наблюдается аналогичная картина
по распределению минералов по величине 8. Наибольшее зна-
чение 8 имеют оксиды и сульфиды, в составе которых име-
ются F2>3+ и РЬ4+.
208
Ввиду того, что вектор интенсивности поляризации опреде-
ляется не только дипольным моментом, но и числом поляриза-
ционных атомов, ионов и других составляющих компонент в еди-
нице объема, наблюдается прямая взаимосвязь между диэлек-
трической проницаемостью и плотностью минералов (рис. V.13).
П па LT Q ПГ TnVtfTVnnklY ШЛПРПЯПГШ ПИЛ ПКТП QWOU9 ППГТЛ'ГПППП uptvci
------— -Г J J Г *-***“~r v* ж чх жжжчх жххжжжчх
и близка к линейной зависимости.
оказывает адсорбированная в них влага. Для диэлектрической
ПП ГЧТТТТТТ П ЛИ» Г\Г\П\ТХ Г> Г\ггм~^кк Г\ ТТТ ТТТ Г» г\ ттгтттгтттт г» лтгггтттлгт ГТТГ ЛГГЛП ЛТТГГ АЛГ1
lip сипци VIVI 1 ГА О <7 A VfllVA k^«/A j Ч Cl t A Al 11 Al МААСА Al «У 11J Al Cl Z1 Д Al VAAVp VAI 71 , WV’
бенно в области относительно невысоких частот электрического
1Л 1А5 Г», ГТТТ«ЛТ,ЛЛТТЛ
нилл-- хи-iv а ц. например, мппсралы ио ipyiiii нприлсипа
и амфибола, в составе которых преобладают катионы железа
в сочетании с катионами Na+ и Са2+ (геденбергит, радусит),
характеризуются наибольшими значениями и интенсивностью ее
дисперсии [54].
Минералам преимущественно магнезиального состава — эн-
статиту, тремолиту, антофиллиту — свойственны меньшие зна-
чения е и слабая ее дисперсия в широкой области частот. На
высоких частотах f>107 Гц — дифференциация е данных ми-
нералов выражена слабо.
В главной системе координат одноосные минералы харак-
теризуются двумя, а двуосные — тремя диэлектрическими про-
ницаемостями. Расхождение в значениях е по разным кристал-
лографическим направлениям может достигать 30%.
Диэлектрическая проницаемость горных по-
род. Горные породы, лишенные влаги, представляют собой
двухфазные системы, диэлектрические свойства которых явля-
ются функцией многих переменных. К главным из них отно-
сятся: минеральный и химический состав, количественное соот-
ношение минералов с различной диэлектрической проницаемо-
стью, текстурные и структурные особенности, коэффициент
пористости и форма пор. Внешними факторами, оказывающими
наиболее сильное влияние на диэлектрические характеристики
пород, являются температура, частота электрического поля и
в меньшей степени — давление.
Диэлектрическая проницаемость горных пород, лишенных
влаги, может быть рассчитана теоретически, при использова-
нии соответствующих формул. Для расчета s горных пород типа
матричной системы -с включениями в виде шаров, по размерам
значительно меньших расстояний между ними, широко приме-
няется известная формула Максвелла [54]. Более точной в этом
случае является формула Рэлея, при выводе которой учитыва-
ется взаимодействие включений. Для изотропных пород наилуч-
шую сходимость расчетных данных с экспериментальными дают
формулы Лихтенекера и Лоренц — Лоренца. При значительном
различии диэлектрических проницаемостей компонентов смеси
209
a
J
17 1 К Q О Т1 ТГГЛТХ
V .4V. 4 4J
£
70
k-=16.U%
>1 -
Рис. V.i4. Зависимость диэлектрической проницаемости доломитов от кон-
центрации раствора NaCl:
а — при разных значениях открытой пористости и f=43 МГц; б — при разных значе-
ниях частоты электрического поля и/гп=11,1 %
тт тт тттгп'т-»
/J, КЛчУ|71 V-4Y 4 j-iri'lV'Vn.k/ri
вого шпата — вода от размера зерен при разных частотах электрического
поля
целесообразнее применять формулу Оделевского. Наличие в об-
разцах пород адсорбированной влаги, взаимодействующей
с твердым скелетом горной породы, неоднородность пород по
составу и структуре, проявление анизотропии приводят к рас-
хождению рассчитанных значений е с экспериментально полу-
ценными, особенно в областях низких частот.
210
Осадочные породы. В естественном залегании наиболь-
шей пористостью, а следовательно, и влагоемкостью обладают
осадочные породы. Минерализованный раствор, в составе кото-
пПГП пбыЧИА ППРпблЯПЯАТ МяС.1 ИЯТПТТИТСЯ R ПППППР R ПИПР
~ ------- ------------- *----’ ---------- “ г-'-''' “
прочно связанной, рыхло связанной и свободной воды; кроме
ггглгп п ырк'птппт-лy хлтпАПЯпяу Адпмгат пппрп’дгяткг'а тгпмгтя и ttltqя.
i XJ X кх у t-r хх^. хххх х хх^х ххххх х»х xxx.vjy V4V1 хгх '-zxxx xx а V- VX xx^x aaa V* a xx xxX x xx^x x x xx a Mvxvxxxtxvx
ционная и конституционная воды, которые являются химически
осадочного комплекса пород является функцией не только ми-
гтлп n TTL ТШГГ, Г'ПО'ПЛПЛ ЛПТ> АП ТТ ГЧ ТТ ДаЛОТТ TTZ4 ТТ Г» ГТП А аХ ГГ Л П Л ТАТТТАТТ /хлл«-»
псу CIV1U1HJ1 V VUV1UUU 1 U Г1 VpCAOUl, 11VJ Г1 О 11 р tuva иД С1 lWli-Ц^П C1V"
пени зависит от количества порового раствора, его концентра-
ции и состава. Существенную роль также играет структурный
фактор. Последний определяет величину удельной поверхности
двойного электрического слоя, вносящей определенный вклад
в общую поляризуемость горной породы. Сильное влияние влаги
на б пород объясняется значительно более высокими значени-
ями диэлектрической проницаемости растворов по сравнению
с s твердой фазы и контактными явлениями на границе твердой
и жидкой фаз. Не исключается роль диффузии, связанной с вы-
равниванием концентрации в поровом растворе. Увеличение
концентрации электролита вызывает рост диэлектрической про-
ницаемости породы. При этом характер изменения е пород опре-
деляется частотой электрического поля и коэффициентом пори-
стости (рис. V.14). Присутствие углеводородов в жидкой фазе
приводит к уменьшению 8.
Основными породообразующими минералами осадочных по-
род являются кварц, кальцит, доломит и различные глинистые
минералы. Диэлектрическая проницаемость кальцита и доло-
мита в 1,5—2 раза больше проницаемости кварца, поэтому кар-
бонатные породы характеризуются большими значениями 8, чем
песчаники и другие кварцсодержащие породы (табл. V.11).
Влияние размера зерен на диэлектрическую проницаемость вла-
гонасыщенных пород существенно зависит от частоты электри-
ческого поля. Чем выше частота, тем уже диапазон размера зе-
рен, обусловливающий уменьшение е. Для системы же зерна по-
левого шпата — вода при частоте f = 50 Гц уменьшения 8 при
увеличении размера зерен от 1 до 10 мкм уже не наблюдается
(рис. V.15).
Изверженные и метаморфические породы.
Данный класс пород, отличающийся большим разнообразием
состава и структуры, характеризуется значительной дифферен-
циацией по величине диэлектрической проницаемости, которая
с повышением частоты уменьшается. Ввиду малого содержания
в них влаги влияние ее на 8 меньше, чем в c^vqae осадочных
пород, и при f > 104 Гц обычно не наблюдается. Наименьшее
значение е типичны Для жильного кварца, безрудных кварци-
тов, гранитов и кварцевых гнейсов, т. е. в основном для кислых
211
Таблица V.ll
Диэлектрическая проницаемость горных пород [82]
Порода f, Гц 8
Пргилппк OVYOW 1ПЗ 1Л5 4 fi КО
Песчаник, насыщенный водой, — 15 % — 7,4
Песчаник, насыщенный керосином:
6% — 105
30% — 3,59
Пппп,.г^ Л.,«лй 1 А2 1 1 п
10’ 7J2
Известняк сухой ю2 15,4
10’ 9,22
Сланец тальковый сухой ю2 31,5
1 г~, ГТ 1 /т
дацит О* 1U~ 0,0 0,10
Габбро сухое 102 15 .
10’ 8.78
Диабаз сухой 102 23,5
10’ 8,5
Базальт 10® 18,8
Перидотит 10’ 11,9
10’ 8,4
Сланец тальковый сухой 10’ 7,57
Сланец роговообманковый сухой 102 10,3
10' 6,88
Кварцит 5-10» 4,36—4,85
АЛ пл мпп 8 99
Амфиболит 10е—10’ 7,9—8,9
Гнейс гранатовый 10’ 8,07
Серпентинит (серпентин и хлорит) 10а 10,1
Гранит 10’ 6,24
К . 1 nfi л с с ло
Диорит сухой 102 7,2—17
Дунит серпентинизированный 10е 8,5
10’ 6
Пироксенит юв 6,2
Г~* ГТ
1U-
Ювит 10» 11,1
10’ 8.6
Рисчоррит 10* 5,8
10’ 4,9
луяврит 10“ 11,4
f = 10 Гп няхл-
/ —-V
пород. Их диэлектрическая проницаемость при
дится в пределах 5—50. В области высоких частот (f> 104 Гц)
пмлиппр п чияирипят a hupp гшп wira и ппи 1 (V Гн ир ппрпи-
I------- „ ...л„ —-----rJ -X-- хх xxj^xx XX, - —, -XX, -»г~х,-
шает 10.
Сп0ПП1ТА и ЛПЦПГПШР ПППЛПЫ VPV ППОШЛПЛ VQnOtfTPnLnUinTrtf
^jz^xxxx^, хх т^хж^-ххх^х, xx«rv>^«x, хх xx^xxx^xxvx^, xx~r~xxx ~rxx^j х~ X
более высокими значениями е, чем кислые, за счет присутствия
tpmhpttqptultv мппопя nrw on ттопмг а ттттл v хг Я'гтлллтлкт wnnooo тл тттл
212
Рис. V.16. Зависимость диэлек-
трической проницаемости от ча-
стоты электрического поля для
различных пород.
Влагосодержащие породы (gB): 1 —
актинолит, 2 — серпентинит, 3—5 —
мелко- и среднезернистый гранит; су-
хие породы (ес): б — перидотит пла-
“гюклззовый 7___серпентинит 8 •• пе_
ридотит, 9 — пироксенит
Рис. V.17. Зависимость tg б ультраосновных и основных пород от частоты
электрического поля:
1 — базальт; 2 — перидотит; 3 — оливиновый пироксенит; 4 — дунит серпентинизирован-
!>>,». К Г -----................ .Л
Ullin, и •— a wiypnv/vrwin д , ы - bviouvn.piic.il 1 илпоприоапдош иирпдигш
магнетита как в виде мелкодисперсной фракции, равномерно
распределенной по всему объему породы, так и в виде прожилок
или выделений по границе зерен.
Повышенной диэлектрической проницаемостью по сравнению
с гранитами характеризуются также некоторые щелочные по-
роды с высоким содержанием эгирина, авгита и ребикита. Мень-
шее влияние на е последних оказывает нефелин. У метаморфи-
ческих пород отмечается анизотропия диэлектрической прони-
цаемости. Она может быть обусловлена расположением зерен
по форме или их ориентировкой относительно кристаллографи-
ческих осей, а также чередованием слоев разного минерального
состава. 1^иэлектпическая ппоницаемость вдоль слоистости
213
Таблица V.12
Диэлектрическая проницаемость анизотропных горных пород
Порода 8± ПОрОДЫ 8 || ПОрОДЫ
сухой влажной сухой влажной
.Мрамор серый 6.2 6,8 8,3 9,4
Известняк 8,3 10,4 8,5 12,2
Долерит хлоритизирован- ный 8,3 9,7 8,2 10,7
Трапп деканский 11,2 13 12 15,5
больше, чем поперек. При этом для влагонасыщенных пород
--------„Л„, „„„ \Т 1О\
unci DDipалхипа рсэтс, тим длл ьудпл v.ix,/.
Диэлектрическая проницаемость пород ультраосновного ком-
плекса (оливинитов, дунитов и пироксенитов), в составе кото-
рых вторичный материал отсутствует или находится в незначи-
тельном количестве, имеют сравнительно небольшие величины,
сопоставимые с в гранитов (рис. V. 16). Серпентинизированные
их аналоги при наличии выделений магнетита, титаномагнетита
или хромита могут иметь при f=10 Гц значения 8, превышаю-
щие 60.
Диэлектрические потери. Диэлектрические потери
в минералах и горных породах обусловлены проводимостью и
медленно устанавливающейся релаксационной поляризацией.
Последняя наблюдается у материалов, содержащих полярные
молекулы, комплексные анионные радикалы, химически связан-
ную воду, а также имеющих структурные неоднородности и ино-
родные включения. Кроме того, поляризацию могут вызвать
процессы на границах диэлектрик—проводник, твердая фаза —
жидкая фаза и т. п. Количественной характеристикой диэлектри-
ческих потерь служат тангенс угла диэлектрических потерь tg б
и коэффициент потерь s"=etg6. В практике обычно использу-
ются tg б. В зависимости от применяемой аппаратуры он опре-
деляется непосредственно или вычисляется по данным измере-
ния диэлектрической проницаемости и удельного электрического
сопротивления.
Минералы-диэлектрики (флогопит, тальк, мусковит, гипс и
т. п.), обладающие высоким сопротивлением, характеризуются
малыми диэлектрическими потерями; для них tg д в диапазоне
частот IO®—io? рц находится в пределах 10-4—10-2. Для ми-
нералов, содержащих катионы железа,— геденбергита, родусита
и др., установлены значительно большие его значения, равные
поимепно 1—1.5. С повышением частоты тангенс угла диэлек-
X г - - , - - — - - у . .
214
трических потерь уменьшается и особенно интенсивно в интер-
вале частот 10—105 Гц.
Тангенс угла диэлектрический потерь горных пород с адсор-
бированной влагой характеризуется широким спектром значе-
ний, который с повышением частоты электрического поля сужа-
ется (рис. V.17). Для некоторых влагосодержащих пород зави-
симость tg6 = <p(f) характеризуется наличием пологих участков,
и слабовыраженных максимумов [54]. При частоте 107 Гц тан-
генс угла диэлектрических потерь влагосодержащих гранитов
находится в пределах 1,4-10-2—6,5-10-2. Значения tg6 базаль-
тов, габбро-диабазов, перидотитов серпентинизированных, амфи-
болитов, пироксенитов оливиновых несколько больше и изменя-
итпа пт 1П—2 пп 1Л—1 пржр пп upctfp ттктгиу рлинип Кр ппииия +сг Л
XV XV-.X V. X V XV , ,,V .. VVXXXX . ххх.х.х. X - -----V - Q V
горных пород существенно зависит от содержания рудных ми-
а ЛОТ/ТПП ТТЪГ’ТЯ
с увеличением их количества tg б растет. Степень влияния руд-
ТтЛТГ Tznst ГГПТТЛГТ'Т'ТТ ПТТТТТТТП ПППТ1ПТ1Т ЛЧЛП ГЛЛ»»П'ГПТ1П сто г* tT тт О ТТ Z~> ТТ ТТ СТ D ГТГ\_
nVJXi IWJ1V1 11VJ11\_.11 1 U1 ЪШ1ШШ OUDIIVIU kJ 1 1 CVJlVlk. 1 у Л 11 VV UUl/J,Vul Vll 11/1 и nv
роде: дисперсный характер рудной компоненты или расположе-
ние по границам зерен породообразующих минералов значи-
тельно увеличивает tg б пород.
--------------,----------------------------
ЬЫШ ДПЗЛСЛ1 рИЧССЛИС HUlCpn ииу CJlUnjlCMDl VinLLLD lipUDUAHiVlU-
стью р, то с повышением частоты tg 6 уменьшается примерно по
линейному закону, что отмечено для железистого кварцита [54].
Во влагонасыщенном состоянии высокими значениями tg6 =
= 0,1—1, иногда выше, характеризуются глины, пески и песча-
ники.
Обезвоженные горные породы в широком диапазоне частот
при отсутствии в них высокопроводящих рудных минералов от-
личаются небольшими значениями tg 6 и слабой их дисперсией.
§ 22. ЕСТЕСТВЕННАЯ И ИСКУССТВЕННАЯ (ВЫЗВАННАЯ)
ПОЛЯРИЗАЦИЯ МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД
Естественная поляризация
Естественная поляризация горных пород обусловлена про-
теканием в них физико-химических процессов, основными из ко-
торых являются окислительно-восстановительные процессы, диф-
фузионно-адсорбционные и фильтрационные. Эти процессы со-
здают стационарные или медленно меняющиеся во времени
электрические поля. Однако в естественных условиях установ-
лены и сравнительно быстро изменяющиеся электрические поля
ЕП —от нескольких часов до суток (А. С. Семенов, 1980 г.).
Окислительно-восстановительные процессы обусловливают
различные механизмы поляризации горных пород в зависимости
от типа проводимости твердой фазы (электронный проводник
или диэлектрик).
215-
Если твердая фаза горной породы представляет собой элек-
тронный проводник, то формирование естественного электриче-
ского поля и ппотекяние соотдотстдиютппу ЧЛРКТПОУИШШРГКИУ
---- — _-1----------- -----------J ---------г—
реакций обусловлено различием электродных потенциалов элек-
тронопроводящих минералов.
Различие электродных потенциалов вызывается двумя ос-
UHDULTMU Для ЪГ'ГПП Я KALT П Я Q ТТТЛГГТАО КА КА LTTJO П Я ПЛ П Ы П Я Q П LT IT U О КА РП-
LIV/UJU-»! LU Л Vpwii 1 X11V1U LU 1Ш VjJ WU'-ZU xx |ZUUVill U1VLU W4X
става вмещающей ионопроводящий среды.
тенциала (по отношению к нормальному водородному элек-
троду) некоторых сульфидных минералов в нормальном рас-
творе КС1 в присутствии воздуха (по Г. Б. Свешникову, 1967 г.),
г>.
Мяпкязит .............................0.56
Пирит ...............................0Д2; 0,48; 0,41; 0,46; 0,48
Халькопирит .........................0,42; 0,38; 0,33
Арсенопирит .........................0,35
Борнит ..............................0,29; 0,35
Пиппотпп Л ЯЛ- Л Л 9.Ч.Ч
xx.xrtzwxx..........................................~
Пентландит ..........................0,22
Галенит..............................0,25; 0,14; 0,25; 0,29; 0,15; 0,14
Сфалерит (марматит)..................0,12
Молибденит ..........................0,14
Шмальтин ............................0,11—0,12
Различие электродных потенциалов минералов проявляется
в естественных условиях рудных тел при формировании локаль-
ных электрических полей («микрополей»), когда различные кон-
тактирующие минералы находятся в близких по составу вме-
щающих ионопроводящих породах. При этом минерал, имеющий
более положительный электродный потенциал, играет роль
катода, а минерал с менее положительным электродным потен-
циалом играет роль анода. На контакте минерала-катода с вме-
щающими ионопроводящими породами происходят восстанови-
тельные электрохимические реакции, а на контакте минерала-
анода —окислительные.
Для более крупных образований, например, электронопрово-
дящих рудных тел в целом, в том числе полиминеральных, оп-
ределяющим фактором формирования естественного электриче-
ского поля окислительно-восстановительной природы является
изменение некоторых характеристик состава вод вмещающих
пород (в основном концентрации растворенного в них кисло-
рода). Как правило, верхняя часть электронопроводящего руд-
ного тела, контактирующая с обогащенными кислородом под-
земными водами и имеющая в связи с этим более положитель-
ный электродный потенциал, является 'катодом, а нижняя часть
рудного тела, имеющая более отрицательный электродный по-
тенциал,— анодом (рис. V. 18).
216
Рис. V.18. Изолинии потенциала естественного поля в плоскости скважин-
49—116 (по В. Bolviken, О. Logo, 1975 г.):
/ — медноколчеданное рудное тело; 2 — изолинии потенциала, мВ
ХЛГ» TTOTZW тг
xrxwvx^xxj
или ионов возникнет ппи
ГТ LT/KfhwQTJrriTJTJUTM
попоиол
отличном от нуля градиенте их концентрации и направлен
Т-» ПФ/У ГХГХ UXT гтиаттт тттптттгп м ОГГПТМГЛП ТТ О пПЛТТТГТТЛ ПЛПГГЛПП тготтхг
о v-1 vpuu у у ш спишънпл. л хину nmvp, исх 1 р ci и ри^Д^^дсх Ди у л.
растворов различной концентрации некоторого электролита
вследствие различной подвижности ионов формируется двой-
ТТУ-чХ -Ч ГГЛТГ^ЛТТТТЛЛТГТтЯ Л-ГЖЛ.Л О Л ~ „ -ЧГХ/Х Z4ZX ~ Л Л ..Z4TT.
nun рпчсълпп wiun. Осдрлд C1U си tiupunni раиюира МСШГ
шей концентрации совпадает по знаку с зарядом ионов, имеющих
большую подвижность и скорость движения. Величина скачка
потенциала (ЭДС диффузионной природы 8Д) на границе таких
растворов бинарного электролита небольшой концентрации оп-
ределяется формулой Нернста
8д = (АД- AL) in -£- = /гд 1g ,
~2 pi
(V.ll>
где Ci и С2 — концентрации электролита соответственно в пер-
вом и втором растворе; /? — газовая постоянная; Т — абсолют-
ная температура; F— число Фарадея; N+=n+u+/(z+n+u++
-+ z_n_u-) и N-=n-U-/(z+n+u++z-n-U-y)—числа переноса соот-
ветственно катионов и анионов; п+, z+, и+ — число катионов, на
которое диссоциирует молекула электролита, их заряд и по-
движность; П-, Z-, и- — то же, для анионов; ka=2,3RT(N+—
—N-)/F—коэффициент диффузионной ЭДС; pi и р2 — удельное-
сопротивление соответственно первого и второго расчетов.
Для соли NaCl при 7=293 К £д=—11,6 мВ.
Диффузия ионов в растворах, заполняющих поры горных
пород, осложняется процессом селективной адсорбции их по-
верхностью твердой фазы. Результатом являются диффузионно-
адсорбционные процессы. ЭДС диффузионно-адсорбционной
природы на контакте двух растворов с концентрациями С\ и С2,
217
разделенных пористой горной породой, определяется выраже-
нием, аналогичным выражению (V. 11):
8д. а =kn. а 1g = kR. a 1g, (V. 12)
С2 Pi
где йд. a = 2,3/?7’(lV-|.—N-)/F—коэффициент диффузионно-адсорб-
ционной ЭДб1.- АЛ. и -V— — числа переноса соответственно катио-
нов и анионов в горной породе, разделяющей растворы.
ТТ па пптты NT я С* 1 ггптл1 Т — OQ4 Ь . поилппаотпа пт 1 1 A xxR
^х-аЦыааа v-wi/m ж ч v* a л л \ '*'Д. 'd 1‘Uirx VII'* v 1 V/1 w a a a , x*x a_a
у чистых песков (диаметр пор велик и N+, N- не отличаются от
TOT7ADTTV Т-» Г» Г* Г\ Г\ ТТ ТТ Г\ ТТ XTZ ТТ ТТ ГХГ\ /ЧППТТ \ ТТ ГЧ _1_ Д Q » я ТД ТТ TTTin<nTTv тчТТТТТТ / ТТТТП
LUnUDDlA о -ZIY Г1Д1YVJ 1 XI у Ди I 1VX *-> у Ч Г1 1 LUA 1V1T111 Y +*> Г1 Cl "
метр пор очень мал и имеет место предельный случай влияния
пЛтгЛТ,тттт.ттлЛ лпп^гх^ггтттг. \Т — 1 М _ А „ТТТТЛХТТ,, Л/Х «X Атт« Л п л т, т т
попии ад<>ирицпп. iv 4.— 1, iv — — v, оси аппипы tupunpuDanoi
твердой фазой).
.........- ...+.Л........... Е _____________ _ ___ и Ь I
ииычпи ли^цдрициснт гсд. а нрсдсд-(liwiwi в виде /*д. а = ЛдТ
+ЛД. а, где Ая. а — диффузионно-адсорбционная активность гор-
ных пород.
Диффузионно-адсорбционная активность горных пород опре-
деляется следующими основными факторами: 1) удельной по-
верхностью частиц горной породы So (суммарной поверхностью
частиц единицы объема горной породы), отражающей ее дис-
персность. В обломочных горных породах So изменяется от
102 см-1 у крупнозернистых песков и песчаников до 106—107см_|
у плотных высокодисперсных глин, глинистых сланцев и аргил-
литов, что определяет прямую зависимость Ад. а от глинистости
пород; 2) химико-минеральным составом твердой фазы
(рис. V.19). Наибольшие значения Дд. а в глинах отмечаются
у Na-глин, более низкие — у К-глин и еще меньше — у Са-глин;
установлена прямая линейная зависимость между Дд. а и кон-
центрацией оксидов Fe2O3+Al2O3 в породе; 3) влагонасыщен-
ностью горной породы, химическим составом и концентрацией
вод (рис. V.19) — наибольшие значения Ад. а имеет при сорбции
ионов калия.
Установлена корреляционная связь диффузионно-адсорбци-
онной активности горных пород с их проницаемостью, парамет-
рами пористости и поверхностной проводимости. Величина ее
изменяется от —25 до +70 мВ [82].
При фильтрации вод через пористые горные породы в резуль-
тате избирательной (селективной) адсорбции твердой фазой по
направлению движения воды обогащаются ионами с меньшей
способностью к адсорбции. Так как обычно анионы лучше сор-
бируются горными породами, то воды по направлению своего
движения ппиобпетают положительный электрический заряд, и
потенциал возникающего электрического поля возрастает в этом
направлении. В случае преобладающей адсорбции катионов (на-
пример, в карбонатных горных породах), потенциал электриче-
niznrn пппа о иа ггпяп прпыът пиимгппиа опп имРПМТТЯРТС я
W AAXAVAZA A X АА А х Г VA W v A Xx А А А А Ж А А> А А А А Ж XZ А А А А А А J АТА ~ А А АА —- ~ ~ А - , А .
218
Рис, V.19. Диффузионно-адсорбционные
потенциалы в растворах хлористого ка-
лия в различных горных породах (по
В. Н. Дахнову, 1981 г.):
1 — глинистый сланец; 2,3 — глины различ-
ного состава: 4 — известняк: 5 — песчаник;
6 — антрацит; 7 — мергель; 8 — боксит; 9 —
песок кварцевый; 10—доломит; 11 — ожелез-
ненный песок; 12 — каолин
Для сцементированных неглинистых горных пород установ-
лена эмпирическая зависимость
Дс/ф = ДфрДр, (V. 13}
Г'ПС» А 11л. - пптоиттио ттпп гЬы питпцтттлпиплы ГТПЪТПП П RT ’ п---
удельное сопротивление жидкости; Др — перепад давления на
породы, определяемая разностью потенциалов, возникающей
ГГГ>ТУ Длттттт 'ГпЛТТТТТТ ПЛЛ'ГПЛПП V П/ЛП ТГЛТЛП/Л ТТЛ'ГПТТЛ /> тт П Л ТТТ TTLT Ч» ПГХТ1Г\Г\
при ipririD 1 ^ацпп р civ, 1 ukjp a ллирлс1 ui nuipriA v- у ivi
тивлением р=1 Ом-м при температуре 18 °C под давлением
219
Рис. V.20. Кривые потенциала естественного поля над медно-полиметалличе-
ской жилой, снятые в разные годы. Рудный Алтай (По А. С. Семенову):
7 — 1939 г.; 2—1951 г.; 3—1952 г.; 4 —1953 г. а — вмещающие литифицированные оса-
дочные породы; б — зона околорудных изменений; в — рудная жила
Метод естественного электрического поля ЕП (ПС) широко
ТТАГТ/ЧТТТ Г» 1 т Л гтл у» r-г тт тх т г ТГ Л г\/лтЛ ттгл тт л Д, m л ТТТ т жг лтт Л л ттт тттт / У» » т т-« тт Т "V \ ТТ
riVllWJlDOJ Cl V71 прп i\upuia/i\c nctpizinDiA vrvo aztxnn ^VlVl. 1«/JL. rl
при поисках и разведке сульфидных месторождений, где во мно-
------------------—--------------------------------- /---------- W ПГ\\
mA случалА дает пилили i гльпыс рсзу ли i a i di----v.z-uj.
Искусственная (вызванная) поляризация
Искусственная поляризация горных пород вызывается путем
пропускания через них электрического тока.
При пропускании электрического тока через контакт электро-
нопроводящего минерала с ионным проводником — подземными
водами или электролитом — происходят следующие основные
процессы: 1) окислительно-восстановительные; 2) зарядка ем-
кости двойного электрического слоя; 3) накопление заряда, эк-
вивалентное действию «псевдоемкости адсорбции» промежуточ-
ных продуктов электрохимических реакций.
По поляризационной кривой минерала (зависимости плот-
ности тока от электродного потенциала ср) определены потен-
циалы окислительных — анодных и восстановительных — катод-
ных электрохимических реакций минерала.
Для сульфидов двухвалентных металлов (MeS) характерны
следующие электрохимические процессы:
катодные
™ I Оа- V. МоО |_ Q2- ™ . 014+ _L_ 9о- М • /V 1 /П
Ч7!* А | » Y2* ~хх I ' хх2> \ • хл/
анодные
ф1: MeS—2e-^Me2+ + S°, q>2: S°->S04-. (V.15)
Как установлено Ю. С. Рыссом (1969 г.), потенциалы элек-
трохимических реакций минералов ф; и <р2 являются устойчивой
220
Таблица V.13
Потенциалы электрохимических реакций на основных рудных минералах
/ пЛ ЛТиПШЛПШЛ V иОГ*1.ТГТТ0и1Т/ЧНЛТГ I/O ПГкНЯА annv тпагпЛ R [fiftl
v 4IVIA1VIH4W at Iiwv-M» vuixvui J liwivnivvil/uvill j VHVI» a j) ал
Минерал миОдНЫе реакции х\агОдНЫс реакции
Ф1 Ч>2 Ф1 <р2
Магнетит 1,6+0,1 Иногда —0,7 —1,45+0,1
Пирротин 0,6±0,1 0,9+0,05- —0,5+0,05 — 1,5+0,1
А Ад_А А£ а а_ц 1 о А £_1_А 1 1 .Qj-П 1
0,15+0,1 0,7+0,1
Халькопирит —0,6+0,1 —i, 4±о,i
Халькозин 0,15+0,1 — —0,6+0,05 —1+0,05
СфалеРит —0,05+0,1 2,3+0,1 — 1,2+0,05 —2,1+0,1
Галенит 0,3+0,1 1,7+0,1 —0,75+0,1 —1,5+0,1
Пен1лапдИ1 о л । л лг V,*1ZC и, VO 0,8+0,05 — П ОС 1 о nr —и,ooze V, VV —1,25+0,05 1 1 I Л nt 1 , 1ZC V,W
Молибденит — —
Графит 1,5+0,05 — —1,55+0,05 —
их характеристикой (табл. V.13), что положено в основу опре-
деления минерального состава рудных тел с помощью поляри-
зационных кривых, регистрируемых в методах КСПК и БСПК.
В известном лабораторном методе анализа растворов — по-
лярографии— используется поляризационная кривая специаль-
ного металлического электрода (обычно ртутного капающего).
Изучение такой кривой в модификации «бесфоновой» поляро-
графии положено в основу предложенного О. Ф. Путиковым
(1977 г.) метода полярографического каротажа (ПК) для изу-
чения состава подземных вод без отбора их проб. С помощью
ПК возможно определение в водах О2, Cl-, Fe2+, S2-, Мп2+,
Zn2+, Cd2+ и других компонентов (рис. V.21) [651.
В связи с малым значением времени релаксации процессов
зарядки емкости двойного электрического слоя (2—10 мс) и
псевдоемкости адсорбции (100—200 мс) эти процессы можно не
учитывать при более медленном изменении параметров элек-
трического поля.
В практике разведочной геофизики широко используется ме-
тод вызванной поляризации (ВП), который отличается двумя
особенностями: 11 использованием лияпязоня потанпиялои мяло
- - - - - - - z -----------г-у------— —, “7 —
отличающихся от потенциалов равновесия, т. е. использованием
малых значений плотности поляризующего тока и небольших
значений времени поляризации; 2) изучением, как правило,
электрического
поля
RClQ Т1ЫТС Я ТЛТТТРГП ГГРРПР T3RTTZ ИЛПРШЛ а
к-г АААА АА а V* АЛ АЛА A AV А A VZ А ^z А А А А ЛА
ттп и стптл_
зующего тока.
R npunnp
A—z- W vz A A vz АЛ Vz
ымртлттшура
АА АЛА ^-A\Z Д ЛА
/4л ТЛ О ТЛ TZ Г\ - V тл АЛ тлтт О Г* V ТТ V
А Л Г» ПО ПО ТЛ
дгд vz/i^zv д VIA
ПОП О О TJO О
ции ионопроводящих горных пород — электроосмоса, объемной и
П ТЛгК гКтГО ТЛГЛТТТЮ ТЛ ТТ/-А ТТ СГГА ТЛО Я ТТ ТХТЛ ПОХТЛТЛЛГ» 'ПТ/ОТ-ГППП’иаП'ПО ПТ ТТГ1 ХГЛ<ГОТТ/ЛП
/J,XX4jZ Ч-' J “V/ ДДДДД-/ Xi ДД VZVX УД |Z XAv> ИДД,ХХХД tfxvxnill syxw-xxv-|y IXlVlVU X UvlUiHJ JVIUIOJXJ
221
Рис. V.21.
ттл ттстгхлгч-ч а
1Ч<Х£УЧУ X CXZXXC4
( пг\ Г'! fT> Пхг'ттттулг»хт Г£К1\ -
yxxw -Х-. XXJ X XXXVЧУХУ J -
a — дискретный ПК, катодные полярограммы в скв. 2728 Печенгского рудного поля,
Кольский полуостров; б — непрерывный ПК на растворенный кислород, наблюдатель-
ная скважина на участке подземного выщелачивания руд: 1 — основная кривая, 2 —
повторная кривая
ХХЧУЬХ/Х^У ЧУХ |У IX Ч> XX -14/4Z1YV/1 ЧУ
ленное свойство селективной сорбции ионов твердой фазой по-
род из насыщающего их поры раствора.
В настоящее время наиболее полно обоснована теоретически
и экспериментально диффузионная модель (А. Ф. Постельни-
ило 1 Q£\Q г> • П Д бТ) птл nnuvr^anr ЛЛ П Спплплио 10^1 г» \
ХХ.ЧУХХ, X ЧУ КУ ЧУ 1., XX. ~жг p'xx^jy iXUV-V/ , X X. XX. К-ХХ^ЧУ |У КУ ХУ XX , X ЧУ KZ X X./.
Для количественной оценки способности горных пород созда-
ной электрохимической активности Ав, определяемые в процен-
тнх соотношения
n = AB= Аивп 100,
Д{/
(V.16)
где А£7 — разность потенциалов между измерительными элек-
тродами во время пропускания тока; Д{7ВП —разность потен-
циалов между этими же электродами после выключения тока.
Обычно для фиксации условий измерения указывают дополни-
тельно: время пропускания тока — время зарядки /3; время, про-
шедшее с момента выключения тока до момента измерения
А/7 пгт -- ППРМЯ ЧЯ1ТРПЖКИ /• П.ПЛТНЛСТК ППЛЯПИЧУЮТПРГП тпкя i
--D X X 7 — Г ---------- -у -------- ----Г--J---Ч-- --}'
222
Поляризуемость ионопроводящих осадочных горных пород
зависит от их гранулометрического состава (и, как следствие,
от их проницаемости и глинистости), влажности, концентрации
и состава порового раствора. При определенном диаметре зерен
твердой фазы г] достигает максимальной величины (рис. V.22).
Зависимость поляризуемости песков от влажности имеет макси-
мум в области влажности W = 0,024-0,05 и этот максимум ра-
стет с уменьшением минерализации раствора (рис. V.23). Экс-
ТПОМ О HLUO О ТТЛ ЛЛЛТПРТГ'ТНХТР'Г ПГГЙЖИПГТИ 9 5 0/л
1 KzlVX 1XVZ4 ни/j VzX«X VZ * XZ ^zVZVZXXZ'szxv^xxz^vx ' / v ?
размерам nop 8—10 мкм, небольшой концентрации раствора
Т-» rrnnov Пптт TZCiTiTiaUTna TTUTJ пОРТО/ЛПО (лппоо 1П П / тт ГТП ТТ а П LT QVP -
О
мость менее 0,1 %.
1 ± р/ Г1 ПМИЦЪП! ^С1Щ1П
Q Л тт ттлтттт лЛтт ТТЛ Т П ПТГЛТГЛт ГГ. ЛТТ1 ГтОЛТЛЛ Г\ГГ ГЛ Т-»ГА \ 7 ТТ О ТТ Т ГЛ ГЛ TJT ТТ/Л D £» Г» V
иаопспмисю 1JLV/V1Z1 р^ГЮ у VIVI kJ V 1 П 11VVI1C1 Wl VICI J ^Wiuuuri nvuvprx
ности имеет максимум при S0 = 8-10-4Ч-1 • 10-3 см-1.
Поляризуемость песчзно-глинистых горных пород зависит от
содержания и сорбционных свойств глины. Зависимость поляри-
зуемости этих пород от глинистости немонотонная. В диапазоне
глинистости 3—10 % Л максимальна, при более низких и более
высоких значениях глинистости ее величина уменьшается. По-
ложение максимума на кривой зависимости разности потенциа-
лов вызванной поляризации Ас/'вп от содержания глины зави-
сит от типа глины. Калиевые и натриевые набухающие глины
уменьшают т), кальциевые — увеличивают. Зависимость поляри-
зуемости песчано-глинистых пород от влажности имеет, как и
у песчаников, максимум, но более слабо выраженный и сдвину-
тый в сторону более высокой влажности.
Поле ВП после выключения поляризующего тока_со време-
нем уменьшается. Характер и скорость спада поля В11 являются
важной характеристикой изучаемых геологических объектов,
которая поэтому была исследована теоретически и эксперимен-
тально рядом авторов. Использование этого явления широко
известно на практике [31]. В частности, установлено, что
скорость спада поля ВП меньше у поляризованных электрон-
ных проводников, чем у ионных. Это приводит, например,
к большему различию значений А[/вп прямого и обратного
хода при поляризации электронных проводников (халькопи-
рита), чем ионных (известняка) (рис. V.24, кривые 1 и 2).
Наиболее полная физико-математическая теория ВП раз-
вита С. М. Шейнманом (1969 г.).
Поляризуемость вкрапленных руд растет с увеличением со-
держания электронопроводящих вкрапленников. Зависимость
поляризуемости, обусловленной электронопроводящими включе-
ниями. то их концентрации аппооксимипуется (Ьоомулой [311
• -х- х х «г хх«г •- J
n = pv9/(l + pv3),
(V. 17)
где Va — объемная концентрация включений; р— коэффициент,
яависяптий от состякя и CTnvRTvnw якпширний я тякжр пт
---------. - - ---- -- - - г j — J I -----’ — ----- —
223
Рис. V.22. Зависимость поляризуемо-
сти порошка кварца, насыщенного
раствором 2-Ю-4 н. КС1, от диа-
метра зерен (по Д. А. Фридрих-
сбергу, М. П. Сидоровой, 1961 г.)
Рис. V.23. Зависимость по-
ляризуемости от влажности
кварцевого песка, смочен-
ного раствором CuSOi [31].
Растворы CuSO< с нормаль-
ностью: / — 0,001, 2 — 0,01, 3 —
0,1; /3 =2 мин; /=0,25 с
Рис. V.24. Зависимость потенциалов вызванной поляризации Д(7Вп от плот-
ности j возбуждающего тока для халькопирата (/) и известняка (2) (по
М. Г. Латышевой, 1952 г.)
тальным данным р изменяется от 0,5 до 4,5.
^ТТ/ТГГЛГ.ТПТЛТТ'ПП ттт ТТ/Ч тглт Л ТТ/ЛП ПОТТ Л Г» ТТ О А О ГГ О О ТТ ТТГ» ГТ/'ЛГТСТПТЛ-
1 C1V1U11VJ у 1 сышшхииц ОС* Ulivrunov X и xxv/vx/xprxx
зуемости смеси кварцевого песка с частицами сульфидно-нике-
тгатлаЛ ТТ гт^ч тт л ГГ ггттАЛТГ ЛтЧ гчтттт Z-ЧЛП t4On4At4Z4T4 nmTIV ТТ О/Г'-ПТТ ТТ /г> ТТ ТТ О
лспии n 11VJ./1 riivic 1 алличсспии р^Д 1 paoivivpv/o 01 пл tuv/пц у о /д*11-1
224
пазоне размеров зерен 0,1 —10 мм) при постоянной объемной
концентрации электронопроводящих минералов. Наибольшая
поляризуемость получена при влажности 5—10 %, хотя ее влия-
ние меньше, чем для песка без примесей. Показано, что поляри-
чирмпгтк яиялпгиииытг емреей плетет ппи уярлипрпии чпельной
*- J ~ ~ .«.ж — ж -ж - ж.жжж хж ж.ж v — — ж» -»• ж Ж. ж -- J ~ — - — J -
поверхности контакта электронопроводящих включений с рас-
тпппли
У горных пород, содержащих вкрапленность электронных
с вкрапленностью электронопроводящих минералов.
Типы горных пород и руд Число измерений Поляризуемость, %
0,2 0,5 1 2 5 10 20 SO
Пески, глины, суглинки 500
Доломиты 121 /Aw-;
l/nflonrriunuH 556
Глинистые сланцы, песчаники 373 2223^25^
к&арцево-хлоритовыв сланцы 75 -ггт777а////\
Базальты 567 '////КГА.
Граниты 146
Диориты 93
КВарц-порфиры и их туры 905
Порфириты и их туры 155
КВаи"ип!Ы 23
Графитизированные сланцы 28 ТГ1! I»-.
Узлистые известняки 88 VZZZ-l VWW7-
Скарны 77
Меднокилчеианные русы вкра пленные 43
Медноколчеданные руды Сп/1ишпьт 14
Полиметаллические руды вкрапленные 136 ’•ХЙЪ»
Полиметалли ческие руды сплошные 40
rt...—../Э. . '^Ли^ЛСППОГи jjyiPD! 10 ^77/ 7W 2S.
в' |W»P У/////Д5
Рис. V.25. Сводная диаграмма поляризуемости пород и руд по результатам
изучения образцов и параметрическим измерениям [31].
Сульфидные руды: 1 — сплошные, 2 — вкрапленные; горные породы; 3 — графитизиро-
ванные, 4 — с вкрапленностью сульфидов, 5 — без заметной вкрапленности электроно-
проводящих минералов; трапеции — гистограммы поляризуемости различных руд и
ТТППАЧТТ
»•» Ы и-s
8 Заказ № 802
225
В целом с учетом природы вызванной поляризации и вели-
чины поляризуемости горные породы и полезные ископаемые
можно разделить на три группы: 1) электронопроводящие по-
лезные ископаемые с высокой поляризуемостью (сплошные
сульфидные руды с поляризуемостью до 50—60 %, залежи гра-
Ллтл'г'з аитпягттлто тттхгпг'Ы'ГЯ пппоопкта ыруппооллкто тл глпиитР
VAXXX X ХА, XAAJ XXX ХХХХАу , X X W V X X X ХАА X X - X X О X X VA V, ХТХ ХАХ - XX Х^ГХХАХХС
породы с поляризуемостью, зависящей от содержания и состава
щие осадочные, магматические и метаморфические породы со
ЛГ»ЛПТ1ЛТ1 тт П ГТ «-» z-i Л ГТ/Ч П ГТГЧ Т1ПХ ГЛ1 »ЛЛтТ TZ-X / ГхТГЛ \Т ОК\
срсдпсн п сяаиип nv/vi дуплу viviv/v i div/ yjjriv. у.ди^.
Несмотря на небольшую поляризуемость осадочных пород,
--------- — - ттт.ЖЛ.~....... — ~ —.......,...... ОГГ - --
визми/лпа ил дтрц^срсшлпацил пи дсшшмм лариш/ла ип, в чсг
стности, на угольных и нефтяных месторождениях. Зависимость
поляризуемости магматических и метаморфических пород от
Таблица V.14
Поляризуемость магматических и метаморфических пород
Воронежского кристаллического массива (по Н. С. Афанасьеву)
Порода я. %
среднее пределы
Гранитоиды AR 9,0 0,1—17,6
Гранитоиды PRoc 10,8 1—83
A D xunimaini ххх\ 0,9 17*6 OR R
Мигматит PROC 0,1—100
Гранодиорит гнейсовидный 1,6 0,2—6
Диорит 1,6 0,3—5,9
Габбро-долер ит 9,1 0,4—65
Раббр Оиды. габбро-нориты AR 5,1 6,2—65
габбоо AR„ 1.9 0,1—20
габбро ARm 3,3 0,2—28
Пироксенит 1,7 0,6—9,2
1 шроксенит амфиболизированный 12,0 12,9 u,z—OU
Перидотит серпентинизированный 0,8—86
15 0 0.9—90
Серпентинит метасоматический 8,3 0,4—80,5
Гнейс биотит-плагиоклазовый AR 1,7 0,1—5,5
Гнейс биотитовый PRoC 17,6 0,3—100
Гнейс биотитовый AR с вкрапленностью графита и 68,8 1,3—100
Гнейс биотитовый (без вкрапленности рудных) 2,1 0,1—60
Сланец биотит-кварцевый 12,1 0,5—78,1
Кварцито-песчаник, метапесчаник 3,0 0,1—15
Сланец углистый 70,1 3,0—99
Амфиболиты; AR 2,0 0,1—18
PR 9.4 0,1—88,5
Метапорфирит 2,9 1,5—5,7
Примечание. Число измеренных образцов каждой породы — от десятков до
нескольких сотен.
226
глинистости, вкрапленности рудных минералов и графита
(табл. V.14) позволяет использовать ВП для геологического ка-
ртирования, корреляции образований, выделения участков, пер-
спективных для поисков месторождений полезных ископаемых.
§ 23. ПЬЕЗОЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ ЭФФЕКТ МИНЕРАЛОВ
Й ГОРНЫХ ПОРОД
Под прямым пьезоэлектрическим эффектом понимают элек-
трическую поляризацию определенных типов кристаллических
веществ при механическом воздействии на них (П. Кюри,.
1966 г.). Эти вещества обладают свойствами диэлектриков и
реже полупроводников. В результате поляризации на соответ-
ствующих элементах их поверхности появляются электрические
заряды. Под воздействием электрического поля в полупроводя-
щей среде возникают токи проводимости и смещения, которые
являются причиной появления магнитного поля Н-.
е —+ yE = rottf, (V.18>
at
п ПА rrnAnA ТТТТЧ A ATAT nr\A ттт T
1 A'-' f 1 D
Поэтому регистрация пьезоэффекта может производиться
ТТТ^ТХТ, ------------------------------тт
liy 1C1V1 ncjivicpcnnzi П a lip ZLZtYC П MUL1 И Г\61Г\ ^ЛСЛ1рИЧСС1\и1 и 1^, и
магнитного — Н полей.
На основании экспериментальных исследований установлено
основное уравнение пьезоэлектрического эффекта:
q = 6о, (V. 19)
где q—поверхностная плотность электрического заряда, возни-
кающего на некоторой грани кристаллической пластинки под
действием механического напряжения о; б — пьезоэлектриче-
ский модуль монокристалла.
Из приведенного уравнения видно, что плотность заряда при
пьезоэффекте прямо пропорциональна приложенному механиче-
скому напряжению; при перемене направления прикладываемого
напряжения знак заряда меняется на обратный. Однако такую
зависимость можно принять лишь в случае изотропных сред.
В действительности же пьезоэффект присущ только анизотроп-
ным средам и поэтому при пьезоэлектрическом эффекте имеет
место сложная зависимость между вектором интенсивности по-
ляризации и тензором механических напряжений или деформа-
ций.
8*
227
Обнаружение и обоснование пьезоэлектрических свойств
в поликристаллических горных породах, содержащих мине-
ралы-пьезоэлектрики, выполнено М. П. Воларовичем и
Э. И. Пархоменко на основе развития учения о симметрии
(А В IITvfSnirwnR 1Q4R Н Чтг> vttoljltp гтпо пп птя ттсл ят[,
\- — • --J -....................J 1VHHV
наличие пьезоэлектрических свойств у поляризованной керамики
/ MPIfirPPTDOHU Я СТ П Г» ТЛ Ои’Т'ТЛГЛСЛ DTZ а ТТ Т1ЛЛП \ ТТ П rnniTLTv nnnnrrav
\ “'-“j * L'VKA* м. /1 wynvil L XJLp/V/UXXCA .11 V 11V и XI U lUjJllUlA хх р»'-'/j, с*. л
с определенной текстурой, т. е. определенной ориентировкой зе-'
ГЛ ОТТ if пиона плп ТТТ папа гглтллпгч ТТГТНп / Т/Т 1 I Г» «-* V /Ч Мж/\ТТТГГЧ 1O£Q тч \
р/х^хх iTxxxxx»^p/cxvx47U-llJJV-OV<?VlVXXl yrilXVJD V<-Z- ХХ* ± XCipzXV/lVlJtiniYM, * • ) •
Вместе с тем из геологических представлений следует, что
кварцевые и пегматитовые тела не всегда сложены ориентиро-
ванными кристаллами пьезоактивных минералов [29]. Полевыми
исследованиями установлено также, что во многих случаях
в кварцевых, пегматитовых и других телах-пьезоэлектриках от-
сутствуют какие-либо преимущественные пьезоактивные направ-
ления.
В процессе лабораторных исследований было выяснено,
что тела, представляющие собой механическую смесь неупоря-
доченно расположенных кварцевых зерен, скрепленных пьезо-
электрически нейтральным заполнителем, обладают пьезоэлек-
трическим эффектом. Измерения напряженности пьезоэлектри-
ческого поля в непосредственной близости от озвученного
крупноблочного кварца с помощью установки с малым разносом
приемных электродов показывают, что в образце имеются ло-
кальные микроучастки с повышенной пьезоактивностью. При
этом направления максимумов напряженности поля около таких
участков оказываются различными. Однако уже на расстояниях,
соизмеримых с протяженностью отдельных пьезоактивных зон,
поле усредняется, и выделение локальных участков не пред-
ставляется возможным. В этом случае весь образец ведет себя
как единый по пьезоэлектрическим свойствам объект и харак-
теризуется усредненной пьезоэлектрической активностью dcv
минералов и горных пород, его слагающих.
Изложенное выше позволяет предложить следующую зако-
номерность проявления пьезоэлектрического эффекта в горных
породах с неупорядоченным расположением зерен минералов-
пьезоэлектриков. Под действием падающей, упругой волны
элементарные объемы среды деформируются. Причем, если
вдоль оси ОХ. совпадающей с направлением действия внешней
силы, происходит сжатие элемента среды на величину гх, то
вдоль осей OY и OZ имеют место растяжения, величины кото-
рых при малых деформациях упругой среды связаны с гх при-
ближенным равенством
гу = гг = гх12,
(V.20)
где Гх, гу и rz — компоненты относительной деформации эле-
мент я среды по осям O-V, OZ.
228
Относительная деформация элемента пьезоактивной среды
приводит к появлению на его противоположных гранях разно-
именных электрических зарядов q, величина котопых в широком
диапазоне силовых нагрузок линейно связана с относительной
де4>опмацией:
Qу ~ dcpfy, qz — dcprz. (V.21)
Деформированный элемент пьезоактивной среды можно упо-
тт тх гт гл тт а тл
ДшЛММ! Ч_,11
TZ/'Л’Г'ЛЛТЛ LTV
ПОПО ТТТТОТТКШД
L1UJJ VV1U iiui
осям координат, а дипольные моменты пропорциональны отно-
ЛТГТ1Л ГП ГТТТ1Г П ЛгкГЧ « « П тт tr л ч г» ТТТ Z4 ТТ т л/Л А'т'ПЛ'пЛГГтгТАТТТттхг /ЛЛЛТТ Т"> ГЛ
LH 1 VV1DUD1.V1 1V1 С1ЦГ1Л1У1 ОД^Ш CUV 1 DU VI □ V ЮЬЦПЛ UVVH. cyVDU-
вождение электрических зарядов и связанное с ним появление
ДИПОЛЬНЫХ МОМсНТОВ ПрИВОДИТ К обрЗЗОВЗНИЮ В ОКруЖаЮЩбМ
пространстве вращающегося электрического поля, регистрация
которого является главной задачей пьезоэлектрического метода
разведки [41].
На основе систематического изучения пьезоэлектрических
свойств рудных тел и вмещающих пород многих рудно^кварце-
вых, пегматитовых и других месторождений [47] минералы, гор-
ные породы и руды по пьезоактивности разделены на следую-
щие четыре основные группы:
1) высокоактивные — значения пьезоактивности минералов,
горных пород и руд более 5,0-10-14 Кл/Н;
2) среднеактивные — значения пьезоактивности минералов,
горных пород и руд изменяются в пределах от 0,5 до
5,0-10-14 Кл/Н;
3) слабоактивные — значения пьезоактивности минералов,
горных пород и руд ниже 0,5-10~14 Кл/Н;
4) неактивные — значения пьезоактивности минералов, гор-
ных пород и руд близки или равны нулю.
Результаты выполненных определений пьезоактивности све-
дены в табл. V.15 и V.16. Проведенными измерениями на об-
разцах минералов, горных пород и руд, а также в условиях их
естественного залегания установлено, что наиболее обширная
группа из всех изученных месторождений золото-кварцевая.
Значения пьезоактивности на этих месторождениях изменяются
в широких пределах. Высокие значения пьезоактивности харак-
терны для золото-кварцевых месторождений мезотермального
типа, где они достигают 35,0-10-14 Кл/Н — месторождения Яку-
тии и др. Низкую пьезоактивность имеют эпитермальные место-
рождения (Магаданская область). Пегматитовые месторожде-
ния представлены тремя типами: хрусталеносными, редкоме-
талльными и слюдоносными. Пегматиты с хрусталеносными
гнездами или кварцевыми ядрами характеризуются очень вы-
сокой пьезоактивностью. У некотопых обпазцов KnvnHO3enHH-
стого полупрозрачного кварца на месторождении хрусталенос-
11KTV ГГРГ-М я титло Conon'jnu W'nquUL.! гтклол'лгттхпиллтг. inOTi.-rq от
Ж А1 А к>и ЧАКЧ^ЖЖЖЖА^Ж Ч А-V О W 1А 11 1 * * X W АА W А X А X ХА х
229
Таблица V.15
Классификация минералов по степени пьезоактивности d, 10~14 ед. СИ
Группа пьезоактив- ности Название минерала Пределы изменения d Среднее значение d
Кварц полупрозрачный гиганто- и крупнозернистый 7,6—210 70,7
Кварц дымчатый, розовый, белый круп- нозернистый 2,8—112,5 22,5
Кварц гранулированный 1,5—99 15
1 Кварц жильный крупно- и среднезер- 0,4—54 8
нистый Нефелин 3,7—6,9 6
Qrhajtаг»ьгу кп'7пноэепнистый 3 110 2 8 2
Кварц жильный средне- и мелкозер- 0,1—10,6 1,8
Мелилит крупнозернистый 2,2—8,5 4,3
2 Мелилит среднезернистый 0,2—3,2 2
Нефелин-мелилит 0,3—4,7 2,7
Сфалерит мелкозернистый 0,1—2,1 0,6
3 Кварц мелкозернистый и скрытокри- сталлический 0—0,8 0,1
Киноварь кристаллическая 0,1—0,5 0,2
4 Антимонит, арсенопирит, кальцит, кварц опало-халцедоновидный, реаль- 0—0,1 0
1 ар, фл юор и т
50-10—14 Кл/Н. Высокие значения пьезоактивности характерны
также для месторождений редкометалльных пегматитов Восточ-
ного Казахстана. По сравнению с первыми двумя типами место-
рождений пьезоактивность слюдоносных пегматитов (Северная
Карелия) значительно ниже — до 4,8-10—14 Кл/Н. На полиме-
таллических месторождениях, особенно с высоким содержанием
хорошо раскристаллизоваиного сфалерита, пьезоактивность до-
стигает 10~14 Кл/Н. В целом эта группа месторождений харак-
ТРППЧиРтгя гпрпидй Пкролятлтыпипптк ягг ятьттгл-
' ---‘ --~----------XW. ---
нефелиновых руд изучена на примере двух
Кольского
И здесь
пкОопа izmuounoTi.
месторождений
oodtjPut /л'т* -пая-
UUUIXV^XX X
мера зерен нефелина и его процентного содержания в руде или
Г»лг\иг»тх гтглтлглгга Rr_Tr»rvTZTjm о ТТ П ТТОТТПГГ ГГГППП О TZ’T'TTT-*тто тттл-т Л Т/Л/ГЛ ГТ
\J м 1ХХ_/ Г1
XJ1 V>\_Z1YX1 V- JUU ~1 4^11X1/1 nuvovumnuxiuvi Т1 11 Cl MV11W/J,C1 XV/ 1 Kz/x
у уртита — до 32,5-10—14 Кл/Н, мелилита — 8,5-Ю-14 Кл/Н,
ТТГТ/Л ТТТГЛПП _ Q 1 . 1А 14 ТЛ ГТ /Ы ТТ ТГГ, Т2 rnzi ЧТ/Л т-. т-ч гч » ж гт г, » жгчттт Л ТЛттт тт Л гггч
Г1 riu^in 1 Cl iyi/11 Г1 AH’ DpC-lVlTl DlVJLCJLU,ClI\-/JUU,ri С- На-
роды на данных месторождениях практически не пьезоактивны.
"D т Т Z4 <-Х tr Т Г <-Х ГЧ ТТ ЖЧ TTZX ТТТТ XV ГТ, п Гч Z4 ГЧ ТГЯПТТ Т-Ч ТТ Л Пттт ЛНТЧЖЛГТЛ Т/Чтл XT тЖЧТТЧТТХЧ ттЖЧ .
UDIVUnriU эпачиппл HDCJUQAl nonuci И Ul.VlC4anjlL71 1С1Л/ЛС ла MCL1U-
рождениях олова (Хабаровский край), сурьмы (Якутия), меди
и милиидспа (лрмсиия) и др.
ТТГ» ТТХЛГАРТ'ПГЛП q
230
Таблица V.16
Классификация горных пород и руд по степени пьезоактивности d,
Ю11 ед. СИ
Группа пьезо- активности Название горной породы или руды Пределы изменения d Среднее значение d
1 Кварц-турмалин-касситеритовая руда 0,8—27 15,7
Антимонито-кварцевая руда 0,2—1,3 0,6
Апатито-нефелиновая руда 0—5 0,9
Галенит-сфалеритовая руда
0,2—и 3,2
Ийолит 0,1—8 1,1
о Мрлнтрйгит П 9—5 1 fi
Пегматит 0,1—4,8 1,2
Скарн с галенит-сфалеритовым оруде- нением 0,1—3 0,6
Сфалерит-галенитовая руда 0,3—7,7 3,8
Л Л Л Q Q 1
V
Уртит 0,1—32,5
Ювит 0,2—5,4 1,8
Алевролит окварцованный 0—0,5 0,2
Аплит 0—1.7 0.5
Брекчия алевролито-кварцевая 0,1—0,4 0,2
Гнейс 0—1,4 0,2
Гранит 0—1,6 0,4
T^t-l n TTJ—L -ГТГГ\»\ 11.1- Л л л Л 1
V 0J5
Кварцит 0—3,3
Пегматит керамический 0—1 0.1
3 Песчаник окварцованный, турмалини- зированный 0,1—1,4 0,5
нолевой шпат и—и, и,1
Порфирит 0—0,3 0,1
Ригчоппит 0 3—0.9 0 5
Скарн гранатовый со сфалеритом 0—1 0,3
Скарн пироксен-гранатовый 0—0,2 0,1
Алевролит, амфиболит, андезит, габбро, грейзен, диабаз, песчаник 0—0,1 0
4 Аргиллит, березит, брекчия автомаг- матическая, брекчия дацитового соста- ва, дацит, диорит-порфирит, известняк, тальк-карбонатная порода, туф, туф андезита, фельзо-липарит, фенит 0 0
Установлено, что отношение пьезоэлектрической активности
рудных тел и вмещающих пород на большинстве исследованных
месторождений и рудопроявлений составляет 5 раз и более, что
свидетельствует о применимости пьезоэлектрического метода
не только на пудно-кварцевых и пегматитовых месторождениях,
но и на полиметаллических, апатито-нефелиновых и других ти-
пах пьезоактивных местопождений.
231
В пределах кварцево-жильных месторождений, как правило,
присутствуют жилы различных генетических связей, а пред-
ставляющими интерес с производственной точки зрения — про-
дуктивными— является чаще всего один или два типа жил, по-
этому возникла необходимость в разделении кварцевых жил на
различные типы. Измерения пьезоэлектрической активности об-
плзттло хг-плпттрта ппэпптшпы глпхпттрп'гпыт'и г'РПР'тыттрртглгтп
Г жжж>~г^~~ ЖЖЧ^~^„ЖЖЖ.-.ЖЖ V Ж Ж, ХЖ Ж Ж, Ж ~ Ж Ж ~ Ж ЖЖ Ж ~ Ж К J ЖЧ, ж ж v ж ~ v, V, ж ж ч^ ж ж
кацию различных типов кварцевых образований, например, при-
(рис. V.26).
ных тел и вмещающих пород по скважинам позволило вы-
ПОЛНИТЬ ЗОНаЛЬНуЮ ДИффбреНЦИЗЦИЮ ХруСТЗЛсНОСНЫХ П6ГМЗТИ-
тов на месторождении Северной Украины (рис. V.27). При ис-
следовании пьезоэлектрических свойств кварцев оловорудных
месторождений установлено (Е. И. Доломанова, А. Б. Успен-
ская, 1970 г.), что по величине пьезоэлектрической активности
можно различать рудоносные и нерудоносные кварцы.
Как известно, пьезоактивные горные породы характеризу-
ются наличием текстуры, т. е. упорядоченным расположением
входящих в них минералов-пьезоэлектриков. Положение и сте-
пень ориентированности пьезоактивных минералов в рудных
телах обусловлены генезисом месторождения, текстура кварце-
вых жил тесно связана с полями тектонических напряжений
(Е. И. Русакова, Л. Д. Селезнев, 1973^г.), возникающими в ос-
новном в процессе рудообразования. При этом направление ре-
зультирующего вектора пьезоэлектрической поляризации тек-
стуры рудного тела, как правило, совпадает с направлением
тектонических напряжений. Информация о тектонических напря-
жениях в процессе рудообразования позволяет определять ос-
новные пути формирования кварцевых и пегматитовых тел,
а также устанавливать их пространственное положение, что об-
легчает поиски и разведку указанных месторождений.
Теоретико-экспериментальными исследованиями установлены
следующие закономерности проявления пьезоэлектрического эф-
фекта в реальных средах:
сейсмоэлектрические аномалии, регистрируемые над кварце-
выми, рудно-кварцевыми и пегматитовыми телами, не связаны
с изменениями параметров упругого и электрического полей,
а вызваны пьезоэлектрическим эффектом кварца, возбуждае-
мым в этих телах под действием упругих колебаний;
геологические объекты, представленные крупнокристалличе-
скими разновидностями минералов-пьезоэлектриков, характери-
зуются высокими значениями аномалий пьезоэффекта. В то же
время скрытокристаллические разновидности этих минералов,
например опаловидные кварцы, аномалий пьезоэффекта не вы-
чыпяют*
-------,
232
Л5 п/п (jj7iiGCu-iL£€ ОириЗЦОи г\8ирЦи Г/?НР7ИЧРП- I кий тип I
7 Сахаровидный мелкозернистый Кварц 1 р
2 3 Гри нули pods нный Сладо8ымчатый,крупногринулированный Кварц П Г
4 5 Молочно- йелый крупнокристаллический Молочно-йелый крупнокристаллический Кварц ш
R 7 8 9 Прозрачный, темна-дымчатый Полупрозрачный гигантозернистый Прозрачный гигантозернистый Полупрозрачный гигантозернистый Кварц Ш I
10 11 12 13 Горный хрусталь - двойник Горный хрусталь полупрозрачный Горный хрусталь с включением анкеоита и хлорита Монокристалл кварца среза ас Кварцф | Горный |
in
IIIIIIMM
null
a
0,3 1 2 3 7 1U 33 iu 2uu3uu
^,7/7"%. СИ
Рис. V.26. Диаграмма значений пьезоактивности dCp различных типов кварца
Рис. V.27. График пьезоактивности d
пород по скважине:
/ — песчано-глинистые породы; 2 — гра-
нит; 3 — пегматит; 4 — зона серых квар-
цев; 5 —— полевой шпат
во всех исследованных рудно-кварцевых, кварц-пегматито-
вых и других пьезоактивных телах отсутствует ярко выражен-
ная направленность излучения пьезоэффекта и поэтому его ре-
гистрация возможна в различных направлениях;
пьезоэлектрический эффект в горных породах носит объем-
ный характер;
горные породы, содержащие минералы-пьезоэлектрики с не-
упорядоченной пространственной ориентировкой, электрически
поляризуются под действием упругих колебаний;
пьезоэлектрическая активность поликристаллических тел
пропорциональна средним размерам и содержанию в них ми-
нералов-пьезоэлектриков.
ГЛАВА VI
ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
И ГОРНЫХ ПОРОД
§ 24. ПАРАМЕТРЫ ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ
Тепловое состояние земных недр является первопричиной
многих геологических процессов. Его изучение включает теоре-
тические и экспериментальные исследования параметров тепло-
вого поля — теплофизических параметров, геотермического гра-
диента и теплового потока, характеризующих энергетику недр.
Теплофизические параметры определяются следующими фор-
мулами:
теплопроводность
X = o/gradT, (VI. 1)
где q— плотность теплового потока; grad Т — температурный
градиент;
удельная теплоемкость
c = Q//n(T2—7\), (VI.2)
где Т%—Tj — изменение температуры тела массой m при подве-
дении к нему количества теплоты Q;
л viuxivyu х J X
a=l/ca, (VI.3)
где со— объемная теплоемкость.
В геологических исследованиях плотность теплового потока
Земли находится из уравнения Фурье
q = — л grad Т, (VI.4)
где X — теплопроводность горных пород; grad? — геометриче-
234
Таблица VI.1
Параметры теплофизических свойств
Параметр Определение Единица измерения
Тагптоггппвгмтность X Физический параметр, характеризующий Вт/(м-К)
VnnntnocT тлгтплак1_ интенсивность процесса теплопроводности в веществе, численно равный плотности теп- лового потока q при градиенте температу- ры grad Т, равном единице Топ nnmXVAnTL 'I’Q ТТ О uqppnn ТОКХПОП ОТХГП Q Дж/(кг-К) м2/с
кость с Темпер атуропровод- которого повышается на один градус при подведении к нему количества теплоты Q Физический параметр, характеризующий
ность а Плотность теплового скорость выравнивания температуры в ве- ществе при нестационарной теплопровод- ности Вектор, направленный в сторону, противо- Вт/м2
потока q k’ncidvhWTTUPWT’RT трп.пл- положную градиенту температуры, числен- но равный количеству теплоты, проходя- щей через единицу площади изотермиче- ской поверхности в единицу времени 01Ч1ППиТРЛТ,НЛР ППИПЯТПАИЙР длины или лбъ- 1/К
вого линейного а и объемного р расши- рения ема тела при изменении температуры на один градус при изменении температуры на один градус при постоянном давлении
Примечание. Переводные коэффициенты из СИ в СГС приведены в [82].
ский градиент; знак «минус» указывает на то, что направление
теплового потока противоположно направлению геотермического
градиента.
Коэффициенты теплового линейного и объемного расширения
определяются формулами соответственно:
а = (L у — Lo)/ Lq',
P = (Vr-V0)/V0,
(VI.5)
гггп tjt T__ттппип ma ттп тттлтх лллтоптптоппил 7*
* ЛА4- *_/ j XI -*-*0 Дчиша 1VV1U 1 1 j v^v>V7 x UV/ x i uvim xj л
и О °C; VT и Vo — объем тела при температуре соответственно
Т тг П пл тглтттгп тт /> тт тттттттт т т тгп«» гчгчаттттгт паагг плгктготтттллг/ттV
к XX \J Vz/AVzt'l VXXZX 71 XI t-Д XX П Г1XX, кМ XX kJ IVI VJJ V XX XX7к 1 VXXt/X KJ Vp XX kJ XX TUV ITXXA
параметров приведены в табл. VI. 1.
§ 25. ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Тепловой режим земной коры зависит главным образом от
теплопроводности минерального вещества. Другие теплофизи-
ческие свойства (температуропроводность, теплоемкость, тепло-
вое расширение) играют меньшую роль в формировании тепло-
вого режима и используются в геологии и геофизике значи-
тельно пеже.
235
Таблица VL2
Теплопроводность и теплоемкость распространенных элементов* [73, 86]
Элемент X, Вт/(м-К) с. Дж/(кг-К)
Медь (монокристалл) 396 384,6
Золото 310 125,6
41 « OOQ А
125*4
Свинец 36
Ртуть 8 138,1
Железо 78 459,8
Платина 71,15 125,6
т т / \ 1 по л ООН о
1ДИпК (МОНилр Ниалл) 65 оои,о 230
Олово
Кобальт 69.5 —
Никель 67 —
Висмут (монокристалл) 17,56** —
II ——
Алмаз (монокристалл) 121—163 418
Графит (монокристалл) 1 чяо***
II 87,6*** —
Графит Сера: 268 720 '
монокр исталл ическая 0,46—0,48 —
аморфная 0,209 —
* Измерения выполнены при температуре 273—303 К-
44 Значение л измерено перпендикулярно ± к главной оптической оси и парал-
лельно || ей.
444 Значение Л, измерено перпендикулярно jl к слоистости и параллельно || ей.
Для самородных элементов (табл. VI.2) характерны высокие
значения теплопроводности (за исключением серы), в то время
как удельная теплоемкость самородных металлов является ми-
нимальной по отношению к теплоемкости горных пород. Высо-
кая теплопроводность самородных элементов связана с тем, что
тепловая энергия в них передается через твердую фазу непо-
средственным соприкосновением молекул, атомов и ионов, на-
ходящихся в тепловом движении, или диффузией свободных
электронов (в самородных металлах).
Большинство минералов, слагающих горные породы, можно
рассматривать как однофазные твердые системы, в которых ре-
шающее значение имеет решеточная теплопроводность. По
сравнению с самородными элементами минералы обладают зна-
чительно меньшей теплопроводностью. Ее величина у породо-
образующих минералов изверженных пород ниже, чем у акцес-
сорных и рудных (табл. VI.3). Породообразующие минералы
метаморфических пород (сподумен, андалузит, кианит и др.)
по спавнению с поподообпаз'7ющими минепалами интрузивных
236
Таблица VI.3
Теплопроводность и теплоемкость минералов [60, 82, 90, 92]
Минерал X, Вт/(м К) с, Дж/(кг-К)
Авгит 3 17—3 «9
Альбит 1,63—2,31 711
Альмандит 3,31—3,62 —
Ангидрит 4,91—5,75 —
Андалузит 7,57 —
1 7 71 1
Апатит || 1,63—1,76* —
11,47—1,6* —
Арсенопирит 7,24 —
Барит 1,7 460,5
иёрплл 0,4: —
3,87—4,16***
II 4.17—4.44***
±3,75—3,88***
Биотит 1,95—2,17 —
Бронзит 4,09 —
Везувиан 2,15—2,47 —
Пплпяотпнит А ЧА
Вольфрамит 2,58—3,48 —
Вульфенит 1,82 —
Вюртцит 4,19 —
ч
1 алит 5,3—6,э О/У
Г аленит 2,02
Грмятит 1поликпистялл1 10 4** 628
Гематит 17,4—19,1*** —
Гипс 1,22—1,30 —
Гроссуляр 5,46—5,90 —
Диопсид 5,76** 711
4 09 4 (]£*** —
Жадеит 5,61 753,4
Ильменит 2,92 —
Ильваит 1,84 —
Кальцит 3,13—3,25 —
II п Г II —
±3,21 —
Канкринит 1.37 —
Касситерит 12,3 340
Кварц (монокристалл) || 11,3—13,2** —
J 6,5—7,2-- — —
Кварц || 10,8** —
±61**
а-кварц 7,99 —
Кианит 14,2 —
Ковеллин — 502,4
Кордиерит 2,41 —
Кnnvu п 34 6 711
’Здесь и далее в таблице — значение % измерено параллельно || оптической
оси и перпендикулярно _l к ней.
** По данным [91].
По данным [60]-
237
Продолжение табл. VI.3
Минерал %, Вт/(м К) с, Дж/(кг-К)
Куприт —. 460,5
Лябпяпрп 1 я 837,4
Лепидомелан 2,47 —
Лимонит — 921,1
Магнетит 5,3’* 586,1*’
3,71—4,97**
ЛЛ rTtrt\mr ттитт 4’*Г1 ПП о 40 С СП \J\JU
Молибденит — 574,3
Мусковит 2,32—2,88 —
II 1,03
±3,8
Натролит 1,73 1,75 —
Нефелин —
Оливин 5** 795,3
3,33—3,99*** —
Оликоглаз 1,96—2,11 837
Оксид урана 9,66 —
Ортит 1,44 —
Ортл К.УТ я я 9 1 1 9 41 , Ж X л* у'-' л 628
Пирит (монокристалл) 38,9—41,4 —
Пирротин 3,52 —
II 3,71
± 3,43
Пироп 3,21 690,6
Пироксен 4,38 748 Я
Роговая обманка 1,82—3,15 —
Родонит 2,35 —
Рутил || 12,6—13,7 —
±7,11—8,5
С ci п ИДИ Н 1 7Q —
Серпентин: 1,70—2,47 950,2
антигорит 2,76
пикролит 2,55
серпофит 2,78
силлиманит 9,1 1,42 —
Скаполит —
II 1.59
± 1,34
Спессартин Сподумен 3,66 4,73—5,82 —
Ставролит 4,3 —
Сфалерит! 26,7 —
марматит 18,9
клейофан 4,67
Топаз 20,9—23,4 —
Турмалин 3,64—4,5 —
II О 77 Q С1 || ^,11 СУ, СУС —
± 4,08—4,3 —
Фаялит 3,16—3,3 628
♦* По данным [91].
но данным [60].
238
Продолжение табл.У1.3
минерал А. Вт/(мК) с. р,ж1(кт-¥Л
Флогопит 1,57—2,29 879
Флюорит 4,03 —
Форстерит 5,15 753,4
Халькопирит 10,7 534,3
лалцедин 3,17 —
Хлорит 3,77 —
Хлорит: 7.87 —
пеннин II 1,38 —
111,1 —
Хромит 2,62 —
Целестин 1,32 —
4 OR** fiKQ**
13,2*** —
Шеелит 2,34—2,8 —
Шпинель 3,48 —
Энстатит 4,39 —
** По данным Г911.
**♦ По данным [60].
образований характеризуются значительно большей теплопро-
водностью.
Для минералов кубической, гексагональной и некоторых дру-
гих сингоний отношение величин теплопроводности вдоль опти-
ческих осей а, b и с близко к единице. Для некоторых минера-
лов ромбической и моноклинной сингоний оно колеблется в пре-
делах 0,8—1,5, а для слюд отношение теплопроводности вдоль
разных оптических осей (ХаДс и Хь/М достигает 5—6. Теплопро-
водность слюд (биотита, мусковита) вдоль главной оптической
оси Ас (по слоистости минерала) составляет всего 0,005 Вт/(м-К)
(Б. Н. Егоров, В. И. Кондратенков, Н. Н. Аникин, 1973 г.).
Для большинства минералов теплопроводность по разным
направлениям (вдоль слоистости и перпендикулярно к ней) су-
щественно различна, поэтому в табл. VI.3 приведены в основном
суммарные ее значения. Для неоднородных (анизотропных) ми-
неральных веществ эти значения можно рассматривать как
средние.
Теплопроводность кристаллов обусловливается колебаниями
кристаллической решетки. Теоретические исследования и экспе-
рименты (Дж. Займан, 1962 г.; А, С. Поваренных, Г. Т. Продай-
вода, 1972 г.; К. Хораи, Дж. Симмонс, 1969 г.; У. И. Моисеенко,
В. Е. Истомин, 1970 г.; Е. А. Сакварелидзе, 1973 г.; В. В. Ржев-
ский, Т. Я. Новик, 1973 г.) показывают, что интенсивность пе-
пеноса тепла Иононами в кписталлах зависит от химического
239
Рис. VI. 1. Зависимость теплопровод-
ности изоструктурных минералов и
соединений бинарного состава от
межатомных расстояний (по
А. С. Поваренных, Г. Т. Продай-
пппр 1979 г 1
--г-, —, — - /
Л,Вт/(м-К)
Рис. VI.2. Изменение теплопроводно-
сти в изоморфном ряду плагиоклаза
[91]
состава, плотности, температуры, кристаллографического на-
правления, межатомных расстояний, наличия дефектов в кри-
сталлической структуре и других факторов. При этом перенос
тепла с помощью фононов осуществляется преимущественно че-
рез анионный остов решетки большинства породообразующих
минералов. С увеличением межатомных расстояний (по данным
К. Хораи, Дж. Симмонса) теплопроводность в минералах как
с ковалентной, так и с ионной связью уменьшается (рис. VI.1).
В общем случае уменьшение компактности структуры кристал-
лов приводит к уменьшению теплопроводности. Нарушение (де-
фекты) кристаллической структуры минералов также приводят
к уменьшению теплопроводности. Именно локальными наруше-
ниями структуры при замещении кальция натрием и алюминия
кремнием объясняется минимум теплопроводности центральных
(промежуточных) членов изоморфного ряда плагиоклазов
(рис. VI.2).
§ 26. ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ ГОРНЫХ ПОРОД
Наличие в горных породах межзернового пространства, за-
полненного воздухом, водой, нефтью или льдом, резко ослож-
няет процесс переноса тепла, который складывается из: кондук-
тивной теплопередачи (теплопроводности) внутри отдельной
твердой частицы, минерала, между ними в местах их соприкос-
новения, внутри межзерновой среды; теплопередачи на границах
твердых частиц со средой; излучения от частицы к частице и
конвективной теплопередачи в газообразной или жидкой среде.
240
Рис. VI.3. Зависимость теплопроводности и теплоемкости воздуха (а) и
„ „П„ТТЛ,Т,„, /П Г ТТ„«тггт„ 1ПСО т, \
оидш \и j wi 1 civiiicpa 1 у рог и даольлнл KJ. шрлпп, xjuu
Шифр кривых — значения р, 10“Б Па
В дисперсных средах, в роли которых выступают многие
горные породы, факторами, определяющими их теплопровод-
ность, кроме свойства твердого скелета являются теплоизоли-
рующие особенности межзерновой среды. Данные о теплопро-
водности воздуха, воды и льда — главных компонентов среды —
приведены на рис. VI.3, VI.4. Эти вещественные компоненты,
так же как и нефть (Х=0,14 Вт/(м-К)), отличаются низкой теп-
лопроводностью. Для воздуха характерно значительное ее уве-
личение при повышении температуры и давления.
Осадочные породы. Среди осадочных отложений наи-
меньшей теплопроводностью выделяются слаболитифицирован-
ные, насыщенные влагой морские и океанические глубоководные
отложения (глобигериновые, сапропелевые и другие илы и
глины), для которых имеется обширный материал практически
по всем океаническим впадинам [451.
Пониженная теплопроводность заполняющей среды является
главной ппичиной значительных колебаний теплобизических
------- л . ----- ------------- -- л
241
Рис. VI.4. Зависимость теплоемкости льда от
температуры:
Х=2,23 Вт/(м.К); а=0,9-10 “7 м2/с; 0=920 кг/м* при
Г=273 К
1 I I l
213 233 253 273 T, К
Рис. VI.5. Гистограммы тепло физических параметров горных пород:
а — осадочных; б — эффузивных; в — интрузивных; г — метаморфических; в каждой
группе более 100 образцов (от 116 до 2307)
характеристик осадочных отложений (табл. VI.4; рис. VI.5), резко
ТЛ Q О TTTJTTO 1/ЛТТТ ТХ vr* СТ ТТЛЛ ГГГЛ ПППТ ГЛ П'ГЬТ Т~> ТТ Q ГТЛТТа ПТ.ТТТТО LILI/'ЛГ'’Т'ТХ D ЭЯГШРЫМЛ.
|У UkJVi XX т, сх «ч/дцилъл ххчу 1X>J|7XIV I V3 v л II, XJ<X ui чу хххх ч^хух xu,vn xxuv х XX xj vx U114/H 14 чу
сти от условий образования, степени литификации, диагенеза
ТХ ТТ ТЛТТТЧТХЧГ Г» ГЛ Т ТТТ ГЛ/Ллт'ГЛТТ
XX j 1 ХХЛ. kJV-XJ WU11WV 1 vxx.
Среди осадочных отложений основных геологических струк-
'Т'тггч тл/\ тт'пттттлттт/чгл т-тгл г>гт л ттлтттгтлч гтлгг тт/-м4ч тгл тгттллт/тт v v лп л тг'тлптгл'гтгт/
1 У р» IV О 11 1 Hilt п 1 4>D 11 «О jncnvnnnj 1 ЧуПх/ЮУр ПОП 1VV ЛИЛ ЛС1уаЛ1 vpiivi ИЛ
можно выделить три группы пород:
242
Таблица VI.4
Теплофизические характеристики осадочных пород
Порода X, ВТ/(М«К) а, 10~7 ма/с с, дж/(кг-К)
сред- нее’ пределы сред- нее’ пределы сред- нее’ пределы
Конгломерат 1,92 1,05—3,86 7,89 6,3—11,5 796 754—837
Песчаник 1,81 0,24—4,41 9,58 2—19,72 925 544—1629
Песчаник кварце- 3,76 2,77—4,4 — — — —
вый ПОЛ 1 ЛОС
Алевролит 1 ,оо 1,32 0,22—3,/9 0,25—3,12 10,4 7,84 4,3—16,1 2,1—11,6 otrt 044—
Аргиллит, глини- 846 508—1004
стый сланец Глина 1,6 0,12—3,1 5,88 0,51—11,56 1361 419—3546
Доломит 3,24 1,63—6,5 12,44 8,26—16,8 1088 648—1465
Известняк 897“
2,3/ U,64—4,3/ 10,2/ 3,33—1/,2« 023—12/3
Мергель 1,96 0,50—3,61 7,31 3,14—13,89 1908 586—3100
1 кя П Я9 9 99 4 77 .4 13 «9 1Q3K Я.Ч7—М1К
Каменная соль 3,64 1,67—5,5 15,6 11,2—17,7 2557 1447—4651
Полиголит 3,53 2,50—4,56 — — — —
Трепел 1,52 — — — — —
Опока 1,12 —- — — — —
Тирф П Р7 0Л5 — 1 С 1 о 2J9 — 1 7КО 1 1 ии —
Уголь 0,13—2,24 0,7—7,02 1160 863—1528
Ил, глина, песок 0,84 0,61—2,12 4,77 0,44—8,14 1604 755—3190
1) терригенно-глинистые отложения с резко меняющейся теп-
лопроводностью, варьирующей в зависимости от степени лити-
фикации осадков;
2) плотные (кристаллические) карбонатные, соленосные и
кварцитовые породы с постоянно повышенной теплопровод-
ностью;
3) каустобиолиты (торф, бурые и каменные угли, углероди-
стые горючие сланцы) с чрезвычайно низкой теплопроводностью
и высокой теплоемкостью.
Вследствие большой распространенности терригенно-глини-
стых отложений их теплофизические свойства имеют существен-
ное значение в формировании теплового режима земной коры.
Ведущая роль этих отложений в изменении теплового режима
связана и с тем, что в процессе литификации и метаморфизма
происходит резкое изменение их теплофизических характери-
стик, что приводит к значительному нарушению термального
состояния геологических структур.
В ряду конгломераты — гравелиты — песчаники — алевро-
литы — япгиллиты отмечается четкая зависимость теплопро-
водности от гранулометрического состава пород: закономерное
УШРПКШРШ.ТР ТПРГГ ППГГПППП ППЛСТМ Р V А/Т Р LIR TTTPTJ ТЛ Р АД ПЯФМРПЯ QPnPH
JX х^ — XXV. xv—„хх^х^х.^ххх ~ J X.X — ^хххх^л.х г х,х~г~ -
Это обусловлено либо уменьшением передачи тепла в межзер-
243
тепла, либо увеличением контактного теплового сопротивления
в микропористых структурах тонкозернистых пород. На тепло-
проводность терригенных осадков существенное влияние оказы-
вает влажность. Породы в сухом состоянии имеют более низкую
теплопроводность, чем водонасыщенные. Теплоемкость терри-
генных пород уменьшается с увеличением степени литификации
осадков.
Хемогенные осадочные отложения (известняки, доломиты,
каменная соль) отличаются от терригенных пород более высо-
кой средней теплопроводностью. Наличие кристаллических
структур у этих отложений сближает 'их по теплофизическим
параметрам (прежде всего по величине теплопроводности)
г мягматипрроми ПЙПЯЧПВЯПИЯМИ ТрПППППЛППЯИЛГТ!. И vnpnk-
~ .......—........... ~......... - -------- XX
ная теплоемкость каменной соли наиболее высокие по сравне-
нию с другими изученными типами пород земной коры. С уве-
личением содержания песчано-глинистого материала в карбо-
уменьшается, а мергели и мел имеют такие же теплофизические
V Л Г\ Л Г/П1ЛГХ ТТЛ'Т'ИТГ ТГ ( Г\ Г» ТГ ЛТЛ ГГ Т/>ТТ ЛТТ ТГ Л 1 « гтлг~» ТТ TTZ-vri » к ТГ/ТЛ'Т'ТТ \ ТТЛПЛ ГТ гглгтгчтт
ла parki \-pnv 1 ri'iYn (да icanvivi i vuviu’Civi iyv/v i ny , ч i \j n ivp^n-
генные отложения.
гр л л ЛТТ ТЛЛ г» «ХТТ ТТЛ Лтт ТТЛ Дт ттлтт тллт ТТЛ л лт лгтч Т Лпттп
теплопроводность и другие тепЛ0ц7г1зические параметры близ-
ких по составу осадочных отложений в различных геологиче-
ских структурах земной коры иногда существенно различаются,
что связано с различными структурно-текстурными особенно-
стями пород и неодинаковыми условиями их залегания и преоб-
разования.
Существует зависимость теплопроводности от возраста осад-
ков, интенсивности их преобразования в разных геологических
структурах. Так, теплопроводность терригенных осадков древ-
них платформ (Восточно-Европейской, Сибирской) значительно
выше, чем теплопроводность песчаников и глин чехлов моло-
дых платформ (Западно-Сибирская плита), но ниже теплопро-
водности пород подобного типа, образующих складчатые обла-
сти и краевые прогибы. Теплопроводность слаболитифицирован-
ных осадков Вилюйской синеклизы (в пределах Сибирской
платформы) такая же, как песчаников чехла молодой плат-
формы (Западно-Сибирской). Четкая зависимость теплопровод-
ности от степени литификации в разных геологических структу-
рах фиксируется у песчаников, алевролитов, аргиллитов, глин,
мергелей. Для карбонатных отложений такой четкой зависимо-
сти не устанавливается. В отдельных молодых наложенных впа-
динах (Минусинская, Колхидская) теплопроводность известня-
ков даже выше теплопроводности аналогичных пород более
древних складчатых областей. В целом для осадочных отложе-
ний земной коры характерно разнообразие величин теплофизи-
ческих параметров — наличие отдельных типов пород с наибо-
лее низкими и чрезвычайно высокими их значениями.
244
Таблица VI.5
Теплофизические характеристики магматических пород [45, 44]
Порода X, Вт/(м К) а, 10-7 м7/с с, Дж/(кг-К)
сред- нее пределы сред- нее пределы сред- нее пределы
ПиППКСРНИТ 4 33 3,43—5,09 19,3 0,44—14,86 1005 870—1914
Серпентинит 2,63 2,31—2,87 — — 1005 963—1130
Перидотит 4,37 3,78—4,85 13,26 11,97—14,1 1006 921—1088
Перидотит сер пен- типизированный 2,77 — 8,7 — 1122 —
Оливинит 3,43
Габбро 2,41 1,59—2,98 9,72 9,32—12,17 1005 897—1130
Диорит 2,2 1,38—2,89 6,38 3,32—8,64 1136 1118—1168
Кварц-диорит 3 1,98—3,8 7,8 — 1214 —
Гранит оо 1,12—3,85 9,62 5,15 З,33—16,5 936 257—1548
Гранодиорит 0,97—3,31 3,05—7,5 1057 741 — 1256
Сиенит 2 26 1.74—2.97 6.3 5 40—7.9 —. —
Граносиенит 2,05 1,30—2,97 8,3 — — —
Дунит 1,47 1,11—1,85 7,8 7,16—8,47 717 586—795
Диабаз 2,bU 1,71—3,26 9,44 5.U4—12 86U /91—929
Базальт 1,3 0,44—3,49 - 6,29 3,44—13,45 887 544—2135
Андезито-баз ал ьт 1,69 1,02—2,03 — — — —
ПооАиоит 2.12 0.72—3.52 8.81 2.64—12.8 920 716—1557
Порфирит рогово- обманковый 1,82 1,70—1,97 5,52 5,00—5,87 1380 1256—1424
Андезит 2,28 1,42—2,79 6,31 6,17—6,44 817 808—823
Трахидацит 2,03 1,77—2,32 — — — —
Базальтовое стек- 1 59 1 аз 1 аз 4 63 4 91 5 55 1143 1046—1956
ло Обсидин 1,46 1,38—1,56 5,64 5,47—5,8 1047 963—1214
Магматические и метаморфические породы. Теплопроводность
кристаллических интрузивных образований различной основно-
сти (табл. VI.5; рис. VI.5) обусловлена главным образом ре-
шеточной проводимостью кристаллических структур минера-
лов. Повышенная (по сравнению с осадочными) плотность этих
пород, значительно меньшие пористость и содержание воды
обусловливают более высокие значения теплопроводности и
меньшие колебания этой величины (не более, чем в 1,5 раза)
при относительно низкой теплоемкости.
Для интрузивных образований в ряду ультраосновные — ос-
новные— средние — кислые установлены соответственно сред-
ние значения теплопроводности 3,42—2,31—2,51—2,38 Вт/(м-К).
Теплоемкость максимальна—1136 Дж/(кг-К)—у пород сред-
него и минимальна — 932 Дж/(кг-К)—у пород основного со-
става.
245
Щелочные породы (сиениты, граносиениты) имеют самую
низкую среднюю теплопроводность — 2,04 Вт/(м-К)—среди
интрузивных образований. Они выделяются также самыми низ-
кими значениями средней теплоемкости — 717 Дж/ (кг • К)______
из всех изученных пород, включая интрузивные, эффузивные,
метаморфические и о с я до чиы е
Для интрузивных образований не отмечается четкой зави-
Г* Т X К Я /Л П Т TJT ТОП П/ЛГГПЛПГ1 ттилоттг /-ЧИП О Лтл TTZ4f\Z4TT тт ттт Г пППиОГТТТ ТТГЧ/-Л
1 Н KJ I Dvopuviu rivin Dyvivivnn lipkJ-
явления складчатости. Например, граниты мезозойско-кайнозой-
/ЧТЛЛЧТЛЛЧ /хппллтп г>/АТТ/-> г» ттт тт т т тт Л» тг Л тт лтгттгт ,, п ххмттт ТЛ г> тт лтл
BOSpavTa В Зипб аЛЬПИИСКОИ СКЛ 3 ДЧ8Т0СТИ 1\ЗВКаЗа ИМсЮТ
примерно такую же теплопроводность, что и докембрийские
ipanniDi иалшиьлиги щита— z,,o—и 1 раииты, 1 рении-
диориты последнего характеризуются более высокой теплопро-
водностью, чем граниты Украинского щита. Гранодиориты, пла-
гиограниты Саянской складчатой системы и южной оконечности
Байкальской складчатой системы отмечаются значениями тепло-
проводности выше средних для этого типа пород 3 Вт/(м-К).
Эффузивные породы характеризуются меньшими теплопро-
водностью и теплоемкостью по сравнению с интрузивными по-
родами той же основности, что связано со структурными осо-
бенностями вулканитов (рис. VI.5). Теплопроводность вулканитов
в отличие от теплопроводности интрузивных пород увеличи-
вается с уменьшением основности. Теплоемкость их также воз-
растает от основных пород к кислым, уменьшение ее отмеча-
ется у туфов и туфолав. Наибольшими значениями теплопровод-
ности выделяются палеотипные кислые вулканиты (кератофиры,
кварцевые порфиры) с микрозернистой основной массой. Тепло-
проводность вулканитов уменьшается с уменьшением возраста
пород и является минимальной в кайнотипных пористых лавах
Тихоокеанского подвижного пояса, в областях современного
вулканизма.
Метаморфические породы (кристаллические сланцы, квар-
циты, гнейсы, мраморы, роговики и др.) характеризуются высо-
кой теплопроводностью (табл. VI.6; рис. VI.5), что связано
с наличием у этих образований плотных кристаллических струк-
тур с низкой пористостью и широким развитием метаморфиче-
ских минералов (андалузита, ставролита). Диапазон изменения
теплопроводности метаморфических пород значителен — 0.55—
7,6 Вт/(м-К). Стандартное отклонение теплопроводности мета-
морфических пород несколько выше, чем осадочных, и более
чем в 3 раза превышает таковое для интрузивных пород
(рис. VI.5). В полиминеральных метаморфических образованиях
теплопроводность ниже, чем в мономинеральных, что видно на
примере чарнокитов и гранито-гнейсов — ?.Ср соответственно 1,3
и 2 Вт/(м-К). Продукты контактового метаморфизма отлича-
ются повышенной проводимостью. Теплопроводность пород из
зон гидротермального метасоматизма близка к теплопроводно-
246
Таблица VI.6
Теплофизические характеристики метаморфических пород [43, 44]
Порода X. Вт/(М-К) а, 10-’ м2/с с, Дж/(кг-К)
сред- нво пределы сред- нее пределы сред- нее пределы
Сланец 2,34 0,65—4,76 9,46 2,87—22,5 982 699—1643
Гнейс 2,02 0,94—4,86 7,32 6,30—8,26 979 754—1176
Д мфи/уЛПЫ'Г 9 99 1 }Е7 9r«Q 6,69 5 26 6,14 11.34 1 ПАЗ 1901
Мрамор 2,56 1,59—4 11,03 7,8—12 857 753—879
Эклогит 3,35 — — — — —
Кварцево-карбо- натная порода 2,71 1,61—5,01 9,03 7,43—13,6 1210 741—1666
TZ г лг? л z?o •у с 1 о по 1 о а лл п 1 ПАС 710 loot
Гнейсо-гранит 2 1.14—4,1 7^24 4'3—10^2 1113 795—1516
Роговик 3.39 2.12—6.1 14.54 13.44—15.64 1480 1478—1482
Скарн 2,31 1,48—2,97 — — — —
Чарнокит 1,3 1,06—1,5 — — — —
сти продуктов регионального метаморфизма. Метаморфические
породы характеризуются высокой теплоемкостью, максимальные
ее значения присущи роговикам— 1480 Дж/(кг-К). Средняя
теплоемкость у метаморфических пород выше, чем у магматиче-
ских (рис. VI.5).
Вкрапленные руды, содержащие акцессорные и рудные ми-
нералы, характеризуются повышенной теплопроводностью. Осо-
бенно отличаются сплошные сульфидные тела, которые могут
рассматриваться как хорошие проводники — по типу металлов
(см. табл. VI.3; табл. VI.7). Теплопроводность колчеданных, кол-
чеданно-полиметаллических и железных руд изменяется в ши-
роком диапазоне, что связано с различным содержанием в них
основных рудных минералов — магнетита и гематита. С увели-
чением гематитовой составляющей теплопроводность возрастает,
так как X гематита равна 17,4—19,1 Вт/(м-К), магнетита —
4,7—5,3 Вт/(м-К). Наиболее высокой теплопроводностью об-
ладают существенно пиритовые, сфалеритовые (содержание пи-
рита, марматита до 60%) руды и гематитовые железистые
кварциты (джеспилиты). Ниже значения теплопроводности у су-
щественно галенитовых (содержание галенита 70—80%) и пир-
ротиновых (содержание пирротина 80—90 %) руд. Диапазон
изменения теплопроводности скарново-магнетитовых руд неве-
лик— 3,88—5,11 Вт/(м-К). Наибольшее ее значение отмечается
V HIPTUTClRRTV nVTT 11 -- Q OROQU О ГГПЫ-
J ^J.xx^xx^xx^ -----««ХХХХХ ^,ХХ — Ч V” -X/ - ~~,Х^ХХ - ХХГхх
сутствием в них пирита (до 10 %).
DnrnTunnunn TinnfiTTkOfmaiiua топ тггыЬъгоыттаптгыv папмртп
X Ь* V, ХХ-Х 1Х|У VIX11V W X ЪХ VX X XX XX V1XW1 Х_/XX XX X X XX / X X VXXV1XJ VJZ ХХ^Х X X XVVX11XXX VX/VZ11V X XX
горных пород требует знания характеристик этих параметров
247
Таблица VI.7
Теплофизические характеристики полезных ископаемых [16, 49,
61, 62, 77, 82]
Руда; месторождение л, Вт/(м-К) а, 10”7м2/с с, ДжДкг-К)
Серный колчедан 4,19 10 836—1327
Медный колчедан 4,21 10,3 862
Мартитовая и магнетитовая 5,03 — —
Мартитовая джеспилитовая 4,94 Л 1 *7 25,3 ал г 536
Штаффелит-магнетитовая 1,6^1,7 5—5,4 UU1
Апатит-форстерит-магнетитовая 3—4.7 8.6—14.1 —
Магнетитовая; Краснояровское 2 — —
Шерегешское, Ташта- 2,7—5,02 — —
гольское
Карбонатно-магнетитовая; Таштаголь- 3,7—3,88 — —
ское Дашкесанское 4,48
Карбонатно-магнетитовый железистый 4,61 — —
кварцит Магнетитовый железистый кварцит 5,4 — —
Магнетит-гематитовыи хксл сзис i ыи кварцит; КМА 1 , !
Египет 6,14 —
Гематитовый железистый кварцит; 1'1,4 — —
КмА Египет 8—9,03 — —
Сул ьфидно-магнетитовая 5,11 — —
Сульфидная с талнахтитом 6,52 — —
Сульфидная медно-никелевая 3,23 — —
Кварц-пир итовая 7—9,76 — —
Квар Ц-ГаЛ иНИ i -ийр ИТ-сфаЛ ср И1 иоаи 6, 38 4,18 — —
Сфалерит-пир ит-гал ен итовая — —.
Пирротиновая 3.82 — —
Кварц-пирротиновая 4,14 — —
Кварц-пирит-пирротиновая 7,39 — —
п ефе л и н-ап атитовая 2,89—3,08 — —
Шунгит 3,19—4,02 — —
НргЬть 0 14 0 7—0 9 2093
Уголь 0,12—0,15 io—18 —
Торф 0,07 — —
в конкретных регионах. Имеющиеся к настоящему времени све-
дсния дзют представление о теплофизических свойствах пород
ряда крупных регионов и геологических структур, для части из
УПТППКГУ TTOlIULTO ГТГЛЫТЭЛЛ тт СТ'Т'Г'СГ UTJrxiZO П ТТЛ Ro ТТ’Т'ТЛТАГ» Г/ПОЛ TTTTJT'TO ПпаП-
iKVyjWjjulzl V Л XXXXZIXV^. Л-r LA VX X IlIlVllUl XJ UU(X11U vp/UU
нительный анализ теплофизических характеристик пород одного
тектонических зонах, показывает различие их значений
/ 'ПЛ (~\ ТТ X 7 Т Q \ ПР ntr г, А ГТ ТГТТТГТТ Л *1 АЛА ГГАТТтТТТТ ттлп гх Т2 /Чтт-ч /*» TTZ\r*ZX ГТАГГЛ Л тт
^luvvi. \ i-.xjj. a cii\, дел пчппа /v vvpncn i гшги a utipcnuiu nw/iva но*
248
Таблица VI.8
Теплопроводность и плотность магматических и метаморфических пород
Балтийского щита (по данным У. И. Моисеенко,
О. Б. Негрова, 1989 г.)
Порода; участок, месторождение л, Вт/(м-К) и, г/См3
среднее пределы среднее пределы
Пироксенит; Ковдор 1,63 0,61—2,37 3,21 2,83—3,61
Серпентинит; Ветреный пояс: 2,42 1,92—2,84 2,84 2,8—2,93
антигоритовый 2,4 1,14—4,02 2,76 2,63—2,96
карбонатизированный 3,07 2,63—4,5 2,8 2,68—2,94
Г'
СС]Л1СП 1НПН 1 , HOC. XtniYCVlD 1 , С7Т 1,U4 2,6
Аганозеро 1,47 1,03—2,39 2,38—3
Оливинит; Ковдор 2,33 1.3—3.34 3,17 2,74—3.35
Аганозеро 1,96 1,09—2,69 3,26 3,20—3,33
Габбро; Мончегорск 1,74 1,35—2,03 2,97 2,84—3,1
1 аооро-диаоаз; летреныи пояс 2,88 2,63—3,й9 2,9й 3 2,9о—о
пос. Никель 2,29 1,73—3,07 2,95—3,06
Пиябя.Ч" пос Нитсрль 9 ОК 1 01—9 18 9 ад 9 84—8 08
Мончегорск Гранит: 2,23 1,76—2,57 2,83 2,72—2,95
плагио-микроклин-цлагио- клазовый; Лобаш 3,02 2,45—3,67 2,66 2,62—2,69
плагио-микроклин-плагио- клазовый: Костомукша 3,24 2,70—4,06 2,65 2,53—2,69
альбитизированный; Китель- ское 2,33 1,6—2,97 2,6 2,54—2,64
2^6 1,87—4,18 2,61 2,51—2,66
рапакиви; Питкяранта
лейкогранит; Чупа 2,67 2,04—3,66 2,68 2,59—2,79
9 1Q 1 78 9 77 9 fifi 9 R8 9 78
Йолит; Хибины 1,99 1,65—2,15 2,96 2,84—3,05
Уртит; Хибины 1,56 1,36—1,66 2,82 2,74—2,89
Рисчоррит; Хибины 1,66 1,5—1,94 2,72 2,66—2,79
Ювит; Хибины Т,,А. 1 J47- 1,29 1,18—1,48 2,77 2,75—2,79
карбонатный; Зажогино 3,15 2,39—3,92 2,69 2,65—2,74
пепловый; пос. Никель Сланец: 2,61 2,59—2,65 3,01 2,97—3,06
кварц-биотитовый; Костомук- ша 2,07 1,30—3,71 2,81 2,67 -3,39
Лобаш 1,46 0,91—2,00 2,89 2,75—3,07
кварц-полевошпат-биотито- вый; Питкяранта 2,25 1,53—2,81 2,76 2,69—2,83
биотит-квар ц-пол евошп ато- вый; лобаш 2,11 1,79—2,5 2,9 2,8—2,95
амфиболовый; Питкяранта 2,01 1,28—2,52 2,95 2,85—3,03
о к 111 4 75 9 08 9 71 8 05
Кительское * , * * *,'
графитистый; Кительское 5,19 2,43—10 2,63 2,45—2,72
х лор ит- квар ц- ка р бон атн ы й; Лобаш 2,48 1,97—3,02 2,73 2,72—2,75
о (\а 1 ОС о по О 7Q О ЙС О 70
1 ,z,vr
249
Продолжение табл.У1.8
Порода; участок, месторождение X, Вт/(М-К) а, г/см3
среднее пределы среднее пределы
Гнейс: биотитовый; Риколатва биотитовый; Чупа двуслюдяной; Риколатва гранат-биотитовый; Чупа 2,88 2,84 2,48 2,65 2,72—3,27 2,76—2,93 2,21—2,71 1,87—3,47 2,81 2,65 2,66 2,8 2,74—2,93 2,63—2,68 2,65—2,7 2,69—2.9
меняется от 1,14 до 4,5 Вт/(м-К), породы характеризуются по-
вышенной плотностью и высокими значениями х. Резко пони-
женной величиной к отличаются серпентиниты Аганозера при
пониженных по сравнению с другими участками значениях о
и х. Установлены различия значений X у оливинита участков
Ковдор и Аганозеро. Значительно выше среднего для гранитов
(табл. VI.5) теплопроводность плагио-микроклин-плагиоклазо-
вых гранитов участков Лобаш и Костомукша. При значитель-
ном изменении плотности среднее значение теплопроводности
щелочных пород Хибин колеблется в интервале 1,29—
2,19 Вт/(м-К). Характер средних значений к и а сланцев для
различных участков определяется их составом. Резко отличается
по значению теплопроводности амфиболит участков Мончегорск,
Питкяранта и Чупа.
Таблица VI.9
Теплопроводность и плотность пород Балтийской синеклизы
(по данным У. И. Моисеенко, О. Б. Негрова, 1987 г.)
Порода к, Вт/(м-К) а, г/см3
среднее пределы среднее пределы
Глина 1,1 0,76—1,95 2,3 1,98—2,8
Алевролит 1,27 U,67—2,34 2,33 1,70—2,6
Аргиллит 0,81 0,73—0,88 2,42 2,21—2,59
ЛЛ лп т'п п Т 1 .4 А П 76 o,4Q 9,37 1 ЯЯ 9 R9
Известняк 1,95 1,61—2,23 2,53 2,39—2,67
Песчаник 1,55 2,77—4,4 2,31 1,89—2,58
Доломит 1,86 1,15—2,77 2,49 2,08—2,79
Доломит глинистый 1,26 0,84—1,53 2,37 2,24—2,45
О го 9 15
Гранит 2,53 2,18—2,95 2^64 2,63—2,66
Гоанит мигматизиоованный 2.08 1.37—2.61 2.73 2,63—2,85
Гранито-гнейс 2,08 1,87—2,77 2,77 2,66—2,87
Мигматит 2,16 1,25—2,56 2,7 2,63—2,83
Гнейс 1,85 1,66—2,05 2,83 2,76—2,бУ
250
Для Балтийской синеклизы охарактеризованы все породы
осадочного чехла (табл. VI.9). Терригенно-глинистые отложения
по возрастанию значений X образуют ряд: аргиллит — глина —
алевролит — песчаник—кварцевый песчаник. Четкой зависимо-
сти величины X от возраста пород не устанавливается. Уверенно
разделяются глины триаса и девона. Заметно ниже теплопровод-
ность и плотность песчаника девона по сравнению с песчаником
триаса и перми. Теплопроводность хемогенных образований
выше, чем терригенно-глинистых. Средняя теплопроводность
гранита 2,53 Вт/(м-К), она ниже у мигматизированных грани-
тов и гранито-гнейсов. Гнейсы характеризуются низкой вели-
чиной X.
В юго-западных районах Сибирской платформы (Иркутский
амфитеатр) (табл. VI. 10) максимальными значениями X ха-
рактеризуются карбонатно-галогенные породы. Среди карбо-
натных пород более высокая теплопроводность свойственна до-
ломитам протерозойского возраста. В широком диапазоне изме-
няется величина X песчаников, она ниже для алевритистых
разностей и превышает 3,2 Вт/(м-К) в кварцевых песчаниках.
Пониженными значениями X характеризуются аргиллиты, алев-
ролиты и доломиты участков Чорский и Добчурский, извест-
няки и песчаники Шамановского и Ковинского участков. Темпе-
ратуропроводность увеличивается от терригенных пород к карбо-
натным и галогенным. Отмечается зависимость теплофизических
** Л А А НАА.А А А -- А А „ . ...АТТ.а” АААА.Т Т"..
VDUHV1B ишдичпмл иириД U1 tDUntlB ОСШи.'ШЛКЛЦСИ Vpc/J,D1. 1 vin-
нистый цемент уменьшает величину X, увеличивая плотность о;
карбонатный цемент, наоборот, повышает значение X, но сни-
жает плотность. Для большинства осадочных пород Иркутского
амфитеатра X и а выше средних значений этих параметров для
аналогичных пород других регионов, что связано с засолоне-
нием и карбонатизацией пород. Для песчаников и доломитов
установлена прямая зависимость между X, а и возрастом. У ар-
гиллитов и известняков с увеличением возраста значения X и а
уменьшаются.
Теплопроводность магматических пород Байкальской рифто-
вой зоны изменяется от 1,1 до 3,6 Вт/(м>К) (табл. VI. 10). Сред-
нее значение теплопроводности магматических пород региона
2,5 Вт/(м-К). Температуропроводность магматических пород из-
меняется в пределах (6,9—17,6) • 10-7 м2/с. Предел изменения
X и а метаморфических пород значителен, как это отмечается
для метаморфических пород в целом (см. табл. VI.6). Для по-
род Забайкалья установлены повышенные средние значения X
и а диоритов, сиенитов и известняков по сравнению с аналогич-
ными породами других регионов (табл. VI. 10).
Теплопроводность пород Алтае-Саянской области, как и дру-
гих складчатых областей, изменяется в широких пределах
(табл. VI. 11). Наблюдается прямая связь между величинами X
251
Таблица VI.10
Теплопроводность, температуропроводность и плотность горных пород
Ra uira ПТ-Л'тллД
wii iiuvit.isviiv aa
ШГА-ООПОПП
>va kz
Г тл Л тл п г> vf\&
viivia
гт па'гт41гтпялт.т
цым a if/vz iv ill р
и Забайкалья (по данным С. В. Лысак, Р. П. Дорофеевой, 1987 г.)
Порода, возраст X, Вт/(м-К) а, 10-7 м2/с а, г/сма
нее пределы спаи- нее пределы сред- нее пределы
Юго-запад Сибирской платформы
песчаник, PZX PR 2,94 3,34 0,95—5,75 1,34—4,65 14,6 6,1 —26,7 2,59 2,68 2,24—2,67 2,58—2,74
Д ПАППАПИТ, Р7- 1 74 0 76—3 ЯЯ 7 7 3 6—16 2.73 2.57—2 Я4
Аргиллит, PZi* 1,62 0,94—3,3 8,1 5,5—19,6 2,73 2,55—2,86
Известняк, PZX 2,49 1,63—3,02 12 8,1—15,8 2,71 2,68—2,78
Доломит, PZX 3,02 1,46—4,56 14,3 6—20,7 2,74 2,42—2,9
PR 4,94 4,49—6,04 — — — 2,84 2,82—2,85
ЛI IAITTT П/Т ЛЛТТТ Q 1 Q OKI A QA on Q 17 7 07 A 0 1 к О IQ О 1ft
L91 8,6 2,99
Диабаз (трапп) 1,53—2,17 — —
Породы фундамен- та (гранит, грано- диорит, гнейс, сла- нец) 2,25 2,08—2,63 Байкальская 11 зифтов 9,2—11,7 ая зона 2,72 2,56—2,81
Гранит, PR 2,12 1,37—3,61 11 6,9—13,5 2,65 2,48—2,94
ar 2,41 1,1—3,47 13 8—17,6 2,66 2,55—3,01
Сиенит, PR 1,77 1,42—2,18 8,6 7,9—9,5 2,72 2,68—2,77
ТТ А т—\ A f~\ t~\ TO О ПО О AC
диаиаз, лк Z,O1 1,61 —O, io 1 0,0 1 I ,v 0,00 0,04/ 0,00
Базальт, KZ 1,49—1,67 — — — —
Песчаник метамор- физованный, PR 4,05 — 12,6 11,2—13,8 2,84 —
Известняк мета- морфизованный, fR 2,49 2,27—2,83 H.l 10,5—11,8 2,84 2,80—2,88
Кварцит, PR 4,07 2,23—5,6 12,7 10,8—14,6 2,72 2,64—2,82
("jT.QtJQTT, PD 9 73 1 .37—K 46 19 R Я .3—27 2 2.88 2.69—3.07
2,77—3,04
Амфиболит, AR 2,64 2,36—2,88 П.7 9,7—13,7 2,89
Мигматит, AR 2,5 1,62—3,81 10,3 7,2—13,8 2,8 2,75—2,99
Гранитогнейс, PR 2,68 1,62—3,81 11 6,5—14,5 2,78 2,71—2,83
AR 2,16 1,76—2,6 — — 2,79 2,67—2,99
С AA *7 ирслшл, 14L, 1 пл 1 АО. О QO 1 >Ю 4/,U^> — — — —
Забайкалье
Гранит 2,41 1,9—2,84 11,7 10—13,3 2,51 2,48—2,60
Диорит 2.72 2.14—3.66 8.6 5,2—11,6 2,76 2,38—2,96
Сиенит 2,68 2,07—3,99 10,1 8,3—14,9 2,54 2,03—2,87
Трахит 2,73 2,41—2,95 10,9 10,1—11,4 2,38 2,28—2,47
и а осадочных пород. Вулканогенно-осадочные породы по срав-
нению с осадочными имеют более высокие значения 1. Для маг-
матических пород не наблюдается зависимости % от их возраста.
Среднее значение А погюд Алтае-Саянской области — 2,5±
252
Таблица VI.11
Теплопроводность пород Алтае-Саянской области
/по данным Л. С. Соколовой. А. Л. Лучкова. 1987 г.)
Порода, возраст X, Вт/(м-К)
среднее пределы
Гпзнит, PZ Диорит, гранодиорит, диабаз, габбро-диорит, PZ Сиенит, PZ Гарцбургит, PZ Серпентинит, PZ то ТГт-> ТТТТА ГТГЧГлЛ ГГТЛГ 7rrZ-\tA Аттгтл п ТТ Т I/АП ОПТА vApkj/J OriDllDIV liv/р I , WlDVtl 1 OVprip , VT“ фир, амфиболит), PZ Кварцевый порфир, D Скарн, D—6 Магнетитовая руда, магнетитовый скарн, £ 1 yip развито состава, туЧрОирекчим, и—с Роговик, PZ Сланец кристаллический, туфосланец, D—f Доломит, С Известняк, мрамор, £—D 1 уфопесчаник, туфоалевролит, туфогравелит, туфо- конгломерат, PZ 2 3 2,2 2,4 3 3,2 2 4 3,1 2,6 3 2’2 2.6 3,3 2,5 2,8 1 Я—зз 1’3—3’5 1,8—3,4 2,2—3,9 2,4—3,5 j g 4 1 2,5—3,5 1,8—3,1 2,3—4,6 1 е n п 1 1,7—3,8 1.5—4 2,5—4 1,7—3,8 2—4,7
±0,2 Вт/(м-К). Осадочные разрезы межгорных прогибов от юры
до девона характеризуются средним значением 2,2 Вт/(м-К),
магматические и метаморфические породы — 2,5—2,6 Вт/(м-К)
(Л. С. Соколова, А. Д. Дучков, 1987 г.).
ГЛАВ А VII
МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД
§ 27. ОСНОВНЫЕ ЯДЕРНО-ФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
И ПАРАМЕТРЫ РАДИОАКТИВНОСТИ
Основные используемые в прикладной геофизике естествен-
ные и искусственные ядерные реакции и связанные с ними
остаточные явления приведены в табл. VII.1.
Естественная радиоактивность представляет собой самопро-
извольный, подчиненный определенному статистическому за-
кону распад неустойчивых ядер атомов, возникших в природ-
ныу Счемныу или гяляктиирскиу) ислпкпяу и пеяулктятр
--- х------- ---- --------------z J-------“ j J-----------
253
Таблица VII.1
Основные ядерно-физические свойства элементов,
используемые при геологических, геохимических
и геофизических исследованиях
Ядерно-физические свойства ТЛ О лтлп ч И тип ядерных реакций Конечные продукты распада (стабильные элементы) И сп ольэ ов а н и е в прикладной и теоретической геологии
Есте- ственные Ионизи- рующее излуче- ние а-частицы, р-частицы, у-кванты 23|U, 2|8U, 2^Th, элементы их семейств, 40 v 87ок 19*'> 37*'“ и др. ^Не.^РЬ, Т2РЬ, оля И™’ ™Са. 87Sr 38аг Поиски и разведка р адиоактивных руд, оценка радио- логического воз- раста, изучение геохимии элемен- тов, геологиче- ское картирова- ние
К-захват ЛЛ__ 1ЯЯ_ 19К> *57*“а и Др. АЛ . Нй- 1*8АГ, *geBa
Спонтанное деление 235т т 238т т 92 и’ 92 и 135°4Хе, >а- ||Sr и др. Определение ра- диологического возраста и изуче- нис формы нахо- ждения урана (треки спонтан- ного деления)
Наведенная радио- активность косми- UPOWUMU .nVUflMU *6С ’’N Оценка радиоло- гического возра- ста новейших об- разований (радио- углеродный метод)
Генерация радиоген- ного тепла Главные излучатели (>99,97 %)— U, Th, К; второсте- пенные 1 о/Л — Rb, Sr — Оценка теплового поля земной коры и подкоровых зон, поиски радиоак- тивных руд
254
Продолжение табл. VII.1
Ядерно-физические свойства Изотопы и тип ядерных реакций ТЛ Qtr а«т jj j_»g продукты распада (стабильные ' элементы) Использование в прикладной и теоретической геологии
Искус- ственно вызван- ные, с исполь- зованием nr ГГППТТ Г TV реакций Сечение поперечно- го захвата нейтпо- нов и других частиц (возникновение ис- кусственно радиоак- тивных ядер) (п.У). (л. Р). (сс, п) и др. — Определение влажности, пори- стости и содержа- ния химических элементов
Рассеяние и погло- щение у-излучения при прохождении че- рез вещество — — Определение плот- ности, пористости, мощности геоло- гических тел
Резонансное погло- щение у -квантов и ядерных частиц и возбуждение атомов — — Определение со- держания хими- ческих элементов
процессов нуклеосинтеза, радиоактивных превращений или взаи-
модействия ядер и частиц космического излучения. Радиоак-
тивный распад атомов приводит к изменению строения, состава
и энергии ядер и сопровождается испусканием (а-частицы, р-ча-
стицы) или захватом (электрона из К- или L-оболочки) заря-
женных частиц, коротковолновым излучением электромагнит-
ной природы (у-излучение), выделением радиогенного тепла,
ионизацией газов, жидкостей и твердых тел и другими явле-
ниями. Кроме того, в природных условиях отмечается также
спонтанное деление тяжелых ядер (урана, тория) на осколки и
изомерные треды. Положительно заряженная а-частица — ядро
гелия (масса 6,69468* 10-24 г, заряд +3,20420* 10-19 Кл) со-
стоит из двух протонов и двух нейтронов. В связи с этим при
а-распаде элемента его атомный номер уменьшается на 2,
атомная масса — на 4 единицы. При 0-распаде испускается
либо электрон, масса 9,1091 • 10~28 г, заряд —1,60210 • 10-19 Кл
(электронный распад, сопровождающий превращение нейтрона
в протон), либо позитрон,’ масса 9,1091 • 10-28 г, заряд
+1,60210 • 10-19 Кл (позитронный распад при превращении про-
тона в нейтрон).
В соответствии с принципом дополнительности у-излучению
поиписывают и волновые, и коопускуляпные (у-кванты! свой-
А • L к ~ \ \ f - - --
255
а также К и Cs для
ynoviy'itrinzi прпри/АПСМЛ уадпиаш поныл
сцинтилляционного детектора
ства. Длины волн у-лучей для естественных радиоактивных
элементов колеблются от 1,2* 10—8 до 4,7 • 10-11 см. Скорость не
обладающих зарядом у-квантов коротковолнового у-излучения
равна скорости света С, они характеризуются энергией £\,=
= /iv и импульсом
D—hv/r /VI Т И
Л - \» * * • -* /
где v — частота электромагнитных колебаний; h — постоянная
Планка, равная 6,6262 • 10~34 Дж «с.
Энергия у-квантов естественных радиоактивных изотопов
изменяется от 0,01 до 2,6 МэВ (рис. VII.1).
Для естественных радиоактивных элементов одинаково ха-
рактерны а- и 0-распад с испусканием у-квантов в широком
энергетическом диапазоне. Для искусственных радиоактивных
превращений более характерны 0-распад и у-излучение.
Закон радиоактивного распада естественных и искусствен-
ных радиоактивных ядер, сформулированный в 1902 г. Э. Ре-
зерфордом и Ф. Содди, учитывает пропорциональную связь
между количеством распадающихся и имеющихся радиоактив-
ных атомов. В дифференциальном виде эта зависимость выра-
жается следующим образом:
JA7 б \Т J4- А ТТТ Г>\
ШУ = /WVCU, (VJL1.Z7
где dN— число распадающихся атомов из общего количества
256
N за время dt: X — постоянная, характеризующая скорость рас-
пада данного элемента.
После интегрирования формула (VII.2) отражает экспонен-
циальный закон изменения количества радиоактивных атомов
во впемени:
Af = A/oe~w, (VII.3)
где Na— число атомов в начальный момент времени (начало
Кроме постоянной распада X при описании явлений радиоак-
за которое No убывает наполовину. С постоянной распада вели-
...У. 'Т ----гчу»хту. /ЧЧ^ГТ/ЧГГТ/ЧТТТТ/Ч, Т._nCOQ/'l
чпма 1 1/2 t-Dzioana cuui numcnnc.vi i \/2—
Среди многочисленной группы естественных радиоактивных
элементов наибольший интерес представляют изотопы тяжелых
элементов (92 U, 92 U, 90 Th), которые в результате а- и р-рас-
пада испытывают многократные последовательные превраще-
ния, образуя радиоактивные ряды (семейства), включающие
до 15—18 изотопов (рис. VII.2). Остальные радиоактивные эле-
менты (19К, 37 Rb и др.) обладают одноактным распадом и ря-
дов не образуют.
Родоначальники трех естественных радиоактивных рядов
(уранового, актиноуранового, ториевого), или материнские эле-
менты, имеют вероятность распада, во много раз меньшую
вероятности распада каждого последующего дочернего эле-
мента: %1<СЛ2; М<€Лз, • •При распаде элементов в ра-
диоактивных рядах возникает состояние радиоактивного равно-
весия, когда количества распадающихся в единицу времени
атомов для каждого изотопа равны.
Радиоактивное равновесие определяется выражением =
— 1,. Л7„ = 1 _ ЛЛ. = =1 Л/ ГГПТТТТПКЛ nnnt/a nnnnvnnn D Сктгл
--» 2 »*<5Л ’ J • • • ’ Ti i lipilivm Uj/Vm/4 U V1U V/1
ние оценивается как десятикратный период полураспада самого
ТТ ТТ’Г'/'ЧХТЛ Т1П1ТТТТЛГП ТТ /ЛТТ ЛПТТЛП/Ч ГГЛИЛТТгтлГ) ЛГЧППЛпПМ'ЛтттТЛТТТЛп/Л ЛАЧ/чТГ
WZIYXIJJ j Ч-/ vn 1 CA VUU 1 DV 1 V 1 D j V VClVlUn-
ства. Равновесное количество (в единицах массы) любого эле-
ЧГЧтЛ А7 f rrr\ тт ТТГ-.Т-» /ЧЛтттЛ. ж у» тт У» ттт у» тт тт тт т г у>туь«х т т тт л т т лтт хх т т Гт уч. m л т-т хч КТ
мсгна jvn upri наосс 1 пим сидср/папип ivia i cprinmui u nauiuiia iv ]
bnA
/Л7ТТ
( V 11.1)
где An — относительная атомная масса соответствующего эле-
мента, п= 1, 2, 3...
В результате процессов выщелачивания и эманирования
в природных условиях состояние радиоактивного равновесия
может нарушаться. Это наиболее характерно для уранового се-
мейства, где вынос U и Ra происходит с различной интенсив-
ностью и отмечается интенсивное удаление эманации Rn. Со-
стояние равновесия между U и Ра оценивается коэффициентом
9 Заказ № 802
257
Рис. VII.2. Радиоактивные семейства
радиоактивного равновесия КР. Р, который при известном содер-
жании элементов подсчитывается по формуле
КР. р
Ra - 1 =
Т Т Ч Л . 1П-7
О V * * VZ
— 2,9-1 (Г6
и
При равновесии 7\р. р=1, при сдвиге равновесия в сторону
радия Ар. Р> 1, в сторону урана — Кр. р<1.
Наряду с радиоактивным распадом, сопровождающимся ис-
пусканием или поглощением заряженных частиц и у-излуче-
нием, у некоторых тяжелых ядер (в первую очередь эГН) отме-
чается спонтанное деление на осколки (изотопы новых элемен-
тов 54° Хе, 5б°Ва и др.) с испусканием энергии, достигающей на
одно ядро около 150—200 МэВ. Период спонтанного деления
92® U составляет 4- 1016 лет, а для 925 U— 1,9 • 1017 лет.
ТТ П/Л ТТ Z4Z4Z-» п Т4 К ТТ ПЛЛГГЛПЛ ТТ Г» ТТЛТТ'П О ТТ ттттттгт ПЛПАТТТ1П т> П тт ТТ/Л о TZ'T'TXTD _
upciiviп рciviiciAci п слит uiuivi и Дктсиrizx р i ли
ных элементов связано выделение радиогенного тепла, установ-
„ ШЛО „ ГТ „ л ГГ„Л„_„л.. „„„
Jicnnuc D 1 J7UO 1. 11. l\Bjpn и п. ч 1 а иирли.ч при riOV'lLnri Л
препаратов радия, возникновение дефектов кристаллических
структур облучающихся минералов и накопление устойчивых
конечных продуктов распада: гелия, радиогенных изотопов
свинца, 2оСа, 18 Аг и др.
С прохождением через вещество ядерных частиц, электро-
нов и у-квантов связаны разнообразные радиационные преоб-
разования кристаллических структур, минералов, изменение их
оптических свойств, твердости и т. д. Наиболее контрастным
проявлением этого воздействия является возникновение плео-
хроических ореолов вокруг радиоактивных минералов и фор-
мирование их метамиктных разновидностей при полном разру-
шении кристаллической структуры (циртолит и др.). Более
обычно возникновение относительно слабых дефектов кристал-
лической структуры минералов (парамагнитных центров, цент-
ров свечения и т. д.), которые могут быть зафиксированы с по-
мощью современных физических и ядерно-физических методов
(электронного парамагнитного резонанса, термолюминесцен-
ции и др.). Интенсивность и количество таких центров оцени-
ваются в относительных единицах (по отношению к эталону).
В ядерной (изотопной) геохимии для определения генезиса
и радиологического возраста минералов широко используются
конечные радиогенные продукты распада, стабильные изотопы
(аргон, гелий, изотопы свинца и др.). Определение этих изото-
пов производится масс-спектрометрическим или изотопно-
спектральным методом. Зная количество и изотопный состав
свинца, можно определить возраст минерального вещества и
дать примерную оценку первичного содержания урана или то-
рия в радиоактивных рудах или продуктах их преобразования.
9* 259
Кроме естественных радиоактивных элементов к настоящему
времени известно более 1000 искусственных радиоактивных
изотопов практически для всех элементов таблицы Менделеева.
Среди разнообразия искусственных ядерных реакций в геоло-
гической практике [71, 81 и др.] наиболее часто используются
следующие:
1) ядерные реакции на быстрых или медленных нейтронах
27С0 + on —*• 27С0 4- у;
2) облучение у-квантами
'soSn + у = ^oSn + ом;
3) деление тяжелых ядер (в первую очередь урана) при за-
хвате тепловых нейтронов
292U + оП —► 292U —>- *54X6 + IgSr + 2 оП + у.
Распад искусственно полученных радиоактивных элементов
ПрОИСХОДИТ ПО обыЧНОМу ЭКСПОНСНЦИЗЛЬНОМу ЗаКОНу. кубраЗОВа-
ние искусственных неустойчивых изотопов тесно связано с осо-
.......... ............................- „ .. ------
исппис 1 ZLiVin ирилилхдипил лдерпшл 4С1С1ПЦ n y-ADdHlUD чсрсо
вещество. В ядерной геофизике и геохимии чаще всего учиты-
ваются следующие параметры и процессы взаимодействия излу-
чения с веществом:
1) сечение взаимодействия частиц с ядрами вещества в см2;
2) пробег частиц в веществе: линейный в см или массовый
в г/см2;
3) характер соударений — упругие с передачей кинетической
энергии, неупругие с ионизацией атомов, с возбуждением ядер
или ядерными реакциями;
4) поглощение и рассеяние у-излучения определяется коэф-
фициентом ослабления ц.
Для оценки радиоактивных и иных ядерно-физических
свойств горных пород и минералов используются разнообразные
единицы радиоактивности (табл. VII.2). В радиометрической
практике наиболее часто применяются внесистемные единицы
дозы и мощности дозы — рентген (Р), Р/с и их производные
(Р/мин, Р/ч и др.), в первую очередь мкР/ч, равный 1 • 10-6 Р/ч.
1 Р = 258 мкКл/кг.
При градуировании радиометров и оценке количества радио-
активного препарата широко применяется гамма-постоянная ра-
дия — мощность дозы излучения 1 мг Ra на расстоянии 1 см
при наличии платинового фильтра толщиной 0,5 мм. Разными
исследователями [71, 82 и др.] эта величина указывается равной
8,3—8,5 (Р/ч) (см2/г).
Для большинства естественных и искусственных радиоак-
тивных изотопов установлена неизменность постоянной распада
260
Таблица VII.2
Параметры радиоактивности
Параметр
Единица
измерения СИ
Папяметпы активности и количества пяпиояктивных вептеств
и выхода частиц энергии
Активность G, удельная активность g
Концентрация радиоактивных элементов в жидкостях и газах Q
Поток ионизирующих частиц Ф
Плотность (мощность) потока ионизирующих частиц J
Интенсивность излучения (плотность потока энергии) /
Гамма-эквивалент препарата mQ
Поток энергии излучения F
с 1<кг 1
с" 1-М-»
И"®
С^-М-2
Вт/м2
Вт
Параметры дозы радиоактивного излучения и его воздействия
на вещество
Поглощенная доза излучения Dn Экспозиционная доза излучения (доза облучения) D3 Мощность поглощенной дозы излучения Р„ Мощность экспозиционной дозы Р3 Дж/кг Кл/кг Вт/кг А/кг
Примечания. 1. Для оценки концентрации урана и тория в минералах и гор-
ных породах используются следующие единицы: г/т, г/г, % по массе, атом. % ЫО-' %=
=1-10“’г/г=1 г/т. 2.Количество радиоактивного вещества G, г, оценивается по формуле G=
g А , .
——----------, где g—время распада, с; X — вероятность распада вещества. А—атомная
X, Z.Q
М'ЮО'П 7. __ ДпПгпттлО тчапттпа А ЛОО.1 П23 1 По^ппгчтччо гг/-чпДлАлтжтт U’at»T't-T ПО Г'М п
приведены в [81].
атомов, не поддающейся изменению при внешних воздействиях
различного рода: повышение температуры (до нескольких ты-
сяч градусов), давления (на миллионы паскалей), наличии
электромагнитного поля напряженностью несколько тысяч
эрстед и т. д. Вероятно, изменение скорости или нарушение
ядерных превращений возможно лишь при воздействии различ-
ных факторов не на электронные оболочки, а на атомное ядро.
Некоторое изменение постоянной распада установлено лишь
для К-захвата. В частности, для искусственно радиоактивного
изотопа ^Ве->Кз Li замечено, что постоянная распада металли-
ческого 7Ве выше, чем ВеО.
Я ПО DHTCrTDCUU*П п* П ПЛ» VTIinUAPTI 11П11ГП1ПЛП
4<U. L. V» 1 ьи 1 JU1~.11 11/A/I rn/j,rivni\l riDU Wl и /Т» П 11 Г/Лй 1 VJ О
И ГОРНЫХ ПОРОД
Наиболее объективная информация о естественнной радио-
яктивнлгти ппипппныу пйгтетлв млжвт Лкггк rrnnvuctra тг-голг
------------г..г_„--- --------- ---- --------------““
анализа содержания
урана, тория и калия.
основных природных радионуклидов:
261
распределению урана и тория относится к характеристике их
содержания в минералах и горных породах различного состава
и происхождения. По содержанию урана и тория в отдельных
типах горных пород (гранитах, базальтах и других) оценива-
лись средние их количества в слоях земной коры и коре в це-
лом [71, 82 и др]. Лишь в последние десятилетия в радиогеоло-
гии стали приводиться сведения о распределении урана и то-
рия в геологических формациях и структурно-формационных
типпотсряу Ниж₽ ппмпппятгя пппиирнныр ня основе обобщения
XX.VX *ТХ Л. Л, V Л. X XVZ VX XX» X. л ллллл XX л. л. л-r х х х хх •» .. х — —— — — — — — — — — л —
и систематизации большого фактического материала данные
r\ пап XIZ опт/ и ЧТПЯИЯ и ТПГ\иа П ПОР ПР ПОРЯТР ПкИПМ пяпи ппиппп-
V/ XX хх. xxvxx-vxx^^ —х> vx X x>vx-.x --I r -r-y
ных объектов: минералах, горных породах, геологических фор-
Среди большого разнообразия минералов земной коры в за-
птг лтгчооттт zim ттпппттгг тг-v п о ПТТП о Т/П'ППттлО'ГТ!
onvriiviwin V/1 у pv/OXl/l ПЛ уцдпитч пиии^ш
шесть групп (табл. VII.3).
„Т™ТТТТТ~ ГЛ Г,ТГ^лЛ^А
ианиилсс р aciipuciy ancnnoic о ./in i v/v-фсрс
TT/ntA/n ТТ п пт гтгчттт тх а
11 v/pиди'-/v/р/ сю j ixyuArikz
и акцессорные минералы главных типов магматических, мета-
морфических и осадочных пород по степени радиоактивности,
объединяются в четыре группы:
1) слаборадиоактивные главные породообразующие, пре-
имущественно салические минералы (кварц, калиевые полевые
шпаты, плагиоклаз, нефелин);
. 2) породообразующие, преимущественно меланократовые
минералы с нормальной или слабо повышенной радиоактивно-
стью (биотит, амфиболы, пироксены);
3) повышенно радиоактивные главные (наиболее часто’
встречающиеся) акцессорные и рудные минералы (апатит, эв-
диалит, флюорит, ильменит, магнетит и др.);
4) высокорадиоактивные более редкие ацессорные минералы
(сфен, ортит, монацит, циркон, лопарит и др.).
Сведения о среднем содержании урана и тория в минера-
лах в пределах их колебаний приведены в табл. VI 1.3 и на-
глядно представлены на графиках (рис. VII.3, рис. VII.4).
Среди высокорадиоактивных акцессориев выделяются мине-
ралы с низким (менее 1—2) торий-урановым отношением (цир-
кон, циртолит, сфен, иттриевый ортит) и высоким — более 15 —
20 (алланит-ортит, монацит, торианит). По величине абсолют-
ного содержания урана и тория в минералах интрузивных по-
род можно выделить минеральные ряды с возрастающей радио-
активностью:
граниты Q->Or->Pl->-Hb->Bi->-Py->-Mt->F l->-Ti (?) ->Sph->Zr-»-
~>Ort->Mz;
нефелиновые сиениты Ne->Or->Eg->Arf->Bi->Ti->Evd-»-Ap->-Zr;.
габброиды: Py->-Hb->-Pl—>-О1—>-Mt->-Bi->-Ti->Ap->Zr.
В высокорадиоактивных наиболее редких акцессорных ми-
нералах (ортите, монаците и др.) уран и торий, по мнению
262
Таблица V1I.3
Классификация гипогенных и Гипергенных минералов по Степени их радиоактивности
Группа минералов Минералы Уровень содержания, % по массе Th и Кларк концентрации
° Th U Th
Максимально радиоактив- ные (собственно урановые и ториевые минералы) Гипогенные: ура- нинит, настуран, торианит и др. 56 — 85 20—40 <0,01 (ура- новые) 40—80 (тори- евые) >10 000 >10 000
Гипергенные; оте- нит, торбернит, шрекингерит и др. 40—60 <0,01 <0,001 >10 000 —
Высокорадиоактивные (ред- кие акцессории фельсичес- ких пород) Циртолит, циркон, ториевый ортит (400 + 2000).10~* (400 + 1000). 10-* <1 100—1 000 10-100
Ортит, монацит (600-2000)-10-* (10 000 + 30 000) ю-‘ >10 100—1 000 100 — 1 000
Повышенно радиоактивные (наиболее распространен- ные акцессории) Сфен, апатит, маг- нетит (10 + 100) 10-‘ (30 + 200) -10-* 2-5 5-30 2-15
Нормально радиоактивные (второстепенные породооб- разующие минералы) Биотит, роговая обманка (4+ 8). 10“* (8 + 18).10"* 1,5—2,3 2-3 1—2
Слаборадиоактивные (глав- ные минералы фельсичес- кнх пород) Кварц, калиевый полевой шпат, кис- лые плагиоклазы (1 + з).ю-* (2 + 8)10-* 1,8-4,5 0,5 — 1 0,2—0,5
Низкорадиоактивные (ми- нералы фемических пород) Пироксен, основ- ные плагиоклазы < (0.1 + 1,0)• 10—• < (0,1 —1).10-* 2-5 <0,2 <0,2
Примечание. Кларк концентрации — отношение содержания элемента к его кларку (среднему содержанию в земной коре).
Рис. VII.3. Распределение и среднее содержание урана и тория в породооб-
разующих минералах гранитоидов:
1,2 — кварц; 3, 4 — плагиоклаз; 5, 6 — калиевый полевой пшат; 7, 8 — биотит; 9, 10 —
амфибол. Среднее арифметическое содержание элементов '-'^р “ количество анализов Л.
; — W=88, С =1,8-10-* %; 2 —#=48,=3,2-10-* %; 3 — #=78, С =1,2-10-* %; 4 —
#=43, С„„=5;4-10-‘ %; 5 — #=81, C„„=l,l-10-‘ %; 6— #=53, СЛ„ =3,6-10-* %; 7— #=81,
С„ =(6,13-20)-10“* %; 8—#=25, С ~=(Н+52)-10-‘ %; 9 — #=52’*'С.п=5-10-* %; 10 — #=
СР О е и
=36, Сср=11,Ы0-* %
большинства исследователей [71, 82], присутствуют главным об-
паопм п витта палилпrhunft ппыллогтл аяшгрптяа априрптм г* бли.Ч-
----... ~ UUV„V|,Y..VU “Г"" — - ‘' ----------------- ~ ---*
ким ионным радиусом (редкоземельные элементы, иттрии,
тттттл/^тттттх тт тттл \ ГТглтт iznou поллтппгИип оотхатттоот ГТПОЫКДХГ-
U,Xip7XlL\_/llXlXl xx vp/kjjiivy 1
щественно цирконий (циркон, циртолит) и иттрий (сфен, иттрие-
Т-.Т ттт Z4 тТГт X Т-» rryf\ Т-» Г>/л» я ГТ Т7ЛТ7 тАПТгЙ Т1 TTnnTTnnTTV nnn'TTfrnv ТХ ЛХЛЛТТО-
DDlfl wp 1 ГХ 1 J f О 1 \J оритл IYCIIY lUpnn £> U,t.|JIXCDlJlA UyilllUA xx 1TXWXXU.
цитах изоморфно замещает четырехвалентный церий.
П л ~ VTTTTTTT л « тт/хтт/хп Т Т 4 4- тт ПТ V. 4 4- тт «-Х т т V» Z-X тт т т т ГГ лтгтттл
ГС16ЛПЧПС n LDUHLlDdA MUtlUD LJ ‘ И 111 ‘ ирипиднх IV XXJ,V“
ственному разделению урана и тория в высокорадиоактивных
акцессорных минералах, что, по-видимому, определяет присут-
ствие в складчатых областях интрузивных образований с резко
меняющимся торий-урановым отношением.
Наряду с изоморфизмом в отдельных минералах не мень-
шую роль в геохимическом балансе урана и тория играет ме-
ханический захват элементов, наиболее характерный, по-види-
мому, для породообразующих и основных акцессорных мине-
ралов (магнетита, гематита, апатита).
Кроме отмеченных форм нахождения элементов, в наиболее
радиоактивных гранитоидах (U> (54-10) • 10-4 %, Th>(40-^
-4-50) • 10-4 %) с низким содержанием редких земель и цирко-
ния устанавливаются собственно ториевые минералы (торианит,
торит), встречаются также субмикроскопические урановые и
урано-ториевые выделения неизвестного состава и скопления
урана, реже тория, по трещинам и в виде каемок, обрамляю-
щих темноцветные минералы, в том числе биотит. Подобные
формы нахождения элементов следует отнести к избыточным,
не связанным с главными компонентами пород и акцессориями.
В отличие от глубинных условий в приповерхностной обста-
новке при резко ограниченном времени застывания пород
возможности длительной миграции урана и тория, а следова-
тельно, концентрация их атомов в одних минералах и декон-
центрация в других резко ограничены. В связи с этим компо-
ненты эффузивных пород (основная масса, вкрапленники) ха-
рактеризуются более однородным содержанием радиоактивных
элементов. Наиболее равномерное распределение урана (на
основе изучения треков индуцированного деления) и, по-види-
мому, тория характерно для вулканических стекол. Образую-
щиеся при интрателлурической кристаллизации вкрапленники
265
Th 1П Va
30000 -
20000 -
3000 -
2000 -
1000 -
800 I-
600 H
400 -
300 ~
ZOO -
WO -
on
uu —
60 -
40 -
20 -
1П
8
6
4
Or PlQuHbBiPyMtApEpSphAHOrtZrMz
Минералы
20
2
100
SO
60
40
1OOOO k-
8000
DUUU
4000
3OOO
10
'в
6
4
zuuu p
1OOO -
SOO I—
600 -
400 I-
300
200
Минералы
1
fluOr Pl HbBi PyApMiSphEpZrAUOrtMz
d Th,7ff4%
NeOrEgArfBiMt£vdAp5phLop
Минералы
NeOrEgBiApSphEvdZrLop Pl PyHbApSphZr
Минералы Минералы
Рис. VII.4. Уровни содержания урана и тория в породообразующих и ак-
цессорных минералах гранитоидов (а), нефелиновых сиенитов (б) и габброи-
поп 1я\
г-.-у- у
кварца, полевого шпата, плагиоклаза и даже темноцветных ми-
нералов (биотита) обеднены ураном и торием по сравнению
с основной массой.
В целом на минеральном уровне отсутствует четкая зависи-
мость содержания урана и тория от химического состава мине-
ралов и в том числе от содержания кремнезема, калия и кис-
лорода. В породах многих типов минимальные количества урана
и тория фиксируются в минералах с максимальным содержа-
нием кремния и щелочей (в кварце и полевых шпатах), а бо-
лее высокие — в магнетите, апатите, флюорите, пирите. Следует
отметить максимальный диапазон колебаний радиоактивных
элементов в минеральных индивидах (от и- 10~7 %—оливины,
гпаыаткт ТТП И. 1П ОД __ мгшяттиткт ипяплпктр и тпптяопмр MUMP-
.< ^rvxxxvx х хдх, XW /и х.х^ххмхдхх А ** *wr**v—V, -
ралы).
и тория обнаруживает большую зависимость от вещественного
/ ТТ ♦А/ЧХТГ ГГ/Ч Г» Л /ЧТ-1ЛЧ VTTH f ТГГТАЛТ7/М->/\ \ Л^ЛтЛПЛ ТЛЛТТТГ /ЧП Л ТТПТТТГТ ТV ГГ/УПОТТ
и Anmmcvnui оу ooviciocx. орсДп пород
по радиоактивным свойствам выделяются пять групп: терриген-
тг~л,,т,гт-Л ------------ тт тгл,тл^Л
пгмс, ixpcivinnci Die, ixap ООП а 1 П Die, силипи^пшс иыи/пспил n Jtxayoio-
биолиты (рис. VII.5; табл. VII.4).
Наиболее высокое содержание урана и тория (близкое
к кларку) характерно для терригенных осадков: конгломератов,
песчаников, глинистых сланцев. В терригенных осадках, фор-
мирующихся в различных геоструктурных зонах земной коры,
обнаруживается зависимость содержания урана и в меньшей
степени тория от гранулометрического состава пород, выражен-
ная в постепенном увеличении содержания урана в ряду кон-
гломераты — песчаники — алевролиты — аргиллиты. ,
Осадочные отложения, первично обогащенные радиоактив-
ными элементами, включают два резко различных радиогеохи-
мических типа пород:
Рис. VII.5. Уровни содер-
жания урана и тория
;в осадочных отложениях
земной коры.
Отложения: I — терригенные;
II — кремнистые; III — карбо-
-Н2ТНЫ6 (И1з. — "оломкт'* ZV_
соленосные; V — каустобио-
литы. Стрелками показана
тенденция увеличения содевжа-
ния урана в породах, обога-
щенных органическим веще-
ством (Сопг), урана и тория
и терригенных отложениях,
обогащенных высокорадиоак-
тивными акцессориями (мона-
цитом — Mz, цирконом — Zr и
др.); шифр кривых — значения
Th/U
267
Таблица VII.4
fnnonwnuuo ,ГПЗН2
тпПиа
u vanua п пгаплиишу птппжоииау илитииоита Пкили
«Ж »**»»**«* ЖЖ V Ж Ж Ж ЖЖЖ Ж Ж V Ж * Ж^#ЖЖЖЖЖЖ Ж ЖЖ ЖЖ 4 Ж ЖЖ V ЯЛ Л ЛАЛА V ЖЖ Ж ЖЖЖ Ж ЖЖ ЖЖ ЖЖ ЖЖ
Группа пород Порода Платформенные области Подвижные
а? т о 2 Th, 10-*, % Th/U Миогеосинклинали
и, ю-* % Th, 10-* % Th/U
Терригей- WTJA /гТРГиЯ- Конгломерат, граве- ЛИТ 2,7 — — 2,1 7 3,3
но-глини- Песчаник, алевролит 2,5 8 3,2 2,7 9 3,3
стые) Аргиллит, глинистый сланец, глина Кварцевый конгло- Мбр 2Т 3,3 11,6 3,6 4 8 2
Кремнистые Кремнистый сланец, кварцит Гл и н исто- к п емн и - стый сланец — — — 2 9 Я 2,5 й 9 1,2 9 9 1
1 7 1 2 1 1 1 к Л 7 Л К
L2 2,2 Г" 2,6 *,1 2,5 1,2 гТ” Г2 * 4 0J
ные Мергель Доломит
Битуминозный из- вестняк — — — — — — 1
Соленосные Гипс, ангидрит Каменная соль 1,3 0,9 0,7 1 0,5 1,1 — — —
Каусто- Каменный уголь 3,1 4,6 1,5 — — —
биолиты Торф Горючий сланец 2—5 До 100— 200 5,2 10—15 1,8 <0,5 — — — j
1 \ ГПГТТГ ЛЛ'ПП/ЧГГТТ/Л ГПЛГМГПТТ/ЛЛТТТ ТА ТТ ТГГ1 О ТТАТТЛЛТТА ’ПАПТГ АТТЛЛТТТ ТА
к) V У IXJ^^V 1 осгши lUpHCMU^HDlV И у р, Cl HU UVCHVJ 1 V/pncn'-/^riJLMlV
грубообломочные породы (конгломераты, гравелиты, песча-
„тттгттХ АГГТААТГППТ ТТТТТ, ЖГАГЧАТ7ТТТ, тт ТТТТТТЧ, 4>ЛТТТ,Л.
nrin-ny ЗЛЮВИа.ЛОПШЛ) lip nopcztvnu-LVlUpUXYriA. И FIHDIA ^СЩНИ,
2) существенно ураноносные, обогащенные фосфором или
ЖЧ-Ч--„„„„Г,,,., ------Ж~Ж,Л.ж — ------ ~------______________________ /----
upi dtinHULAniVI ПСИДСкж 1 nuivi нириды pdBtlUUUpclJllUl и UUU1CU5C1 (ИД-
вестняки, сланцы, песчаники), формирующиеся в различных
фациальных обстановках морских бассейнов.
Среди метаморфических пород, слагающих области докемб-
рийской складчатости, срединные массивы и геоантиклиналь-
ные поднятия, по содержанию урана и тория выделяются две-
группы образований: слаборадиоактивные (мафические сили-
катные породы—амфиболиты, амфиболитовые сланцы, аподиа-
базы и другие, кварциты, карбонаты, мраморы, кальцифиры).
части земной коры
и породы с нормальной или слабо повышенной радиоактивно-
стью (фельзические гнейсы, кристаллические сланцы, порфи-
роиды, метаморфизованные песчаники). Разница радиоактив-
ных свойств этих групп пород хорошо увязывается с различием
их первичного химического состава. Характерной особенностью
продуктов метаморфизма второй радиогеохимической группы
является избыточное содержание SiO2, К2О, СО2 и Н2О.
Б фельзических гнейсах и кристаллических сланцах наряду
с составом петрогенных элементов важным фактором, опреде-
ляющим уровень содержания радиоактивных элементов, явля-
ется степень метаморфизма породы — структурные особенности
минеральных парагенезисов, возникающих в различных термо-
динамических обстановках.
269
Таблица VII.5
содержание радиоактивных элементов в магматических
и метаморфических породах
Породы Кларк и, 10-* % Th, 10-‘ % Th/U
'Магматические
Известково- Ультраосновные: дунит, 0,15 0,03 0,08 2,7
Интру- щелочная пироксенит и др.
серия Основные: габбро, диабаз 0,7 0,6 1,8 3
ЗИВНЫР U др.
Средние: диорит, кварце- 1,8 1,8 6 3,3
вый диорит
Кислые:
гранодиорит 2,3 2,1 8,3 4
ПЛЗГИОГраНИТ о е о у л с ст, V 15 Л
биотитовый гранит 3,4 4 3,7
лейкократовый ал яс- 4 7 40 5,6
китовый гранит
Щелочная Мельтейгит, меймечит, 1,8 2,6 9,8 3,8
серия ийолит
Кимберлит (неалмазо- — 2,6 8,8 3,4
носныи) 5,1
Кимберлит (алмазонос- — 3,2 16,3
ный)
Сиенит 3,8 — — —
Миаскитовый нефели- 4,5 4,1 7,2 1,8
О W К п 55 О м -5 2,8
Агпаитовый нефелине- 5,0 10,3 28,3
вый сиенит
Эффу- Трахибазальт 2,6 2,4 8 3,3
зивные Трахит, трахилипарит 4,8 3—8 30—50 4—5
до 10
Базальт, диабаз 1 0,7 2,3 3,2
Андезит, андезитовый 1,7 1,2 4 3,3
порфирит
Дацит, дацитовый пор- 2,3 2,5 10 4
фирит
Липарит, кварцевый 3,7 4,7 19 4
ттлрфыр
к
Метаморфические и ультраметаморфические
Метаморфи ческие Эклогит 0,8 0,2 0,4 2,0
гоанулитовой и эк- АмАиболит 0 fi 0.7 1.8 2.6
логитовой фаций Аподиабазовый порфирит 0,8 6,9 2,7 3,0
Магнезиально-силикат- 0,8 1,2 4,0 3,3
ный сланец
Гиперстеновый гнейс 1,6 0,6 2,1 3,5
Пгт огчдлтг тт тлпитп хттлг,_ 4 iHUr mil* 17 0,8 9 Я 9 О
матит, чарнокит 4,2 3,2
Силлиманит-кордиерито- 2,6 1,3
вне гнейс и сланец
270
Продолжение табл. VII. 5
Породы Кларк и, 10"‘ % Th, 10-‘ % Th/U
Метаморфические амфиболитовой и эпидот-амфибол ито- вой фаций Амфиболит Мрамор, мраморизован- ный известняк Кварцит Метаморфизованный песчаник Кристаллический сланец полевошпатовый гнейс Мигматит, гранитогнейс 0,8 0,2 0,6 2,5 3,1 3,4 3,6 1,0 1,1 0,8 2,7 2,6 3,5 3,2 4,0 2,2 3,1 9,2 10,0 15,0 16,1 4,0 2,0 3,9 3,4 3,8 4,3 5,0
Зяупппмдпппо
ЛГАЛОИКТТТОТТТЛО РП nonW 2UUQ ХГПЯЫЯ U ТПП1ТЯ
J ---j r-----------------------— *~J---
сах и кристаллических сланцах с увеличением степени
таипп(4шэмс) птиат тшол ст vav Tin РПДПП1Ш
в гнеи-
их ме-
VnUTTPU-
трациям элементов в метаморфических породах щитов и масси-
вов (табл. VII.5; рис. VII.6), так и по содержанию в отдельных
тг\ ттттт о чг лтл » < лгч/4\ т»о/чгз ottttt tv лт
1 VJV1JLU|CIA, 1V1V, 1 CllVlkJpkpriOkJJJ СД11111ЛЛ UI
нулитовой фации.
Содержание урана и тория
возникающих за счет метаморфизма
ivi с 1 a ivi vip ф пч cv пил
вулканитов
Ilkjp kJ А О. A,
ОСНОВНОГО
Duo \7ТТ А Г' Л ТТЛЯЧхтг о 1ТТТП 1т*хлттл
* HV, » л.л,\я. лхсшпс y^jcina
и тория в метаморфических
породах.
Фации метаморфизма: I — зелено-
сланцевая и эпидот-амфиболито-
вая: II — амфиболитовая: III —
гранулитовая; IV — эклогитовая.
Породы: 1 — гнейсы; 2 — кристал-
лические сланцы; 3 — амфиболиты;
4 — эклогиты; 5 — метаморфизо-
ванные карбонаты
271
состава, является повсеместно низким и не зависит от фаций
метаморфизма.
В целом в метаморфических породах — продуктах регио-
нального динамотермального и контактового метаморфизма
содержание урана и тория различно лишь для образований,
метаморфизованных в условиях амфиболитовой, эпидот-амфи-
болитовой и зеленосланцевой фаций. В продуктах более высо-
ких ступеней метаморфизма (гранулитовые фации) 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 выделя-
тлтпа о па-этгл nnuuwouukTxi (S' 1 1 и яипкляпиип птл-
iw Л Чх Л * Чх XAWAX ААЛАЪ Л-М 1'*. у -*ч. *. J Л Л ЪЛ * * ЧХ J.VA W Л-ГЛ.
соким (>10—20) торий-урановым отношением.
детально. Для изверженных образований известково-щелочной
<*r»rVTITJr V Л П ПТ7'ГаПТТГ1ТГ ЛЛП^ЛТТТТЛЛтТ ТЛ ЛППЛЛ'ГЛГТ ТТГЛГ»ЛГЗ/'»ТТЛТТТТ/“к Г» П/\Г>Г\Л
стание содержания урана и тория в ряду ультраосновные —
основные — средние — кислые породы, пропорциональное росту
содержания кремнезема и калия. При этом количество урана и
тория в отдельных группах (типах) изверженных пород разли-
чается практически на порядок (табл. VII.5). Среди магмати-
ческих образований известково-щелочной серии повышенное
содержание урана и тория, превышающее кларк, и наличие из-
быточных форм элементов характерно лишь для кислых пород
(гранитов и липаритов). Наиболее сложным является распре-
деление урана и тория в гранитоидных породах (рис. VII.7),
Рис. VII.7. Главнейшие радиогеохимические типы гранитов:
/ — нормально радиоактивные граниты, Th/U «2,5 -е 4,5; // — повышенно радиоактивные
граниты, Th/U «6 - 10; /// — высокорадиоактивные редкометалльные граниты,
Th/U ~ 5ч-10; /^ — высокорадиоактивны© торибносны© граниты, Th/U^*10; V — слабора-
диоактивные плагиограниты, Th/U«2+5 (по Л. В. Комлеву); VJ — высокорадиоактив-
ные существенно ураноносные граниты эвгеосинклинальных (?) зон, Th/U = l -г- 2; шифр
кривых — значения Th/U
272
/-пели кптппыу Л R Комлевым еше в 50-х голах выделено не-
---------I-----— . -
сколько радиогеохимических типов, главные из которых еле-
nrxrrг^ттттлo•
AJ —
1) нормально радиоактивные граниты с близким к кларку
onnonwauncA^ ипяпя и пгппыя и РПРЛНИМ тппий-vn Я НОВЫМ ОТНО*
V4U,VyZllUllllVlU XX -- -- - -£---J х-----------
шением (2,5—4,5);
О\ пппгттттпигтп
£j у IUJUUILLI Ч>ИП V/
держании урана
по пило VTUDURTO rnOUUTRT ППМ ТТППНЖРПНОМ Г.О-
X «ХХХ.Х XZ. х.-. ~ - м - - - V--
(Th/U>64-10). Подобного рода граниты часто
приурочены к
Х»АГПЛ » К Г\Г\ Д'» тхттгъг» tztxax
in 1 СЛ in vp ср» XI "1XYXX1VX
октг»'гхттта аж
сложенным
ПОПО-
дами карбонатного состава;
О\ „у r«z>rzz>^ г, ^ттгч п т/тттпттт TA nnriTZATZn Л znAn ГТА Г» ГЧ О Т Т ТХ ПГ Т-Т ПОПГ/СШО.
О} DDlCUIYUp адпиап 1 пошли леппилри lODUiiz 1 р» еххххх I их р- v/д,1^а»х
талльного типа с повышенным содержанием урана, тория, бе-
________ . - х ^,АЛТТтОт тггх ЛТТАПАА Г'»»Т»ТТГ\ТТТГ>ТТТХГ1
рИЛЛИЛ, милиидспа, оилофрама, lupnn-vpanuouc uinumvurxv
варьирует в широких пределах. Наиболее распространены
лейкократовые граниты с повышенным тории-урановым отно-
шением (5—10);
4) высокорадиоактивные существенно ториеносные аляски-
товые граниты (Th/U> 10);
5) слаборадиоактивные граниты (гранодиориты, плагиогра-
ниты), богатые кальцием и натрием и бедные ураном и то-
рием (Th/U<24-3). В настоящее время среди слаборадиоактив-
ных плагиогранитов установлены разности с повышенным то-
рий-урановым отношением (>5)—гранодиориты и плагиогра-
ниты;
6) высокорадиоактивные лейкократовые граниты эвгеосин-
клинальных (?) зон с пониженным торий-урановым отноше-
нием (1—2).
Наиболее резкая разница в радиоактивности намечается
между гранитами, богатыми кальцием — плагиогранитами
(UC(1,5-3,1) • 10-4 %, Th< (54-15) • 10-4 %), И бедными каль-
цием с высоким содержанием калия (U^(4—10) • 10-4 %,
Th >(204-50) • IO-4 %).
В вулканогенных породах известково-щелочной серии тен-
денция роста радиоактивности с увеличением кислотности по-
род проявляется еще отчетливее. Это связано с более устойчи-
вым содержанием урана в однотипных по составу вулканоген-
ных породах. Следует отметить повышенное содержание урана
и тория и несколько пониженную величину торий-уранового от-
ношения в вулканических стеклах по сравнению с раскристал-
лизованными разностями вулканитов. Для отдельных слабо-
дифференцированных блоков континентальной части земной
коры (Камчатка, Курилы) и океанических впадин типично по-
ниженное содержание урана и тория и низкое значение торий-
уранового отношения («С1—2) в изверженных породах разного
состава: базальтах, андезитах дацитах.
Магматические образования (интрузивные и эффузивные)
р ППИЫИ1РИ11ПИ птрплпйппткт vnnaTrronuQvim'PCT Лапрр пктротглы па.
---------------.------..„г--------
273
Таблица VII.6
Содержание радиоактивных элементов в рыхлых отложениях
Природные объекты и, 10-4 % Th, IO"4 % Кларк Th/U
Кора выветривания гра- нитов Кора выветривания из- вестняков Почвы (средние значения) 2,8 1,2 1 12,4 7 6 3 1,2 1,36 4,4 5,8 6
родами известково-щелочной серии (табл. VII.5), что отмеча-
Л-пАГТ ТГЛГГ ГЛ гг ттт тгл тхг ТТТ А ГГ/ЧГТТТТ TV rrnn^TTOV /хглт’иглтттт’то V
tlCH IYC4IY О лшраиспиопшл щсличпшл in VJTAIYI^ ТГ1 1 UA,
мельтейгитах и др.), так и в кислых (трахитах, трахилипаритах
и других).
В щелочных породах нет прямой корреляционной зависимо-
сти между содержанием урана и тория, с одной стороны, и ка-
лия, с другой. Из петрогенных компонентов наиболее четкая
связь радиоактивности фиксируется с коэффициентом агпаитно-
сти. Как правило, миаскитовые нефелиновые сиениты по срав-
нению с агпаитовыми отличаются меньшим содержанием урана
и особенно тория.
Среди магматических комплексов намечается несколько ти-
пов пород с содержанием урана выше критического уровня
(» (4,5-4-5) • 10-4 %), до которого сохраняется прямая пропор-
циональная зависимость содержания элемента от петрогенных
компонентов (SiO2, К2О и т. д.). В породах подобного рода
фиксируется, как правило, высокое содержание легкоизвлекае-
мого урана, наличие свободных форм элемента (вне кристал-
лических структур породообразующих и акцессорных мине-
ралов) .
Содержание радиоактивных элементов в рыхлых отложе-
ниях определяется составом и радиоактивностью почвообразую-
щих пород и руд (табл. VII.6).
§ 29. ИСКУССТВЕННАЯ РАДИОАКТИВНОСТЬ, ИСПОЛЬЗУЕМАЯ
В ЯДЕРНОЙ ГЕОФИЗИКЕ
Ядерно-физические методы (полевые и лабораторные), ис-
ПП.ПК<ППГНТТ ИР ПППТТРГГМ UPKVnPTRPnwnft пя пиля KTURUPPTU шиптгл
-----J--—"I------------------------хх ........~~ххх,-------
применяются в прикладной геологии для изучения элементного
РПРТЯПЯ rnnUkTY ТТЛПЛП LT П V ГГ LT LTV fh и Q LTV П- VLT АД ППРР VLT V РПРШРТП
------ «хж хх^^хх^ XX Г-7^ “ zx*x«xxx х^хххххх ^хх^хх^хх^
(влажности, пористости и т. д.).
и я Р'ГЛ атттнкллт опомоии иоипрпоа гт гл пи гл n a on q tilt paupdlt
И V* v. 1 W JiXXAjVlU j lllAIlk/vyvJW IIWIUU VVJ 1 U11U1 Wll'-ZU Ui
практического применения методов, которые по источнику воз-
Aww Поттига кислот rm Alttl tz п q г»г» тт/4л та тт ттгл гло п тт т т ио пол гпттгттттт' глмт/л
w J Л£Ъ/-ЦХх§ **Х£УХ 1I1W1 j £ WUllXJ limu WllVpIimijJ WUUHUl ITU /Д U 1 C11V11V1CI-
274
методы (основанные на прохождении и взаимодействии гамма-
и рентгеновских лучей) и нейтронные методы. По характеру
протекающих процессов эти методы могут быть разделены
также на две группы: методы, базирующиеся на характере про-
хождения у-лучей, нейтронов или других частиц через вещество,
и методы, использующие различные ядерные реакции. Значи-
тельно реже в геологической практике применяются протонные
и другие методы, в которых в качестве источников возбуждения
мпгтп Пкоит^тга оапамгошлдд тт а г»'гт,тттъл /п_ттярдшты тл ттп \
Д Vyll j ЛЧУ 1 г Ц v A XAUjUA \ г 1А\> 1 ХА • f .
Применение различных ядерно-физических методов осно-
и частиц с электронами атомов и ядрами изотопов, приводя-
щего, в частности, к возникновению искусственно радиоактив-
ных ядер или их делению. Так, деление ядер урана при бом-
....___ —_____________________________ — ________
иардп|?ипг\с пл 1 силовыми пспгринами ntiiwiosjстел дли иаучс-
ния пространственного распределения и содержания элемента
(метод треков индуцированного деления). Вопросы взаимодей-
ствия излучения с веществом достаточно подробно рассмотрены
в учебных пособиях по радиометрии и в ядерной физике [41].
Важной константой деления урана и других ядерно-физиче-
ских реакций является сечение захвата тепловых (или иных)
нейтронов ядрами химических элементов (табл. VII.7).
*Т п /а TI w о Х7ТТ 7
a. caw»axiaJ,ca v а а . f
Сечения радиационного захвата (<тп, у) тепловых нейтронов
Для породообразующих и редких элементов
Элементы %, у io-’3m’ Элементы %, v, io-«Ma
Породообр азующие Редкие
• — ZX ЛЧ Z4 * * * *
п dm 0 6UU
О 0,00027 Eu 4 600
Na 0 КЗ Gd 4Q ППП
Mg 0,063 Tb 25,5
Al 0,23 Dy 930
Si 0,16 Ho 66,5
К 2,1 Er 162
П ЛЧ Tm 1AQ
Fe 2,55 Yb 36,6
П~г Lu 77
Hf 102
Li 70,7 Ta 21
О Л XT T
W 1O,J
Co 37,2 Re 88
Аг 63.6 Ir 426
Cd 2 450 Au 98,8
In 193,5 Hg 375
MS
zy in
Nb 50,5 и 7,6
275
Не обладающие зарядом нейтроны могут свободно прони-
кать в ядра атомов, вызывая различные их преобразования.
На условиях прохождения нейтронов через вещество и ядерных
реакций основано применение большого количества методов
геофизики и геохимии, которые позволяют определять содержа-
ние отдельных химических элементов, плотность и пористость
ппопкт и от тт Нопап\г г» о'гтлк/г nououua oivnoTa поытпппгт (п
4,^,4,^^ хх X. /-*, • ^ХХХХТХ 4,4, *4,ЖЛ«ЖЖЖ ^и^~ЖМ жж4,ж* ж^ 4,жж^жж *«4,Х
ности тепловых) имели, по-видимому, решающее значение в пе-
атомных ядер и химических элементов. Во всяком случае, на-
» г /4 ГТ п Г4 т п t-г -г/Лптпт/ЛттттгЛ гтлттгЛгт /Л К r\ п ттт л гт л п ТТЛ ттт г/^Лтт ТГЛХГГТТ1Т ЛЛТТЛ
ivicnac 1 l,zl i a i unnu ncinan иирашал iviczn./j,у ссчс'
нием захвата тепловых нейтронов и распространенностью хи-
мических элементов.
Среди разнообразных ядерно-физических методов в приклад-
ной геофизике и геохимии наибольшее значение имеют нейтрон-
ные, с помощью которых возможно определение содержания
ряда редких элементов (золота, урана, вольфрама и др.) с вы-
сокой чувствительностью и большой точностью.
В радиогеохимии для сравнительного анализа относительно
низких содержаний урана и тория в горных породах и их руд-
ных концентраций наиболее часто применяются лабораторные
методы анализа, подробно описанные в отечественной и зару-
бежной литературе [41, 71 и др.].
ГЛАВА VIII
ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
Классификация горных пород базируется на типичных осо-
бенностях их физической характеристики, среди которых
можно выделить следующие:
1) различную атомную природу разных физических свойств
и их зависимость от кристаллофизического и кристаллохимиче-
ского строения минералов, определяющего наиболее резкие раз-
личия физической характеристики геологических образований,
ее закономерных изменений, корреляционных связей между па-
раметрами или между параметрами и составом пород;
2) широкий диапазон значений физических параметров гор-
ных пород, обусловленный суммой факторов — минеральным
плгтяплм (п
4, 4, 4, А V* *-* 4, ЛГЖ 1
там иып по ятгттоооппыоп------гЬопппляЯГШЛТГШУ ЗПОТгтПГи
АЖА4,«Ж4, VA ЖЖАА, 4,4,4,^ ЖЖ 4,~ 4,^, 4, А,Ж 4А Ж Ж Ж Ж Ж Ж Ж Ж Ж
проводящих, радиоактивных), структурой и текстурой пород,
фззовым СОСТЗВОМ J
3) эквивалентность физических свойств многих петрографи-
276
комплексу; возможность выделения более узких петрофизиче-
ских групп пород (комплексов, формаций), различающихся
стабильной физической характеристикой.
В связи с указанными особенностями физических характери-
стик пород целесообразно составить:
1) физическую классификацию пород, т. е. подразделить их
на классы и группы только по физическим свойствам;
2) петрофизическую классификацию — на основании петро-
графических особенностей и физической характеристики пород..
§ 30. ФИЗИЧЕСКИЕ КЛАССЫ И ГРУППЫ ГОРНЫХ ПОРОД
При физической классификации пород основным признаком
для выделения физических классов является атомная природа
свойств и кристаллическое строение минерального скелета по-
род. Вещественно-текстурное строение пород, в значительной
мере определяющее закономерности изменения физической ха-
рактеристики, используется для выделения подклассов. Группи-
рование пород проводится на основе статистических данных.
Классы и группы пород по п л о т н о с т и. Все гор-
ные породы относятся к I типу твердых образований. Измене-
ние их плотности обусловлено главным образом различием
кристаллических структур минералов, многообразие которых
определяется sp-строением большинства петрогенных элемен-
тов (см. гл. I). Исключение составляет железо, d-строение ко-
торого обусловливает зависимость плотности как от структуры,,
так и от атомной массы, что характерно для железо-магниевых
рядов минералов и соответственно для пород высокой плотно-
сти. Как следствие, целесообразно выделение двух классов по-
род: класса sp и класса spd (рис. VIII.1). Эти классы имеют
различную статистическую характеристику, разную дисперсию'
о, а также отличаются корреляцией с другими физическими па-
раметрами— со скоростью упругих волн, теплопроводностью
и т. д. Следует отметить, что рассеянные вкрапленные руды
также относятся к классу spd, большинство массивных руд —
к классу d.
На величину плотности пород и закономерности ее измене-
ния существенное значение оказывает текстура пород. По этому
признаку выделяются два подкласса пород — с пористыми тек-
стурами и уплотненными текстурами. Для первого подкласса
характерны невысокие значения плотности и большая диспер-
сия параметра, для второго класса — средние и высокие зна-
чения плотности и малая дисперсия.
Для выделения физических групп пород необходимо исхо-
дить из общего диапазона изменения параметра, статистиче-
ского закона его распределения, современной точности измере-
ния. Плотность пород различного состава и текстуры характе-
277"
Плотность, г/см3
Значение параметра 1,51,6 1,7 1,8 1,9 2,0 2,1 2,2 2,3 2,4 2,6 2,7 2,8 2,9 3,0 3,1 3,2 3,3 3,4
Индекс группы a, I azl а3| а«| а5|в|в|г|д|е|ж|з|и|к|л|м|н|о|п|р|с|т|у|Ф|х|ч |ш|э |ю|я,|я2|я3|я4|
О о W Roti+I ЙЕ Sp § w 4 Пппигтыу ТЕКСТУР
Уплат- мехных текстур
Spd
Скорость продольных волн, км/с
Значение параметра 1,4 1,8 2,2 2,6 3,0 3,4 3,8 4,2 4,6 5,0 5,4 5,8 6,2 6,6 7,0 7,4 7,8 8,2 8,6
Индекс группы а, | а21а3 1 а4 |as 15|с|<Г|е|F Ifi-J/r |i |j |/r |£ |пт|7т|о |p |e |r|s |u|P4«/|x|y|z,|z2|
3 § Пористых текстур
8 ГС Sp У Уплат-
Spd i менных текстур
Магнитная восприимчивость, 10~5ед.СИ
значение параметра -20 0 20.40 60 80 100 300 700 1500 3000 6000 12000 25000 50000
Индекс группы Ао А |Б|В|Г|Д|Е |Ж|3|И|К
I Классы I Лиямягнытмый м
Парамагнитный h— — Н
фрпппмягиитмый —-——
--- - . .
Удельное электрическое сопротивление, Ом«м
Значение параметра Л)'2 if’ 10° 101 102 ТО3 ТО4 ТО5 10®
Индекс группы А I В I С I В IE IF I G I И
2 Электронные проводники
о Ионные проводники
£ Полупроводники
Рис. VIII. 1. Физические классы и группы горных пород
ризуется диапазоном 1,5—3,4 г/см3. Вариационные кривые плот-
ности ризных групп пород имеют нормальный зякон распреде-
ления. Точность измерения плотности составляет 0,005—
0,01 г/см3. Основной интервал группирования, как след-
ствие, должен быть принят по арифметической шкале со значе-
нием о = 0,05 г/см3. Для пород с большой дисперсией, характер-
ной для образований подкласса пористых текстур, может быть
принят удвоенный интервал группирования. При малой диспер-
сии параметра, типичной для одной литологической разновид-
ности литифицированных осадочных пород, кислых интрузив-
ных пород и т. д., целесообразно выделение подгрупп плотно-
сти с интервалом 0,025 г/см3.
При петрофизическом анализе, построении карт, разрезов,
моделей для индексации групп применяется русский алфавит
(рис. VIII.1).
Классы и группы пород по упругости. Для ха-
рактеристики упругости пород используется скорость упругих
волн. Зависимость г?р и vs от атомной природы, кристалличе-
ских структур минерального скелета и текстуры пород подобна
плотностной характеристике. Поэтому также выделяются
классы sp и spd. Различие между ними проявляется не только
во влиянии на v средней атомной массы в породах класса spd,
но и в уменьшении скорости с увеличением содержания в поро-
278
дах Fe. При этом для пород класса sp характерна прямая кор-
реляционная связь и и ст, для пород класса spd — обратная (при:
значительном содержании Fe).
Влияние текстурных особенностей пород на их упругость не-
сколько сложнее, чем на плотность 1см. гл. III). Выделяются
подклассы пород: с пористыми текстурами, с микротрещинова-
лгтг ттптгпопитлклът 'гртгг'гхгп ямы и МЯРРЫППКШИ ип.ППТИРИНЫМИ
ЛХ»1»ЖЛ J .*«*«*** X X J Г XX X ----- J------------
текстурами (рис. VIII.1).
I ТЛДТГТГГГДТЛГЛО QTTTJO ТТГЛПГЛТТ D r»DCTOrj Г* ЫППЛЛ О ГТТ,иТ,Т1\5 ОЯТгЛПЛАЛ ПЯР-
X р/jr хххд xxpr и ±± ххкл р/и \yUjkUH V/ хтх «-* v*л-глл.лм хтх uvxx.vzxxviu
пределения параметра проводится по арифметической шкале-
ЛЛ^ТТТТТтх ТТТТ Л ТТ ПП/ЛТТ ПТТ ПТТАТТПТГ <71 — Т-тгЛТХ ТТ Т TV ТТ ГЛ ГЛ ГЛ ТТ 1 ^Л_Q А ’ГГЛТТ-
V/UJuUnn Дпсшаоил onaivnnn vp л имрид л ,v vj, х хххтл/д w-*
ность определения 0,02—0,05 км/с. Основные группы vp прини-
маются с интервалами 0,2 км/с и с удвоением интервалов в по-
родах низкой скорости и большой дисперсии. Для индексации;
групп скорости упругих волн применяется латинский алфавит.
Классы и группы пород по магнитной вос-
приимчивости и намагниченности. По магнитной'
характеристике наиболее четко выделяются три класса пород —
диамагнитные, ферропарамагнитные и ферромагнитные, что*
обусловлено соответственно диа-, пара- и ферромагнетизмом
(см. гл. I, гл. IV). В отдельных случаях возможно выделение
класса парамагнитных пород.
Магнитная восприимчивость и намагниченность пород диа-
магнитного класса обусловлена свойствами и содержанием диа-
магнитных породообразующих минералов, парамагнитного*
класса — парамагнитных минералов. Значения параметров по-
род низкие (х=(—54-0) • 10-5 и х= (0-4-20) • 10~5 ед. СИ, Jn =
=0); статистический закон распределения хи/ нормальный.
Для параферромагнитного класса пород характерно влияние
породообразующих парамагнитных и частично акцессорных
ферромагнитных минералов. Значения х редко превышают-
100 • 10~5 ед. СИ; величина /, как правило, приближенно про-
порциональна величине х. Закон распределения хи/ нор-
мальный.
В классе ферромагнитных пород ферромагнитный эффект
значительно сильнее парамагнитного и магнитные параметры
обусловлены свойствами и содержанием акцессорных ферро-
магнитных минералов. Диапазон значений хи/ очень широк —
соответственно от 100• 10—5 до ~0,5 ед. СИ и от 50-10~3 до-
25 А/м и более. Закон распределения обоих параметров логнор-
мальный.
При выделении групп пород по магнитным свойствам учи-
тывается диапазон значений -и. и /. стятистичсокий закон пас-
' ’ -- * “ » -------------- ----- I
пределения и очень большая дисперсия обоих параметров фер-
ромагнитного класса пород; точность определения хи/ на со-
временных приборах высокая и не лимитирует группирования.
ЛиЯМЯГНИТНЫЙ класс СПСТЯППЯРТ паппчю магитлтилгтс rnvrrrru
------------- ----- ---------- —j .......
97Q
'(До), ферропар амагнитный — вторую (Д). Ферромагнитный
класс подразделяется на девять групп (Б—К) с нарастанием
значений по геометрической прогрессии (рис. VIII.1). Значения
J принимаются равными 0,5 х. Для большинства пород намаг-
ииприипгтк ППИЙ TTUWAUUA ПП ЛП ЛП П И ЛИ Я ПкН Я МЯГИМТИПЙ ПЛРППП.
Л. Ч/АААА >-* 'V А АЛ А А£Х А А XX V А А АЛА А A A A A W А А £Х W А А JX AA^ A A XZ А А %А V А —' А А *А AVA -А а АААААААЧХАА ах xx чх A A jx А А
имчивости. При Q>1, характерном главным образом для мо-
nnnuTV ои TTTZQunramiLTv пЛпооло аитгп тт матаолм о'гтлпг'оп зтя rrnrv-
Ч/Л X-Z/x, их XX LJ J и X 11LX UV L Villi Х/1Л kJ V pz UkXU U IX J.U1 Д IL L4L Xx X CA VWiU CAXXX1X_ZX_A, X А ХА XX^-l vz
порциональность нарушается, что должно учитываться при
ТТЛЛ Дл TJ ЛТТТТЛЛТЛТГЧГ ТГЛЛ ГГЛ ПЛТХ Л ТТТТЛХГ
ixv 1 уvjvpnjmevxvrijk ri^VxViапплл..
Классы и группы пород по электропровод-
н о с т и. Существенное различие в величинах удельного элек-
трического сопротивления горных1 пород, а также в их измене-
нии обусловлено природой электропроводности. Выделяются
классы ионных проводников, электронных проводников и пород,
удельное сопротивление которых определяется ионной проводи-
мостью водных растворов солей и полупроводниковой проводи-
мостью минерального скелета пород. Высокое значение удель-
ного сопротивления пород последнего класса, не свойственное
•типичным ионным проводникам, позволяет условно называть
•его классом полупроводников. Для пород этих классов суще-
ственно также различие других электрических свойств — ди-
электрической проницаемости, поляризации и т. п.
Очень широкий диапазон значений руд, изменяющегося на
несколько порядков, и логнормальный закон распределения па-
раметра определяет целесообразность использовать для груп-
пирования пород логарифмическую шкалу (рис. VIII.1).
По радиоактивности наиболее существенно различа-
ются горные породы при наличии сильных (уран, торий) и сла-
бых (калий) радиоактивных элементов. Это позволяет подраз-
делить породы на уран-ториевый и калиевый классы. Для ха-
рактеристики радиоактивности пород в большинстве случаев
используются проценты содержания радиоактивных элементов.
По теплопроводности целесообразно выделение клас-
сов пород с преобладанием кондуктивной и конвективной теп-
лопередачи. Группирование пород проводится с учетом нор-
мального закона распределения по арифметической шкале.
Физическая классификация горных пород позволяет выде-
лить характерные физические особенности геологических обра-
зований земной коры и мантии и использовать геофизические
данные для оценки термобарических условий, геодинамических
процессов, тектоно-магмогенеза и др. Она является также осно-
вой петрофизической классификации.
С 31. ТИПОВАЯ ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ
МАГМАТИЧЕСКИХ И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
Эквивалентность физических характеристик многих петро-
Л-»ттттr\z-»TZTTv т'тлл7ТТТТ ггпппп /ппоимлПТТОРТООииП П Я Q ГТЫППкТУ ГРПРТИ —
1 р aipmvvuriA j a ----ж - ~---
ческих типов) обусловлена зависимостью физических парамет-
~ zxrr, rknrzmnrxnn Т/Г г» гчгглТТЛГ П TZ’T/A ГЛП о П ПТП ПГП О 41 UTT ПР V М Y
purs U 1 k>JlVLlVlJ31 Ф CIIY 1 UjJUD. ХАО О 1 ПЛ VpC4 1xj.wp7W.iJ и и V 1 р у 1А Y II 1V»,—
классификациях горных пород учитываются главным образом
___, ,Л ж тжж-r ЛЛтг жжЛ ТТ/ЛП/ЛТТГ.^^П nOTrTATTTT7V UfTITianO.
минер ODHDIH И ЛИМИЧССПИП cuciao ииридиии^аориш,пл ivi xxxxvzy х*
лов и их процентное соотношение. Закономерности, положенные
в основу петрографических классификации, отличаются от за-
кономерностей изменения физических свойств пород. В связи
с этим для многих петрографических групп пород, серий, свит,
формаций характерны широкие диапазоны изменения физиче-
ских параметров, по которым они могут быть разделены более
детально (например, магнитная восприимчивость, намагничен-
ность, удельное электрическое сопротивление пород: терриген-
ные осадочные, кайнотипные эффузивные, метаморфические
породы).
Целесообразность разделения петрографических групп по-
род по физическим свойствам определяется возможностью по-
лучения более полной характеристики образований, поскольку
разные физические параметры связаны с различными особен-
ностями атомного строения веществ (см. гл. I). Усредненная
физическая характеристика петрографических групп пород яв-
ляется причиной часто наблюдаемого кажущегося несоответ*
ствия геологических карт картам физических полей, получае-
мым в результате геофизических съемок. В то же время только
физическая характеристика горных пород во многих случаях
является недостаточно информативной в связи с идентичностью
физических свойств многих петрографических групп пород.
Для выделения петрофизических групп пород используют
наиболее существенные особенности их петрографической и фи-
зической характеристик, которые выражаются в виде следую-
щих критериев:
1) генетический тип пород;
2) количественно-минеральный состав пород по породообра-
зующим минералам;
3) структурно-текстурные особенности пород;
4) физическая характеристика горных пород: а) природа
физического свойства; б) статистический закон распределения
физического параметра; в) среднее значение физического пара-
метпа. величина лиспепсии ^или станляптя^'
5) тип метаморфизма, метасоматоза и диагенеза;
6) формационная принадлежность магматических пород;
7) состав ферромагнитных и электронопроводящих мине-
ПЯЛПВ
281
При петрофизической классификации горные породы под-
разделяют на крупные генетические типы: интрузивные, эффу-
зивные, метаморфические, осадочные. Метасоматические обра-
зования при ярко выраженном генезисе относят к отдельной
группе метаморфических пород. Детальность подразделения
горных пород по минеральному составу различна при выделе-
ПЫЫ ГПЛТТТТТ ПЛ ПЯЯПЫМ гЪы ЭЬШРГ RLHVT ПЯПЯМАТПЯМ Я пл я
.....Г 'Г ---К — , - А-,’ —
разных генетических типов и зависит от однородности или гете-
>4ПГ’/зтл1Алг»'гтл noTan'roouLi-LTV а оглп а тхтльг ттпгп Атпом/оатоа п птдрттог»-
У-ГЛ. Vllil'JV X XX 1 W 1 U V1111 XII/1 ixuvyixuimxl, *XW >_/ 1 1Л/И 1А V Л V/1 /jjllVXIVp
сии (или стандарте) физических свойств. По текстурным осо-
ненными и пористыми текстурами, закономерные изменения
тт гготттПЛттт тт ЛТГ/Ч гх/ЛЛттт т ГТГ -Гч х утч т т тт Г-1/ЛТТТГ ТТ ГТ ГТ Т7<Лт/Л Г\ Т Т V ЛХГТТТЛЛТ1П АТТТТ/Л
11VJLVJ 1 nkJkx 1 И П 1 Г1 JlipyinA оилп AV171 IXUlUyiMA V j LH,tV 1 ОСПГШ
различны.
Г) тт------ -------------ттт------ ^^т,ттттЛЛт,тттт ТТТ.-- ТТГ.ТТ
и A-ClHC^lDC дииилпи 1 СЯОПШЛ 1 CUJ1U1 ичислнл лртсрнсп при
петрофизической классификации используют характер метамор-
физма и формационную принадлежность пород. Зависимость
•физических свойств пород от этих факторов косвенная, по-
скольку в ее основе лежит связь физических параметров с ми-
неральным составом пород. Однако эти косвенные связи
весьма характерны и устойчивы (например, зависимость физи-
ческих свойств пород от фаций регионального метаморфизма
или связь магнитной характеристики с условиями образования
пород разных формаций).
При выделении Петромагнитных групп пород желательно
учитывать состав ферромагнитных минералов, поскольку они.
характеризуются разными магнитными свойствами. Особенно
большое значение это имеет при изучении пород сульфидных
месторождений, в которых часто развиты пирротин или гематит,
значительно отличающиеся по магнитным параметрам от более
распространенных магнетита и титаномагнетита. При этих же
исследованиях необходимо знать состав электронопроводящих
минералов — рудных или графита.
Физическая характеристика горных пород используется для
.детального подразделения петрографических групп пород раз-
личных генетических типов. Группирование горных пород осу-
ществляется раздельно для разных генетических типов по каж-
дому физическому параметру. Исследования позволили наибо-
лее полно и обоснованно выделить петрофизические группы
магматических и метаморфических пород по четырем парамет-
рам — плотности, магнитной восприимчивости, скорости упру-
гих волн и удельному электрическому сопротивлению. Группы
осадочных пород выделены по составу и степени их литифика-
ции (диагенеза).
Интрузивные породы
Изменение плотности интрузивных пород, равное'
0,9 г/см3, происходит по дискретно-непрерывному ряду одновре-
менно с изменением химического и минерального состава пород
от ультракислых до ультраосновных. Поскольку для отдельных
интрузий характерна дискретность кристаллизации, в различ-
ные ее фазы, как правило, образуются однородные по составу
и плотности породы. Статистическое распределение плотности
пород одной фазы соответствует нормальному закону.
Интрузивные породы относятся к подклассу пород с уплот-
ненными текстурами. Различие в текстуре и структуре пород
отражается только в тысячных долях грамма на 1 см3. Подраз-
деление интрузивных пород по их средней плотности на группы
соответствует подразделению по минеральному состэву. ис-
Персия значений плотности петрографических групп интрузив-
TTTTV Г-ГГАГЛ/Л тт ТТЛ Лг, ТТТ ТТТ О СТ • ТТ ГТ ГТ ПППТТТХ’ГЛП А С\С\ 1 ТТ ТТЛ А ААО_
ШЛЛ Al к, V_/J-LL ci/l . ipuiinivu W A у 1 Cl W у XJyKJXJ^S
0,03 г/см3. Она обусловлена колебаниями содержания главных
породообразующих минералов внутри каждой группы, измене
нием содержания цветных и акцессорных минералов, колеба-
ниями минеральной плотности и пористости пород. По резуль-
тэтам исследования и статистической обработки полученных
данных возможно выделение петроплотностных групп интрузив-
ных пород кислого и среднего состава с интервалами средней
плотности 0,02—0,05 г/см3, основного состава 0,03—0,08 г/см3..
Эти интервалы в 2—3 раза превышают точность определения
плотности пород. Дисперсия значений плотности ультраоснов-
ных пород оказывается большей и равняется 0,04—0,09 г/см3.
В связи с этим целесообразно выделение главных петроплотно-
стных групп гипербазитов с интервалом средней плотности 0,1—
0,2 г/см3. В отдельных районах (и в пределах отдельных мас-
сивов) возможно выделение петроплотностных групп гиперба-
зитов с интервалами плотности 0,05 г/см3.
На рис. VIII.2 приведены петроплотностные группы наиболее
распространенных интрузивных пород. Характеристика дана-
для пород, не измененных вторичными процессами, с нормаль-
ным содержанием акцессорных минералов. Серпентинизирован-
ные разности ультраосновных пород приведены в метаморфиче-
ских образованиях (см. рис. VIII.5). В рудных районах целе-
сообразно выделение дополнительных петроплотностных
групп — рудных габбро, рудных диоритов; серицитизированных,.
хлоритизированных и других разновидностей пород.
Скорость распространения продольных волн
в интрузивных породах изменяется от 5 до 8,4 км/с; закон рас-
пределения параметра — нормальный. Основные критерии для
выделения петроскоростных групп: минеральный состав пород,
среднее значение vp. По средним значениям рр интепвалы rnvn-
• - * - 1 --------------------------------------
283
Индексы групп и (S', г/см3
^ср
rrrrrrpffrrriTnp
Индексы групп и «ае,Ю3ед.СИ
wi|а2|Аз| g
Q
(J /П5я»1
п/ '
2,57
2,57
2,57
2 6Л
2’64
2,59
2,62
2.62
2,62
2,64
2,69
ЕЙ
2,78
2,81
2,83
2,68
2.73
2,95
2,95
2,98
3,05
3,08
2,90
J.2U
3,27
3,30
3,05
IEI
2,52,6 2,7 2,8 2,9 3,0 3,1 3,2 3,3
3-7
7-15
1-3
ш±
IIIUIIIIIIIIIIIIIIIl
!®Й!
11111
КИННИ I
15-
30
Породы
уплотненных
текстур
IM
м
зо-
еа
60-
120
120-
250
250-
500
0-0,3
шппннннни
1111111111111111111111
Н1М1ШПШ|ПППн
llllllllllllllllllliiin
iiiiiiniiiiiiiii i hiiiiiil
IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIII
Jllllllllllllllllllllllllll
П1Ш111К111П
0-0,3
(0-2)
0-0,3
0-0,3
(0-3)
0-0,5
(0-5)
под-
классы
Spd
Фсгрро-
паре-
магнитные
Ферромагнитные
классы
II1IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIII
111ЦШ1Н111111111И1П11|
пирования пород от кислого до основного состава 0,1—0,3 км/с;
в одну петроскоростную группу объединяются две-три петро-
плотностные группы. Существенное влияние на упругую харак-
теристику пород оказывает их микротекстурное строение. Оно
обусловливает значительные колебания скорости во всех выде-
ленных по средним значениям иР группах пород. Дисперсия
скорости в группах 0,01—0,03 км/с, т. е. на порядок выше, чем
для о. Поэтому третьим критерием при группировании пород
по упругим свойствам является их микротекстура. Обращает на
себя внимание факт «перекрытия» предельных значений скоро-
сти в большинстве петроскоростных групп. Так, скорость рас-
пространения продольных волн в породах массивной текстуры
кислого состава равна скорости в микротрещиноватых породах
среднего и даже основного состава.
В приповерхностных условиях до глубины 10—100 м, в зо-
нах разломов, а также при вторичных изменениях пород про-
исходит скрытое или макроскопически выраженное изменение
текстуры пород, которое выражается в резком снижении (до
50 %) скорости упругих волн во всех группах пород. На
рис. VIII.2 эти изменения иР не показаны; при необходимости
следует выделять группы пород повышенной трещиноватости.
При классификации интрузивных пород по магнитной
характеристике использованы: состав породообразующих
284
Химический состав пород Петрографический состав пород Петроэлектрическме групп ь< Петроскоростные группы
Индексы групп и У5уд»0м'м Индексы групп и 0р,км/с
п 1 л 1 —. In 1 «ч 1 1 vr 1 у-/< £'₽ер
101 10° 101 ю2 ш’ 104 10s то6 5 6 7 8 9
Граносиениты
Граниты аляскитовые
граниты двуслюдяные
Граниты виотитовые
Граниты виотит-рогавоовм.
Граниты рапакиви
Плагиограниты
Аплиты
пегматиты
Сиениты
Гранодиориты
Щелочные
Кварцевые диориты
Диориты
диориты гиперстеновые
щелочные
Анортозиты
ГаББро-диавазы
Гаввро
।аввро-нориты
Нориты
Га б Бро оливииовое
Щелочные
пироксемиты
Перидотиты
Оливиниты
Щелочные
подклассы
Петрофизи- ___________
ЧеСКИе о-пк-г^
Электрон-] Ион,
провод-
ники
провод-
ники
ВОДНИКИ
ГТГЪ ГТТТГ14 Ms
1 ---1 1 < I и < « 1 KI I I mill
мик*ныТсЦИН~| Массивные
Породы уплотненных текстур
р
ис. VIII.2. Типовая петрофизическая классификация интрузивных пород.
Условные обозначения для петромагнитных групп: 1 — гранитовая формация и ферро*
парамагнитные субформации гранитоидов; 2 — ферропарамагнитная субформация
габброидов; 3 — ферримагнитные субформации и формации диоритов и габброидов;
4 — формации альпинотипных гипербазитов; 5 — формации расслоенных интрузий; 6 —
разные формации
минералов, природа и величина магнитной восприимчивости,
принадлежность пород к определенной группе формаций, обра-
зованных в различных термобарических условиях (дополни-
тельный критерий). Интрузивные породы большинства петро-
графических групп имеют широкий диапазон изменения зна-
чений магнитной восприимчивости, но интрузии одной фазы
внедрения магмы характеризуются сравнительно небольшой
дисперсией параметра. Это дает основание для группирования
пород по определенным интервалам магнитной восприимчиво-
сти с выделением десяти групп (4—К). В такое группирование
пород вносится формальный признак, поскольку дисперсия маг-
нитной восприимчивости интрузий может быть меньше или
больше выбранных интервалов группирования. Однако это мо-
жет быть учтено путем объединения соседних интервалов для
некоторых пород или подразделения интервалов группирова-
ния на более дробные.
285
<3 I |jy llllbj
Индексы групп и 6", г/см3
Индексы групп и <я?, 1(Г3ед.СИ
п
1-10
9-0,5 0-2
15- 30- 60- 120- 250- AR-PZjMZ-KI
30 60 120 250 500 I
-- Q
тгРпЛ5®)
2,10
2,30
2,52
2,60
2.10
2.35
2,73
2,55
2,10
2»ли
2,50
2,70
2,79
2,85
Породы пористых
под-
Sp и Spd
Sp
Ферромагнитные
классы
lllllllllllllllllllllllllllllll
Породы
уплотненных
текстур
Ферропара-
мягнитмме
.................... . ,0-0.5 0-5
"l""lllllllllllllllllll I ц '
2,9 2,1 2,2 2,3 2,4 2,5 2,Б 2,7 2,8 2,9
LLU
Spd
MIHIHIIIIIIIIIIIIIII
Подразделение пород по интервалам магнитной восприимчи-
вости выполняется либо для каждой петрографической и соот-
ветственно петроплотностной группы пород, отличающейся па
магнитной характеристике, либо для двух-трех петроплотност-
ных групп, объединенных на основе близости магнитных
свойств.
В качестве дополнительной характеристики выделены группы
формаций, для которых показано преимущественное значение
магнитной восприимчивости пород.
Указанные на рис. VIII.2 значения Q, являющиеся, как пра-
вило, низкими, свидетельствуют о приближенной пропорцио-
нальности х и / интрузивных пород, что позволяет распростра-
нить приведенную характеристику пород ня их намагничен-
ность.
По удельному электрическому сопротивле-
нию для всех групп интрузивных пород выделены три класса:
ПА nvnnnnnnnUKnR ИАПИЫУ ПЛАНА ГШИКАП И Л.ПРКТПАПМ W Y ППАИАП-
---j —х--------, -------- —х-------- — г--------- --г--
ников. Дисперсия значений сопротивления для всех классов по-
род является высокой.
Интрузивные породы класса полупроводников, имеющие
логплиа пкипо
van атг-гопиохплтпа
высоким
противлением, которое определяется минеральным скелетом7
стью и минерализацией поровых вод. По пределам изменения
гтп пг ттпп/л лпгггчаггтгп гглтттггт п т т пл гтлтт т т тзгггггт т тт гл тл лл тт лип л п ттттлтл
щие несколько петроплотностных групп вследствие их идентич-
ности по р. В конкретных районах может быть проведено более
286
IP
Индексы групп и Яр,км/с
Индексы групп и />уЭ,Ом м
Андезиты пемзовые
Андезиты миидалекаменмые
Риолиты пемзовые
Риолиты миндал^каменные
Риолиты массивные
кварцевые порфиры
Петро скоростные
группы
Андезитовые порфиры
Кератофиры, Альбитофиры
Петрографический
состав
пород
Базальты пемзовые
Базальты пузырчатые
базальты миндалекаменные
базальты массивные
Диабазы
1Z
П_о РО- X
Породы
Массивные
ные
текстур
породы уплотнен-
Hbix Текстур
Sp и Spd
Полупроводники
5,00
5,50
микро-
трещи-
нные
5.60
5,70
5,70
3*3
Электрон-
ные
5,90
G.20
^Рср
подклассы
классы
А.
Петрофи-
зические
Ионные
проводники
детальное группирование пород — в зависимости главным обра-
зом от минерализации поровых вод.
Ионные проводники, сопротивление которых обусловлено
в основном минерализацией трещинных вод, характерны для
верхней части разрезов и зон разломов. Группы пород этого
класса выделяются с учетом одинаковых интервалов измене-
ния значений р.
Сопротивление пород класса электронных проводников,
развитых преимущественно на пулных месторождениях, зави-
сит от электропроводности рудной (связанной) вкрапленности
и степени графитизации пород. Пределы изменения удельного
•сопротивления этих групп интрузивных пород составляют
1Л~3--101 Пм.М' П ППРПРПЙТ пипиыт UPPTHnnWnpnnfi ттопалппА.
-- —, — — ---— --—--------------хх
разно выделение более дробных групп.
Эффузивные породы
Физические свойства (и закономерности их изменения) па-
леотипных эффузивных пород — кварцевых порфиров, андезито-
вых порфиритов, диабазов и их кайнотипных аналогов — рио-
ЛИТОЙ ЯНПР^ИТПП и ^яяяпктпп пячпмпим fnrrr VTTT СЪтлОЫТТП-
, --------- _ ------„--г.........— , xxx.vzy . ххклхх XV
ская характеристика палеотипных эффузивных пород по при-
ПЛПР RPHLTULTUP и питапгии ття п яалртппп ^ттьтотга v vonovTonn.
£ X~WXXX XXXXXW XX ^-«,*1 V**V|Z VXXXX * x vx v< x,x x v, xx WHIVllU 11 LA11 1 V|^ 11
стике интрузивных пород идентичного минерального или хими-
петроскоростных и петроэлектрических групп базируется на
287
Петромагнитные группы
«л... гм Q
rinf-SCnvui I pyill* •" ос, •»»
| А„| А j Б | В | Г | Д | Е |ж| 3 | И | К (Jn/°>5a;)
5«- 60-120-250- I
-5-0 0-1 1-3 3-7 7-15 15-30 60 120 250 500 >5Ю
Пара и
орто-
породы
Ортопороды
под-
классы
Класс Sp
Кайнотипные образования относятся к подклассу пород
плотности, скорости распространения упругих волн и удельного
ГУ тт/лтгтл ТГТТ/ЛЛТЛ/ЛПГЧ Л zyrrfy/ymlr п ГГ ЛттТГ Л Г\т тл Т7ЛтТ ТП ТТ Т Т V ЛЛЛ ^УПТТТТ Л Л'гаи ТХ О _
CZVIC-IX 1 pri 4CLB.U1 U 1 Г1О«/1СПГ171 VI ItlXV 1 jyilDlA V11HU V 1 VH , Г1Э
меняющихся по мере раскристаллизации пород. Поэтому при
выделении Петрофизических групп зтих пород учитывается их
минеральный состав и текстура. Текстура сказывается на вели-
чине физических параметров, что позволяет подразделять пет-
рографические группы на более дробные — петрофизические.
Для риолитов, андезитов и базальтов выделяются петроплот-
ностные группы пород с пемзовой, миндалекаменной и массив-
ной текстурами, которые характеризуются также различными
скоростями распространения упругих волн и удельным элек-
трическим сопротивлением. Необходимо отметить постепенность
процесса изменения эффузивных пород, определенную услов-
ность их разделения на кайнотипные и палеотипные группы по
степени диагенеза и по текстуре.
По закономерностям изменения магнитной восприимчивости
пород палеотипные эффузивы близки к интрузивным образова-
ниям, что определяет аналогичность выделения Петромагнитных
групп. Породы покровной, пирокластической и экструзивной1
288
ni
Петррграсрический
состав пород
Псггроэ'лектри чес кие группы । i*si jjvuKupi/СТНые группы
Индексы групп и,0м-м Индексы групп !*р,км/с Pep
В | С | В | Е j F | G | И ; .1 . 1 . 1 . _ ' , Г _ a5-a\e-L^-n^-s^w-^
101 10° ю1 10* ю3 1С4 ю5 106 3 4 5 6 7 8 9
1. Зеленых
сланцев
1-4
.ЭКЛО-
глиноземистые
полевошпатовые
мономикеральные
гранатовые
Гнейсы:
двуслюдяные
анотитовые
глиноземистые
амфИБоловые
пироксеновые
Кварциты
мраморы
Гранулиты основные
Железистые кварциты
Эклогиты коровые
Эклогиты мантийные
подклассы
Филлиты , , .
Серицитовые кварциты
Микрокристаллические сланцы:
кварцево-серицитовые
кремнистые
кварцито-хлоритовые
хлоритовые
Слюдистые сланцы
MpaMOpHsOuaHnbie извес 1 пики
Актинолито-хлоритовые сланцы
виотитовые
Биотит-роговооБмамков.
БИОТИТ-ЭПИДОТ-рОГОВООБМ
Петрофи-
зические
классы
Электрон- Ионные
ные про- провод-
водники
Полупроводники
Породы
пористых
текстур
Породы уплотненных
текстур
Рис. VIII.4. Типовая петрофизическая классификация горных пород регио-
нального метаморфизма
фаций, наиболее характерных для кайнотипных эффузивов,
имеют большую дисперсию значений магнитной восприимчиво-
сти; они резко различаются по значению Q. Это обусловливает
необходимость их выделения в отдельные Петромагнитные
группы. Для эффузивных пород, как и для интрузивных, целе-
сообразно выделение более дробных петрофизических групп
в пределах рудных месторождений при повышении процентного
содержания акцессорных минералов и развитии вторичных
процессов.
Метаморфические породы
Метаморфические породы характеризуются большим разно-
образием всех физических свойств в связи с разными усло-
виями их образования и различием первичного состава. По типу
метаморфизма выделяются образования регионально метамор-
физованных пород (рис. VIII.4), ультраметаморфические, авто-
метаморфические и породы, подвергнувшиеся контактовому и
Ю Заказ № 802
289
Петроплотнастнь1е группы
Петром я гн итм ые группы
Индексы групп и <5*, г/см^ Индексы групп и о₽, 10 3ед.СИ
Р 2,5 2,6 2,7 2,8 2,9 3,0 3,1 3,2 3,3 3,4 0 1 3 4 15 30 60 120 250 500
*0-0,3
ро-з)
)
пара-и
орто-
породы
Ортопороды
под-
классы
пзра-
маг-и
нитный
Ферромагнитный
классы
динамометаморфизму (рис. VIII.5). Наиболее общим крите-
рием для всех метаморфических пород является низкая пори-
стость, что определяет отнесение их к подклассу пород уплот-
ненной текстуры. Соответственно плотность и скорость упругих
волн находятся главным образом в зависимости от минераль-
ного состава пород.
Для пород регионального метаморфизма (рис.
VIII.4) существенное значение для всех.параметров имеют пер-
вичный минеральный состав пород и фация метаморфизма, т. е.
термобарические условия их преобразования. При этом пер-
вичный состав имеет превалирующее значение, а влияние изме-
нения рТ-условий прослеживается только в изохимических
рядах. Например, породы кислого состава в высоких фациях
метаморфизма имеют более высокие значения плотности и ско-
рости упругих волн, чем в низких фациях, но даже гранулиты
кислого состава ниже по о и и, чем основные образования зе-
леносланцевой фации. Магнитная характеристика регионально
метаморфизованных пород зависит от образования их из пара-
или ортопород, а магнитная характеристика последних — от
фации метаморфизма. В низких фациях ферромагнетики окис-
ляются или выносятся, и породы в большинстве случаев слабо-
магнитны, т. е. относятся к классу фепропарамагнитных. Ис-
ключение составляет мало распространенная группа мраморов,
ПТИПГЯШИУГЯ К ППЙМЙГИИТИГШГ Knarrv Л.ПЯ ('ПРПЙМТ /Ьятгий
------ -- ................J J . г—,---- К^^ЖЖ'ЖЖЖЖ
метаморфизма типично развитие пород ферромагнитного
кпяппя плгыт.гпяиипытппяа и атг ппгытпп а ст гЪяттыст о тлг'глтгы v
жж«ж V* V* . ЖЪиЖ^Ж. ЖЖ Ж 1 ЫЖЖ j КЖ1Ж Ж VU VLSI ЖЖ ЖЖ-V ж Ж Ж ж ж VX Ж^ ^Ж ЬЖЖ-^ЖЖХЖ ж> ЛМ ЖХХХЖЖ.
л=
гидротер- |
мально-ме-
твсомати- .
неский
Индексы групп и 1®р,км/с
Индексы групп и , См>м
сильно
*§-
Контак-
товый
метамор-
физм^
Петрогра-
фический
состав
ксеновый
Скарн________
Гипервззмт желез,
серпент.
I . 5
славо
Гипервазит мягнез.
серпент
Серпентинит
лиственит
Карбонатит
Гранит микрокли-.
новый
плагиомикроклин.
плагиоклазовый
кордиеритовый
Мигматит
Чарнокит_______
Сланец пятнистый
Роговик 5И0ТИТ0ВЫЙ
'Рср
5,50
Z3
S.3
6,3
классы
Sp и Spd
Ионные
провод-
ники
Породы
уплотненных
текстур
1-5-65
Ik so
Электрон-
ные
провод-
ники
Породы
порис-
тых тек-
стур
Полупро вод-
ники
5,7
6.4
Грейзен кварцевый
слюдисто кварц.
Петросризи- подклассы
Е223
СТД
> ? г г
Рис. VIII.5. Типовая петрофизическая классификация горных пород различ-
ных типов метаморфизма
рТ-условий определяет образование ферропарамагнитных ассо-
цияции пород.
По электрической характеристике большинство пород отно-
сится к классу полупроводников^ реже встречаются ионные
проводники. Характерной особенностью метаморфических пород
является регионально проявленная графитизация в массивах
или зонах, что определяет их электронную проводимость.
Ультра- и автометаморфические процессы
приводят к наибольшим изменениям первичного минерального
состава пород. По существенно различной физической характе-
ристике выделяются дополнительные группы пород по сравне-
нию с петрографической классификацией, например, в разной
степени серпентинизированные гипербазиты; различно грани-
тизированные и чарнокитизированные породы.
К значительным изменениям физических свойств приводят
метасоматические преобразования. Однако их разнообразие и
недостаточная изученность не позволяют в настоящее время
составить полную типовую классификацию.
Ю*
§ 32. ТИПОВАЯ ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ
ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
При классификации осадочных пород была использована
связь большинства физических параметров с литологическим
составом и степенью литификации (диагенезом, катагенезом)
(рис. VIII.6). Выделяется обширный подкласс пород с пори-
стыми текстурами, к которому относятся слаболитифицирован-
ные и литифицированные образования. Они характеризуются
очень широкими диапазонами изменения плотности, пористости,
скорости распространения упругих волн и удельного электриче-
ского сопротивления и подразделяются на несколько петрофи-
зических групп, зависящих также от литологического состава
пород. Последний большее значение приобретает в подклассе
пород уплотненной текстуры. По магнитной характеристике
Порода Петро плотностная группа Петроскоростная группа
Г. Г/СМ" 1,5 2,0 2,5 3,0 Л, % и 20 ЦО км/с 1 3 5
Песок Песчанйк 2,37 2,48 2,63 17 12 3 - .. 1,95 3,3 3,8
Алевролит 2,34 2,51 2,64 18 11 6 — 1,95 2,6 3,5 —
Глина 2,24 2,31 2,50 22 19 10 1.49 1,9 2.7
—
Л н^илл ит 2,51 2*,62 — й 4 — 2,25 3,8 —
Мергель 2,44 2.60 2,64 12 3 6 2,23 3 2 з’з
—
Известняк 2,48 2,63 2,68 10 7 4 3,14 4.3 4,8
—
Мел 2,00 — 32 — 1,9 —
Доломит 2,60 2,66 О 72 12 6 5 — 3,4 4,2 5,2
—
Ангидрит 2,86. 2,86 2,86 4 4 4 4,14 6,0 R П **7 W
Гипс 2,48 — 14 — 2,4 —
Каменная соль 2,18 — 2 5,0 —
Опока 1,77 — 45 — —
Кремень 2,53 — 3 — -
Рис. VIII.6. Типовая петрофизическая классификация осадочных горных по-
род (по Н. А. Туезовой, с изменениями):
1 — слаболитифицированные; 2 — литифицированные; 3 — интенсивно литифицированные;
4 -раЗЛлЧНОп ЛИТпкрпКаЦНИ
292
выделяются классы — диамагнитных, пара- и ферропарамагнит -
ных пород.
Для осадочного покрова платформ Н. А. Туезовой на основе
данных по Западно-Сибирской плите и Сибирской платформе
составлена более детальная классификация, приведенная в ра-
боте [76].
Приведенная петрофизическая классификация включает
наиболее распространенные породы и учитывает основные
закономерности изменения физических свойств, обусловленных
минеральным составом (породообразующих и акцессорных ми-
иапяппя! и тркгтлтпй поппп Гапппгипагкир пбпя.чпняния — ин-
nvj.»--, — -----Л--- ---------------------- --J.------------------------- -
трузивные, эффузивные, метаморфические и осадочные, слагаю-
TTTTJO П TTQTfbnnA.fPUURIO и РIf П Я И U Я TRTР ПРГМЛИкТ КППТШЛРИТПИ U ПЯЯ-
Ж А,А~АААА~АЧ, АА А ---- г------------------------------------- АА 1
личные структуры океанов, значительно разнообразнее, чем
ггпиоа тпыиктп и a nuo А7Т I Т 9_А7ТТТ Anuoizn п^ттттлр qq vnunvinnukTO
пр/ М HJ.1 U1V 11U V * X * V /а 1 1 *-* 1 * .ЛЛ1ХЧЛА V1U vy A1A«V
связи и зависимости будут принципиально идентичны рассмот-
«ч ОГТТТГТИГ ПП'ГП ГЧ/КттО TITTOr*TZTTW< Т/ТТПОППЧЛ тх Г’ТДХТГТГТ а ТТ/ЛГ»Г»П ГГ ГЖ ТЛГ ТТПГЧ-
p/tririui vi Л V 1 |J utprium VV1411»! XYVA Сх V-V-d IVA XI А р/ у ЧЧ СХ 1VA Л'_/р»кУ/А’ AlpXl ХА|_»К>
ведении петрофизических исследований в различных регионах,
тч о, г п OttHAItT ТХГ тт ттогктогт АОТТТ Тчг ТТП ППТТТТТГТГЛ V ТТЛ тт олтопоттг ТТ ОТТТТ ГТТГ
D pj' nut.riuiA ri 1 списптл приштцалл, па тcv i vjpил\Дспплл
разных полезных ископаемых необходимо составление конкрет-
ной петрофизической классификации пород на основе типовой
классификации.
ГЛАВА IX
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА НЕФТИ, ГАЗА,
nnAPTnnLIV ПНП > TZ/А П n Г? 17ТЛПР IZII Г? T> r\ 141 Z^'T’D A
UiJlAV. 1 UOD1A OV/Д Г1 I\VJdldI LI\ Я V/r V>I\riJU VjDVnVJDA
ГОРНЫХ ПОРОД
§ 33. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА НЕФТИ, ГАЗА
И ПЛАСТОВЫХ ВОД
Нефть. Плотность нефтей колеблется в пределах
0,75—0,98 г/см3 (/ = 20 °C), чаще всего в пределах 0,82—0,92.
Она зависит, во-первых, от содержания в ней легких низкоки-
пящих — бензиновых и лигроиновых — фракций, во-вторых, от
содержания асфальтово-смолистых компонентов, обладающих
плотностью порядка 1 и выше, в-третьих, от химической при-
роды углеводородов, составляющих основную массу нефти.
Первая зависимость обратная, вторая — прямая, при этом пер-
вая зависимость в общем случае имеет большее значение, чем
вторая. Третья зависимость проявляется в том, что метановые
нефти (ряд алканов СпН2П+2) легче нафтеновых (ряд циклоал-
293
Таблица IX.1
Физико-химическая характеристика основных типов нефтей
(по Т. А. Бурдынь, А. А. Добрянскому, Ю. Б. Закс и др.)
Свойства нефтей Нефти
метановые нафтен овые ароматические
или гнисгь U4 , Г/СЛГ V,O V,O«J
Кинематическая вязкость v, 10-6 м2/с 1,3—9,7 10,8—22 10,6—19,6
1 in in ЧП on nn
Элементный состав, %:
С 85,3—85,7 85,5—86 85,7—87
н 13,4—14 13—13,5 11,7—12,7
о+ N + S 0,2—0,5 0,5—1 1,5—3
/ Т Т СП 1 к
кугнишение ^/и Групповой состав дистиллятной части, U,2i U,О U,-г /
метановые 30—55 10—30 0—15
нафтеновые 35—55 50—60 45—60
ароматические о—io 15—ои ou—ОО
канов С2Н2П-2), а последние в свою очередь легче ароматиче-'
ских (СпН2п-р, р=6,12.. .36) (табл. IX.1).
Зависимость плотности нефтей от таких геологических фак-
торов, как высота залежи (в пределах одной залежи), возраст
и глубина залегания (по разрезу месторождения) неодно-
значна, но для месторождений в общем виде хорошо иллюстри-
руется на рис. IX.1. Эти статистически обоснованные зависимо-
сти большинством исследователей [3, 10, 12, 28] трактуются как
результат влияния температурного фактора. Температурный ко-
эффициент расширения нефтей довольно значителен и, как
правило, выше для нефтей с низкой плотностью. Поправка на
1 °C для нефти плотностью 0,76 равна 0,0083, для нефти плот-,
ностью 0,90—0,00063.
Отклонения от описанных закономерностей связаны с влия-
нием особенностей состава исходных органических веществ, ли-
тологических, гидрогеологических, миграционных (гравитацион-
ная дифференциация и т. п.) и других факторов. Особо следует
выделить вопрос о характере распределения свойств нефти по
разрезу многопластовых месторождений в зависимости от ука-
занных факторов и объема их залежей, т. е. величины запасов
Химический состав нефтей оказывает существенное влия-
ние на их вязкость (табл. IX.1). Наибольшей вязкостью об-
ладают нафтеновые нефти, меньшей — ароматические и мета-
новые. При повышении давления вязкость возрастает незначи-
тельно, тогда как рост температуры существенно изменяет ее
величину (пис. IX.2).
294
Рис. IX.1. Изменение плотности неф-
тей с глубиной в отложениях раз-
иого тэп'ЭП'ЗП'га (гт Д Л \
* CA y*AVZ АЖ. АХ. )
Рис. IX.2. Зависимость вязкости неф-
тей от температуры (по И. М. Губ-
vrrtrtrA
“•'*** J / •
Нефти: 1 — бибиэйбатская; 2 — сурахан-
ская легкая; 3 — балаханская масляная;
4 — балаханская тяжелая
Удельное электрическое сопротивление неф-
тей колеблется в пределах 1012—1014 Ом-м и достигает иногда
1016 Ом-м. Если электропроводность чистой воды при О °C
(273 К) измеряется величиной около 10-8, то для парафина
она составляет 10-18. Замечено, что электропроводность нефте-
продуктов сильно возрастает с повышением температуры. Очи-
щенные нефти и нефтепродукты являются диэлектриками. Их
диэлектрическая постоянная изменяется в очень узких преде-
лах— 1,8—2, приближаясь к таковой у воздуха (1,0006) и бу-
дучи в 2—3 раза меньше диэлектрических постоянных таких
диэлектриков, как слюда или стекло. Диэлектрическая постоян-
ная нефтепродуктов растет при переходе от низких фракций
к более высоким.
Скорость распространения упругих коле-
баний в нефтях меньше, чем в воде, и колеблется в пределах
1300—1400 м/с. Отношение коэффициентов поглощения нефти
и воды изменяется от 2 при частоте 20 кГц до 5,8 при частоте
90 кГц. Коэффициент поглощения энергии упругих колебаний
для нефти определяется квадратом частоты ультразвука и вяз-
костью нефти. С увеличением плотности нефти на 0,01 г/см3 ско-
рость ультразвука увеличивается на 7 м/с, в связи с чем есть
основания полагать следующее ранжирование нефтей по вели-
чине ультразвука в них: метановые (1300—1335 м/с) -> нафте-
новые (1335—1370 м/с) -> ароматические (1370—1420 м/с)
в указанных выше пределах.
Углеводородные газы, растворимость которых в нефти
весьма значительна, являются причиной существенного умень-
295
ю Таблица IX.2
СО
° Физические свойства основных компонентов природных газов (Т. А. Бурдынь, Ю. Б. Закс, 1978 г.;
А. А. Карпов, В. Н. Раабен, 1978 г.; «Словарь по геологии нефти», 1988 г.)
Компонент, химическая формула Молекуляр- ная масса, М Температура кипения*, °C Критические Плотность*, г/см3 Плотность относительная по воздуху Скорость ультразвука*, м/с
'кР’°с Ркр. Ю«Па
Метан, СН4 16 — 162 —82 45 0,0007 0,552 500
Этан, С2Н6 30 —89 32 48 0,0013 1,034 —
Протн, СаН8 44 —42 97 42 0,0019 1,517 —
изо-Бутан, С4Н10 58 — 12 135 36 0,0026 1,995 —
и-Бутан, С4Н10 58 —0,5 152 37 0,0026 1,995 —
Пентан, С6Н12 72 36 207 34 0,0032 2,483 —
Гексан, СвН14 86 69 235 30 0,0038 2,966 —
Гептан, 100 98 267 27 0,0045 3,448 —
Кислород, О2 32 —183 — 119 50 0,0014 1,203 316
Азот, Nj 28 — 196 — 147 34 0,0013 0,966 338
Углекислый газ, СО2 44 —78 31 73 0,0019 1,516 261
Сероводород, H2S 34 —60 100 89 0,0016 1,172 —
Воздух 29 — 193 — 141 37 0,0013 — 332
При р == 105 Па, t = 0 °C.
чтриия плотности и скоцости распространения упругих колеба-
ний в нефтях.
Природные газы. Состав газов газовых, газоконденсат-
ных и газонефтяных месторождений характеризуется относи-
тельной неоднородностью.
Статистически установлено, что в газовых и газоконденсат-
ных месторождениях содержание индивидуальных углеводоро-
дов (табл. IX.2) уменьшается с увеличением их молекулярной
массы Af. Это характерно для указанных залежей и не зависит
от глубины и возраста отложений [27]. Основную часть природ-
ттгтх’ о v тт v гаоло оллтоипаот платой (QA QQ 0/л Попали г» лло-
ДША к, j XI XX л I uuuu vwvi mviuii uv /и/. **
таном часто содержатся этан, пропан, бутащ небольшое коли-
г.рлгппа DTTaTTTTiv плхллплглп к»ото ттапл гл т~\ гг тт о
4UV1DU UJJIVU-ЮЛ 1VMUV1U1VL) 1 CJAXVJUVyi KJ
жирные газы, и незначительное количество
vnn О TZ’T/-» ТЛ TJT ОТ 7 Т/Л TTT TJTV
ZXCtjZ U14 V-pxikJJ XWAX^XXZY
неуглеводородных
компонентов: углекислого газа, азота, сероводорода, инертных
газов (аргона, гелия и др.). В табл. IX.2 представлены физ и-
ч 6 с к и с свойства некоторых компонентов природных газов,
приведенные к нормальным условиям. Вместе с тем фазовое
равновесие системы нефть — газ определяется термобариче-
скими условиями конкретного месторождения и даже отдельных
залежей. Константа равновесия зависит от соотношения t и р.
Если газ нагрет выше критической температуры /кр, то при
любой степени сжатия его сжижение невозможно. Если же тем-
пература газа ниже критической, то при определенной величине
давления (критическое давление ркр) газ может быть превра-
щен в жидкость.
Так, при температурах, больших /Кр, увеличение давления
газа приводит к плавному уменьшению объема. Никаких каче-
ственных изменений состояния газа при этом не происходит.
Коэффициент термического расширения для всех газов равен
0,003663. При температурах ниже /Кр сжатие газа приводит
к тому, что газ начинает конденсироваться и переходить
в жидкость. Для сухих газов коэффициент растворимости в пре-
делах обычных пластовых давлений остается постоянным, а для
жирных изменяется пропорционально давлению. При больших
давлениях нефть способна растворяться в газе. Это явление но-
сит название обратной конденсации.
Пластовые воды. Основными отличительными чертами
типичных пластовых вод нефтяных и газовых месторождений
являются: отсутствие сульфатов, высокое содержание ионов Na
и С1, величина отношения Na/Cl, всегда меньшая единицы, ука-
зывает на связь иона хлора с другими элементами, в частности
с кальцием. Выделяют два типа вод: хлор-кальциевые и ще-
лочные.
В зависимости от концентрации солей плотность вод из-
меняется от 1 до 1,26 г/см3. С увеличением давления (глубины)
она увеличивается. Рост температуры приводит к ее уменьше-
297
Рис. IX.3. Зависимость плотности пластовых
вод от глубины с учетом изменения гидростат
тического давления, геотермического гради-
ента и минерализации вод (по Г. М. Авчяну).
Геотермический градиент, ’С/км: / — 20, 2— 30, 3 —
40; концентрация раствора NaCI, %: 4 — 1, 5 — 10.
6 — 26
ГТ-|7 ПП2 ГЪПгГ
О 20 60 1GO р, МПа
Рис. IX.4. Зависимость вязкости пла-
стовых вод от температуры (по
Т. А. Бурдынь, Ю. Б. Закс):
1 — для чистой воды; 2 — для воды, со-
держащей 60 г/л солей
Рис. IX.5. Зависимость скорости про-
дольных волн в воде от давления и
температуры (по Т. М. Булатову).
Шифр кривых — значения “С
нию, так как температурный коэффициент расширения, изме-
TJ ГТ ГТ/-» т
11/AZ* VJJ
Г\гс Гч . 1 С\—5 ТТГЛТХ Л
wi VjUTV uyn -X
1Л ТТ/Л . 1Л—5 ТТГ*Т2Г ПП ОТКГТОТЛ Q'ГТТТАЛ
IV Д»-Л 1/V Л W 1 vnuivi/ СГ Г j у V
65—70 °C, также растет (рис. IX.3). Основным фактором, влия-
ТГЛтттттчг ттл пгтлтг/хлтм плптт п гт п л л-г^пт т v TrnrrnnTrnv гтппплт'Лгт т'ляггтл^
IV 4.ХД 11Ш Л CL OZIOIYW 1 л ОЧ/ДЛ1 л lltilCIVl ихлдл У VVlUDlinA, /LVV1/1V 1 V/1 1V1V111V
ратура. Величина динамической вязкости с увеличением тем-
298
пературы от 20 до 100 °C для пластовых вод уменьшается с 1,6
до 0,2 мПа • с. Ни давление, ни растворенные в воде газы не
оказывают существенного влияния на ее вязкость. Содержание
солей несколько повышает ее, но не имеет определяющего зна-
чения (рис. IX.4). Удельное электрическое сопро-
Т ТЛ D ТТ О и Ы О nnanTADLTV DC1H П ОаоТЛПТЛМППТТЛ ГХ'Г г*г\папг\и IfAUTiarr-
Л. Л.Л. V Я. Ху 11 XX V X1V1 ЫХу 1 VZ U1_11I1 X-»X_Z^-1, Х> <1 w и 11\У 11 111 W ХУ 1 11 XZ X X/WVl VX>X/ II 1ХХ/И1Дху11
трации, температуры и давления, изменяясь в широких преде-
рено в гл. V. Коэффициент сжимаемости так же, как и
коэффициент теплового расширения, не является постоянной
величиной и может меняться в пластовых условиях в пределах
1Л . С\ 1Л —1П ТП-1 ТТ... ..... -...........~..............
— и) • iu -- на при наличии о иидс i аза tMnividciviut 1 г> ес
увеличивается по линейному закону 0'В = 0В( 1 + 0,055), где 0'в—
коэффициент сжимаемости воды, в которой растворен газ, Па~!;
0в — коэффициент сжимаемости чистой воды, Па-1; 5 — ко-
личество газа, растворенного в воде. Объемный коэффи-
циент воды — отношение удельного объема воды в пластовых
условиях т/пл к удельному объему воды в нормальных усло-
виях VH (Ун= Vlm= 1/<т, м3/кг) —колеблется для пластовых вод
нефтяных месторождений в узких пределах, как правило, от
1 до 1,06.
С увеличением давления и температуры изменение скоро-
сти продольных волн может быть аппроксимировано
практически линейной зависимостью и оценено по кривым гра-
фика на рис. IX.5. Распространение звука в жидкостях пред-
ставляет адиабатический процесс. Вследствие этого коэффи-
циент затухания упругих колебаний (коэффициент поглощения
звука а), обусловленный теплопроводностью, пропорционален
квадрату частоты звука и коэффициенту теплопроводности.
§ 34. ПАРАМЕТРЫ КОЛЛЕКТОРОВ НЕФТИ И ГАЗА
Физическая характеристика горных пород, слагающих ме-
сторождения нефти и газа, зависит от условий и особенностей
осадконакопления и литификации и определяются, прежде
всего, свойствами пород-коллекторов.
Коллекторами нефти и газа являются пористые проницае-
мые породы, обладающие способностью вмещать нефть и газ и
отдавать их при разработке месторождений. Это в основном
пески и песчаники (в том числе глинистые), алевролиты, пори-
стые доломиты и известняки, конгломераты, трещиноватые и
кавернозные породы (доломиты, известняки, мергели, сланцы).
К непроницаемым породам относятся глины, аргиллиты, песча-
нистые глины и песчанистые аргиллиты, соли, гипсы, ангидриты,
малопористые известняки и доломиты.
Качество коллектора определяется его фильтрационно-ем-
костными свойствами (ФЕС), называемыми коллекторскими —
299
пористостью, проницаемостью, а также нефтегазоводонасыщен-
ностью, глинистостью и др.
Определение коллекторских свойств основывается на разли-
чии физических свойств твердой фазы, жидкостей и газов, на-
сыщающих поровое пространство.
По физическим свойствам твердую фазу целесообразно раз-
делить на две составляющие:
1) жесткую (скелетную), представленную алевритовыми,
псаммитовыми, гравелитовыми фракциями кварца, кальцита,
доломита, ангидрита и других твердых минералов; содержание
скелетной составляющей в единице объема породы оценивается
коэффициентом £ск;
2) пластичную (глинистую), образованную пелитовой фрак-
цией— преимущественно минералами класса глин—монтмо-
риллонитом, бейделлитом, иллитом, кяолинитом и другими по-
луторными оксидами Al, Fe и других металлов; содержание
плястичной составляющей в единице объем я породы оценивз-
ется коэффициентом глинистости.
Большая часть минералов, входящих в скелетную состав-
ляющую твердой фазы, сравнительно мало различаются по фи-
зическим свойствам. Исключением являются лишь некоторые
акцессорные минералы, например сульфиды, электрическое со-
противление которых нередко на много порядков отличается от
сопротивления основных породообразующих минералов; маг-
нетит, в такой же степени отличающийся по магнитной воспри-
имчивости; минералы группы урана и тория, характеризую-
щиеся естественной радиоактивностью, значительно превышаю-
щей радиоактивность основной массы скелетной составляющей.
Присутствие перечисленных минералов в значительных количе-
ствах может существенно изменить физические свойства твер-
дой фазы.
Незначительно различаются по физическим свойствам и гли-
нистые минералы, образующие пластичную составляющую
твердой фазы. Отличительная особенность пластичной состав-
ляющей— значительная анизотропия ее электрических, терми-
ческих и упругих свойств и зависимость этих свойств от харак-
тера залегания глинистых минералов — рассеянного или слои-
стого.
Жидкая фаза также подразделяется на два компонента:
водный, представленный растворами солей, и углеводород-
ный—нефть, конденсат. Их содержание в единице объема по-
рового пространства оценивается коэффициентами водонасыще-
ния и нефтенасыщения, объемной влажностью и объемным
нефтенасыщением.
В состав газовой фазы входят углеводородные и благород-
ные газы, оцениваемые коэффициентами kT и y.r=knkr.
В практике изучения нефтегазоносных коллекторов доли
300
объема порового пространства, заполненного нефтью и газом,
оцениваются коэффициентом нефтегазонасыщения km:
t, 1 t, /tv n
Инг — I —«-в, */
где kB— коэффициент водонасыщения.
Основные признаки коллектора — достаточно высокие пори-
стость и проницаемость. С петрофизической точки зрения глав-
нейшими показателями коллекторов являются наиболее яркое
пплавирипр ппиаиякпн уяпяктрпитоютпиу гЬичипрскир свойства
---------- -г-------, г-----г—J------ -Г--------
сред, заполняющих поровое пространство, и деградация при-
знаков, типичных для пластичного компонента твердой фазы,
присутствие которого резко снижает проницаемость породы.
Пористость
Пористость горных пород, слагающих коллектор, представ-
ляет собой совокупность пространств, заключенных между ча-
стицами твердой фазы, формирующей породу. По условиям
образования ее подразделяют на первичную и вторичную. Пер-
вичная пустотность образуется в процессе отложений мате-
риала; вторичная — возникает при некоторых геологических
процессах, следующих за процессом осадконакопления. Первич-
ная пористость может быть межзерновой, характерной для тер-
ригенных пород, и межкристаллической, присущей карбонатным
породам. Вторичная пористость образуется за счет растрескива-
ния, процессов растворения и выщелачивания, характерных
для карбонатных пород. Пористость зависит не только от плот-
ности укладки зерен пород, но и от их формы, распределения
по размерам, наличия глинистого и цементирующего материала.
Все виды пористости характеризуются соответствующими
коэффициентами пористости:
общая пористость fen=Vn/V;
открытая пористость kn. 0=Vn. 0/V;
эффективная пористость kn. эф — &п. о (1—kB. о);
трещинная пористость kn. тр= Vn. Tp/V;
кавернозная пористость kn. кав= Vn. кав/V,
где Vn — объем всех пор в породе; Vn. о— объем открытых пор;
Vn. тр — объем трещин; Vn. Кав — объем каверн; V—объем об-
разца породы; VB. о — коэффициент водонасыщенности.
Коэффициент общей пористости kn включает в себя коэффи-
циенты открытой /гп. о и закрытой k„., пористости:
— &п. О 4“ &П. 3- (IX.2)
Пористость коллектора с глубиной залегания пласта умень-
шается вследствие уплотнения породы под действием давления
вышележащих слоев, а также геотектонических сил [1]. Влия-
НИР ТТЯИЛРИИЯ И ТРМПРПЯТОПЫ ИРПЛИИЯКПИПР ИЯ ПППППИТ Р ПЯЯЛИП-
- V -- — - V «. , pr — f—v — —— —• — г——г « « - - —
301
ними литологическим составом, плотностью, минеральным со-
ставом, насыщенностью пластовыми водами, жесткостью ске-
лета, степенью цементации зерен и т. д.
Так как при выносе керна на поверхность происходит сни-
жение пластового давления до атмосферного, пластовой темпе-
ратуры— до температуры окружающей среды, коэффициент по-
ристости увеличивается. Поэтому истинное его значение можно
получить, моделируя условия естественного залегания.
Пористость определяют по геофизическим параметрам с ис-
пользованием зависимостей, установленных в лабораторных
VrndRUffY НяиАпПРР W4VUPWW РПЯЧИ тспчгЬгЬипмритя ПППИРТПРТЙ
J-------... —-----------J ---- ------ --------------- ----^жж^жх^жж.
с удельным электрическим сопротивлением пород, потенциа-
ттямтл р а млпплтлопл пцилтя ттг» паппо аттшл атглтр'гтлгтогтгтлклтл иоытппи.
VLAUXWXX^WXX^X™^^ XXWVXXX^ZXX^VCX^XX.X, VX XX J X XX X VVXKX. XTX х ж , xx^xxxjz^xx
ными, плотностными свойствами и др. [17, 30].
Нефтегазоводон асы [ценность
Насыщенность коллектора — степень заполнения его поро-
вого пространства водой, нефтью и газом. Насыщенность опре-
деляется коэффициентами водо-, нефте- и газонасыщенности —
«в, kH, kr. Их численное значение равно отношению объема пор,
занятых соответственно водой, нефтью или газом, к общему их
объему.
Поровое пространство коллектора представляет собой слож-
ную систему капилляров. В связи с этим на равновесие, а сле-
довательно и на распределение нефти, газа и воды в коллек-
торе, помимо гравитационных сил, большое влияние оказывают
капиллярные силы. Величина и направление капиллярных сил
зависят от смачиваемости коллектора и среднего радиуса пор.
Смачиваемостью породы называют способность поверхности
зерен породы смачиваться водой (гидрофильность) или нефтью
(гидрофобность). Поверхность минеральных частиц породы
обычно частично гидрофильна и частично гидрофобна. Порода,
у которой большая часть зерен имеет гидрофильную поверх-
ность, называют гидрофильной, в противном случае — гидро-
фобной.
В гидрофильном коллекторе капиллярные силы вызывают
поднятие (всасывание) воды в нефтяную или газовую залежь.
Равновесие воды в нефти в коллекторе достигается при равен-
стве капиллярного и гидростатического давлений:
~ __ г* ~ \ Ы /TV О\
Л'К—& К'-'В—
где рк — капиллярное давление, 104 Па: g — ускорение свобод-
ного падения, 9,8 м/с2; сгв—<тн — разность плотностей воды и
нефти, г/см3: Н — высота поднятия воды, м.
Так как размеры пор (каналов) в реальных коллекторах
различны, то высота поднятия воды в нефтяную залежь под
302
Рис. IX.6. Схематическое изо-
бражение переходной зоны
к ВНК
В — полностью водоносная часть
пласта; ПЗ — переходная зона;
Н — нефтеносная часть пласта
действием капиллярных сил больше в узких поровых каналах
и меньше в широких.
Различие высот капиллярного поднятия жидкости в порах
разного размера приводит к образованию переходной зоны, из-
менение водонасыщенности в которой приближенно показана
на рис. IX.6.
Капиллярное давление рк в переходной зоне и распределе-
ние водонасыщенности (или нефтенасыщенности) может быть
определено по кривым капиллярного вытеснения, получаемым
в лаборатории на образцах керна. Мощность переходной зоны
(максимальная высота Н подъема пластовой воды над уровнем
полностью водоносной части пласта) может быть оценена по
формуле:
# = рк/£(ов—Он). (IX.4)
Удельное электрическое сопротивление в переходной зоне
изменяется соответственно распределению водонасыщенности
(рис. IX.6).
Выше переходной зоны располагается предельно нефтена-
сыщенная часть пласта, водонасыщенность в которой снижа-
ется до значения остаточной водонасыщенности. Остаточная
(связанная) водонасыщенность обусловлена водой, удерживае-
мой в пористой среде поверхностно-молекулярными и капил-
лярными силами, не извлекаемой из пористой среды движущи-
мися в ней нефтью и газом. Эта водонасыщенность соответ-
ствует наименьшему содержанию воды в нефтяных пластах и
может составлять от нескольких процентов до 60 % объема пор
и более.
В связи с наличием в пласте переходной зоны понятие во-
донефтяного контакта ВНК условно. За водонефтяной контакт
рекомендуется принимать уровень переходной зоны, на котором
ее водонасыщенность и удельное электрическое сопротивление
достигают коитических значений — ko и о„„ (пис. ГХ.6К
* -------------------------------------------------/ -
303
В газоносной залежи образуется переходная зона, газонасы-
щенность которой также контролируется капиллярным дав-
лением.
Лилктпянипиныр хяпяктепистики
-----1--ч--------ж----1------
Под проницаемостью пористой среды подразумевается
способность ее пропускать жидкость или газ при соответствую-
щем перепаде давления между двумя ее точками. Почти все без
исключения осадочные породы (пески, песчаники, известняки,
доломиты) обладают проницаемостью. Однако такие породы,
как некоторые доломиты и известняки, несмотря на значитель-
ную пористость могут не иметь заметную проницаемость для
газа и при значительных градиентах давления.
Количественно проницаемость характеризуется коэффициен-
том проницаемости &пр, определяемым из закона линейной
Лильтоапии Лаоси:
? = (М)(МЬ)> (!Х.5)
где q— расход жидкости или газа; ц— динамическая вязкость;
Ap/L— градиент давления; £пр — коэффициент проницаемости.
Проницаемость изменяется весьма широко (в зависимости
от размеров и конфигурации порового пространства) —от 1 нм2
до 0,2 мкм2 [7, 17]. Величина ее возрастает с увеличением
пористости.
Для характеристики проницаемости нефтесодержащих по-
род введены понятия абсолютной, эффективной и относитель-
ной проницаемости.
Относительная проницаемость. Подвижность
флюидов и характер отдачи пластов при испытании скважины
по высоте залежи определяются многими факторами: свой-
ствами и структурой порового пространства пород и самих
флюидов, соотношением объемов смачивающей и несмачиваю-
щей фаз и др. В однородном коллекторе подвижность пласто-
вых флюидов и состав притока при испытании оцениваются по
кривым относительной проницаемости. По величине
относительной проницаемости для воды (&пр. в) и нефти (газа)
(&пр. иг) и содержанию воды в нефтяной залежи выделяются
четыре зоны: предельно насыщенная; недонасыщенная; пере-
ходная и остаточной нефтегазонасыщенности.
Относительная проницаемость определяется расчетным пу-
тем и экспериментально.
Глинистость
Глинистость осадочных пород — это их свойство содержать
частицы с с?Эф<10 мкм. Реже встречаются глины с /УЭф=1—
5 мкм. Частицы малых размеров особенно влияют на свойства
осадочных пород.
304
Глинистость коллектора характеризуется содержанием в них
высокодисперсных материалов — глин, гидроксидов железа и
алюминия и др. Массовая глинистость Сгл — отношение массы
глинистой фракции к полной массе жесткого скелета породы.
Объемная глинистость кгл— отношение объема глинистого ма-
териала ко всему объему породы, включая объем пор.
Относительная глинистость т|гл-. по Б. Ю. Вендельштейну,
характеризует степень заполнения пор породы глинистым мате-
ТЛ TJ Q ТТ МАА •
pil UVIk/in .
-'Пгл — &гл/(&гл + ^п)- (IX. 6)
По распределению глинистого материала различают глини-
стость тонкослоистую (слоистую) Сгл. т и рассеянную (дисперс-
ную) Сгл. р. Слоистую глинистость определяют прослОи глин
в коллекторе (обычно песчанике). Рассеянная глинистость ха-
рактеризует наличие глинистого материала й порах и цементе.
Глинистый песчаник может иметь глинистость обоих типов. По
типу глинистости глинистые песчаники разделяются на слои-
стыс, дисперсные и со смешанной глинистостью.
В табл. IX.3 приводятся характеристики пластов, определен-
ные по керну скважин, для некоторых нефтяных и газовых ме-
сторождений нашей страны.
8 35. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА КОЛЛЕКТОРОВ
РАЗЛИЧНЫХ ТИПОВ
Определение коллекторских свойств и нефтегазонасыщенно-
сти горных пород по геофизическим данным основывается на
различии физических свойств твердой фазы, жидкостей и газов,
насыщающих поровое пространство. Физические свойства гор-
ной породы зависят от физических свойств ее компонентов и
их объемного содержания.
Характерная особенность кварцевых коллекторов — хорошая
отсортированное^ и окатанность зерен, благодаря чему они
обладают наилучшими коллекторскими свойствами. По прони-
цаемости и другим физическим параметрам, измеренным вдоль
напластования и перпендикулярно к нему, кварцевые коллекторы
различаются незначительно, что при разработке обеспечивает
хорошее вытеснение из них нефти и газа. Другой особенностью
кварцсодержащих кол-лекторов является их относительная вы-
держанность по площади.
Кварц-полевошпатовые (полимиктовые или граувакковые)
коллекторы характеризуются снижением пористости и прони-»
цаемости из-за уплотнения пород под действием геостатического
давления и цементации их порового пространства.
Песчано-глинистые коллекторы отличаются характерными
минеральным составом, отеортированностью и заглинизиро-
ванностью.
305
w Таблица IX.3
о
05 Характеристика пластов-коллекторов некоторых нефтегазоносных месторождений,
изученных по керну скважин (по Г.. Ф. Синьковой)
Месторождение Тип месторождения Тип коллектора Результаты анализа керна
кп' % Лпр> Ю-’ мкм’ Сгл’ % кв. о
Западно-Сибирская нефтегазоносная провинция
Уренгойское (сено- ман) Ямбургское Нефтегазоносное Газоносное Терригенный 14,8—17,2 (нефть) 15—21 (газ) 30 37 33—57 (нефть) 27—48 (газ) 24,8
У р ьевско- Поточное Нефтеносное 15—23 2,5—300,5 — —
Толринское » » 16—22 2—300 — —
Федоровское и Са- вуйское Нефтегазоносное » 22,2 10—22Q — 26—30
Бованенковское Газоносное » 24,6—33 20—1000 Не опр.
Самотлорское Нефтеносное » 23,5—28 32,6—1006 БВ8 9,3 АВ 12—15 23,2—67,5
Суторминское и Му- равленковское Я » — 25,5—104,4 — —
Прикаспийская нефтегазоносная провинция
Оренбургское Г азонефтеконден- сатное Карбонатный 3,2—13,3 0,1—2000 — 8,6—53,3
Астраханское Газоконденсатное » 8,4—12,7 1,07 — 7,3—10,4
ZOK
Жанажол
Карачаганакское
Сундурско-Нязинское
Южно-Киенгопское
Возейское
Верхнегрубешорское
и Пятигорское
Лаявожское
Харьягинское
Южно-Хыльчуюское
Кумжинское
Среднеботуобинское
Нефтегазоконден-
сатное
То же
Карбонатный
»
6,5—16,7 (газ)
8,7—16,8 (нефть)7
10—11
Волго-Уральская нефтегазоносная провинция
Нефтегазоносное
Нефтеносное
Карбонатный
Терригенный
Карбонатный
Терригенный
12,3—20 (газ)
11,8—19,3 (нефть)
19—22,8 (нефть)
9—21
8—200
4—8
3—38
79,9—436,4
(газ)
8,2—293
(нефть)
401,5—822,8
(нефть)
>100
300^-800
kH = 64,7
4-92,5
Тимано-Печорская нефтегазоносная провинция
Нефтеносное » Нефтегазоконден- Карбонатный Терригенный Карбонатный Терригенный Карбонатный 2—28 5,9—21,7 10,7—13,3 8,4—9,1 12—21,1 178 22—190 59,7—2070,4 3—28,7 6,4—103,3 5,1—5,2 25,6 7—14 18,6 15—26
сатное Нефтеносное и терригенный Карбонатный — 10—1074 —.
Нефтегазоносное Терригенный Карбонатный 8,4—12 2-18 100—200 0,1—700 —
Газоконденсатное Терригенный Карбонатный 10—25 11,6-28 1—100 <10'08 —
Терригенный 28
Лено-Тунгусская нефтегазоносная провинция
Нефтегазоконден-
сатное
Карбонатный
и терригенный
2—24
16—1963
6—27
Карбонатные известково-магнезиальные коллекторы суще-
ственно отличаются по условиям образования от песчано-гли-
нистых. Основная емкость карбонатных пород в большинстве
случаев обусловлена вторичной пористостью, развивающейся
в ппоцессе диагенеза.
Крайняя неоднородность структуры порового пространства
карбонатов, нередко подчиненная крупным локальным измене-
ниям, затрудняет выделение и изучение карбонатных коллек-
По характеру макроструктуры коллекторы подразделяются
п чтглпп-ПТЕТЛ 14 ТУОЛ 4 ПППП'IUкТО 14 П Я Q ГТ Т4ТТ Я ШТП СТ ТТЛ гЬ LTQTTtT АПКТТМ
параметрам.
ТЛ .4» ЧПЛТТ1УТЧ ГТ О Т4С1 ГС Tin ПГТ ГТ ПАИ/ ПТ т. т ,п L'T П1ИТП С 1414 44 /т4О !С11ЛО
X 1ЭШ tp vnniv XI Cl nvyuv хр/ит. vvimv j 4U,VU1L<11\>V
электрическое сопротивление., диэлектрическая проницаемость,
г, /чтт тт« «тттт/ептт л п П тгтттптггчлтт \ гг ГТ/\rnTT/\nrrTTT ТА Т Т ТТ ТТЧТТ ГГАППЛ-
•ЗЛСГК 1 риЛИМНЧСЬПаЛ U!\ 1 ПО OkJV 1 DJ , JlvlU 1 HUV 1 HUI V, yupVlilV, 1V11V1U
вне, магнитные, ядерно-физические характеристики горных
пород, слагающих коллектор, насыщающих их флюидов и вме-
щающих пород [30], рассмотренных выше. Здесь приводятся
лишь отличительные особенности физических свойств керна,
отобранного из скважин, пробуренных при разведке на нефть
и газ.
Удельное электрическое сопротивление гор-
ных пород и пластовых флюидов. В общем случае
удельное электрическое сопротивление коллектора
On = nMnnPnP„PtpB 29 = ПчПг,Р„Р,()„, (IX.7)
где Пм — параметр проводимости минералов, учитывающий
влияние электропроводности скелетной фракции; Пп — параметр
поверхностной проводимости, устанавливающий зависимость
электрического сопротивления коллектора от электропроводно-
сти слоя ионов, адсорбированных поверхностью частиц, состав-
ляющих породу; Рп — параметр пористости, учитывающий влия-
ние объемного содержания проводящей водной компоненты
в условиях 100%-ного заполнения ею порового пространства;
Рн—параметр насыщения, определяющий повышение удель-
ного электрического сопротивления породы при частичном за-
полнении порового пространства непроводящими жидкостями
(нефть, конденсат) и газами; Pt — температурный параметр,
корректирующий величину р при изменении температуры по-
роды; рв, рв го — удельные электрические сопротивления пла-
стовых вод при температуре пласта и при t = 20 °C.
Параметры 77м, 77п, Рп, Р«, Pt зависимы друг от друга, од-
нако в реальных условиях эти связи обычно несущественны и
для большинства осадочных пород ими пренебрегают.
Из формулы следует, что, зная удельное электрическое со-
противление горной породы, обусловливаемое электрическим
удельным сопротивлением твердой фазы, жидкостей и газов, на-
сыщающих поровое пространство, их объемным содержанием
(коэффициентами пористости, нефтегазоводонасыщенности и
глинистости) и температурой горных пород, породообразующих
минералов и насыщающих флюидов, можно определять эти па-
раметры. В табл. IX.4 приведены данные об удельном электри-
ческом сопротивлении по ряду нефтяных и газовых месторож-
дений.
Электрохимическая активность горных по-
п о д. Она вызывает поляризацию и обусловлена диффузией
солей и абсорбцией их ионов поверхностью частиц, составляю-
щих породу, фильтрацией вод и окислительно-восстановитель-
ными реакциями, протекающими на поверхностях соприкосно-
Диффузионно-адсорбционная активность оценивается разно-
г'т'кггу ггт'оитттл я ттло I1_ _ R г»тт\гпао ппоптпоцту опп тл палтоппАо
одинакового химического состава диффузионно-адсорбционная
11. .=k^ ,]0(nJn^ = (k--4- A, Л]о(пАл^ ZTX Ю
- /А. а • 'ft. М “О "4V \’ I “ а/ "СЭ \”QI ’ \ ~/
гпр и — лтг'гыпппр'гы плттпитглрлTniTiuvrа плр'гопплп* _ тл
* A-S’-' ”JB ** »лхжх ххх^хх^-^ х хх Х^ХХ^, XXXXVtX'VXXXXAM.XXXb^zZX «V, i '*Д. a 41
/гя— коэффициенты соответственно диффузионно-адсорбцион-
ной ЭДС и ЭДС диффузии; Дд. а — диффузионно-адсорбционная
д. а
ной раствором концентрации «ф» по отношению к среде, содер-
ХТГЛТТТЛТГ ППЛГГПАГ. TZ/ЛТТТТ ЛТТтГ\ Л ТТТГТТ
таьцьп р» ci v i о v/р липцсл1рацпп WO/Z.
Фильтрационная активность Лф горных пород определяется
разностью t/ф потенциалов, возникающих при фильтрации эта-
лонной жидкости (например, раствора хлористого натрия удель-
ного электрического сопротивления 1 Ом • м) через породу под
давлением в 1 МПа:
Л* «
U
6енхрр
(IX.9)
здесь 6ен и 6eHX— значения потенциалов Гельмгольца для рас-
твора NaCl соответственно указанной концентрации и раствора
концентрации х, фильтрующегося в породу, при перепаде дав-
ления 1 МПа; р — удельное электрическое сопротивление рас-
твора NaCl; р — давление, под которым происходит фильтрация.
Диффузионно-адсорбционная активность зависит от химиче-
ского состава и коллекторских свойств пласта (рис. IX.7).
Окислительно-восстановительная активность пород Ло. в ко-
личественно оценивается разностью превышения окислительно-
восстановительных потенциалов, содержащих окислитель, над
диффузионно-адсорбционным потенциалом того же раствора
при отсутствии окислителя.
309
w Таблица IX.4
° Удельное электрическое сопротивление пластовых вод рв, водоносных рв п и нефтегазоносных рнп пород,
насыщенных этими водами на некоторых газовых и нефтяных месторождениях
Нефтегазоносная провинция, область Месторождение Пласт, горизонт Отложения Средние значения или пределы, Ом м
Рв рв.п рн.п
Апшероиская им. Азизбекова IV—VI Плиоцен 0,055 0,3—1 15
То же ПК » 0,16 1 — 1,5 60
им. Орджоникидзе V—VI » 0,075 0,35 40
То же нкп » 0,075 0,6 100
» ПК » 0,15 1,0 60
Нефтяные Камни нкп » 0,12 1,4 45
То же КС-2 » 0,13 2,2 20
» ПК-1 » 0,14 1,5 80
» ПК-2 » 0,15 1,5 60
» КаС-1,2 » 0,16 2,0 40
Терско-Сунженская Октябрьское VIII Миоцен 0,6 6,0 75
» XIII 1,5 17,0 600
» XVI » 1,1 15,0 600
» XX » 0,85 10,0 300
Днепровско-Донецкая Глинско-Розбышев- К18—Кз1 Карбон 0,016—0,021 7—050
ское Шебелинское Мг-М8 Пермь 0,02—0,03 0,4—2,5 8-85
» Aj—А5 Карбон 0,05 0,5—3,5 4—60
Припятского прогиба Речицкое Верхний девон 0,04 7—50 40—160
Прибалтийская Красноборское — Кембрий 0,035 1,1 — 12 30—50
Тимано-Печорская Западный Тэбук — Средний девон 0,025 2—10 25—300
Пашнинское 1а, 16 Девон 0,025 1—40 40—200
Волго-Уральская Ромашкинское Д1 » 0,04 0,5—1,5 10—100
Туймазинское Дь Ди » 0,045 0,5—1,5 10—200
Шкаповское Д1-Д1У Верхний и сред- ний девон 0,045 0,7—3,0 5—250
Мухановское Ci Карбон 0,032 0,5—3 200
Кулешовское Степновское Aj—А3 Средний карбон 0,5 0,7—3 10—120
Д2—IVa, б Средний девон 0,4 2—50 140
Сорочипско-Козлов- ское Зольненское Восточно-Рыбушан- ское Кудиновское Аз—А4 I—VIII
Западно-Сибирская Губкинское пкх
» » Медвежье пкх
Тазовское ПКх
Уренгойское ПКХ
Мегионское АЕ'2
» бв8
» Ю,
Самотлорское ABx_6
» бв>8_19
Советское АВх
» бв8
» юх
Западно-Сургутское БС2_8—БС10
Трехозерное п-ю2
Усть-Балыкское БСх-5
Лено-Вилюйская Ср едневилюйское
Северо-Сахалинская Западное Сабо III
То же VII
» VIII
Ферганская Западный Налванташ V
Северный Сох ХХУ—ХХУП
Амударьинской впадины Газлинское IX
» XI
Каракумского свода Зеагли-Дар вазинское III-V
Мангышлакская Жетыбай VI
Западно-Туркменская Барса-Гельмес Красноцв.
Котур-Тепе Акчагыл
То же II]—IV
ы
Средний карбон 0,04 0,35—2,5 10—170
Поздний девон 0,05 1—2,5 <500
Средний карбон 0,5 0,9—2,5 <10
Девон 0,02 2,5 8—30
Средний девон 0,0175 4—15 20—250
Верхний мел 0,35 2,2—4 4—400
То же 0,28 1,8—4,7 4,5—140
» 0,34 2—4 8—80
» 0,28 2,2—4 4—400
Нижний мел 0,12 2—3,5 6—20
То же 0,11 1,5—5 8-50
Юра 0,075 — —
Нижний мел 0,14 1,5—5 3,5—80
То же 0,1-0,12 1,5-5 4—80
» 0,13 1,8—4,5 3,2—32
» 0,17 2,0—4,5 5—40
Юра 0,12 3,5—6,5 6—40
» 0,18—0,2 2—3,5 6—30
!> 0,15 3—4 8—450
Нижний мел 0,18—0,2 2—7 6—100
Средняя — ниж- няя Юра 0,1 5-8 50—70
Неоген — 30—65 150—325
» 1—1,6 25—30 125—300
» 0,55—0,75 7—12 30—60
Палеоген 0,1 1,5—10 8—130
ра 0,04 0,5—0,65 20—660
Верхний мел 0,3 2,5—12 7—100
Нижний мел — •—. —
То же 0,05 0,4—5 1,3—17
Средняя Юра 0,025 0,4—2 2,5—80
Неоген 0,11 0,4—0,6 8—10
» 0,03 0.3—2 1,5—20
» 0,05—0,005 0,3—1,6 6—10
20
10
о
20
О
Рис. IX.7. Зависимость диффузионно-абсорбционной активности от свойств
коллектора:
а — от проницаемости; б — от пористости при составе цемента: 1 — железисто-сидери-
товом, 2 — глинисто-серицитовом, 3 — опалово-халцедоновом, 4_карбонатном; в __от
глинистости: 1 — экспериментальные данные для насыщенного раствора NaCl концен-
трации 0,3 N (светлый кружок) и 3^ (темный кружок), 2 — линии регрессии для рас-
твора NaCl 0,3 N (сплошная линия) и 3 N (штрихпунктирная)
Из горных пород наиболее высокую окислительно-восстано-
вительную активность имеют сульфиды, из осадочных форма-
ций— ископаемые угли.
Вызванная электрохимическая активность Ав — свойство гор-
ных пород поляризоваться при прохождении через них электри-
ческого тока. В результате поляризации в породе и окружаю-
щем пространстве после выключения тока возникает электриче-
гтпгто ппттаппсзптшы г» агтга гтатлтттоора оя пълттлы nnnupwv-
V1XVZ4Z XXWVXV XX^ZVXSXfZ XXK'VXX^XXXX, J/UVXXUM^XWX^VV^X uw ixvvwvxw^^xx xxr^x,*-'J
ток времени.
Лв=-^=—f-~^ n . (IX.10)
pB Pb \ AU
При изучении коллекторов нефти и газа данные о вызван-
— — -Hr A 4-V А ТГЯГ.^4 ZX ЧГУТ! ГТУ rr А А А xx A Т V А ▼▼ ГГ Ат ТТГ ’ » z”\ АХ ТАЧ т т А ТТ А ТТ Т А А А ГТЧТ А Г~Г ТГ ТТ ИТ
пии ^лсмрилпмичиспии ал1попиь|п iviui у 1 иснилприпаю^л
определения коэффициента проницаемости и удельной поверх-
ности коллекторов [7, 17].
Магнитные свойства. По основным магнитным свой-
ствам— магнитной восприимчивости % и остаточной намагни-
ченности Jn — коллекторы мало отличаются от вмещающих их
пород, поэтому классические методы измерений магнитных
свойств керна и горных пород в естественном залегании исполь-
зуются только в специальных случаях — для метаморфизован-
ных, трещинных и кавернозных карбонатных пород. В этих слу-
чаях в процессе бурения скважины применяется промывочная
жидкость, содержащая ферромагнитные материалы, проникаю-
щие в трещины и изменяющие магнитные свойства горных
пород (керна).Начал широко использоваться метод ядерно-маг-
нитного резонанса определения свойств коллекторов по содер-
жанию водорода в свободном состоянии (вода, нефть, конден-
сат, углеводородные газы). Метод ЯМР отличается простотой,
экспрессностью, обладает достаточной точностью по определе-
нию остаточной нефтегазоводонасыщенности образцов.
Тепловые свойства. Тепловое сопротивление, темпера-
туропроводность и теплоемкость большей части породообразую-
щих минералов изменяются незначительно. Несколько повы-
шенным тепловым сопротивлением и соответственно понижен-
ной теплопроводностью характеризуются минералы пластичной
твердой ф’азы пород [17, 30, 46]. Вследствие достаточно высо-
кого теплового сопротивления газовой фазы тепловое сопротив-
ление газонасыщенных пород выше, чем водонасыщенных.
Упругие характеристики (см. гл. III). Широко
используются для определения скоростных характеристик раз^
реза и для уточнения параметров пористости и насыщенности
пласта, особенно для сложнопостроенных коллекторов нефти и
газа.
Известно, что при проведении ГИС оптимальным комплек-
сом методов и обеспечении качества этих исследований, при
313
наличии у интерпретатора необходимых петрофизических зави-
симостей между геофизическими и подсчетными параметрами
для изучаемого объекта, а также при использовании обоснован-
ных способов интерпретации геофизические методы дают воз-
можность получать более достоверные сведения об изучаемом
коллекторе, чем анализ керна. Это объясняется следующими
обстоятельств ам и:
1) геофизические методы дают полную информацию об ис-
следуемом участке разреза, тогда как керн — только в преде-
лах интервалов отбора керна;
* 2) по данный ГИС физические свойства пород-коллекторов
исследуются при термобарических условиях естественного за-
легания;
3) отдельные подсчетные параметры (например, коэффи-
иприт нагЬтргяяпиягWinPHHPlPTU И ПП 1 пйктипп ИР ПРТЯИЯППИИя-
---------------------,------- .. «Г-/ J
ются по керну, за исключением специализированного бу-
пения.
ГЛАВА X
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ИСКОПАЕМЫХ УГЛЕЙ
Физические свойства углей в настоящее время широко ис-
пользуются как для решения геологических задач при форма-
ционном анализе угленосных толщ, так и при геофизической
разведке угольных месторождений, особенно при геофизических
методах исследования скважин [16, 75, 76].
Наибольший интерес из физических свойств углей представ-
ляют удельное электрическое сопротивление, плотность и ско-
рость распространения упругих волн. Ути параметры имеют
также большое значение при петрографическом изучении уг-
лей. Результаты исследований физических свойств углей наибо-
лее полно отражены в работах Н. Б. Дортман (1962 г.),
В. В. Гречухина (1970, 1980 гг.), С. А. Топорца (1962, 1975,
1987 гг.) и др.
Физические свойства углей определяются: 1) влажностью;
2) генетическими (петрографическими) особенностями; 3) коли-
чеством и составом минеральных примесей (зольностью);
4) степенью метаморфизма (углефикацией).
Для углей различают внутреннюю (конституционную) и
внешнюю (горную) влажность. Внутренняя влажность, опреде-
ляющаяся самой природой угля — его пористостью, структу-
рой,— зависит от степени метаморфизма и является одним из
314
дополнительных признаков, по которым проводится маркировка
углей.
Зависимость удельного электрического сопротивления от
внутренней влажности различна для бурых и каменных углей.
По характеру зависимости сопротивления от влажности бурые
угли близки к осадочным горным породам, а относительно вы-
сокая внутренняя влажность обусловливает их низкое сопро-
тивление.
Зависимость удельного сопротивления каменных углей от
внутренней влажности, наоборот, отличается от подобной за-
висимости для осадочных горных пород. Те абсолютные значе-
ния внутренней влажности, которые у горных пород вызывают
значительные изменения сопротивления, в каменных углях за-
чп-unrn и тпсшта ио лхгя □ктпатЛ'г ТТ па i/'nto’JUk'v лггпаЙ уяпятг-
jvi С 1 ilVI UVlll/lXlU/l XIV V Х1ХЛ V Л-»Л Л • V * /Л ЛХ VI 1ТЛ V1I11 ЛУЛ XX J Л V Л, ХУ Л Л
тер но уменьшение сопротивления с повышением углефикации,
ней влажности. Причиной этого служат различия в природе ве-
тттпп-ппл Л~> гт Г» Т1 ТПТТТ z-»-r»Z4 тп/ЛП/ЛПТТ ТТ ТГПГГТ1 ТТ TZ П ГТЛЛ'ГПЛТТТТТ ТЛ ТТ ТЛЛ ТТ ТТ ТТ ПГ»'Т'
Lviaiaivi_u,Liu нир/идд! п у i «/in, n ixa ч. w i ovnn m v n n'jxjn-ivvi
венные различия пористости каменных углей и осадочных гор-
ных пород (С. А. Торопец, 1965 г.).
Влияние внутренней влажности на плотность углей не пре-
вышает погрешностей определения и составляет 0,01—0,02 г/см3.
Скорость распространения упругих колебаний в каменных
углях уменьшается с увеличением внутренней влажности
каменных углей, при этом наибольший градиент изменения ха-
рактерен для области ее малых (до 2,5—3 %) значений. Это
объясняется тем, что упругость углей определяется в основном
модулем Юнга, который возрастает при уменьшении внутрен-
ней влажности.
Горная (внешняя) влажность зависит от гидрогеологических
условий данного месторождения — от трещиноватости пластов
углей и насыщения их водой.
Очень большое значение оказывает горная влажность на
величину удельного электрического сопротивления углей в зоне
выветривания и окисления. В обнажениях или на выходах уг-
лей под наносы в повышенных частях рельефа сопротивление
углей очень высокое и согласно многочисленным измерениям
достигает 108—109 Ом»м, что часто приводит к неправильным
выводам о таком же значении сопротивления на глубине. Ниже
уровня грунтовых вод сопротивление углей резко снижается
в результате повышенной горной влажности. Ниже зоны вывет-
ривания и окисления горная влажность, изменяющаяся для
отдельных месторождений в очень небольших пределах, опре-
деляет сопротивление углей как некоторый постоянный фак-
тор и не вызывает резких его колебаний (исключая отдель-
ные случаи, когда угольный пласт, например, водоносен
и др.).
315
Таблица X.l
Сопоставление значений плотности углей разных
петрографических типов
Зольность лс, % аср- г/СМ® Зольность Ас- % ГТ г/лмЗ -ср.
Клареновый тип Дюреновый тип Клареновый тип дюреновый тип
0,5—5 1,30 1,31 15—20 1,40 1,41
5 1А i .41 1 QQ ол 05 1 4G 1 4Я
10—15 1,35 1,37 20—30 1,51 1,53
По современной генетической классификации ископаемые
угли делятся на гумусовые (гумолиты) и сапропелевые (сапро-
пелиты). Большинство месторождений сложено гумолитами и
сравнительно редко сапропелитами. Гумолиты, наиболее изу-
ченная группа углей, представлены гелитолитами (клареновые
угли), переходными разностями — гелититами и фюзинититами
(дюреновые угли), а также липоидолитами.
По плотности угли разного петрографического состава раз-
личаются незначительно (табл. Х.1), хотя по статистическим
данным намечается общая тенденция увеличения плотности уг-
лей от клареновых разностей к дюреновым — соответственно от
1,3 до 1,33 г/см3 для малозольных углей и от 1,46 до 1,48 г/см3
для углей с большой зольностью. Для отдельных петрографиче-
ских составляющих микрокомпонентов установлена та же за-
висимость (рис. Х.1). Экзинит характеризуется наименьшей
плотностью, причем ее значения резко увеличиваются с ростом
степени метаморфизма. Плотность микринита выше, чем витри-
нита. Фюзинит характеризуется практически постоянной плот-
ностью в ряду метаморфизма.
Изучение удельного электрического сопротивления углей
различного петрографического состава Донецкого, Кузнецкого,
Партизанского, Тунгусского, Львовско-Волынского, Раздоль-
ненского бассейнов и других показало, что полублестящие кла-
реновые и дюрено-клареновые полосчатые угли низкой и сред-
ней степени метамопФизма хапактепизуются более высоким
’ - " - А Т------ ---А “ * J. - ~ -- --- --------
удельным сопротивлением по сравнению с полуматовыми кла-
рено-дюреновыми, дюреновыми углями той же степени мета-
морфизма (рис. Х.2). В углях более высокой степени метамор-
физма— тощих Т и полуантрацитах ПА — зависимость от типа
угля иная: здесь полуматовые угли имеют более высокое со-
ппптин ipuup пл гпяпплпитл л пл tivA прптатпими
— — “ V A XX A А А А XX АЖ XX АА W* АА A A XX А А А А А XX XX А А к~А V A J XX V А XX XX & /к АА^кк АУЛ АЛ •
Удельное электрическое сопротивление клареновых тощих
316
дельных петрографических состав-
ляющих каменных углей от степени
их метаморфизма (по ван Креве-
лену, С. А. Топорцу).
F, SF, Vt, L — соответственно фюзинит,
семифюзинит, витринит, ЛИПОИДИНИТ
Рис. Х.2. Зависимость удельного
электрического сопротивления камен-
ных углей от их петрографического
типа (по С. А. Топорцу)
морфных дюреновых. Аналогичная зависимость характерна и
для полуантрацитов. Довольно близкие значения величин
удельного сопротивления для различных петрографических ти-
пов тощих углей и полуантрацитов свидетельствуют об ослаб-
лении влияния первичных факторов на физические свойства уг-
лей высокой степени метаморфизма.
Влияние петрографического состава угля проявляется и
в том, что удельное сопротивление угля того или иного типа
в значительной мере определяется характером распределения
в его основной массе витрена и фюзена, резко различающихся
по удельному сопротивлению (рис. Х.З). Прослои витрена и
фюзена, встречающиеся по напластованию, обусловливают из-
менение сопротивления угля в ту или другую сторону на один-
три порядка.
Теоретически липоидолиты, в которых преобладают кутино-
вые, смоляные или субериновые микрокомпоненты, должны об-
ладать очень высоким удельным сопротивлением. Практически
31'7
Рис. Х.З. Соотношение величин удельного
электрического сопротивления петрографи-
ческих составляющих углей в зависимости
от содержания углерода в фюзините
в ряду метаморфизма (по С. А. Топорцу)
удельное сопротивление рабдописситов, одной из разновидно-
стей липоидолитов, колеблется в пределах 107—108 Ом-м (ино-
гда 105—106 Ом-м), т. е. в пределах изменения удельного со-
противления гумитов марок Д и Г. Этот факт можно объяснить
значительным содержанием минеральных примесей и главным
образом глинистых минералов, которые в основном и опреде-
ляют удельное электрическое сопротивление раздольненских
рабдописситов.
Четкой зависимости скорости распространения упругих
волн от различного петрографического состава углей не отме-
чается, по-видимому, вследствие более сильного влияния дру-
гих факторов.
Количество минеральных примесей в углях изменяется
R тттunmzT/Tv ттпопотгду пт оптдытдтт пг» 0/„ fTDvuTjriofVQa гпаииття
“ AAAAAJ, ХХАААААА AA^Xz^XxVAXAAX WA Х^ А А А А А А АД /А XV /Ц у A X.ZX А А А А А X, X. А А ХА У А А ХА А А А А АА, ХА
углей). Вследствие существенного различия физических свойств
наблюдается закономерная зависимость плотности, удельного
TTOTZmfs тх ттг»г» ту/'лт-'гл лпгтплттгп плгтттгг лтлпп гч/хттт хтттгхтттчтт-хг ппптт тт тг nxrnti хг
I yxi VJ cunpu 1 riOi/lVnnA) VXVVJ VJ V 1 Г1 jllpjiriTY аилп n ДррНА
параметров от зольности А.
tin v л __________„—____________, „—л ---------
lia priV. ZY.T lipHD а оаоисимис ID UJlUinULlH рЛСП ршдлнч-
ной степени метаморфизма от их зольности, построенная по
____________________----------~ ,,---Л ..... _________________ ТТ______________
muni ичислснпшм данным дли утлси рааличпшл иакхсипив. длл
бурых и каменных углей наблюдается линейный характер зави-
~ ~~________________________________________________________________-_---_ Л Г -1Л П/ ТТ __ -
vhmvvih п интервале пилпписш и,и—‘tu 70. при тим же ларак-
318
Рис. Х.4. Зависимость плотности от
зольности Ае углей разной степени
метаморфизма (по Н. Б. Дортман,
С. А. Топорцу, Б. Я. Труниной).
1 — антрациты; 2 — каменные угли; 3 —
бурые угли; 4 — липтобиолитовые угли
Рис. Х.5. Зависимость удельного электрического
зольности (а) и степени метаморфизма (б) по
(по Н. Б. Дортман).
Месторождения: I — Сахалина; II — Донбасса. Угли:
сопротивления углей от их
данным каротажных работ
1 — малозольные; 2 — зольные;
тере связей для антрацитов нелинейный участок кривой отме-
чается при зольности 20—30 %. Для разных бассейнов коэффи-
циент корреляции п = /(Л) несколько различается, что объяс-
няется различиями в составе минеральных примесей: чем выше
плотность минеральных включений, тем быстрее растет плот-
ность углей.
Зависимость удельного электрического сопротивления от
зольности углей выражена наиболее резко (рис. Х.5,а). Для
AwnUTV ТЛ IZ9 1.1 OMUkTV игпом aora Q а ОТЛРТЛ АЛЛОТЦ ипоыт QorUUTTX VO.
'-'J p, *-'* 11 11 *-* 1*1 vuil Ul/1 j 1 V1V11 X LI vJUUHVU 1»X W 1 v 41VZ V44 1 j/ 1Л 1 11 L/X 11 /1 1Л
рактер — с повышением зольности удельное электрическое со-
П ПГ\П?Т7П ПЛТТТ1Л ТТГ’ТТЛТГ ЛТТТТТТ л Л^ПЛГГ I 1 ТЛ тт
ттпттАл ттт ттттттг
njj V 1 IlDVlVlltlV J 1 VJLVri у 1V1 V11ULL1 CIV 1 VZ1 . XXjyil 11 (Л XI WvIUU-1 XI XI
противления наблюдается в интервале зольности 3—15 %; при
ОА ЛА 0/ ,,.,ZA,,T ,,,г. „„
d'jADnULI П UUACC W----------XV /Q Wlip V 1 И DACll и с у 1 t/1 vn у 1V1 спош а С 1 V л па
несколько порядков. Зависимость удельного сопротивления ка-
менных углей типична для всех марок, а также для углей
разного петрографического состава. Для антрацитов и некото-
рых углей марки Т зависимость р = /(/1) меняет знак, т. е. яв-
ляется прямой: с увеличением зольности антрацитов их удель-
ное сопротивление увеличивается. Для разных месторождений
коэффициенты корреляции p = f(A) различны и определяются
составом минеральных примесей и соотношением органической
массы углей и минеральных примесей.
Характер влияния степени метаморфизма углей на их физи-
ческие свойства можно видеть на рис. Х.5,б. Кривая сопротив-
ления делится на три участка. Первый (левый) участок отра-
жает сопротивление бурых углей (включая угли переходной
марки БД), которое возрастает по мере их метаморфизма при
одновременном увеличении плотности. Второй (средний) уча-
сток кривой, характеризующий сопротивление каменных углей,
показывает его уменьшение с возрастанием углефикации и уве-
личением плотности. Третий (правый) участок кривой отра-
жает резкое уменьшение сопротивления при переходе к антра-
цитам (и внутри антрацитов) при таком же резком возраста-
нии плотности. При различной зольности углей зависимость
удельного электрического сопротивления от степени метамор
физма проявляется для трех групп: 1) бурых углей; 2) камен-
ных углей разных марок; 3) антрацитов. Влияние метамор-
физма на физические свойства внутри группы каменных углей
и внутри группы антрацитов четко фиксируется при близкой их
зольности (табл. Х.2). То же справедливо для плотности углей.
Электропроводность углей имеет сложную и меняющуюся
в ряду метаморфизма природу: ионная составляющая электро-
проводности определяется их влажностью и зольностью, а элек-
тронная— генетическим составом и стадией углефикации. На-
личие электронной проводимости у каменных углей подтверж-
дается одинаковым характером зависимости сопротивления
углей от температуры, которое с повышением температуры зако-
320
Таблица Х.2
Удельное электрическое сопротивление, Ом-м,
углей различных зольности и степени углефикации
Ас, % Бурые угли Угли БД, переходные от бурых к каменным Каменные угли Угли T, ПА, пере- ходные от каменных к антраци- там Антрациты At - А;
10 100- 400 400—3000 д- 3000—1700 1700 — 1200 700—10 1 -0,01
30 20- 100 100—700 ж- к- ос — д- 1200—1000 1000—800 800—700 700—400 200—100 100- -1
г — ж — к — ОС — оии—O0U 500—300 400—250 300—200
номерно уменьшается. Отличие бурых углей от каменных за-
ключается в повышении сопротивления в начале нагревания (по
мере испарения влаги), однако в дальнейшем характер измене-
ния сопротивления становится таким же, как у каменных углей.
На наличие электронной проводимости указывает также факт
уменьшения сопротивления каменных углей с увеличением ста-
дии углефикации при понижении внутренней влажности.
Сравнительно невысокое сопротивление бурых углей сле-
дует объяснить их большой внешней влажностью. Основное
значение здесь имеет ионная электропроводность, определяю-
щаяся наличием растворов, в то время как само угольное ве-
щество обладает электронной проводимостью. Резкое пониже-
ние влажности в каменных углях вызывает резкое увеличение
удельного сопротивления в связи с уменьшением влияния
ионной проводимости; основное значение приобретает элек-
тронная проводимость, характерная для полупроводников и
определяющаяся степенью конденсированности внутренней
структуры угольного вещества. При этом физическое состоя-
ПНР ППГЯ ПТЛПРРИПГП НРТТТРРТПЯ ТГЯМРНПкТУ urnpu РТЯПМИ
------------- J А V А Л * АААА^АЖ^АА ~ А ~ * А - -
углефикации обусловливает небольшое количество свободных
ностью.
стадии углефикации (табл. Х.2) объясняется увеличением сте-
пени конденсировзнности внутренней структуры каменных ув~
лей и соответственно количества (и подвижности) свободных
СУ гч ------
|JUnUD. гсопис У ОСЛПЧСППС УЛ СЛ 1 р U 11 UDU ДП UL1 И Ир И licpv
Vol! Заказ № 802
321
ходе к антрацитам происходит вследствие делокализации (сме-
щения) и увеличения подвижности электронов в системах двой-
ных сопряженных связей углерода, являющихся результатом
молекулярно-структурных перестроек в углях на данной стадии
углефикации и обеспечивающих антрацитам свойства полупро-
водников.
Большое влияние генетического состава угля на его сопро-
тивление при низких степенях метаморфизма и значительно
меньшее при увеличении стадии углефикации подтверждается
и объясняется электронным характером проводимости. При ма-
лой подвижности свободных электронов большое значение бу-
дет иметь их число, которое зависит от природы вещества.
С повышением метаморфизма значительную роль начинает иг-
рать подвижность свободных электронов, определяющаяся не
столько составом сколько состоянием вещества — его плотно-
стью, строением молекул и т. п., т. е. стадией углефикации.
дах регионального, термального и контактового типов метамор-
/4л Т Г X Л- »э Ч’ГТГЛТТ ГГЛТ7 П ТП П Лт ТТлп/Ч TZ О 4.TZ ТТ Т Т тт ТТЛ ТТ Л ПП Л ТТТТТ Т V ПГГП/ЛП ТТЛ
фпоша у 1 vivn n vicciomn ci v 1, ни палхДшп no n cion ci mini л улдио ла-
растеризуется своей петрофизической характеристикой — петро-
Липтггтллтпг,, "ТЧЛТТГГ-/~.Г« V
фиОПЧСЪПГИУ! 1 реп дим
Петрофизический тренд углей ряда регионального метамор-
физма характеризуется относительной стабильностью большин-
ства свойств до «скачка углефикации», после которого начи-
наются их заметные изменения, что определяется постепенным
нарастанием рТ-факторов в течение длительного времени. Пет-
рофизический тренд углей ряда термального метаморфизма от-
личается относительно ранней интенсификацией описанных
выше процессов изменения внутренней структуры органического
вещества углей и соответственно петрофизической изменчиво-
стью, приводящей к сдвигу кривых физических свойств по
шкале как углефикации, так и абсолютных значений физиче-
ских параметров вследствие возрастания роли и величины Т-
фактора при сокращении времени реализации и дефиците дав-
ления. Для петрофизического тренда углей ряда контактового
метаморфизма характерна более существенная интенсификация
петрофизической изменчивости, приводящая к заметным сдви-
гам кривых относительно названных координат, вследствие до-
минирующего влияния Т-фактора на структуру органического
вещества углей при существенном сокращении времени реали-
зации процесса и относительно малом статическом давлении.
Петрофизические тренды рядов метаморфизма углей, яв-
ттааПг о аттта/^'гоаит1гл_ттп^пг\гЬтдоигпоП1/тт л л глт'П Q мгпггтл ОДЛ ГТП ПТТРПРПо Мо-
U W 1 U V11X1W 11V 1 M'-'UJIIUU \J X ЪАХЛХ VHX1 »»w wu
таморфизма, несут необходимую и достаточную информацию
по сути являются петрофизическими моделями процессов их
» к гхгг\ n X < ГЧТЧ /4л Tin » < «-» nmn tn П ЛТ7 Л Т/МТТТТ »/II п Г* О TZZS тт » к г» Т Т Г\ ТТ ТТ О * К Г» Т Т ТТ ТТ Т-» Г\ ГЬ ЛП тт
МС1 си Vi vp ср no ivi а, i u v/p а/пшищпмп n Jununuivi cyuun noivi vninnw i n
322
* s/t! I
Рис. X.6. Тренды петрофизической изменчивости углей при региональном («), термальном (б) и контактовом (в)
типах метаморфизма (по С. А. Топорцу).
Кривые: 1—удельного электрического сопротивления р; 2 — скорости распространения продольных волн V • 3 — коэффициента
акустической анизотропии Л; 4 — минеральной плотности б; 5 — плотности о
Рис. Х.7. Типичные каротажные диаграммы КС и ПС на месторождениях
^глей различной степени метаморфизма (по В, В, Гречухину):
1 — песчаник; 2 — алевролит; 3 — аргиллит; 4 — уголь
Рис. Х.8. График зависимости ин-
тенсивности рассеянного гамма-
излучения /отв от зольности Ас
для бурых углей (по А. Н. Мака-
рову)
свойств углей особенности процессов формирования этих ря-
дов.
На физические свойства углей влияют их влажность, петро-
графический состав, зольность и углефикация, но превалирует
„Лчпип ппин и.Ч них Впяжипетк пиячиоирт леиппплр пппаинр ня
---------- ------------А W4/HWA.XAW4, ----------------АА~
удельное электрическое сопротивление углей и скорость рас-
„~АЛТП я TJPULT a VrmVrUY ППТТП П ОЛНО niZUOnQUTJG ТХ ТЭТ^ТОО'Т'ПТЛП Я tlTJCT
A^^VAAA ^KZAAX, xi ии1Ц^1|7 1Ц>1А..1А,А.
Петрографический состав углей воздействует на физические
__о оиотштопкпп ппа^аа ттокх тт тлх тг»тт/ч Ллт/флатт ц тт гх гх ст т> тт ст _
CijUHVlUU uxiu in I vviuiik? vviuvvv, 1V1VJL Vp Cl IX 1 VJ p 1_>1, XI 11ри/1и<д/1
ется, как правило, только в малозольных углях одной стадии
углефикации. Для разных бассейнов или месторождении с раз-
ними, типами метаморфизма наблюдается связь физических
__Ч_____тттчттхчЛ Л ----- ------------ ------------
СВииигв у 1 леи с ivici aiviupipnoiviuivi, исиисппи 4С1ли DDipazn-cnnazL
для удельного электрического сопротивления. Поскольку раз-
личная зольность углей типична для всех марок, именно сте-
пень метаморфизма углей определяет методику наземных и
скважинных геофизических работ.
На рис. Х.7 приведена каротажная характеристика (КС и
ПС) малозольных угольных пластов по месторождениям Под-
московного, Печорского и Донецкого угольных бассейнов, ко-
торая мало отличается от характеристики для других бассей-
нов с углями тех же марок. Для зольных пластов графики КС
и ПС менее выразительны. На каротажных диаграммах плотно-
сти (ГТК) угольные пласты отмечаются понижением плотно-
ОН %ZZ2f
Рис. Х.9. Типичная каротажная диаграмма метода мкГГК для определения
мощности, строения и "зольности угольных пластов (по А. Н. Макарову).
1 —уголь; 2— глина; 3 — глина песчанистая; 4 — песок глинистый; 5 — конкреции
11
Заказ № 802
325
сти, особенно четким для малозольных углей. В настоящее
время связь физических свойств углей с их зольностью (рис.
Х.8) наиболее эффективно используется для оценки зольности
по каротажным диагоаммам мкГГК 1'пис X 91 (к Н Мякаппп
1986 г.). * ' г““’
ГЛАВА XI
ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
М РТД.П.П HUFCVHY DVTI
Большая часть химических элементов, образующих металли-
ческие руды, обладает ярко выраженными аномальными фи-
зическими свойствами, однако ничтожная их концентрация
в неизмененных горных породах, за редкими исключениями,
практически не оказывается на физических свойствах пород.
Часто эти элементы в виде примесей входят в кристалличе-
скую решетку породообразующих минералов, откуда могут
быть извлечены лишь при полном разложении этих минералов,
что в большинстве случаев представляет собой сложный и до-
рогостоящий технологический процесс.
В верхних частях земной коры или вблизи земной поверх-
ности горные породы, образовавшиеся на больших глубинах,
оказываются в неравновесных условиях и под действием внеш-
них факторов претерпевают изменения, приводящие к их пол-
ной перекристаллизации и изменению минерального, а иногда
и химического состава. Рудные элементы переходят в суль-
фиды, оксиды и другие формы, более подвижные, чем сили-
каты. Происходит обособление рудного вещества сначала в виде
рассеянных тонкодисперсных частиц, а затем отдельных зерен;
вкрапленные руды сменяются жильными, а затем — сплош-
ными, физические свойства обособлений рудного вещества на-
чинают проявлять аномальный характер, что при благоприят-
ных условиях позволяет фиксировать такие объекты даже на
некотором удалении от них с помощью наземных и скважин-
ных геофизических методов.
Даже сравнительно слабые изменения, присходящие в гор-
ных породах, могут проявляться в заметном изменении их
свойств и соответственно в физических полях. Что же касается
полей, создаваемых самими рудными объектами на фоне вме-
щающих пород, то они дифференцируются тем резче, чем силь-
нее проявлено обособление рудного вещества в пространстве и
чем больше масштабы оруденения. Все это позволяет исполь-
зовать петрофизические исследования и различные геофизиче-
326
ские методы как на стадии общего металлогенического про-
гноза, так и при изучении структуры рудных полей и отдель-
ных участков. Для успешного проведения геофизических работ
большое значение имеет изучение петрофизической зонально-
сти, связанной с физической характеристикой вмещающих гор-
ных пород, метасоматических зон и рудных формаций.
Вопросы закономерного образования различных рудных фор-
маций в процессе тектоно-магматического развития регионов
рассмотрены во многих работах Ю. А. Билибина, Д. В. Рунд-
квиста, А. С. Семенова, В. И. Смирнова, Е. Т. Шаталова и др.
Диализ петрофизики геологических формаций на основе ука-
занных и других геологических работ позволил прийти к вы-
г,глттлг п/п пАтттрЙ тЬичииргтгпй yq пя rn-on тлгттл vтл
формаций с их металлогенической специализацией [20 и др.].
ГГ n tz ппа ОТЛТП-ГТЛ гтоп Ас □ тл'гглпгггл аппгмттл а тттлтл атэ ттаютттот" па ппп.
1 ci JLA. , VZkACUll 1 UUll I \Ju\Jli U II, /1 UV1/11V/1_ц vn v/1 nj/xz
дуктом мантийных глубинных магм, характеризующихся
Этап
Петрофи-
зическая
ассоци-
ация
G, г/см3; <7, А/м
7.5 9 7 7 0 71 .7 4 (X
~7~ —7~ —Г'' -Г- -7- —
«Л О 1500 6000
Металлогеническая
специализация
Nt(Cu),Fe, Fe(Ti)
Nb,Ta,Zr и др.
Ti- Fe, Rd,P, AL
Гп/ил ixi;
VU^lUV/, »•»',
Au(Mo),Pb-Zn,Ta,Nb
3n,Sn(W), Air,
Au(Ag-)
Cu(W,mo), Au (W,Mo),
Mo(W),Fe(Cu),Fe(Mn),
Au(Mo),Pb-Zn_________
Fe,Fe(Mn),Fe(Cu),Fe(W)l
Ti, Fe,Cu(Au)
Ni, Ni-Cu,Pt,Ir,
Os, Or
Рис. XI. I. Плотность и намагниченность петрофизических ассоциаций и их
металлогеническая специализация (по Н. Б. Дортман).
Петрофизическая ассоциация, тип первичных магм: 1 — базит-гипербазитовая, мантий-
ные глубинные магмы (глубинные горизонты); 2— габбро-диабазовая, мантийные под-
коровые толеитовые магмы; 3—диорит-андезитовая, нижнекоровые магмы; 4— гра-
иит-липаритовая, верхнекоровые магмы; 5 — лейкогранит-трахилипаритовая, нижнеко-
гОвые магмы; о — щелочная, мантийные и нижнекоровые щелочные магмы;
' — базальтовая, мантийные толеитовые магмы; 8 — щелочно-ультраосновная, ман-
тийные щелочные магмы. Геохимический тип: С — сидерофильный; X — халькофиль-
НЫЙ* .77 .- ТТ ТХ ТГХ Дх ТТ ТТт ТТ Т Т Л • ТТ Л.Г/хЛг.Л,. Т Т ТТ Л П Л ТТ * Т ЛТТЛТГЛТТГНТТ Т*Т Л ТТ ТТ ТТ ТТ Л ТТ ТТ Л ТТЛ Л ТТ Л ТТ Л ТТ ТТ ТТ
' -- I х/ф llliuuuin , X» V JXV1V/IXC4 Л jnuuanui j^ivinvniui пид in nvnnvi V oriUTvnnzi
11*
327
высокой плотностью и слабой намагниченностью, типичен сиде-
рофильный геохимический тип рудных формаций; для мантий-
ных подкоровых и нижнекоровых магм с высокой и средней
плотностью и высокой намагниченностью базитовых и андези-
товых ассоциаций характерен сидерофильный и халькофильный
типы рудных формаций; к верхнекоровым магмам приурочено
образование гранит-липаритовой ассоциации невысокой плотно-
сти и слабой намагниченности с типичной для нее литофиль-
ной группой рудных формаций. С щелочной ассоциацией ман-
тийных магм, преимущественно высокой намагниченности, свя-
зано образование рудных формаций литофильного типа (рис.
VT 1 \
^ii/-
§ 36. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА РУДНЫХ МИНЕРАЛОВ
Плотность большинства самородных элементов (табл. XI. 1)
не менее чем в 2—3 раза превосходит среднюю плотность по-
род земной коры. Исключение составляют алмаз, графит и
сера; последняя, наоборот, отличается от вмещающих пород
заметно меньшей плотностью. Однако прямые поиски рудных
объектов, слагаемых самородными элементами, с помощью
гравиразведки неэффективны: обычно рудные тела имеют ма-
лые объемы по сравнению с объемами вмещающих пород.
Повышенной по отношению к вмещающим породам плот-
ностью обладают рудные минералы — сульфиды и оксиды. Они
могут образовывать значительные скопления среди вмещаю-
щих пород. Обладая заметной избыточной плотностью по срав-
нению с последними, такие объекты способны при благоприят-
ных условиях создавать заметный гравитационный эффект.
Плотность рудных минералов, зависящая от их состава и
пористости, широко используется для разделения и обогащения
руд в процессе разработки месторождений. Особенности со-
става и структуры, величина и характер пористости руд, в свою
очередь, связаны с характером процессов рудообразования, по-
этому плотность как параметр, отражающий влияние этих фак-
торов, довольно широко используется при разработке генети-
ческих моделей рудных месторождений.
Магнитные свойства самородных элементов, которые отно-
сятся к диамагнитным, практически не позволяют отличать их
от вмещающих пород. К парамагнетикам относится большин-
ство рудных минералов — сульфидов, оксидов и сложных соеди-
нений. Лишь некоторые сульфиды и оксиды железа обладают
ярко выраженными магнитными свойствами, однако они рас-
пространены в породах земной коры почти повсеместно, а кон-
центрация и состав их настолько специфичны и связаны с про-
цессами породо- и рудообрязовяния, что позволяют использо-
вать магнитные методы в разных модификациях почти на всех
328
Таблица XI.I
Физические свойства наиболее распространенных рудных минералов [32, 33, 35, 60, 63, 86]
Минерал Плот- ность о, г/см3 Магнитная вос- приимчивость X, ед. СИ Намагничен- ность насы- щения А/м Скорость продоль- ных волн Vp, км/с Скорость попереч- ных волн, i>S км/с Теплопро- водность X, Вт/(м-К) Теплоем- кость С, Дж/(кг-К) Удельное электриче- ское сопро- тивление р, Ом-м Естествен- ная поля- ризация Д^ЕП» в
Самородные элементы
Серебро 10,5 —0,18-10-в — 2,7 — 418 228,4 10-8—10-1 —
Золото 19,3 —0,14-10-в — 3,6 — 310 125,6 10-8— 10-1 —
Медь 8,93 —0,09-10-в — 3,6 — 396 384,6 10-8—10-1 —
Платина 21,46 1,04-10-5 — 2,7—3,9 — — — 10-8—1 ОШ —
Олово 7,29 (0,03-4-0,31)Х X IO-5 (белое и серое) — 2,5 — 65 320 — —
Алмаз 3,52 — 18 — 121—163 418 1016 —
Графит 2,27 -0,5-10-5 — 4,3 — 268—398 720 10-5—10-4 —
Цинк 7,13 -0,18-10-5 — 2,7 — 7 — — —
Висмут 9,81 -1,34-10-5 — — — 7,56 — — —
Сурьма 6,7 —0,81 • IO-5 — — — — — — —
Мышьяк 5,78 -0,07-10-5 — — — — — — —
Теллур 6,23 —0,31 • io-5 — — — — — — —
а-сера 2,06 -0,40-10-5 — — — 0,21—0,45 — 1Q12— 1015 —
[Геера 1,94
Сульфиды
Халькозин 5,79 — — — — — — 10-4 —
5,79 — — — — — — 10-2— ю-1 —
Борнит 5,09 — — 3,80 1,68 — — — 0,29—0,35
Пентландит 4,82-6 — — — — — — 10-8—10-5 0,22
w Галенит 7,6 -3,3-10-5 — 3,4—3,77 2,08 — — 10-5—10-3 0,18
ю со
330
Продолжение табл. XI.1
Минерал Плот- ность о, г/см3 Магнитная вос- приимчивость и, ед. СИ Намагничен- ность насы- щения JSi А/м Скорость продоль- ных волн Vp, км/с Скорость попереч- ных волн» км/с Теплопро- водность %, Вт/(м-К) Теплоем- кость С, Дж/(кг-К) Удельное электриче- ское сопро- тивление р, Ом-м Естествен- ная поля- ризация Л^ЕП» в
Сфалерит 4,09 —6,5-Ю-5 — 5,2 3,03 26,7 — Ю-2— Ю? 0,12
Киноварь 8,19 — — 2,4 1,27 — — — —
Халькопирит 4,09 — — 4,6 2,5 — 534,3 Ю-З— ю-1 0,38
Ковеллин 4,68 — 1,2-IO'5 — — — — 502,4 — —
Миллерит 5,37 — — — — — — 10-’—10-6 —
Висмутинит 6,81 — — — — — — 3-10 —
Пирит 5,02 — — 8 5,2 38,9 — 10-4— ю-1 0,39
Марказит 4,89 — — 7,91—8 7,91—8 — — 10-2—10-1 0,56
Молибденит 5 — — 3,9 1,88 — 574,3 IO"»—10"1 0,14
Арсенооирит 6,16 — — — — — — 10—102 0,35
Пирротин 4,7 — — 4,5 2,7 — — 10-6—10-3 0,3
Вольфраматы, хроматы
Вольфрамит 7,37 — — 4,2 1,8 — — — —
Шеелит 6,12 — — — — — — — —
Хромит 4,65 — — 7,7 — — — 1012—Ю14 —
Гематит 5,27 (1,34-13)-10-3 (1,54-2,5) X 103 6,94 4,5 12,4 628 10 3—10 —
Маггемит 4,88 (3,84-25) - 10s 4,4-1О5 — — — — — —
Магнетит 5,2 (8,84-25) • 105 4,9-10-5 7,43 4,25 5,3 586,1 10-4—10-1 —
Ильменит 4,79 10,6-Ю-з — — — — — 10-2—10° —
Рутил 4—4,28 — — 9,26 5,2 7,11—13,7 — 10-4—10-1 —
стадиях металлогенических исследований, не говоря уже о тех
случаях, когда изучаются собственно железорудные месторож-
дения. Более того, петромагнитные исследования по информа-
тивности, экспрессности и получаемым результатам в настоя-
щее время играют ведущую роль среди других методов рудной
петрофизики.
Величины скоростей упругих волн vp и vg большинства руд-
ных минералов аномально низкие по сравнению с аналогич-
ными параметрами вмещающих пород. Однако, как и в отно-
шении плотности, следует признать, что по тем же причинам
НОГТИ СР.ЙОМПП Я.ЧПРПКИ И ПП.ПК ро wnif ггпстмпгл МРТППЯ
------------ ------Г-------- - Г---- -KZ
обнаружения рудных тел довольно низки. Сейсморазведка, как
if л мп пртггр
ггпОоППЛ nnUMPUQPTrn ~ ........... ........... . .... ..
11 СХ * *-» j 1 II 1U II 1 VV/1Л1 X VV1U 1 14 11
методами при изучении структуры рудных зон и площадей,
копаемых.
П Г\ тг Г\ и Г\ ТТ ПГЛ'Т'ТТ ГД Г»ППТ1 ПО ПЫТТТТТТТТ <Г*_ тт <Т«- ГЧХГТТ ПЛПТГпггт ЛЧгт. TTV
1 “и никл nvjvin, uvvunmiui vp n v;s НЗ'Д ocioriv/ii чд i пл
состава, структуры и пористости, причем в данном случае эф-
фскт влияния состава и всех остальных факторов на каждый
из параметров в отдельности можно до некоторой степени раз-
делить: результаты статистических исследовании показывают,
что величина vp руд близкого состава примерно на 70 % свя-
зана с его колебаниями и только на 30 % — с остальными при-
чинами, тогда как величина us зависит от изменений состава
лишь на 30—40 % •
Теплофизические свойства рудных минералов используются
в геофизических исследованиях рудных месторождений редко
и изучены слабо.
Практически все рудные минералы имеют аномально низкие
по сравнению с вмещающими породами величины удельного
электрического сопротивления. Влияние примесей и различного
рода нарушений сплошности рудного вещества проявляется,
как правило, в том, что удельное сопротивление руд возрас-
тает. И наоборот, образование электрически связанных протя-
женных областей низкого сопротивления внутри вмещающих
пород, характеризующихся на несколько порядков более вы-
соким электрическим сопротивлением, создает более или менее
протяженные зоны проводимости, которые фиксируются при
электроразведочных работах. Это позволяет прослеживать
в пространстве зоны прожилкового и сплошного оруденения и
при благоприятных условиях эффективно изучать структуру
рудных узлов и месторождений и локализовать собственно руд-
ные тела. Величина и линейные размеры аномалий электриче-
ского сопротивления прямо связаны с характером и качеством
оруденения: они тем интенсивнее, чем выше концентрация или
чем лучше электрические контакты между отдельными части-
цами рудного вещества. Таким образом, величина и характер
331
аномалий электрического сопротивления при прочих условиях
отражают «прямой тренд» рудообразования^
Минералы-сульфиды, кроме того, способны создавать в ок-
ружающем пространстве постоянные электрические поля.
В этом явлении до некоторой степени проявляется противопо-
ложный тренд: чем слабее проявлены процессы рудообразова-
ния, тем мельче отдельные частицы и, следовательно, больше
их суммарная поверхность. С увеличением площади поверхно-
сти отдельных частиц и ослаблением гальванической связи ме-
жду ними величина AJ7En возрастает. Таким образом, часть
Af/on СВЯ.ЧЯПНЯЯ С ЯПИГЯНПЫМ МРУЯИПЧМПМ VUPHkniflPTPfl Г ПЛЗ.
--------------- “ -------------------— > ------ ----~
растанием размеров отдельных рудных частиц и усилением
Q ттртгтпыиргчгпй ГПСТЧЫ MOWTTV UTJA/TLT ПТП nnnunvn ПТД'Г ТТПТЛ UD0nu_
---ЖЖ^Ж Ж~ ж^ж* --XX X.X^XXX^J ЖЖЖЖЖ.ЖЖА, АЖЧХ ХА V, Л , X X ! ХХ^ХЖ
чении интенсивности рудообразования.
рудного вещества в общем случае существует прямая корре-
ляция. Поэтому по мере усиления процесса рудообразования
вклад в величину Д(7ЕП, связанный с увеличением общей массы
выделившегося рудного вещества, возрастает до тех пор, пока
не начинают преобладать процессы агрегации отдельных час-
тиц. Таким образом, величина Дс/еп й целом может быть
сложным образом связана с характером и интенсивностью ру-
дообразования.
§ 37. ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РУД
UFDHklY МВТ АЛЛAR
ж ж-х xxwi/ж х ж л-t ж ж >v ж V ж VZ жх
Железные руды. Наиболее крупные эксплуатируемые
месторождения железных руд относятся к следующим железо-
рудным формациям: 1) титаномагнетитовой; 2) магнетитовой
скарновой; 3) железистых кварцитов; 4) магнезиоферритовой
скарновой; 5) мартитов и бурых железняков кор выветрива-
ния; 6) лептохлоритовой (оолитовой).
Плотность основных рудных минералов четырех первых
формаций — магнетита, титаномагнетита, маггемита и магне-
зиоферрита— высокая (4,51—5,26 г/см3), которая более чем
в 1,5 раза превышает плотность породообразующих минералов.
Для руд этих формаций характерна невысокая пористость»
поэтому они отличаются также высокой плотностью, растущей
с увеличением содержания рудных минералов.
Зависимость минеральной плотности руды 6 от процентного
солепжания железа Fe выпажается (Ьопмулой
l/d=Fe/P06p + (P0-Fe)/P0dB, (XI. 1)
где др — средняя минеральная плотность рудных минералов;
Ро — среднее массовое содержание железа в рудных минера-
лах; дн — средняя минеральная плотность нерудных минералов;
1/до< 1/дн.
332
рис. XI.2. Зависимость минераль-
ной плотности мономинеральных
железных руд от содержания
в них железа
Рис. XI.3. Зависимость плотности титаномагнетитовых руд от содержания
в них железа (по материалам Уральского геологического управления).
Месторождения: а — Качканарское (Fe3O4 57 %, FeTiOj 43 %); б — Первоуральское
iFcsOa 75 %, FsTiOs 25 %). Линиями ограничены облзсти изменения плотности руд
Теоретические графики зависимости минеральной плотности
от процентного содержания железа для различных мономине-
ральных руд при постоянной минеральной плотности неруд-
ных минералов (дн = 3 г/см3) изображены на рис. XI.2. Экспе-
риментальные данные, приведенные на рис. XI.3—XI.5, под-
тверждая формулу XI. 1, свидетельствуют о том, что для эндо-
генных формаций железных руд величины, обратные плотности
DVn И ШЯГТОП Q ТТкИГШ ТТ ТТАЛОПТТГЛ Т'Т'ТТ тт тгпоыип Г»D ст о а ТТ Т_Т Г» МОРППИММ
- » • > — 11V1U 1 A1W 1 II) VUlllVUHVy V/U/Icl Ы 11 ДЛ1 £»* — —
333
Рис. XI.4. Зависимость плотности и минеральной плотности железных руд
скарновых месторождений от содержания в них железа.
Месторождения: а, б — Таштагольское; в, г — Сарбайское; линиями ограничены области
изменения плотности и минеральной плотности руд
содержанием железа. В пределах одного месторождения
ных минералов часто значительно изменяется. Поэтому экспе-
Г\ ТТИ’ЛТТ'ГО ГТГ ТТТ ГГ> ТТ Г» ТТ ТГ Л ПП Л W »» Л V п л лгтл тглтл тптлгт Г» ГЧГЧТ-Ч
Р ГХХУКхХЛ 1 UV1UU XDlt XI 01 Дп CXI p C11V1 1V1 СХЛ ахи 1 V71 DCtpUUV
разно.
ПллЛтттттл ~т,тт-------- ~»ттттт тт™ ~T ТТТЛ^ТТТТЛТТТТП
Cl 1 Die UAHCJltnilDlC ^IViap IHlUDDlcj ууди r\up DDtDCipnDannn
железистых кварцитов обладают повышенной плотностью, бо-
лее высокой, чем первичные руды. Для них характерно умень-
334
Рис. XI.5. Зависимость плотности железных руд гидротермальных и оса-
дочно-метаморфогенных месторождений от содержания в них железа.
Месторождения: а — Ангаро-Илимское (по материалам Иркутского геологического уп-
равления'* б — KMA /по данным Курской геофизической экспедиции'. Г—железистый
кварцит; 2 — окисленная мартитовая руда; линиями ограничены области изменения
плотности руд
шение плотности с увеличением содержания железа вследствие
ХТГ*Г» ТТ ТТТТОТТТХГТ ТТГЧТА ТТЛтПЛтТ!
у DVV1 Xi -1 Vlin/1 llkjp XXV, 1 V 1 XL.
Железные руды осадочных месторождений лептохлоритовой
Л ТТ тттг ТТ««*/ЧГ/*ЧГТЗ ТТЛТТ^ЛТТАЛ ТТТТ Г» TZT ТТ/Х ТТТ ТТ лттТГЧ ЛГп. 11 а о о ^/"..3'1
kpV pivi uunn ruvivivi nrioirj IV lljivinwio ( 1 ,V 1/VIVI j.
Для них характерна довольно слабая связь плотности с содер-
СЧ--------------- «тх-----лгг. тзлглттллт.лй
ZIXdllHClVl MCJlCJd. G7 1 и uuy CJlUDJlCnU cpaonn 1 CJJLDflU nCDDlCUAUH
(dp = 4,28 г/см3) минеральной плотностью рудных минералов
(сидерит, гетит, гидрогетит, лепидокрокит) и высокой пористо-
стью руд.
Средние значения плотности, магнитной восприимчивости и
фактора Q самих руд для месторождений различных железо-
рудных формаций приведены в табл. XI.2. Во многих случаях
наблюдается статистическая зависимость между плотностью
оруденелых пород и руд и их магнитной восприимчивостью,
подобная показанной на рис. XI.6.
но магнитным свойствам железные руды подразде-
ляются на две основные группы: слабомагнитные и сильномаг-
нитные.
Слабомагнитную группу составляют железные руды экзо-
генного происхождения, относящиеся к лептохлоритовой фор-
мации и к формации мартитов и бурых железняков кор вывет-
ривания. Железосодержащие минералы руд этих формаций
(мартит, сидерит, гидрогетит и др.) слабомагнитны. Магнит-
ная восприимчивость я и естественная остаточная намагничен-
ность Jn этих руд обычно не превышают соответственно Ю-3—
335
w Таблица XI.2
05 Плотность и магнитные свойства железных руд
Железорудная формация Руда Fe, % о, г/см3
Железистых кварци- тов Магнетитовые кварциты 30—35 3,3—3,7
Магнетитовая скарно- вая Сплошная 50—60 4,1—4,5
Богатая 35—50 3,5—4,2
Бедная 25—35 3,2—3,6
Т итаномагнетитовая Вкрапленная 16—17 3,1—3,3
Шлировая 47—49 4,1— 4,3
Магнезиофер р итовая скарновая Магнезиальная магнетитовая 33—53 3,3—4
Мартитов и бурых железняков кор вы- ветривания Богатая окислен- ная 50—60 3,3—4
Л ептохл ор итов ая (оолитовая) Табачная 35—40 2,15—2,45
Коричневая и ик- ряная 35—37 1,6—2,2
X, ед. СИ <2 Регион; место- рождение
1,25—3,8 0,5—2 Курская магнитная аномалия; Кривой Рог
3,1—10 0,1—0,3 Тургайский прогиб; Горная Шория; Урал
1,5—5
0,75—2,5
0,38—1 0,5-2 Качканарское Кусинское; Копай- ское
1,9—4,4 0,5—2
1,25-5,65 1—20 (Jn имеет пря- мое и обратное направление) Ангаро-Илимская группа
(1,254-2,5)-IO"3 1 Курская магнитная аномалия; Кривой Рог
(1,94-3,1)-IO"3 0,2—1 Керченский район
(0,884-1,76)-IO’8
Т~»_. _ VT C TZ------------- --------___---------------- ------- — ------~---—,.~л
r-nv. ai.u. циррслициипишс jaoncniviunn сидсрлмнии железа и иinutn 1 слопип
величины реактивной компоненты электромагнитного поля Д£р/£о.
Уравнения регрессии: 1—для всех типов руд у=—0,01+0,26 х4-0.002 хг, <т=3,56 г/см3:
2 — для кварцитов силикатно-магнетитовых у=—072+0,2 х+0,003 аЛ 0=2,9 г/см3; 3— для
кварцитов с куммингтонитом </=0,99—0,22 х+0,007 х!, а—2,8 г/см3. а — кварцит магне-
титовый; б — кварцит пироксен-магнетитовый; в — кварцит амфибол-магнетитовый; г —
кварцит пироксен-амфибол-магнетитовый; д — кварцит куммингтонит-магнетитовый и
куммингтонит-пироксен-магнетитовый
10—2 он ы О 1_________1 Д/ь«
лении магнетита или при наличии маггемита — соответственно
п 01_____О 1 «я ГТЛ т, 1 1Л д
VZ , w х \J, X од. X JL Г1 X- 1 V/ XI/ 1V1 .
Сильномагнитная группа включает железные руды ^агне-
ПП ТТ’-ПГЛт-» ЛЧтг тт х» Л T-lTTZ-vr-» ТТ z-v гК ЛГ< Т~» Т»ЛГ>/-\ т-» /ЛТГ пТЛЛГ>ТТ/-\ПТ ТХГ /К/Л Г> ч Л ГТТ1Т1 гт\Т1гт\ПТТГ\_
ItUUDUH Г1 IVI 0.1 ПСДШЛрСррП 1 UDUM IIUUUIA фирппаллгдп, 1X11O11VJ
магнетитовой формации и формации железистых кварцитов.
Ш ----------.V,-- пгггч гТххчПТ,ттттГГ
iiuaconDic iyu ivi iiuncn i di тлил PJ'A ирсДиюолипи vnjiDnuiviai ПН 1 ‘
ными минералами: магнетитом, титаномагнетитом, магнезио-
ферритом и маггемитом (х этих руд исчисляется первыми еди-
ницами СИ; J<102 А/м).
Л1 а г н и т н а я восприимчивость железных руд силь-
немагнитной группы связана с объемным содержанием в них
ферромагнитных минералов V, в первую очередь магнетита *.
Связь между величинами х и V и, как следствие, связь между
* Для титаномагнетитовых руд в объем V не включают объем, занимае-
мый парамагнитным ильменитом в зернах титаномагнетита. Для руд, в состав
которых кроме магнетита входят также магнезиоферрит и маггемит, обладаю-
щие магнитной восприимчивостью, близкой к таковой магнетита, используют
суммарное объемное содержание ферромагнетиков.
337
магнитной восприимчивостью руд и валовой концентрацией
магнетитового железа, а на ряде месторождений и общего же-
леза широко используют при магнитном опробовании железных
руд в процессе разведки и эксплуатации месторождений
(В. П. Кальварская, 1980, 1989 гг. и др.).
На рис. XI.6 приведено поле корреляции параметров раз-
ного типа руд.
По имеющимся данным характер связи между х и V мало
зависит от формационной принадлежности руд.
На диаграмме, приведенной на рис. XI.7, изображены ре-
зультаты экспериментальных определений отношения х/У для
сильномагнитных железных руд. Отношение х руд к объемному
раниченных пределах. Отмечается тенденция роста отношения
лх /17 Г» ХГПП ПиТТПТ1Т1П\» 17 Г"* ПЛПТТПО ОТТО ТТПТТТ1ГГ / т-> Г» ТТ Г"* Т/I \ ИЖ/ЧТЧТТЛП
/V/ V У и '-«Л XI OV11 XI V-1V1 V . у V инил^ппл /ъ К/ X A ) IVlk/i у 1
быть выражены эмпирической формулой х/4л(0,3 V+0,9 V2).
1 lauviiv^acMDin d опачспилл л/ к у иираоцио с
наковым содержанием магнетита объясняется не столько по-
грешностями измерений х и V7, сколько различной структурой
руды и непостоянством величины магнитной восприимчивости
магнетита хм*
В случае сидеронитовой структуры магнетитовых руд (ксе-
номорфный магнетит цементирует немагнитные включения изо-
тропной формы) уравнение связи х с V и хм, выведенное ин-
тегральным способом (А. К. Вейнберг), имеет вид
у( !+* У/3
\ 1 + хм J
X
(XI.2)
В случае вкрапленной структуры руд (идиоморфные зерна
магнетита изометричной формы цементируются немагнитными
минералами) это уравнение принимает вид
(1+х)1/3 (1 — У) = 1 —х/хм. (XI.3)
На рис. XI.7 изображены графики зависимости х/У от У,
построенные по формулам (XI.2) и (XI.3) при различных зна-
чениях хм и разных моделях среды (рис. XI.8). Сопоставление
теоретических и экспериментальных данных показывает, что
наибольшие значения хУ могут быть объяснены ксеноморфным
положением магнетита в рудах и горных породах при хм =
= 20 ед. СИ, а наименьшие—идиоморфным его положением
при хм= 10 ед. СИ.
В метаморфических рассланцованных железистых кварци-
тах магнетит сконцентрирован лишь в отдельных прослоях,
разделенных немагнитными прослоями. Для слоистых пород
vanoiZTPnno тси/отипиоа мпгиытпЯ а я ПТПЛТПЛП На МЯГНИТИПЙ ROC-
‘ V/JVXi КД 1 VXXV 1 j Х»Х ЪХХ XX XX XXXV. XX VXXXXXWXX^ZV.X.X.X -
приимчивости относительно направления намагничивающего
VT 7 ------------ ~-------------------------Т ,,,Л
г nu. zki.i. /дпсп paxYiivia oannuniviuu 1 п ишишсппл л/рл-к ) к-мгюпита! пги пыл л\с_
лезных руд от объемной концентрации магнетита V:
Руды месторождений Швеции: 1 — контактово-метасоматических, 2 — метаморфических:
3 — магнетитовые руды США; 4 — магнетитовые руды Тургайского прогиба; 5 — магне-
титовые и титаномагнетитовые руды различных месторождений СССР; теоретические
графики х/(4яУ) для руд: 6 — с идиоморфным магнетитом, 7 — с ксеноморфным магне-
титом (шифр кривых —х для магнетита, ед. СИ); 8 — теоретическая кривая
х/(4л V) от V для гипидиоморфной структуры при Хм= 15 ед. Си
а в
Dllo VT О Л”1________...... _ ~ п..„ . . . „ >. .... D X Г1Л _
* ч^лсматичсслис мидели cipyixiyjjDi гча; псиниоил руд, у «v
Шие интегральному способу вычисления магнитной восприимчивости.
Структура: а — сидеронитовая; б — вкрапленная; в — гипидиоморфная: черным цветом
показан магнетит
Рис. XI.9. Распределение значений хп железистых карцитов Украинской
железорудной провинции (а) и КМА (б) в зависимости от объемного со-
держания магнетита V (по В. Н. Завойскому, 3. А. Крутиховской):
1— изотропное распределение магнетита; 2— максимальная послойная дифференциа-
ция магнетита; 3 — график х (V), построенный по формуле (XI.3)
превышает магнитную восприимчивость вкрест слоистости хп.
Значения хт и х„ слоистых пород связаны со средней магнит-
ной восприимчивостью магнитных прослоев хм. п и их объем-
ным содержанием Км. т формулами
хт=хУм.пХм.т; х„= (XI.4)
1 -4- V-. - ( I — 1/-- -I
I '•»!. и \~ ва. и/
Магнитная анизотропия рассланцованных пород тем выше,
чем больше величина хм. п и чем больше в породе содержится
немагнитных прослоев. По данным В. Н. Завойского и 3. А. Кру-
тиховской, значения хп железистых кварцитов при равной объ-
емной концентрации магнетита изменяются в широких преде-
лах (рис. XI.9), что обусловлено главным образом различной
структурой рудных прослоев. Наибольшие значения хп харак-
терны для сидеронитовой структуры, а наименьшие — для
вкрапленной структуры рудных прослоев. Формулу (XI.4) мо-
жно применять и для характеристики средних значений маг-
нитной восприимчивости.
Естественная остаточная намагниченность
Jn сильномагнитных железных руд, как и их магнитная вос-
340
приимчивость, значительно зависит от концентрации магнетита.
Принципиально новую информацию о природе железных руд
можно получить из отношения естественной остаточной намаг-
ниченности к индуцированной намагниченности, т. е. фактора
О. Величина Q не зависит от концентрации ферромагнитных
минералов и определяется их составом, величиной зерен, тер-
мическим режимом во время образования, возрастом и др. Для
образцов руд магнетитовой скарновой формации и ряда тита-
илмагнетитовых ПУЛ величина О HP ппрпкттпяат АК V атпт nvn
* - — — £” •/ '—' — “ ~ л-*л. ада V4. Ж 4Z , 4Z • К/ ж ж жж ж
отмечается очень низкая стабильность величины Jn- Для желе-
аиетых КВЯПТТИТОВ И части ТИТЯИ/waruOTUTnnuv П1ТП D —Cl^-^9
------- г ............................... -С . -.
Направление Jп для этих руд приблизительно совпадает с на-
правлением современного
зистых кварцитов вектор
пшгилм гЬппкдкт ппич/ат v
ховская, 1971 г.).
Л 4 я Г U тлпг МП г> г\ тт/лттст ГТглтх
x.xm.xxxxxxxx»_zxw 11WU1/1. X X XX ^/1V»1¥A
Jn, измеренный на образцах
У
ослпчплип
изомет-
Vn ТТ'Т'ТТ _
А\р J 1 Г1-
оп\
* п
характеризуются руды магнезиоферритовой скарновой форма-
ции, резко отличающиеся от руд остальных формации составом
ферромагнитной фракции (значительные примеси магнезиофер-
рита и маггемита). Эти руды характеризуются преимущественно
обратной полярностью Jn, благодаря которой над ними наблю-
даются отрицательные магнитные аномалии. Существует много
гипотез, объясняющих обратную намагниченность руд Ангаро-
Илимского месторождения. Наиболее вероятными из них пред-
ставляются те, которые связывают образование Jn с химиче-
скими процессами (/л = /Гс) в суммарном магнитном поле, об-
разованном однородным полем Земли и резко неоднородными
локальными полями, создаваемыми намагниченными породами
и рудами.
Хромитовые руды. Большинство месторождений хроми-
тов — гистеромагматические. Собственно руды представлены
двумя основными типами: сплошными, или массивными, и
вкрапленными; главные минералы руд — хромшпинелиды и си-
ликаты, преимущественно серпентин, изредка оливин.
Средняя плотность хромитовых руд зависит от со-
держания в них хромита и обусловлена структурно-текстур-
ными особенностями (табл. XI.3). Существует прямая зависи-
мость плотности от содержания Сг2О3 (рис. XI.10). Выветре-
лые руды отличаются высоким содержанием (до 60 %) Сг2О3,
но из-за большой пористости обладают сравнительно низкой
средней плотностью. Плотность сплошных, массивных и густо-
вкрапленных руд с глубиной почти не изменяется; рыхлые руды
с увеличением глубины уплотняются, уменьшается степень их
разрушенности, что приводит к увеличению плотности.
Внутри групп месторождений, связанных близкими усло-
виями образования, наблюдаются определенные закономерно-
341
ы Таблица XI.3 м Плотность и магнитная восприимчивость хромитовых руд разного типа
Руда N о, г/си3 х, 10~5 ед. СИ
среднее пределы среднее пределы
Урал, месторождение Алмаз-Жемчужина
Хромит: 7 4,36 4,26—4,43 113 100—120
густовкрапленный до сплошного, крепкий густо- 16 4,31 4,2—4,43 113 88—150
вкрапленный, богатый, крепкий
густовкрапленный, серый, мелкозернистый 9 3,99 3,88—4,12 239 230—275
средневкрапленный, крупнозернистый 5 3,54 3,38—3,63 376 310—500
р едко вкрапленный, м ел козер н и сты й 8 3,23 3,06—3,52 528 190—1100
Выветрелая руда, богатая 6 3,9 3,76—4 630 125—1100
Дунит серпентинизированный 5 2,46 2,44—2,47 1510 1000—1760
Закавказье, месторождение Надеждино
Хромит:
гу сто в кр ап лен н ы й 14 — — 314 150—820
вкрапленный 4 — — 1760 1380—2260
Дунит серпентинизированный 15 — — 3770 1635-6900
Рис. XI. 10. Зависимость плотности
и магнитной восприимчивости
хромитовых руд от содержания
СггОз (месторождение Алмаз-
30 00 50 Сг2о,,% 30 00 50 Cr20j,%
сти изменения плотности руд в зависимости от
ТТПО ТЛТТ1Л1Л ЧЯПиМЯРМАЙ 1гЯ51ГПКТЛ/Т М ОПТЛПЛХУ поттплхг Г»
w V».**tii* v* V/II* w** *жъ****/-^*->* .4 аж* 1 '-'р' и/пДъИП V-lVi и
ного поля (М. Г. Илаев, 1984 г.).
геологической
nnnnonov тлхтгг-
ным образом магнетитом, выделившимся в результате серпен-
ЛПТТТТ ТТО «1 IT ТТТТ ТТ X TTTTT ГП CJ Л^ТТО ПППТГЛ1ГГГ тттгтл жлтгтт* тт хт тт т г хч ттт гттгтжгтт <-х г-»
шгшиацгш ч^псх oudhvhi ui iniia jjj'/i,. ПС1И1У1СПСШП1¥1П UC
величинами обладают наиболее богатые сплошные и густо-
вкрапленные руды; по мере уменьшения в руде содержания
хромита ее магнитная восприимчивость возрастает, что объяс-
няется увеличением количества серпентинизированного дунита
и, следовательно, магнетита (рис. XI.10). Колебания средней
магнитной восприимчивости и остаточной намагниченности, по-
видимому, связаны с различной степенью серпентинизации ду-
нитов и преобладанием на отдельных месторождениях тех или
иных разновидностей руд (табл. XI.4).
Сульфидные медно-никелевые руды. Сульфид-
ные медно-никелевые месторождения магматического гене-
зиса — ведущий промышленный тип месторождений. Рудная
минерализация представлена в основном пирротином, халько-
пиритом, пентландитом и магнетитом. Выделяются медно-ни-
келевые руды двух морфологических типов: вкрапленные;
сплошные руды и оруденелые тектонические брекчии. Среди
вкрапленных руд выделяются два генетических типа: первич-
Т а б л и ц а XI.4
Магнитная восприимчивость и остаточная намагниченность
хромитовых руд месторождений Южно-Кимперсайской группы
^Месторождение \т х, 10-= ед. СИ Jn. 10"» А/м
среднее пределы среднее пределы
ХХ£лет Казахстана 50 440 0—6 300 1500 0—50 000
А _П КД О О л» »ттх гхтлтжтт г» ОД 630 0 к 300 1300 П 90 000
Гигант 40 1760 0—31 400 6000 0—29 000
343
X, УЯ'ед.СИ
Рис. XI.11. Схема изменений плотности и
магнитной восприимчивости пород никеле-
носной габбро-перидотитовой формации
Печенги в процессе серпентинизации (/->
__тт лто ттт t/лп n пип tzq г» Алчиоп'гхоотттдтг ».
'lil j Г* V 1 UUUKVUU un/l) UU|J W11U 1 tlUUM1"' n
хлоритизации (///->-V).
I— V — петрофизические группы
□ЕР EXP LZZP
□П* Г°~Р
Рис. XI.12. Изменение магнитных
свойств пород никеленосной габбро-
перидотитовой формации Печенги
в процессе серпентинизации (/->//->
->///) и оталькования, карбонатиза-
TTTjjT тл хлопитиза1,ии
1 — неизмененный или очень слабо из-
мененный гипербазит; 2 — гипербазит
с отчетливо выраженной начальной ста-
дией серпентинизации; 3 — серпентинит
с прожилково-вкрапленной формой суль-
фидного медно-никелевого оруденения;
4 —слабооталькованный, карбонатизиро-
ванный и хлоритизированный трещинова-
тый серпентинит с бедным оруденением;
5 — сильно измененные оталькованные,
.А
napuvna i iionpvoanriDic, Arfic'pri i пэприоалпшс
породы, практически не содержащие
сульфидов никеля и меди
ные сидеронитовые вкрапленности сульфидов, образовавшиеся
мененные ультраосновные породы с вкрапленностью сульфи-
ТТГПТЭ ODGO Q ГТГТСТЛ /Ч ГТ тл <"»ТТ О HITI Г»Т2Г ТТ ГПЛЛ’Т'аТП ПЛ <1 ТТТ^ТТ/ЛГ'ЛА АЛ О'Т'О плллтл гКтлоал a
cu/iu U UllUl^, 11 W-C11V1X1 1 1 uviuilkjl TJ 1T1 1 Cl 1T1 V/ 11 >_» IVI Cl •
Типичными примерами месторождений первичных руд является
ЛЛ z4tttt лг'ГЛ гп r»TZ о «тл/тлчгчп/лхт/ттлтттгтг nnmoTTTTT.Tv гх » к л»гч и к п 'гттттллт/ тт и л тт
l’XUmv-1 VJJCIT, a IVI V-U 1 up/UZIY/AUliri Г1, силоигшыл U IVI V 1 UCU.»1 Cl 1 Г1Т. wixriiviri
процессами,— месторождения Печенги.
П^ггТТТТТТгтчл ттт ттп,-г лчлчхчЛхчттттхчучттчт тт тттт/ч тттч тт лч л тт т т чг т т ттгтлтчт т^> тт тч тт т тчт Дч лч тч
ЧУ Uiri'in 1слтшл UCUUUnnUCID nrinUJlCnULnDlA ПП 1 рУ опопшл фир-
маций Кольского полуострова и других регионов — слабая на-
______ ______________________________ „ T,Z4<4^Z4«TT«4Z4T4. ХЧТТЛ <ЧЛГЧТГХЧ ~ТЧГЧ<ЧГ*Л
Mdl tiJUHcnnuciв 1 аиириидии и i инсриаоп 1 ив, unci рсэли ииорас-
тает на месторождениях вкрапленных руд, образование кото-
рых связано с серпентинизацией гипербазитов.
344
Рис. XI. 13. Пределы изменения и средние значе-
ния физических параметров пяти петрофизиче-
ских групп и некоторых руд никеленосной фор-
мации Печенги:
/ — область изменения параметров; 2 — средние значения
параметров
£*р,м/с
7000
6000
5000
itOOO
Рис. XI. 14. Зависимость плотности и скорости продоль-
ных волн гипербазитов от степени их серпентинизации
(по М. Ш. Магиду, С. В. Москалевой)
Рис. XI. 15. Связь между плотностью и
магнитной восприимчивостью серых (а),
массивных (б) руд и оруденелых фил-
литов (в)
Месторождения Печенги в некотором отношении могут счи-
таться эталонными для этого типа руд. Во всех них отмечается
устойчивая связь типов руд и физических свойств пород и руд
с типом и интенсивностью вторичных процессов. На ранних эта-
пах наибольшее влияние на физические свойства пород оказы-
вают процессы серпентинизации (I—III петрофизические
группы на рис. XI. 11—XI. 14). Плотные породообразующие ми-
нералы— оливин и пироксен — замещаются более легкими ма-
ложелезистыми серпентинами. Избыток железа связывается
в оксидах (магнетит) и/или сульфидах (пирит, пирротин);
часто те и другие образуют тесно связанную сосуществующую
систему, что фиксируется при петрографических исследованиях.
Никель из силикатной формы переходит в сульфидную. Сплош-
ность пород нарушается многочисленными трещинами, которые
заполняются рудными минералами.
На стадии оталькования и карбонатизации (III—V петро-
физические группы) железо образует уже только оксидные
соединения, но общее содержание его в породах существенно
уменьшается, что сопровождается уменьшением величины маг-
нитных параметров. Никель также выносится из пород в ок-
ружающее пространство, но переотлагается в новых условиях
по-прежнему в сульфидной форме (рис. XI.15). По мере воз-
растания концентрации сульфидов во вмещающих породах
плотность их монотонно возрастает: скорость продольных волн
сначала падает до некоторого минимума, а затем вновь воз-
растает, причем vp оруденелых серпентинитов заметно выше,
пои fiMnvnwKiv я ft., ovnkrhunnMY nvTi тякже превышает вели-
1V1I1 VZ — J V V J- LJZ -XX £- J ------- -£---
чины, определенные для аналогичных рудных минералов (табл.
XI 5) По-видимому, здесь проявляются отличия системы «руда
с включениями» от простой механической смеси: свойства
гЬтТТТТТТТТ ТГТТТГ ЧТТП/ТТ//ТГГ Г* TZOT-O v< LT llO UOrVT fiwTK nn.HV4PHW
kzJl UZ1X. HU Г1 Г1 -ivcivuri VI1V1V14L» ЧК- J * Vxzxx~ -J-
простым сложением свойств входящих в нее компонентов.
346
Таблица XI.5
Физические свойства сульфидных медно-никелевых руд
Печенгского района
Рудй Содержание рудных компо- нентов, %, о, г/см5 Ур, М/с
Прожилково-вкрапленная в сер- 1—20 3,11 5800
неНТИНИТаХ И айиСёрйеитИйитал Серая 3,22 5700
Боекчиевая 20—80 3 56 5600
Сплошная сульфидная 90—95 3,90 5800
сульфидные медно-никелевые руды относятся к классу
электронных проводников. В процессе образования сульфиды,
заполняя промежутки между зернами породообразющих ми-
нералов, образуют «токопроводящий цемент», который в отдель-
ных случаях определяет низкое (от < 1 до ~ 100 Ом • м) элек-
трическое сопротивление. По мере уменьшения концентрации
рудного вещества электрическое сопротивление возрастает, до-
стигая у вкрапленных руд тысяч ом-метров. Высокой электро-
проводностью обладают богатые переотложенные руды во вме-
щающих породах.
Близкие закономерности наблюдаются и в породах Монче-
горского плутона, где в отличие от Печенги изменения пород
соответствуют главным образом /—/// петрофизическим груп-
пам (табл. XI.6). В целом Мончегорское месторождение харак-
теризуется высокой плотностью слагающих его габбро и ги-
пербазитов, имеющих невысокие магнитную восприимчивость и
естественную остаточную намагниченность. Руды месторожде-
ния по плотности близки к богатым рудам Печенгского района.
Установлена высокая электронная проводимость сплошных и
богатых прожилковых руд, четко выделяемых методом токо-
вого каротажа (А. С. Семенов, 1955 г.).
Описанная последовательность процессов метаморфизма и
связанных с ними изменений физических свойств гипербазитов
в той или иной мере проявляются не только в породах Коль-
ского полуострова: сходные явления отмечены в аналогичных
породах Ветреного пояса Карелии (Ф. С. Файнберг, 1987 г.)
с той, однако, разницей, что в последнем случае наименее из-
мененные породы представлены не «свежими», а серпентинизи-
рованными гипербазитами и серпентинитами, а это по вышепри-
веденной схеме соответствует III—V петрофизическим группам.
Месторождения Норильского района связаны с формацией
габбро-долеритов, которые характеризуются плотностью
347
со Таблица XI.6
00 Плотность и магнитная восприимчивость медно-никелевых руд Кольского полуострова и Печенги
Руда и вмещающая порода У о, г/см3 х, 10-s ед. СИ Q Месторождение район
среднее пределы среднее пределы
Габбро-перидотитовая формация
Плагиоклазовые перидотиты с ред- кой мелкой вкрапленностью сульфидов 28 2,89 2,83—2,98 21 400 12 500—34 000 16 000—44 000 1 Ждановское, Печенга
Серпентинизированные перидотиты с неравномерной мелкой вкрапленностью 8 2,9 2,78—3,04 30 200 1
сульфидов Серпентиниты измененные, с вкраплен- ностью сульфидов 17 3,03 2,99—3,15 10 000 1 250—21 400 0,3
Массивная сульфидная 4 — — 8 800 6 300—12 600 1
Брекчиевая; обломки ультраосновных пород сцементированы сульфидами 23 3,17 3,03—3,39 310 125—880 0,3
Оруденелый серпентинит (бедная руда) 11 2,88 2,86—2,92 17 600 12 600—18 800 3 Каула, Печенга
Богатая вкрапленная руда, в серпен- тините серая руда 10 3,28 3,21—3,42 13 800 10 000—17 600 10 000—15 100 0,9 2,2
Массивная сульфидная 8 4,45 4,3—4,69 11 300
Брекчиевая 10 3,97 3,9—4,02 5 030 2 500—8 800 1,5
Прожилково-вкрапленная сульфидная 9 — 3—4,5 — 380—38 000 — Аллареченское, Коль- ский п-ов
Перидотит-пироксенитовая формация
Прожилково-вкрапленная и сплошная 39 4,65 2,8—4,9 — 3 800—12 600 — Мончегорское, Коль-
3 800—126 000 — ский п-ов
N, % -2 ае,1О ед.си . Jn, кЛ/м
70 —
А (п=ЗВ'> ГД.
20 п 1-rP-i о 1-П
2 А 6 1510 20 30 AO>AO
АО — —
20
о -I I Н-4
10 20 30 АО 50 10 20 00 100100180220
В (п=67) 4Z7 -
20 Q гх.
АО
20
о । < -,"ТГТ^Ч-Г71 i .-«-П
АО
Д (.П=23~) 20 =1-
о из L_i J |-1 I-Пп 1 1 1
АО -п
£Сп~22:> 20 - L
Q iLru. I |1—T'll—1 1 1
10 20 30 АО 10 20 60100100130220
Рис. XI.16. Распределение физических параметров медноникелевых руд Норильского района (по Э, Н. Линду,
1986 г.).
Руды: А — вкрапленные; 5 — с магнетитом; В — пирротиновые; Г — пирротин-халькопиритовые; Д — халькопиритовые; Е — куба-
нитовые; п — число образцов
Таблица XI.7
Физические свойства сульфидных медно-никелевых руд
Норильского района (Э. А. Калинина, 1972)
Руда Содержание рудных ком- понентов, % а, г/см3 v„, м/с г
Габбро-долерит с вкрапленностью суль- 10—12 3,11 6300
фидов 12—15 3,13 6000
15—20 3,16 6000
22—30 3,27 5900
Богатая сульфидная 40—50 3,54—3,61 5600—5800
НО 70 я RH я ОН 4АПЛ ПЕЛЛ
70—80 4,07—4,12 4500—4600
Сплошная сульфидная 80—90 4,26—4,44 4800—4200
90 4,51—4,66 3500—3800
2,99 г/см3, скоростью продольных волн 5500 м/с, магнитными
свойствами — х=2300*10-5 ед. СИ и /п=2,1 А/м, электриче-
ским сопротивлением 7000 Ом-м и поляризуемостью 4,7%.
Параметры плотности, намагниченности и поляризуемости руд-
ных интервалов имеют тенденцию к увеличению, а скорости и
электрического сопротивления — к уменьшению (табл. XI.7).
Руды представлены следующими минералогическими разновид-
ностями: вкрапленные, с магнетитом, пирротиновые, пирротин-
халькопиритовые, халькопиритовые, кубанитовые.
По данным Э. Н. Линда (1986), представленным на рис.
XI.16, по плотности руды делятся на три группы. Первая —
вкрапленные руды (о=3—3,2 г/см3), вторая—руды с магнети-
том, халькопиритовые и кубанитовые руды (4—4,2 г/см3),
тпетья — пиппотиновые и пиооотин-халькопипитовые пуды
(4,4—4,6 г/см3).
По скорости пподольных волн руды подразделяются на три
группы: вкрапленные (5,6—6,7 км/с), руды с магнетитом (4,6—
5,3 км/с), пирротиновые, пирротин-халькопиритовые, халькопи-
ритовые и кубанитовые руды (4—4,7 км/с). Установлена за-
п тдгчткл ППТк ГТпЛтиЛпттг ГТ ПГППЛОТП М Р ГГ ГГП - ГТ ИКР TTPRRTY DVTT НТ СН-
urxvxxxu^x- XXVXX> X XXVSVz X XX XX VX.WyW4.4X x.xvz^xxv, - r j ----
держания рудных минералов. Для руд с содержанием рудных
T/nxinnuoUTAD 1Л________4Л 0/_ ТТ TTP'TTJPO'TU помоиартпя ПТ .4 11 ТТЛ
lYVJlVlllkJXXV.xx х K>XJ XV, VJk, /0 XXuIV X XXVV x х_» Jiw n v.... v . v.. v, X w,- —
3,27 г/см3 и скорость продольных волн от 6,3 до 5,9 км/с, при
«л тгллхт, л ТТПТХ тлхтттттттчг тг гч» к тт г\тт агт'тлп гллп Л Л ттг» ЙЛ 0/„ ггплтилртк UQ-
сидср/типпп JJ j/Ц,Г1 D1.A. IVkJ IVI llkJll V-I1 1 kJ и kJ 1 -XXJ /ДкУ /и .ivxvxxxwv.w xxw
меняется от 3,54 до 4,12 г/см3 и скорость от 5,8 до 4,5 км/с, при
— л л хтг «г тт ТТТТ ZYrrx ОЛ ТТЛ ЛЛ 0/ тт тт ЛЛЛтТ Л Л ЛПТ. ТТП * Г О TI ГТ ПФО П ГЛ 'Т' А ОЛ ТТЛ
сидср/1\аппг1 kJ I U\J /J,u CJ\J /0 цлитист X1O1V1 V-11Z1V-1 Y.Z1 wx x,x-4 /J,'-'
350
4,66 г/см3, а скорость от 4,2 до 3,5 км/с (Э. А. Калинина,
1972 г.).
Вкрапленные руды характеризуются относительно неболь-
шими магнитной восприимчивостью (в среднем 1000 • 10—5 ед.
СИ) и остаточной намагниченностью (0,5—3 А/м) и значитель-
ными величинами Q (около 2—5). Руды с магнетитом отлича-
ются довольно расплывчатыми значениями магнитных парамет-
ров (г.= (5000-50000) • IO-5 ед. СИ; /„ = 0,54-2 А/м; Q =
= 0,2 — 2). Остальные типы руд (пирротиновые, пирротин-халь-
копиритовые, халькопиритовые и кубанитовые) имеют близкие
значения магнитных свойств (х= (5000 —25000) • 10~5 ед. СИ;
г _ок. in а/.,, /о_Mi . mi
Jn — IV Гк/lVl, Ц' — и, 1 ~ IV ) .
Электрическое сопротивление медно-никелевых
руд имеет аномально низкие значения — от 1 Ом -м для вкрап-
ленных до 0,001 Ом • м для богатых руд. Вызванная по-
ляризация характеризуется аномально высокими значени-
ями параметра от 60 % для вкрапленных до 50 % для сплош-
ных руд.
§ 38. ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РУД ЦВЕТНЫХ,
РЕДКИХ И БЛАГОРОДНЫХ МЕТАЛЛОВ
Данные о физических свойствах руд этих металлов приво-
дятся в ряде работ (Э. Я. Дубинчик, В. К. Путинцев, 1974 г.;
Н. П. Романовский, 1973 г. и др.). Физические свойства руд
в значительной мере определяются физическими параметрами
рудообразующих минералов.
Плотность руд по мере увеличения интенсивности вкраплен-
ности рудных минералов изменяется от значений, типичных
для вмещающих пород, до величин, характерных для сплошных
руд (рис. XI.17). Стандарт изменения плотности вкрапленных
руд St достигает 0,08—0,09 г/см3; у сплошных руд он несколько
ниже, редко превышает 0,05—0,06 г/см3.
Рис. XI.17. Зависимость физических параметров сульфидно-касситеритовых
РУД ОТ СОДврЖаНИЯ О ру’ДНЫХ МИНСраЛ ОБ.
Месторождения: а — Тернистое; б — Лифудзин
351
Большая часть руд цветных и редких металлов (около
75%) относится к слабомагнитным (и<45«10-5 ед. СИ). Пир-
ротин- и магнетитсодержащие руды обладают переменной ве-
личиной и, изменяющейся на несколько порядков (рис.
XI. 17, б); коэффициент вариации магнитных руд более 1.
В зависимости от электрической связанности рудных вклю-
чений различные руды даже с одинаковым их содержанием
имеют резко различную электропроводность. При одинаковой
OTnVirTVnP ИйЙ ПТППЛРТГЯ
-------------
ппямая зависимость элсктг,опповодно-
сти от содержания электропроводящих компонентов.
ния в них электропроводящих минералов. Наибольшие значе-
ттттгг тт/"» ТТ ГГТЛТ1 / Q Q Л А 0/. \ TI о (л П ТЛ ТТ Л ТЛ-ТЛ ГГ 17 Л ГГ П Л ТТТ ТТТТЧТ ПТГТТ
ПГ171 ХЮ у Г1 ---IV /0 у 11СХ Wi/llky/ACllW 1 V71 У IlXJiyY
При одинаковом содержании электропроводящих включений
более высокими значениями поляризуемости характеризуются
породы с меньшими размерами рудных зерен.
Скорость распространения продольных волн зависит от гус-
тоты вкрапленности рудных минералов, состава и струк-
турно-текстурных особенностей; максимальные значения ско-
рости имеют сплошные пиритовые руды, минимальные — гале-
нитовые.
Многие месторождения цветных и редких металлов генети-
чески и парагенетически связаны с интрузивными и субинтру-
зивными образованиями, а определенные металлы — с поро-
дами, обладающими специфической физической характеристи-
стикой. Например, доля магнитных плутонических массивов,
контролирующих различную рудную минерализацию на терри-
тории Дальнего Востока, обнаруживает тенденцию к возраста-
нию в направлении Sn->W^-Mo-^Pb, Zn->Cu от 10 до 78 %
(рис. XI.18). Принимая во внимание различные уровни гене-
рации магматических расплавов слабомагнитных и магнитных
пород, можно предполагать и различные глубины зарождения
рудоносных растворов: меньшие для олова и вольфрама, наи-
большие— для полиметаллов и меди.
Оловянные руды. Рудоносные граниты, с которыми ас-
социирует оловянное оруденение, весьма различны по петрохи-
мическим особенностям. Однако петрофизическая характери-
стика их достаточно однородна (рис. XI.19). Большая часть
рудоносных интрузивных тел обладает низкими магнитной вос-
приимчивостью (х<25-10-5 ед. СИ) и остаточной намагничен-
ностью (параметр 0^0,2) и пониженной (оср = 2,57 г/см3) либо
нормальной для данной основности (оср = 2,59 г/см3) плот-
ностью.
Оловоносные месторождения страны подразделяются на
группы: 1) оловоносных пегматитов; 2) касситерит-кварцевой
формации; 3) касситерит-силикатной формации; 4) касситерит-
сульфидной формации; 5) оловоносных скарнов.
352
Таблица XI.8
Петрофизическая характеристика оловорудных формаций
Формация Руда ° st х | Var
Г/ :ма IO"5 ед. СИ
Оловонос- Оловоносные пегма- 2,63 0,02 ^5 0,5
ных пегма- титов Кассите- титы Оловоносные грей- 2,68 0,08 <ю 0,5
рит-квар- цевая зены К асситер ит-тур ма- 2,7 0,07 <10 0,6
Касситерит- лин-кварцевая Касситер ит- кв ар - цевая Касситерит-флюори- 2,65 2,77 0,06 0,07 <10 0,5
силикатная и кассите- товая Касситер ит-сер ицит- 2,72 0,08 <10 0,6
рит-суль- фидная кварцевая Сульфидно-кассите- 3,84 0,08 <400 0,8
ритовая Касситерит-хлорит- 2,78 0,07 <100 0,6
кварцевая Касситер ит-тур м а- 2,81 0,08 <100 0,6
лин-кварцевая Турмалино-колчедан- 3,7 0,06 4 000 0,9
ная Хлоритово-колчедан- 3,2 0,08 5 000 1,3
Оловонос- ная Магнетитовые скарны 4,27 0,09 >750 000 —
ных скарнов Касситерит-карбо- 2,34 0,07 2 0000 1
н атно-сульфидная Пироксеновые скарны 3,32 0,08 3 000 1
сл со Гранатовые скарны 3,45 0,07 100 1
<2 р, ОМ-м ТЬ % N Регион, место- рождение
сред- нее пре- делы сред- нее пре- делы
— — — 15 Дальний Восток,
— 10»—10* 21 Буреинский мас- сив, Марьяновское Приморье, Калба- Нарымская зона, Обрубленное
— — — 3 1—5 138
— — 85 45 Дальний восток,
— — 103—10е 2 1—6 127 Мяо-Чанский рай- он, Хрустальное,
3 0,8—7 1—100 11 5—18 48 Лифудзинское,
— — — 3 1—6 20 Арсеньевское, Хинганское, Бе-
— — — — — 54 резовское, Терни- стое
2,5 0,8—4 1—100 15 5—20 17
1,7 0,5-3 — 12 5—18 15
— — — — — 12 Приморье, Бело-
— — — — — 150 горское, Благо-
— — — — — 52 датненское, Мага- данская область,
— — — — — 20 Большой Каньон
Pb.zh
Рис. XI. 18. Диаграммы пространственной связи руд цветных и
таллов с гранитоидами различных петромагнитных классов (по
гранитоиды
редких ме-
э. я. Ду-
Рис. XI. 19. Распределение плотности и магнитной восприимчивости пород и
руд месторождений Дальнего Востока.
п — ОСЗ п0ЧНЫ6 Н6ИЗМ6Н6ННЫ0 ПОГ‘ОЯЫ* — _Г'ОГОВИКИ и СКНПНЫ* в __ ГЭ НИТЫ’ з__
шеелит-сульфидные руды
Физические свойства оловянных руд сравнительно хорошо
изучены лишь на территории Дальнего Востока. Отдельные
сведения имеются по Северо-Востоку страны и Казахстану
(табл. XI.8).
Месторождения оловоносных пегматитов встреча-
тлтгя ППРимиитргтпрцпл та плклм^пшлР1:иу и п яппрпя прлзлйптгыу
---- — I - ~~ААААХ. ^Х.ААХ,А,А Х^Г AA.AXZAAAAAA А. -----ЖАААЖ
структурах в связи с соответствующими одновозрастными гра-
ljтлпгя 1\/ГТЛ C'.ri ПАпмгя итло гчттгчтая та глхтпо тлтлтатг/^о_ г'глпгкто пРппыо по.
хдххд^А.ААА. x^v^^xx.xv wvxwx^tx х> xxxx^xxwx, x,wxx>x^, xxvy^^x,
сятые доли процента. Кварц-полевошпатовые пегматиты содер-
ХТГЛ-Г ТЛ UOQ и О IIIJTO TTTL ТТГЛХЖ Т7О ’ТТГТТОЛТПО / тт /л Рч 0/_ \ OTJ т чтил о и ТТТ ттагттл-
ZIYU.1 XJ HV^IIU ЛШ VvlJJUVlVl nvvxmvviuc /0 / VlWli/lXUUUiini, vivixn
долит, турмалин, касситерит, ксенотим.
ц и и генетически связаны с аляскитовыми гранитами. Орудене-
ние комплексное, оловянно-вольфрамовое. Содержание олова
в руде достигает 0,1—0,5 % Оловоносные грейзены образуются
354
как по гранитам, так и по вмещающим осадочно-эффузивным
образованиям. Главные минералы: кварц, мусковит, топаз, кас-
ситерит, вольфрамит. Реже встречаются флюорит и сульфиды.
Часто встречаются кварцевые жилы с касситеритом, топазом,
слюдой. Разновидности, обогащенные сульфидами, с х> 100 •
• 10-5 ед. СИ и плотностью п>2,7 г/см3 встречаются сравни-
тельно редко.
Широко распространены месторождения касситерит-
силикатной формации, сопряженные с постинверсион-
НЫМИ гпанитпилами Обычнп ПИИ плия пиаиштра □ мгпяппятыу
----- -J----------- -------- -----_---ж х,. X. ----“
структурах позднего палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Оловянное
ППиЛРЧРПИР ПЯРТП PnnnnRnW Ч ЯРТГЯ ТТП ТПШДта ГТ nunanvuM Г"' ППРП.
J /-Н, — X 44WV11H4 V 1 UVlViU Т WllIllU . V—«
жание олова в руде 1—3%. Эта формация представлена кас-
рудами, содержащими некоторое количество сульфидов. Для
ТЛХТТТ иаГ7/Л'ГГ|Г\СТ V ТТТ Лл ТТ ТТТЛТТХГ ТЛПЛт/ЛП HATTYrr'i хгП f Л ТГРПАПТТТ Т ЛЖОТ-ч
yj/A w viuvp пдпхлл iu ларап i cjjhdi iviui -
нетит и гематит, но сами такие месторождения встречаются
Г> П л П ТГУГЛаЛ ПТ ТТ/П ТЛППТЛГЧ
cyaunn 1 VJ1DHU рсдпи.
Касситерит-сульфидная формация локализу-
ется в молодых вулканических поясах и часто ассоциирует
с липарито-гранитами (Восточно-Сихотэ-Алинский вулканиче-
ский пояс). Оруденение комплексное, оловянно-полиметалли-
___--______~_-_______________г\ г» 1 Л/ тт_____V. J_______
ческие. содержание олова в руде и,о—i, 70. ДЛЯ этой формации
характерны сульфидные типы руд.
Рудные тела сульфидных месторождений олова в Приморье
сложены пирротином, сфалеритом, галенитом, халькопиритом
и кварцем, с которым ассоциируют касситерит и арсенопирит.
Часто встречаются карбонаты.
Остаточная намагниченность обычно превышает индуциро-
ванную (Q=4n-5). Вектор естественной остаточной намагни-
ченности часто направлен противоположно современному гео-
магнитному полю. Преобладающая роль остаточной намагни-
ченности сказывается на характере локального магнитного поля
АГа, и в ряде случаев рудные зоны отмечаются отрицательными
локальными магнитными аномалиями. Руды, содержащие мел-
козернистый пирротин, выделяющийся в конце сульфидной ста-
дии минералообразования, а также руды, в состав которых
входит интенсивно дисульфидизированный крупнозернистый
пирротин, обладают положительной намагниченностью неболь-
шой интенсивности до (1004-250) • 10-5 ед. СИ (И. И. Анту-
шевич и др.).
Месторождения оловоносных скарнов приурочены
к разновозрастным рудоносным гранитам при наличии карбо-
натной вмещающей среды. Общая распространенность место-
рождений такого типа ограничена.
Главные минералы оловоносных скарнов — гранат, пирок-
сен, магнетит, часто везувиан и ортоклаз. Касситерит в скар-
355
нах тесно срастается с гранатом и магнетитом. На Благодат-
ненском месторождении (Приморье) и на месторождении Боль-
шой Каньон (Магаданская область) широко развиты карбо-
натные руды с диопсидом, форстеритом, магнетитом, флогопи-
том. Их плотность составляет в среднем 2,94 г/см3, магнитная
восприимчивость 3000- 10-5 ед. СИГ
ЭлеКТООПООВОЛНОСТЬ ОЛОВЯННЫХ nvn в чяиисимлпты пт r-rnviz.
* * •' ---------- rj” -------
турно-текстурных взаимоотношений между основными рудными
1пИПИТ. ПИППОТНН ГЯ.ПАНИТ япгпиппипит и пп ы wTinLULn.u
\ 1 7 X” х~ —---, -- , » - 11 /-spz • f xx imiviuii uuvin
(кварц, турмалин, хлорит, флюорит и то.) минералами измени-
ртгсг тз TTTwnnwuY nnpnPTrnv Г~Гптя плптатпттил тгг_тттгм»< xzr\ ппттпл-ппл
“ •• V»X1. xxjyn WV11J1X1V1»! IWvin ICt, 1 DC
сульфидов обнаруживается электрическая связь между их зер-
TIOAfTJ ТТ'ГГЛ Clf\\7r* ТТ/ХТЭ ТТТТ Г» О ОТ Т-> T_T/-»/-ATZT ТТГ> О ПОТ/ТПГ.ГГП^ПАПТТПЛтт «хттттт-г
xxuivxxx, xxw j WI^LI./XIUJUC 1 DDicwivjlV 4/VJ.V14 |?иириоидг1ис 1 D
(р= 1-s-100 Ом-м). Для руд, содержащих сульфиды в незначи-
лгчгтп^ттг тп ТТЛТТТТА гл/ААт-t л /чт ТТЛ 1 Л.2_
cunpui ПОЛСППС DUO|?aCldCl ди 1 \J ------------
1 VtTDUU ХУД
106 Ом • м.
ITVl'l XI Ч сс 1 DC ,
I I Л ТТ ГТ Л Т Т У Т Л > Г Л тт ЛТТЛЛЛТТТТТТТТ лтттт ТТТТХ-ЛТТЛЛ ТТ л ТТЛ Л ТТ Т ТТТТ л ZZ* ( |/
1 iu«717iyrio у C1V1VJV 1D и<ДиОЛППВ1Л РУД ПИ 651X6171, ИС ПрСВЫШаС! и 70 .
Исключение составляют богатые сульфидные руды (Хинган-
слис, иириэивслис мсстирилхдспил) и т|, дисг-игающеи ю—zu 79.
Вольфрамовые и молибденовые руды. Формации
вольфрамовых и молибденовых месторождений образуются
обычно на умеренных глубинах в тесной генетической и про-
странственной связи с кислыми гранитоидами. Месторождения
вольфрама подобно месторождениям олова обнаруживают
связи со слабомагнитными гранитами нормальной плотности
(х^38-10-5 ед. СИ, 0 = 2,57-5-2,61 г/см3). Однако количество
рудоносных магнитных массивов по сравнению с оловоносными
увеличивается до 15 % (см. рис. XI.19). Со слабомагнитными
гранитами ассоциирует главным образом шеелит, с магнит-
ными — вольфрамит. Месторождения молибдена ассоциируют
в большинстве случаев с магнитными гранитами пониженной
плотности (х^380-10-5 ед. СИ, 0 = 2,56-4-2,58 г/см3).
Представителем месторождений скарново-сульфид-
но-шеелитового типа является вольфрамовое месторож-
дение Восток-2 (табл. XI.9). Вмещающие породы представлены
песчаниками, алевролитами, сланцами и известняками с низ-
кими магнитной восприимчивостью и плотностью. Слабомаг-
нитные интрузивные породы месторождений — гранодиориты,
диоритовые порфириты. Осадочные породы, подверженные кон-
тактовому метаморфизму — роговики и скарны,— вследствие
пирротиновой и магнетитовой минерализаций характеризуются
повышенными значениями и и Jn (рис. XI.19). Магнитная ха-
рактеристика руд в зависимости от количества пирротина из-
меняется в широких пределах. Остаточная намагниченность
обычно превышает индуцированную. Направление ее в ряде
случаев совпадает с углом падения рудного тела; в других
случаях имеет обпатную намагниченность.
--J XV
356
Таблица XI.9
Петрофизическая характеристика редкометальных формаций
Формация Руда о St X | Var
г/( м3 10-5 ед. СИ
Скарново- сульфидно- Шеелит-сульфидно- кварцевая 2,72 0,08 375 1,2
шеелитовая Шеелит-сульфидная 2,99 0,07 630 1,3
Вольфрамо- во-суль- фидно-скар- Сфалеритов а я с пир- ротином и шеелитом 2,89 0,07 1000 0,9
ноидная Кварц-вол ьфрамит- шеел итовая 2,78 0,06 38 0,7
Кварц-вольфрами- товая 2,70 0,07 12 0,8
Карбонатно-галени- товая 2,85 0,07 12 0,8
Кварцево- Шеелит-кварцевая 2,68 0,06 12 5—10
жильно- грейзеновая Вол ьфр амон осн ый грейзен 2,69 0,07 12 5—10
Мол ибденит-квар ле- вая 2,67 0,06 12 5—10
Медно-мо- либденито- вая Кварц-молибденит- халькопирит-сери- цитовая 2,72 0,05 12 —
Кварц-молибденит- серицитовая 2,67 — 12 —
со
СП
Q р , Ом м Т| » % N Регион, месторож- дение
сред- нее пределы сред- нее пределы сред- нее пределы
2 0,5—6 — — — — 17 Дальний Восток,
3 0,8—7 — — — — 21 Восток-2
2,5 0,3—7 — — — — 15 Дальний Восток, Джаурское
— — — — — — 13
— — — — — — 14
— — — — — — 22
15 Централь-
— — — — 8 6—10 20 ный Казах- стан, Акча-
— — — — — — 25 тау
— — 320 200—800 17 10—25 15 Малый Кав- каз, При- балхашье
— — 450 14 5—22 12
К месторождениям скарнового типа относится Джаур-
ское вольфрамово-полиметаллическое месторождение Север-
ного Сихотэ-Алиня. Рудная минерализация месторождения свя-
зана с трещинной интрузией кварцевых диоритов (х =
= 7?1Л. 1Л—5 рп СИ <T = 9 7R Т^вяптгепига гшпгштм г>тгч->хг_
• ““ *“ ------’ “ -> - -1 /•
жены ореолом контактово-метаморфизованных осадочных по-
DLTnnVATJT
ППП --- nnrflQMVClD LT гпоиат-Птлпп^поипоьту
р/ '-'/А р' '“'х *-* ** *-» 41 ли ii wuxju ui л
плотностью и магнитной
/-ТЛ ^_О7П^ОО7 Т./Лжж3\
к>Г1, v—x ; vivx J.
XJ XJl \_-V> 11U ri
восприимчивостью (x>600-10-5 ед.
ставу и промышленному значению выделяется несколько типов
руд. исс руды данной формации относительно малоплотные.
Наиболее низкие значения о характерны для кварц-вольфра-
митовых руд, образовавшихся в результате окварцевания скар-
нов, при выносе больших масс кальция, магния и железа.
Магнитная восприимчивость руд, за исключением сфалери-
товых пирротинсодержащих, низкая, не превышающая 38-10-5
ед. СИ.
Вольфрам-молибденовые месторождения кварцев о-
жильно-грейзеновой формации широко представлены
в Центральном Казахстане, где они связаны с магнитными
интрузиями акчатауского комплекса (х= (1100-5-2100) • 10~5 ед.
СИ, 0=2,55-5-2,58 г/см3). Рудовмещающими служат различные
по составу и возрасту осадочные и магматические образования
(х<25*10-5 ед. СИ, ст=2,62-е-2,75 г/см3). Характерными вто-
ричными изменениями пород являются дорудное ороговикова-
ние и гидротермальная переработка.
По ведущему компоненту различают кварцево-вольфрамо-
вые, вольфрам-молибденовые и молибденовые кварцевые
жилы и штокверки. Основные рудные минералы в них шеелит,
вольфрамит, молибденит, касситерит. В рудах часто присут-
ствует пирит (до 4—5 %). Плотность руд низкая (менее
2,75 г/см3), магнитная восприимчивость не превышает 12-10—5
ед, СИ.
Руды медно-молибденовой формации, связанные
с интрузиями умеренно кислых гранитоидов, относятся к числу
слабомагнитных и малоплотных. Изучение поляризуемости руд
и вмещающих пород показывает, что они четко различаются по
этому параметру. У прожилково-вкрапленных медно-молибде-
новых руд поляризуемость составляет 10—24 %, в то время как
у вмещающих пород она не превышает 6 %. Удельное электри-
no/4ina тппптмопоипр nvn гпйНИИТРПЬПП высокое — обычно бо-
XW1117 v* W 1 11UV! ¥ J ''Ь “"****•''’*“ — — — - -
лее 300 Ом • м.
Пп И Ы М О Т Q П П И П А Л V U О П V П W ТЧгР ПП П М T-JTTT Л РИН МР МА-
ЛЛ «/X XX Х.Х v X XX V* ► . XX х V, 11 11 VZ r J --г --- -
сторождения полиметаллических руд относятся к постмагмати-
ттоот/тти» Г* тгопттоттттттто ттг\ ттпиотО тт птлттог»ТГТЛО гЪг»П ЛД Я ТТТДИ - РкЯ D РТП-
nWIXMlVl. Л VXUUllVtlUJ XIV IIWIIIIU V 1 UV1V1X1 1VV11X1V Y -— -
вая, кварцево-сульфидная, колчеданно-полиметаллическая и
rr тт/чпО ГТ ТГТТТ7АП Л ГТ
СИ И П Ци О V/ " LA Г1П ии О С1 /1.
358
Таблица XI.10
Петрофизическая характеристика полиметаллических рудных формаций
Формация Руда О St X Var Q
г/с м3 10~‘ е,г V СИ сред- нее пределы
Скарновая Скарново-суль- 3,25 0,07 790 I 0,8 0,1—3
фидная Сульфидная (оки- 2,78 0,08 25 — — —
Кварцево- еденная) Кварцево-галени- 3,07 0,08 5 — — —
сульфид- ная товая Кв ар ц- сул ьфидная 2,90 0,06 20 0,81 — —
Колчедан- с преобладанием арсенопирита Медно-цинковая 4,53 0,05 25 0,75 0,2 0,1—0,8
но-полиме- талличе- (агрегатная) Медно-цинковая 3,1 0,06 25 0,6 — —
ская (вкрапленная) Сульфидная с пре- 3,28 0,09 1000 1,62 3 0,8—9
обладанием пир- ротина Баритовая и 4,3 0,07 8
Свинцово- кварцево-барито- вая с сульфидами Сульфидная с пре- 4,38 0,08 5 0,5 —
цинковая обладанием гале- нита Сульфидная с пре- 2,95 0,09 5 0,5 _ —
обладанием сфа- лерита Цинковая (окис- 2,7 0,09 5 0,7 —
ленная) Церусситовая 2,9 0,07 5 — — —
p, OM'M ть % N Регион, месторож- дение
сред- нее пределы сред- нее пределы
400 200—1000 — — 31 18 Приморье, Тегюхе
650 50—1000 — — 25 Восточное Забайкалье,
— 50-1500 7 4—17 14 Савинское
2,5 0,05-10 45 30—60 18 Рудный Алтай,
300 100—1000 25 10—45 14 Николаев- ское и Бело-
70 5—100 — — 17 усовское; Восточное Забайкалье,
— 10—200 — — 15 Нерчинско- Заводская группа
— 5—100 12,7 5—24 39 Казахстан, Каратау, Ачисай
— 100—800 — — 17 Мир галим- сай, Айкал- маа, Кара- сай, Турлан
600 100—3000 500—300 0,9 0,6 0,5—2 0,1- 1,2 75 12
На теппитопии ПаЛЬНАГП Влстлхя и Pvnunm Д TT'TQCT МОСТА
ГГ Г г— ------------— ~ - j aavuia/i mvviyj-
рождения свинца и цинка обнаруживают генетические и пара-
генетические связи со слабоэродированными и слепыми телами
магнитных гранитоидов (хср = (600-ь2100) 10~5 ед. СИ, оСр=
= 9 KQ-l-9 R4 гМшП
• Л- , W А Ж j Xx 1»Ж J •
Месторождения скарновой формации (Тетюхинская
Г'ГЛАГГТГТО ГГГ\ ТТТЛПЖП'Т'а ТГ TTTTTTt»r»TZTTV тк«-\/-»ппгхгч/чхтл пглтттттх \ ггг>тгтт»\/мтлгтт т тт
livvimn v 1 UVIVlIlIVVlVilA IVI V-X-z 1 V7 у и/ПДЪППЛ ) 11 p П у JJkJ Ч С П DI П. lUpjH“
зонту известняков верхнего триаса. Руды скарново-сульфидного
ГГТГГГП >Л Г> Л <>ТТТГ\т ТТ ТТ ТТ <-» ГХ Т-» тт тт ТТ т т ZX -тгчгтл тт тт т т z-v о тт «т Аттттт Д~ _ - тт — —_
irnicL vj up ыо у ±\j i лппоиопдпмс 1ила и i псэда сулыридиь СЬИНЦа
и цинка. Плотность руд высокая (в среднем 3,25 г/см3). Ши-
роко развитые процессы окисления снижают значения плотно-
сти до 2,78—2,72 г/см3 (табл. XI.10).
Магнитная восприимчивость руд в зависимости от содержа-
ния в них пирротина колеблется в широких пределах—от еди-
ниц до нескольких тысяч 10~5 ед. СИ. У окисленных руд х не
превышает 100 • 10-5 ед. СИ.
Скарново-сульфидные руды относительно высокоомны вслед-
ствие процессов окисления, образующих плотную «рубашку»
оксидов. По удельному сопротивлению (в среднем 400 Ом • м)
руды слабо отличаются от околорудных вмещающих пород
(300—1500 Ом-м).
Руды высокотемпературных гидротермальных месторожде-
ний кварцево-сульфидной формации распространены
незначительно (Восточное Забайкалье). Руды, состоящие из
кварца, сульфидов свинца и цинка с примесью арсенопирита,
касситерита и турмалина, наименее плотные среди полиметал-
лических руд (аСР=2,9н-3,07 г/см3). Магнитная восприимчивость
руд не превышает 20 • 10-5 ед. СИ. Удельное электрическое со-
противление высокое, достигает 1500 Ом-м. Поляризуемость
руд составляет в среднем 7 %.
Месторождения колчеданно-полиметаллической
формации широко развиты на Рудном Алтае. Колчеданно-
полиметаллическое оруденение приурочено к вулканогенно-
осадочным отложениям среднего палеозоя и находится в про-
стпанстненной связи с магнитными 1x2^650 • 10-5 ел. СИ) ела-
--г -------- ----- _ ------ _ X--—- - - - , . ,
боэродированными гранитоидами змеиногорского комплекса.
Руды колчеданно-полиметаллической формации состоят из га-
ленита, сфалерита, блеклых руд, халькопирита, пирита. Среди
жильных минералов обычны кварц, барит, карбонаты. Агрегат-
ные руды этой формации наиболее плотные (атах = 4,85 г/см3,
zr — я Я
-хор - .,4.1,. J .
роких пределах
Ллпи OTTTIU тт о
XIV
V Dtznon nouuov П\ГП пплтипптк TIQAAOTJaPTC Q П ITT Li-
tz 014/ UUVl V1111U121 J 11 VIM Ж liv/ ^z * *-z ЖЖМ, 1<Ж ^ЖЖЖЖ VZ Ж >^ЖЖ 1Z
(от 2,70 до 3,95 г/см3). Большинство руд этой
Л/'» тт пп ATZTT’-n гкопппи OrriTJTLILTV AlT.TUOn 9 ЧПО ( V —
V'-z/A'-p’ ZIVX11 vjjvyyumui ып 1 ШЛА iun nvy uviwu у rv
= 25-10“5 ед. СИ). Лишь на немногочисленных месторожде-
------г Anmczr тт TJ ZX Л/ТМ'ХТТТТГ'ЧТ-Ч'Ч Q о X n txtzo ттт_ а / Г”Гллттотгтт-
ПИЛА /1^11071 \ IJCpCOUDCIWV. j Г1 JL/UClVlHUiU Cl \J ci ri xxcu. щ и zx
евское) пирротинсодержащие руды характеризуются величиной
.. ~~~-«тлттт^А /?ОПА 1А—К /^*TJ
К, дин ш ающеи ииии • iv " сд.
360
Низкое удельное электрическое сопротивление колчеданно-
П О.П ИМ РТ Я .ПП ИПРС К И Y DVTT ПТТП А ПА пап'гпсг тгалж тт'г'/л dli по ттоипл е» ttqiZ-
•*---------~----~----- j v, i v/i ivm, ~i a uui^wivimv ^/vivu
тропроводных минералов (галенита, пирита, халькопирита
ТЛ ПП ПП ПТППТПАПЫТП V WnnLUTTH шпттаплтглм/ тт лЖ « ттлгчтт^т-т т ггг>_
“ '“'F ’ / ~ * **~ *—.-*,*****~ ж_ хаж**«дх,лхх_ж1¥1 ivixiiikzj^ cxvium n vvpаяерп i j z*u
ляется более поздним. Это приводит к образованию структур
ПППП ЯОТ5 UTTO ОО КЯ ATTTATJTJTCT ГГ тлГТПТТО /\Алг.гт пггтггл „ ,/-хттт,тхг г» П/-ЧТТ п _
“ Кх wnii/i, uwiuv*mvhii/i xi р<лv.xx«/x,c4, v/иссиичппаплдпл uupaouuu
ние токопроводящих путей, состоящих из электропроводных
ПЛ Г ТТГ /4лТХ ПГЛ Г> ИлТа/лЛГГЛЛ ГТТГЛТЛЛЛ Л/-ЧТТГЧ /дттгп гх Л Л /Л ACT 1 П х г \
v у viazvjzxi/j^u, х xcixx^ezviV/V/ iixioixez4> v^zixpu 1 ПОЛСПИС ^V,V<J 1U VJM ’ 1VX )
имеют сплошные руды. У вкрапленных руд оно повышается до
Поляризуемость руд данной формации высокая и у сплош-
,-,х„ «------ ОА /2П П/
мил руд дисхшас! ov—ии /о-
Руды низкотемпературных свинцово-цинко-
вых месторождений отличаются простым составом — га-
ленит, сфалерит и пирит. Плотность руд резко повышается
с увеличением в них содержания галенита. Сфалеритовые
руды менее плотные.
Магнитная восприимчивость вследствие отсутствия ферро-
магнетиков не превышает 5 • 10-5 ед. СИ.
Удельное электрическое сопротивление руд сравнительно
высокое (100—300 Ом-м). Наибольшие значения р (до
3000 Ом-м) наблюдаются у окисленных руд. Поляризуемость
редко достигает 24 %.
Для руд колчеданно-полиметаллической и свинцово-цинко-
вой формаций характерны процессы окисления. Вследствие
этого окисленные полиметаллические руды имеют пористые,
друзовые, землистые текстуры. Окисление галенита, сфалерита,
пирита приводит к образованию таких минералов, как смит-
сонит, каламин, церуссит, лимонит, которые отличаются от со-
ответствующих первичных минералов меньшей плотностью.
В результате окисления плотность руд резко понижается (до
2,37—2,90 г/см3), а удельное электрическое сопротивление по-
вышается (до 1000—300 Ом-м). Магнитная восприимчивость
окисленных руд вследствие лимонитизации в отдельных слу-
чаях достигает 125 • 10-5 ед. СИ.
Медные руды. Медная промышленность СССР базиру-
ется на разработке месторождений следующих формационных
типов: рассмотренных выше сульфидных медно-никелевых,
а также медно-порфировых, медно-колчеданных и медистых
песчаников (табл. XI. 11).
Месторождения и рудопроявления меди в большинстве слу-
чаев папагенетически и генетически связаны с магнитными ин-
трузивными и субвулканическими образованиями (рис. XI. 19).
Месторождения и рудопроявления медно-порфировои
формации широко развиты в Алмалыкском районе. Про-
жилково-вкрапленниковое медное месторождение района гене-
тически связано со штоками гранодиорит-порфиров позднева-
12 Заказ № 802
361
ел Таблица XI.11
Оэ
“ Петрофизическая характеристика меднорудных формаций
О st a, s !0~'5 ед. СИ
Формация Руда
г/см3 сред- нее пределы
Медно-пор- фировая Порфировая медно- молибденовая (редко- 2,69 0,07 50 5—125
вкрапленниковая) Порфировая медно- молибденовая (густо- вкрапленниковая) 2,95 0,06 25 5—100 1 250—12 500
Порфировая медно- молибденовая с маг- 2,7 0,07 —
нетитом
Медно-кол- Пирит-халькопирит- 4,27 0,05 30 10—125
чеданная сфалеритовая (мас- сивная) Пирротин-халькопи- 2,98 0,08 650 250—4 400
ритовая Колчеданная с гале- нитом и баритом 3,45 0,06 5 0—5
Колчеданная с маг- 3,05 0,07 4400 650—25 000
нетитом
Медистых песчаников Медистые песчаники 2,69 0,08 65 5—125
р, Ом м п> % N Регион мес- торождения
сред- нее пределы сред- нее пределы
310 200-500 11 — 50 Алмалык- ский, Ко- унрад
— — — — 20
— — — — 21
10-» Ю-З— ю-? 15 10—20 50 Мугоджары
— 10"1— IO”3 10 7-12 24
— — 15 — 27
— Ю-1—10-3 — — 15
— 3-102—10s — 3—8 21 Казахстан, Джезказган
рисского возраста, прорывающими массив более древних сие-
нит-диоритов. Оруденение приурочено к эндо- и экзоконтактам
штоков. Вмещающие породы представлены разновозрастными
осадочными и осадочно-вулканогенными породами.
Основной состав руд — пирит, халькопирит, магнетит, гема-
тит и молибденит. Содержание сульфидов достигает 15—20%.
Плотность пород, изменяется от 2,53 до 2,71 г/см3, но чаще
составляет 2,69—2,71 г/сма, поэтому медные руды (за исключе-
нием густовкрапленниковых) слабо отличаются по плотности
от вмещающих пород.
Низкая мягнИтняя восппиимиивлгтк nvn паэплпярт птлииять
---------- г. rj* —...........
их от сильномагнитных неизмененных интрузивных пород ре-
гиона с х(1250-ь 6300) • 10—3 ед. СИ. Под действием гидро-
термальных процессов магнитная восприимчивость интрузий
nPQI/Cl VK/TOTJRTTT Q Отг»а---------------------------------ТТ/ЛОпг» паот г>т_т ттха ТТГГ’-ГТ rr а rrTTiTTiLt ал Г»ППТЛ«
j IAV/ 1 д. UV/C-UV/V1/1V 1 и /J, V- </ X XI 1 U 11А_/ 1V1 W 1 11X1 1 XX VI 1*1 VUW11
ствам гидротермально-измененные породы, перспективные на
а nvwnuT.ro хтачипго /пгахт тт ОТТОТТ ТТ Г*
111 <,11X1 <, iviv./^livil W jy J /A<.11<-11 X1Z1.
Порфиритовые медные руды отличаются от более высоко-
ГЧТТТТ 1 V П1ТЛТТТ Л ТЛ ТТТТТЧГ ГГОГАОТТ О „ К (~\Г\ * О » г «ж » г о ТТТ ТТТТТТИГТ» г» о
М1У1П£МЛ и .VI V,_LU,Cl КЛ-СЦПЛ IJLUJJV/Д V р - (JUVWUVUU V>1V1 " 1VJL 1V1 СПОШ П 1V1 П JDV
личинами р и повышенной поляризуемостью (10—11 %)•
Формации медно-колчеданных месторожде-
н и й генетически связаны с субвулканическими интрузиями и
корневыми частями тех эффузивных толщ, среди которых они
залегают. В пределах Мугоджар рудопроявления и месторож-
дения данной формации приурочены к эффузивно-туфогенным
комплексам, перекрытым излияниями или экструзиями базаль-
тоидов. Обычно колчеданные руды приурочены к зеленокамен-
ным зонам с оСр = 2,9 г/см3 и отличаются от остальных пород
региона с <гСр=2,64-2,7 г/см3. В пределах месторождений кол-
чеданные руды с <уСр=2,984-4,47 г/см3 четко фиксируются в гра-
витационном поле.
Магнитная восприимчивость колчеданных руд, определяю-
щаяся наличием в них магнетита и пирротина, колеблется от
30 • 10~5 до 25000-10-5 ед. СИ. Большая часть руд высокомаг-
нитна. В пределах месторождений высокие значения х харак-
терны и для эффузивных образований ((2500-ь 5000) • 10~5 ед.
СИ), что не позволяет четко отличать рудные тела от вмеща-
ющих пород.
Руды, особенно агрегативные, низкоомны (р=п(10-14-
10-2) Ом-м); удельное сопротивление вмещающих пород до-
стигает n(10_34-104) Ом-м. Поляризуемость руд высокая (10—
15 % на фоне 3—4 % для вмещающих пород).
Формацию медистых песчаников предположи-
тельно связывают с магнитными глубоко залегающими грани-
тоидами. К этому типу формаций относится Джезказганское
месторождение. Оруденение сосредоточено в пластах серых
песчаников с карбонатным цементом. Сульфиды меди (халько-
12*
363
Таблица XI.12
Магнитные свойства бокситов
Боксит Регион, месторождение N х (Jn). 10 среднее ’ед. СИ (10 3А/м) пределы
Платформенные месторождения (терригенные бокситоносные формации)
Каменистый бобо- Веохнетобольский оайон. 76 1 630 0—6 300
вого сложения Клубное, Ливановское 17 2 400 1 760—7 300
Убаганский район, Аман- гельдинское 22 340 175—5 800
Верхнетобольский район, A 73 4 520 0—10 000
Урал, Каменский район 42 4 400 (1 600) 1 900—8 800
Присалаирье, Ваганове- 33 6 300 1 250—13 800
кое (3 500) 0—5 000
'Т' л'гппстгАл 9.0 О 7QA Л rt£ ЛАЛ
Сахатиное 17 13 800 2 500—44 000
Мурлиное 36 16 340 6 300—25 100
Мурожнинское 82 20 100 0—31 400
Тихвинский район 28 75 19—125
Каменистый бйби- вого сложения, Урал, Каменский район ** 2 390 940—4 900
выветрелый Бобового сложе- Верхнетобольский край, 30 500 0—1 250
ния, рыхлый Клубное, Ливановское Верхнетобольский район, Я „ TZ. 26 880 0—3 100
Убаганский район 11 1 000 110—3 000
Упал. Каменский оайон 59 1 260 63—6 300
Присалаирье, Ваганов- 36 565 0—3 800
ское (200) (0)-(300)
1 линистый Убаганский и Верхнето- больский районы ои 377 0—2 500
Упал Каменский пяйпи 44 503 0—9 000
Присалаирье, Ваганове- 98 503 0—1 880
кое (200) —
Енисейский кряж, Гатар- 6 3 140 и—5 U3U
ское
Геосинклинальные месторождения (карбонатные бокситоносные формации)
Doo TTWTTTJKTU О о W о о 53 ge сз рэ Ч о ч Рч 53 оог QQn п 1 ПЛЛ
ское (200) (0)—(2 000)
Северный Урал 100 190 0—880
23 88 0—380
24 440 125—1 250
и у р DIM Пестроцветный, Л г» г
240 31 0—125
черный Серый каменистый Салаирский кряж, Берд- 10 50 38—63
.Метаморфизован- ское
Салаирский кряж, Обу- — i2
ный с корундом ховское
364
пирит, халькозин) замещают цемент песчаников. Медистые
песчаники по сравнению с другими породами песчано-сланце-
вой толщи обладают повышенным сопротивлением (300—
1000 Ом).
Для медистых песчаников характерна повышенная поляри-
зуемость (3—8%). По плотности и магнитным свойствам они
слабо отличаются от других пород.
Бокситы. Бокситовые месторождения по генезису под-
пя.чттеляются НЯ ПВЯ ТИПЯ (тяб.П YT 191- пп^тАлпиапимо тл ГРП-
— -Г-' ----- -—- I-ч—- --—- \ ~ ж ж ж • ж м у и 1 KjZ \_Z XT* VITA * ЛЛ1 \> XX Ж ЧХ —
синклинальные. Возраст платформенных месторождений мезо-
зойско-кэинозойский и палеозойский ГбОСИНКЛИНЗЛЬНЫХ___________ПЭ-
леозойский. Основные компоненты бокситов представлены
И ПТ-ЛАЯ Г ТТЫППЧОАЯПАЯ ТОПОЛЯ ИаОПАЛ Г\ЪК г>тлг»тх тт о тт тт/лтглол тт rnzr»TJT-
VL7W ЧХЧХ^^ХХж Ж,Ж ШДЛЛХЧХЧ/VIU W1U, X >- XV* * X — Хж XT* W XT* , WiXV-Xl/JjCllVA Г1 /IXVl/lVOCl Г1 V1XVI1
,ДОМ ТИТЗНЗ.
I I <A АЯ Q Г* U ТЛ ПР U КТ ЛЖ Г П Л TJ Г> Т □ О 1Г тт ттлтЖлп клттгтт т/ч Хлт/ПТ1ТТТ
* *»_Г х.х VX X *х ******>* IV* Хх XJ w XX Хх * и ы. XV* **</* Cl 1 vp up ivicnnuiv UUIXVXI * JJ1
неоднородны. Наиболее высокой магнитной восприимчивостью
особенно каменистые разности. Процессы выветривания каме-
Trim™! TV (л/ЧТГПЧтП ТЛ Г» Т ТТТТТГ» тт »-» т т <-» хх тт п ГГ\ t Г ГЧ V т хт ТТ тттп л — . ттхчжттт ТТЧ./ЛТТТ ТТТ XX
ИЛЬИНА VUIXUrilVD иишчпи ИрГЮиДЛ! П. Д М Л Ч П 1 СЛ D tlU iVl J у 1V1СПИШ С“
НИЮ X.
Платформенные бокситы каменноугольного возраста в от-
личие от бокситов мезозойско-кайнозойского возраста практи-
чески немагнитны.
Геосинклина'льные бокситы (карбонатная бокситоносная
формация) по сравнению с платформенными характеризуются
в целом более низкой магнитной восприимчивостью. Наблюда-
ется определенная закономерность в изменении величины х гео-
синклинальных бокситов. Наибольшими ее значениями харак-
теризуются красные и бурые бокситы. Среди них наибольшая
магнитная восприимчивость присуща бокситам субровского го-
ризонта девона— (1904-880) • 10-5 ед. СИ, заметно меньшая —
бокситами богословского горизонта девона— (904-380) • 10“э ед.
СИ. Другие разновидности бокситов обладают значительно
меньшей величиной х.
Высокая магнитность платформенных бокситов связана
в основном с маггемитом, который присутствует в цементе диа-
споровых бокситов или в бобовинах гидраргиллитовых бокси-
тов. Магнетит и гематит в платформенных бокситах содер-
жатся в значительно меньшем количестве и сравнительно мало
влияют на их намагниченность. Магнитность геосинклинальных
бокситов вызвана главным образом магнетитом, который
в виде мелких зерен в небольшом количестве постоянно при-
сутствует в них.
На Аркалыкском месторождении высокая стабильность на-
магниченности платформенных бокситов обусловлена содержа-
щимся в них маггемитом. Для них величина Q превышает де-
сятки единиц.
365
Таблица XI.13
Плотность бокситов
Бокси т Регион, месторождение N среднее (Т| рМасЗ пределы
Платформенные месторождения
(терригенные бокситоносные формации)
Каменистый Енисейский кряж 128 2,7 2—3,3
Тургайский прогиб 90 2,35 , 1_,8—2,6
Тихвинский район 9 1,76 1,88 1,68—2,6
Рыхлый Енисейский кряж 50 1,50—2,44
Тургайский прогиб, Аман- 25 1,68 —
гельдинское Тихвинский район _ 4 1,52 1,34—1,6*
Глинистый Енисейский кряж, татар- 6 2,1 2—2,1
ское
Тургайский прогиб, Ак- Куль 10 9 1,97 9,04
Геосинклинальные месторождения
(карбонатные бокситоносные формации)
Серый каменистый Салаирский кряж, ьерд- ское 8 3,4 3,32—3,4/
Метаморфизованный с корундом Салаирский кряж, Обухов- ское 20 3,25 3,01—3,5
Каменистый Северный Урал, Горностай- ское 4 3,1 3,01—3,23-
Y И О Т 7 Т Г 4 z~> Z—Z^ Z Z”^~
ПЛИТНЯКОВЫЙ неверный «урал, красная Шапочка Z,00 z,/—O,1Z.
Кп ясный мяпкий _ 1 Северный Урал, Красная Шапочка 10 г 2,75 2,5—2,83.
Средняя плотность бокситов платформенных место-
___________________„„ 1 СО „^0-7 „/„.,3 VT Ю\ О.
jJkJZIYXJ,tnriri noivicnzic 1 k>ZL 1 , J Д 1/VIVI- Al.iuj. UD1LU-
кой плотностью обладают каменистые разности гидраргилли-
- ----- ________ _________,___ __________________ TZ__ __________
IUDD1A UUAUMl'UB MCJUdUnCAUl U___________________________________I\C11V1 СИМС 1 D1C UUAUH 1 DL
Тихвинского района, относящиеся к каменноугольному воз-
расту и имеющие смешанный гидраргиллит-бёмитовый состав,,
характеризуются более низкими ее значениями. Выветривание,
бокситов приводит к значительному снижению плотности.
Геосинклинальные бокситы по сравнению с платформен-
ными имеют большую плотность. Среди них наиболее плот-
ными являются каменистые бокситы Салаирского кряжа и Се-
верного Урала. Меньшими значениями плотности характери-
зуются плитняковые и вишнево-красные бокситы Северного.
Урала.
Электрическое сопротивление бокситов, являю-
щихся ионными проводниками электрического тока, зависит-
главным образом от пористости, структуры порового простран-
366
Таблица XI.14
Удельное электрическое сопротивление бокситов (Ом-м) [82]
Боксит Рагтглн upPTOnownauwa N р среднее , Ом м пределы
Платформенные месторождения
/тАППИГАННкТа ^HVPUTnunrUkTO гЕгчТЛхт л ттТТтхХ
У * t' w waA&XAV, 'f'VZf'1Т1Сди,Х1ГЯу
Каменистый Енисейский кряж 87 1400 450—4500
О X Г Т Г U •в А 275
средним «Урал, раменским 23 14U—OUU
район Тихвинский пяйон 34 900 140—500
Рыхлый Енисейский кряж 40 400 200—900
Тихвинский район 34 200 150—500
Средний Урал, Каменский 20 150 125—150
район ОС 7Е КП on
район Тихвинский район 6 75 65—95
Геосинклинальные месторождения (карбонатные бокситоносные формации)
Метаморфизованный Салаирский кряж, Обухов- 4 700 700
с корундом Красный каменистый ское Северный Урал, Красная 5 700 500—900
Бишнево-красный Шапочка 8 150
северный Урал it>u—850
ства, влагонасыщенности, концентрации и химического состава
П О ЛТпГ>П ATTTTTTV nnrrAtT Х7т-»/Ч ГГТГпАтТТГгч ттхг тт rr Аттт A A m тт л г, ГТ А п тттт А А
р uv 1 jDvjj-» viiiiuiA и псличсппи ил илитисш, иилдиппис
с уменьшением пористости, должно вызывать увеличение элек-
трического сопротивления.
На платформенных месторождениях относительно высоким
сопротивлением обладают каменистые разности бокситов
(табл. XI.14). Дезинтеграция бокситов приводит к понижению
их сопротивления в 3—4 раза. Еще меньшим сопротивлением
характеризуются глинистые бокситы.
Зависимость электрического сопротивления от плотности ус-
тановлена и для геосинклинальных месторождений. Здесь наи-
более плотные каменистые бокситы Салаирского кряжа и Се-
верного Урала характеризуются сопротивлением 700 Ом-м,
тогда как менее плотные вишнево-красные бокситы—450 Ом • м.
Руды золота. Коренные месторождения золота связаны
преимущественно с натровыми гранитоидами умеренно кислого
состава.
Золоторудные районы подразделяются на две категории.
К первой наиболее многочиленной категории (60 % всех
367
известных) относятся низко- и среднетемпературные кварцево-
золоторудные, золото-серебряные и золото-сурьмяно-ртутные
месторождения и проявления, пространственно сопряженные
с неэродированными слабомагнитными диоритами (х<125х
X Ю-5 ед. СИ); оСр=2,80-г-2,82 г/см3), над которыми фиксиру-
ются положительные локальные аномалии силы тяжести. Ко
второй группе относятся месторождения и проявления золото-
кварцевой формации в ассоциации с Мо и W, сопряженные
с гранодиоритами и плагиогранитами (лгср = 2,62-?-2,68 г/см3)г
которые обладают нестабильной величиной я, изменяющейся
в пределах (38-?-1500) • 10—5 ед. СИ.
Над районами развития золоторудной минерализации дан-
ного типа отмечаются диг^,'^,епенципованные магнитные анома-
лии интенсивностью в несколько сот нанотесл.
ГТпг> П тт LT А г> г> м я тт и ТТ V п я п тт - f а п и тт тт т Л П Ы V Q г> п г> т л -
* 1\>|>иД1Л чр W у Ш W Т-4, 11 II 11 и Ы 1^ XX хл, и X V 1_/ Х-»Х л »-» VI VZ X х-г
носных метасом атитов образовались преимущественна
дайковых пород (табл. XI.15). Состоят они из кварца и сери-
цитз, переходящего в мусковит. В Качестве примесеи Часто
встречаются топаз, хлорит, флюорит. Из рудных в незначитель-
__А ____________ _____________________
ныл киличес! вал нрисугсюукл шеелш, милиидеши, нирш,.
халькопирит. Золото сосредоточено главным образом в пирите,,
количество которого достигает 10—15 %. Все руды данной фор-
мации характеризуются низкими плотностью и магнитной вос-
приимчивостью.
Таблица XI.15
Петрофизическая характеристика золоторудных формаций
Формация нуда ° St н Var Q /V
г/с м3 10”5 ej ц. СИ сред- нее преде- лы
Кварц-се- Кварц-серицитовая 2,4 0,06 5 — 0 0 27
рипитовых метасома- Квар ц-сер ицит-ту р - малиновая 2,63 0,07 10 0,5 0 0 21
ТИТОВ Грейзены 2,51 0,06 5 — 0 0 35
Редко - металльно- Л Z4 /> ZX 1 л 4
двар ц-мол иоденито- вая z,oo и,ио ZOO 1 0,0 и—о Z4
кварцевая Кварц-вол ьфрамито- вая 2,65 0,05 150 1,7 0.5 0—5 21
Золото- кварцевая Золото-арсенопири- товая 3,4 0,09 10 0,5 0 0 15
Золото-кварцевая 2,67 0,05 20 0,7 0 0 42
ч о п по RKn 1 3 1 Я 30
Кварц-анти- монитовая Кварц-антимонито- вая 2,85 0,07 io 0,8 6 0 17
Золото-се- ребряная Золото-серебряно- кварцевая 2,67 0,05 5 — 0 0 15
368
Породы редкометалльно-кварцевой формации
представлены кварцевыми жилами и прожилками двух типов:
существенно молибденовыми и существенно вольфрамовыми.
В качестве второстепенных минералов в них присутствуют по-
левые шпаты, флюорит, пирит, шеелит, арсенопирит и др.»
в качестве примесей—турмалин, топаз, пирротин, сфалерит,
Апотг-ияст пиля nvTun мягпртит Пиптипптт, г»хтп отплтл гКгшмяттиы
WVlKzXXVA^AA AAAVA, A.AVAA **~А - А . Ж Ж V А А A A X f/J М АТА АЖ А^ А А А А
достигает в среднем 2,65 г/см3. Примеси в незначительном ко-
тттюгтоо птлпплтгшQ тл ал а гпотыто пггооьтттпф г* ттттггтттха ио пляг.
t/L XI "lvv X nxip|/wi I111U XX их аж a ixv x xx x Cl VJXIUUUIDUIVI OVIXIZI11X1V Ж1С1 1ТААЖА
нитную характеристику пород. Магнитная восприимчивость со-
лглапПООТ О лпатттгш ( 1 Р\А О РчА \ . 1П-5 ЛП Г'' ТЛ тт ГЧ пттгг П r-г тч ЛЧтТТОГГ1__
HUDt'1/iCl и - l\j VJ x 1, Д VJV 1 Xll Cl 71 О V/I/Awxxj
ных случаях (1900-^2500) • 10-s ед. СИ. Остаточная намагни-
ценность в ряде случаев превышает индуцированную.
Золото-кварцевая формация включает руды трех
минеральных типов. Золото-арсенопиритоевые руды состоят
главным образом из кварца и арсенопирита (40—60 %)- Зо-
___________________лл лг п/ ______________ тд___~~~
лиги-кварцевые руды па vv—vo 70 состоит из кварца, г? jujiuiu-
сульфидных рудах 30—60 % приходится на пирит, пирротин,
сфалерит и галенит. Из второстепенных минералов присут-
ствуют альбит, анкерит, флюорит, хлорит, турмалин и др.
Плотность пород этой формации наиболее высокая и достигает
в среднем 3,4 г/см3, что объясняется высоким содержанием
в них сульфидов. Магнитная восприимчивость у всех руд, за
исключением золото-сульфидных пирротинсодержащих, низкая,
У пирротинсодержащих руд ее величина в отдельных случаях
достигает нескольких тысяч 10-3 ед. СИ, составляя в среднем
630 • 10-5 ед. СИ. Остаточная намагниченность в них часто пре-
вышает индуцированную (параметр Q>1).
В составе руд кварц-антимонитовой формации
главная роль принадлежит кварцу и антимониту. Местами
к ним присоединяется кальцит. Незначительную примесь со-
ставляют серицит, анкерит, флюорит, пирит, марказит. Средняя
плотность руд 2,85 г/см3, магнитная восприимчивость не пре-
вышает в среднем 12-10-5 ед. СИ.
Золото-серебряная формация представлена золо-
тоносными жилами, состоящими из кварца и халцедона (70—
90%), карбонатов (10—30 %), адуляра, серицита, флюорита.
На рудные минералы приходится 0,1—1,5 %, среди них пирит,
золото, халькопирит, галенит. По физическим параметрам руды
этой формации не отличаются от руд золото-кварцевой фор-
мации.
ГЛАВА XII
ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
НЕРУДНЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Алмаз. Алмаз представляет собой природную модифика-
цию углерода С. Он часто содержит небольшие количества раз-
личных химических элементов, из которых наиболее распро-
СТр ЭНСНЫ Al, Si, Са, Mg, Fe и др. Содержание золы в алмазе
колеблется от 0,01 до 5 %. Твердость алмаза 10. Явления,
пластической деформации в алмазе обнаруживаются при.
1800—2000 °C.
Плотность алмаза по измерениям чистых кристаллов состав-
ляет 3,5 г/см3±0,01—0,02. Плотность природных алмазов ко-
леблется от 3,1 до 3,6 г/см3 в зависимости от строения алмаза.,
количества и качества включений (Г. Смит, 1980 г.). Плот-
ность якутских алмазов составляет 3,49—3,54 г/см3. Колебания
плотности характерны не только для агрегатов, но и для от-
дельных хорошо ограненных кристаллов высокой прозрачности..
Многими исследователя неоднократно отмечалась связь плот-
ности, г/см3, с окраской кристаллов [6]:
бесцветные............................................
зеленые ..............................................
голубые ..............................................
розовые...............................................
оранжевые ............................................
3,500
3,523
3,525
3,531
3,550
Удельное электрическое сопротивление алмаза в среднем:
равно 1010—1012 Ом-м. Отдельные кристаллы обладают фото-
проводимостью. Скорость распространения упругих волн
18,3 км/с.
Алмаз относится к немагнитным минералам. Однако неко-
торые его разновидности обладают слабыми парамагнитными
свойствами, которые в основном связаны с включениями иль-
мснита и другими примесями.
Алмазы встречаются в месторождениях двух генетических:
типов ’ собственно магм этических и осадочных (вторичных)..
Коренные собственно магматические месторождения приуро-
чены к кимберлитам, залегающим в форме трубообразных за-
лежей. При разрушении этих залежей вследствие твердости и
химической инертности алмазов образуются алмазоносные рос-
сыпи самого разнообразного происхождения. Сведения о физи-
ческих свойствах кимберлитов приводятся по данным Д. И. Сав-
расова и Г. Г. Камышевой.
370
Рис. XII.1. Средняя плотность и намагниченность кимберлитов (по Г. Г. Ка-
мышевой, 1981 г.):
а — плотность, г/см’: 1— 2,05—2,25, 2— 2,25—2,35, 3 — 2,35—2,45, 4 — 2,45—2,55, 5 —
2,55—2,70, 6 — 2,70—2,80; б — намагниченность, А/м: 7 — 0—100, 8 — 100—700, 9 — 700—
3000, 10 — 3000—6000, I — Куонамский район; II — Нижнеоленекский район; III — При-
ленский район; IV — Среднеоленекский район; V — Алакит-Мархинское поле; VI —
Верхнемунское поле; VII — Далдынское поле; VIII — Малоботуобинское поле
Кимберлит представляет собой брекчию, в которую входят
обломки различных осадочных, метаморфических и извержен-
ных пород, сцементированных ультраосновной массой эффузив-
ного облика. Связующая масса состоит из серпентина, оливина,
карбоната. В меньшем количестве встречаются магнетит, иль-
менит, гранат-пироп, перовскит, апатит, моноклинный пироксен,
алмаз и др. Плотность кимберлитов колеблется от 1,96 до
2,95 г/см3, средние значения по различным трубкам взрыва ме-
няются от 2,1 до 2,85 г/см3 (рис. XII.1, а).
Магнитная восприимчивость кимберлитов непостоянна: ме-
няется от (504-80) • 10-5 до 6000* Ю-5 ед. СИ. Это объясняется
тем, что магнитная восприимчивость кимберлитов связана глав-
ным образом со вторичным магнетитом, который образуется
в результате серпентинизации кимберлитов; содержание его не-
постоянно. Кимберлитовые тела имеют различные магнитные
характеристики — от слабомагнитных до сильномагитных (рис.
XII.1, б). Большинство из них характеризуется в среднем по-
вышенными значениями намагниченности, что обусловливает
371
над трубками положительные магнитные аномалии. Фактор О!
кимберлитов также меняется в широких пределах, причем ким-
берлитовым брекчиям свойственны в большинстве случаев низ-
кие значения Q (0,2—0,8, редко до 2—3), а у порфировых ким-
берлитов чаще Q = 4->6.
Удельное электрическое сопротивление кимберлитовых тру-
бок 500—2000 Ом-м. По степени радиоактивности кимберлиты'
не отличаются от вмещающих пород. Средние значения скоро-
сти распространения упругих волн цр, измеренной по образцам,,
варьируют в пределах 3,3—4,8 км/с.
Возможность выявления кимберлитовых тел комплексом
геофизических и геохимических методов рассматривается в ряде:
работ [13 и др.].
Графит. Графит — широко распространенная модифика-
ция углерода С; твердость 1—2, плотность 2,09—2,23 г/см3,,
температура плавления 3845 °C. Встречается в виде чешуйча-
тых, зернистых, полнокристаллических, иногда шаровидных т
радиально-лучистых агрегатов.
Выделяются два наиболее важных в промышленном отно-
шении генетических типа графитовых месторождений: магмати-
ческие и метаморфические.
Магматические месторождения (контактовые) приурочены'
к изверженным породам. Графит образует штоки, гнезда, жи-
лообразные тела или встречается в виде чешуек, рассеянных:
по всей массе породы. Типичным представителем магматиче-
ских месторождений является Ботогольское месторождение.
Метаморфические месторождения чешуйчатого графита об-
разовались за счет глубокого метаморфизма осадков, первона-
чально содержавших органические вещества. Эти вещества и
послужили источником углерода, который кристаллизовался
в форме графита. Рудами чешуйчатого графита являются мел-
козернистые графитовые гнейсы и сланцы. Графит присут-
ствует в чешуйках, размеры которых в поперечнике колеблются
от 0,001—0,1 мм (мелкозернистые руды) до 0,1—5 мм (крупно-
зернистые руды). Типичными месторождениями этого типа яв-
ляются месторождения в Забайкалье (Слюдянка), Украин-
ского кристаллического массива и Дальневосточного края.
Физические свойства графита наиболее полно изучены на
месторождениях Слюдянка (чешуйчатый графит), и Ботогол
(кристаллический графит).
Плотность руды чешуйчатого графита зависит от процент-
ного содержания в ней графита. Наиболее вероятное значение-
плотности 2,6 г/см3, среднее значение 2,63 г/см3. Эти значения
соответствуют содержанию в руде 15—20% графита. При уве-
личении содержания графита до 30—35 % плотность руды,
уменьшается до 2,5 г/см3. С уменьшением количества графита
до 3—5 % плотность руды увеличивается до 2,7—2,8 г/см3"
372
вследствие увеличения в руде содержания кварца, граната и
других минералов.
Среди кристаллического графита магматического проис-
хождения выделяются разновидности: массивный кристалличе-
ский, древовидный, игольчатый, концентрически-скорлуповатый
и натечный. Плотность чистого графита 2,22 г/см3. Повышение
плотности графита Ботогольского месторождения (оСр=
= 2,42 г/см3) связано с зольностью, которая иногда достигает
в руде 60 % •
Скорость распространения упругих волн, определенная на
образцах чешуйчатого графита, зависит от их слоистости:
вкрест слоистости она колеблется от 1200 до 2500 м/с, вдоль
гттлиотлоти— пт .4 пп .6 км/р Т-Тя vnnvrvm тяпяктйппртпку ПР-
~——---- -- - - .., —---j —r j * j ----j
шуйчатого графита влияет также степень разрушенности
(хх Т'ПСЬТТТЫиПЕ» яГТТТСГ ПЫООТПО nuiv тт П Я q пхтттт PI4 ГТКГ Y
-^vx^vvxxjwk XI ----ж
образцов v = 1200ч-1500 м/с. Для кристаллических графитов
разцах, колеблется в небольших пределах (3—4 км/с), что объ-
ппттпптлл » < пттпч к тттт /чгч п ттт ттт т»х лппгтоппл» тт /чл-'тчт TTznnt т гчтт г\ гчтч о ОТТ ГЛ О
ЛСПЛС1С.Л 1V1 VOViVin C1V1XJ 11U11V1 1 C1DVJXV1 n LI pj Ill j pun иирпиции.
Магнитная восприимчивость образцов чешуйчатого графита
л ГГЛ^ЛГГ nm Г\ т» Л КА _ 1Л 5 л тт Л”* Т Л Л л п гт, п г, тт rr гг Т-» ТТ ТТГЛ »<
лилсилшсл VJ 1 V ди W’ IV VjJTI, ииишоллл D
(5ч-10) • 10-5 ед. СИ. Магнитная восприимчивость руд кристал-
лического графита близка к нулю.
Графит, обладающий различными структурными особенно-
стями, разделяется по величине удельного сопротивления
(табл. XII.1).
Таблица XII.1
Удельное электрическое сопротивление графита
Руда р, Ом-м N
среднее пределы
Кристаллический графит
Сплошная 3-10-3 2,3-10"4—1,2-10-2 14
Пропитанная з-кг2 3,3-ПГв—1,3-1 (Гх 0
Полосчатая МО-2 9,6.10-з_ 2,0-10-1 20
ТЗ ТГГ, ПГТ ТТЛТИТ Л ГГ О Я. 1 П-3 7 о.1 п-1 ifi
Массивный графит 1 • 10-« 1. Ю“4—0,5-10“2 52
Натечный и скорлуповатый графит Древовидный графит 1 -10"5 0,5-10"в—1 • 10“4 20
1•10~2 0,5-10-®—1-IO"1 4
Чешуйчатый графит
М А ТТ ТЛАТТАТТТХГТХТТ Л'Г л ст л • xwi 11V -1V/AXJ j XX TU X V*#* п Д.1П-4 П 3.1П-5—П R-in.2 20
Крупночешуйчатая 0*5-1О-1 0,5- io-2—16 13
373
Наименьшими значениями характеризуются натечный и
скорлуповатый графиты. Несколько более высокие значения
типичны для сплошной руды и массивного графита. Пропитан-
ная, полосчатая и вкрапленная руды по удельному сопротивле-
nnaVTUnort/u UO ПЯЗПАПЯШТГЯ Иу ПГПб АНППГТЫЛ ЯВЛЯеТСЯ
tinnj upuxil 11 1VV-XX AAXz vaxz^xzvaaaaxx a xzaa. A AAA--- -
ярко выраженная анизотропия:
р„« 10-1 Ом-м; pt& 103 Ом-м; рт = д/рпР; = Ю Ом-м.
Сопротивление древовидного графита (1 • 10-2 Ом • м) выше
по сравнению с сопротивлением сплошных руд и связано, оче-
видно, со структурными особенностями, так как зольность его
невысокая и содержание углерода достигает 95—98 %.
Удельное электрическое сопротивление руды чешуйчатого
графита метаморфического происхождения колеблется в очень
широких пределах, что объясняется пестрым минеральным со-
ставом и невыдержанностью количественного соотношения ми-
неральных примесей и графита. Наиболее часто встречаю-
щимся значениям p=(l-r-5) • 10-3 Ом-м соответствует руда че-
шуйчатого графита с содержанием последнего 10—15%. По-
нижение его содержания в руде до 3—7 % вызывает увеличе-
ние удельного электрического сопротивления до 10 Ом • м.
Руды чешуйчатого графита, как и руды кристаллического гра-
Ялтлтпа noovn а ипэптпппиы Пплпд г* плиптппты пппплтыо чоиыо
VpUlU, UXXX1UW 1 '-/ХХИХЛ . AZ^UVUZ XzVA X> AA Xz A VZ Xz A AA Xz W AA -J A AA AA V A Xz AA AA Xz
руды составляет n-10~4 Ом-м; вкрест слоистости оно равня-
птои ТТ ОГЛ'Т'ТТ <-Г ЛТ 1ГЛТПЛП ТТ rrrv ТТ A TTTTXTZ О СТОП Т7 ОЛППЛТЪГО _
V-1V-Z1 Дее/I I IYC11V1 Г1 1 11/1 IVI VJ1>J, JVlViy\JU XI 11|7I1VV1I1H1UV1 Vll 11 vuiiy VJ 1 X1U
лению вмещающих пород.
ТТТхттттхттллтт ID zxrr\ Гттттт TT zx z-хлл г» тт » к Г» г\ о тт ПП Л /4х ТТЛПП Г» Г\ ТТ Г\Г\ X.TZ п TTTTZX
1 i-i _у п 1 и 1 di. и и 1ЛПЧПС Vi 1 а «им а о ci ri i у civpri i ci, vu^vymannv
углерода в которых близко к 100 %, шунгиты и шунгитсодержа-
щие породы весьма разнообразны по содержанию углерода и
минеральной основе, что находит отражение в их физических
свойствах.
Плотность шунгитов увеличивается по мере уменьшения со-
держания углерода (рис. XII.2).
По данным М. И. Голода шунгиты делятся на пять групп по
содержанию в них примесей. В I группе (С выше 90 %) плот-
<5\г/см3
О 10 20 30 НО 50 С, %
Рис. XII.2. Зависимость минеральной
плотности шунгитсодержащих пород от
содержания углерода (использованы
данные Е. Ф. Дюккиева, Н. Н. Рож-
кова, 1984 г.^
374
ность равна 1,9 г/см3, во II группе (С 35—80 %) онэ повыша-
ется до 2—2,1 г/см3, в III—V группах составляет 2,2—2,93 г/см3
(в диабазах) или 2,6 г/см3 в высоко кремнистых шунгитсодвр-
жащих породах. Малозольные шунгиты (I и II группы) —хоро-
шие проводники* их удельное сопротивление (3 * 20) * 10 ^
Ом • м. Магнитная восприимчивость шунгитов близка к нулю;
ПГТПРиЯТЛТГЯ HUQ WQrUUTULTO г» а опппггп Vnr» лтлтгхг.ттл пттттл
—ж—ж чхлж muxv р/ uunvv 1 п. /юр ai\i ерпи UL/p
интенсивных аномалий естественного электрического поля.
(Ъ П TH Cl П U Т / ТТ ТТ п п TJTZz-Лтч Т тт°т тттгтлгтЛ П~ тч-VT
,* *« г ц д ^uviuurnivDVin LL111CI 1 j . 11U Л И1V1 И Ч CCAU1VL у
флюорит представляет собой фтористый кальций СаРг; твер-
rtZ^r'T'T Гч ТТ ГГПГГТТЛЛтТ Q_Q О тч/л-.жЗ — Ж__ __________
м, шшinuuuD и—u,z. i/uivi . иитре чается в виде нлитныл,
зернистых и шестоватых агрегатов различной окраски (преоб-
ладают фиолетовая, зеленая и розовая). Большинство место-
рождений флюорита гидротермального типа. По условиям об-
разования их можно разделить на гидротермальные (жиль-
ные) и метасоматические.
Гидротермальные месторождения представлены тектониче-
кими трещинами мощностью до нескольких десятков метров,
выполненными флюоритом или брекчией, сцементированной
флюоритом. К ним относятся месторождения Забайкалья, ко-
торые подразделяются на два подтипа: месторождения повы-
шенной концентрации флюорита, связанной с редкометалль-
ными месторождениями, и специфические флюоритовые место-
рождения, представляющие единый минеральный комплекс,
обособленный в пространстве от всех других видов минерали-
зации. Месторождения связаны с проявлением субщелочных
гранитов и граносиенитов и с комагматичными им эффузивами,
а также с лейкократовыми гранитами. Часто месторождения
пространственно тяготеют к полям развития липарит-базаль-
товой, трахилипаритовой и трахибазальтовой формаций
(А. А. Иванова, А. Д. Щеглов, 1986 г.).
Метасоматические месторождения представлены линзами,
гнездами и пластообразными залежами флюорита, образовав-
шегося путем замещения известняков (например, месторожде-
ние Амдерма).
В гидротермальных месторождениях различают руды:
1) массивные, состоящие из массивнокристаллического флюо-
рита с примесью кварца, халцедона и адуляра; 2) ленточные,
представленные чередованием полос различно окрашенного
флюорита с примесью кварца, халцедона, пирита, кальцита и
галенита; 3) конкреционно-скорлуповатые, состоящие из флю-
орита и содержащие небольшие количества пирита, кварца,
халцедона, каолинита; 4) брекчиевые и брекчиевидные, вклю-
чающие различные породы, сцементированные флюоритом,
квапцем и халцедоном.
Чистый флюорит обычно содержит мельчайшие включения
газов и жидкостей, которые образуют густую вкрапленность,
375
определяющую прозрачность флюорита. К часто наблюдаемым
твердым включениям относятся глинистые продукты, которые
в виде мельчайших пылеобразных частиц находятся во флю-
орите. Иногда во флюорите в виде отдельных зерен или в рас-
пыленном состоянии встречаются пирит и халькопирит.
ГТ потипгтк гКптпппитя ИР ЧЯИИРИТ пт типа (ИИЯиЛТРМПРПqTVn.
1 *•*----- т----J--- .— ------ -------- х----------
ное или высокотемпературное) месторождения и колеблется
дений наиболее вероятна плотность 3,17 г/см3, для низкотемпе-
nmVH HLTV Q 1 Ч Г»/г»КутЗ <1 ТЛ К /Л ТТ О О TJ TJT О TZ О СТ ТТ ТТ ГЛ гр ТТ ГЛ Г» m Т_ ( ТТ Г\
£/ CL 1 J р»AJL «.л,XV» х / viu . iiuiiwjuiv.v iuiuii.u/1 nuiwinwiu
2,97 г/см3) характерна для образцов флюорита, содержащих
ГтТТтЛ ГГТ ГТЛЛ Т7/Л ГГ ТТПЛЛ'Т'ГЧЛ П ГГТГ ТТ ТГЛПЛТ Т V ТТТ~» ТТ » К АЛА ТТ ТТ П A A A A Ar, А Аттт ТТТ
Г1СЗ П<Д in 1 Wiunv/t 1VL 1 DU 1</1ШШиЮ1Л пр ruvi uuun ri i aouuupa JDDIA
включений. Повышение плотности флюорита до 3,27 г/см3 свя-
<5 а но, очевидно, с сингенетичными включениями пиритз и хзль-
копирита. Плотность различных руд флюорита приведена
в табл. XII.2.
Удельное электрическое сопротивление флюоритовых жил
. _____________ _________ __________ Г\Г\Г\ С\Г\Г\ г~х _
по параметрическим замерам составляет оии—оии им • м и
больше (месторождения Забайкалья). На месторождении Ам-
дерма его величина для флюорита, замеренная в обнажении,
достигла 10 тыс. Ом • м. По лабораторным данным сопротивле-
ние чистого флюорита изменяется от 106 до 1010 Ом • м, наибо-
лее вероятное значение 0,5 • 103 Ом-м. Удельное электрическое
сопротивление флюоритовых руд (по лабораторным данным)
составляет 104—105 Ом-м.
Скорость распространения упругих клебаний во флюорите
изменяется в широких пределах — от 2 до 7 км/с, что обуслов-
лено трещиноватостью образцов. Наиболее вероятное значение
Таблица ХП.2
илотность флюоритовых руд
Руда а, г/см3 N Месторожде- ние Тип месторо- ждения
среднее 1 пределы
Массивная 3,1 2,95—3,2 38 Солнечное, Гидротер-
Ленточная Конкреционно-скор - луповатая Брекчиевая и брек- чиевидная 3,14 3,16 2,9—3,19 2,91—3,2 Г» о о ол 10 46 Абагайтуй Калангуй л zrvai ап 1 у ш Дульдурга мальный
Флюоритизированный известняк 2,86 2,65—3,2 17 Амдерма Гидротер- мально -ме- тасоматиче- СКИП
376
5 км/с. По скорости распространения упругих волн флюорит
почти не отличается от вмещающих пород.
Магнитая восприимчивость флюорита очень слабая, не пре-
вышает (1ч-2) • 10—5 ед. СИ.
Асбест. К асбестам относят большую группу волокнистых
минералов, различных по химическим и физическим свойствам.
Различают два вида асбестового сырья: серпентин-асбесты и
амфибол-асбесты. Асбесты серпентиновой группы составляют
около 95 % мировой добычи всего асбеста. Ниже приводятся
свойства наиболее распространенного хризотил-асбеста.
Месторождения хризотил-асбеста генетически и простран-
ственно связаны с серпентинитами. По П. М. Татаринову, эти
породы возникают путем метаморфизации ультраосновных ин-
трузивных пород и изредка—-путем метаморфизации доломи-
тизированных известняков в результате гидротермальных про-
цессов. Месторождения хризотил-асбеста, возникшие при про-
цессах серпентинизации ультраосновных пород (дунитов, пери-
дотитов и пироксенитов), наиболее распространены и представ-
ляют собой практически важный тип.
По химическому составу хризотил-асбест — водный силикат
магния Mg3H4Si2O9; твердость 1,5—2,5; плотность 2,34—
2,60 г/см3; температура плавления 1150°C.
Асбест из месторождений, связанных с ультраосновными по-
родами, характеризуется присутствием распыленных или рас-
сеянных зерен хромита и магнетита, выносившихся растворами
из материнской породы при образовании жил. Асбестовая руда
этого типа представляет собой серпентинизированную ультра-
основную породу, рассеченную прожилками асбеста. В ней
всегда присутствуют в том или ином количестве магнетит и
хромит.
Для месторождений, связанных с доломитизированными из-
вестняками, материнской породой являются известняки, по-
этому в асбесте (минерале) и асбестовой руде месторождений
этого типа магнетит и хромит отсутствуют.
Данные по плотности асбеста (минерала) и асбестовой руды
различных месторождений приведены в табл. XII.3. Плотность
асбестовой руды, связанной с ультраосновными породами, из-
меняется от 1,83 до 3,36 г/см3; плотность асбеста (минерала)
из тех же месторождений значительно ниже (2,3—2,71 г/см3).
Повышение плотности руды до 3,36 г/см3 связано с присут-
ствием ультраосновных пород, а также магнетита и хромита
(В. Д. Перлин, 1971 г.). Общая пористость асбестовой руды
3% (Баженовское месторождение) и 6—10 % (Аспэгашское).
Магнитная восприимчивость не одинакова для асбеста раз-
личного типа месторождений (табл. XII.4). Если величина к
асбеста (минерала) и асбестовой руды из месторождений
в ультраосновных породах достигает 0,5 ед. СИ, то для асбеста
377
Таблица ХП.З
Плотность и пористость хризотил-асбеста
Руда, вмещаю- щие породы а, г/см’ л, % (В. Д. Перлин и др.( 1973 г.) /V АЛ Л И1СЛ, 1 vipuzn./j,»- п JT1 с.
среднее пределы
Асбест (мине- рал), ультраос- новные 2,03 л го 4,1/U 2,34 2,3 F* Mil оэ сч с\ а с\ -? v,u—V, / 0,8—2 0,2—1,4 1 1 л *1 1 Урал, Алапаевское иал\сл vovnuc Урал, Джеты-Гора Северный Казахстан. Киимбайское
Асбестовая, ультраоснов- ные 2,71 2,27 Л Л-7 2,48—3,36 1,83—2,54 Л 1 Л Л -7 Л — 16 28 10 Урал, Баженовское Урал, Джеты-Гора tz „ \juccpпот i\ajaAt.i an Киимбайское
Асбест (мине- рал), доломити- зированные известняки 2,39 2,46 2,37—2,39 2—4,3 3 1 Западная Сибирь, Аспагашское Восточные Саяны, Ильчирское
Таблица XII.4
Магнитная восприимчивость хризотил-асбеста
Руда, вмещающие породы х, 10—5 ед, СИ Регион kjq сторож71 ение*
сред- нее пределы
Асбест (минерал), уль- Тр аосновные 9 400 5 200 2 800 3 000 1 500—49 000 12 1 1 1 Урал, Баженовское О nnanuLTn Ifaoavpraa 1* 4/111 4\V4UW11 V* V411 Урал, Алапаевское Урал, Джеты-Гора
Асбестовая, ультраос- новные 1 800 12 000 1Л члл * V 4/1/1/ 240—4 000 230—50 000 члл до ллл W A w VZ W 28 10 16 Урал, Джеты-Гора Северный Казахстан,. Киймайское Урал, Баженовское
Асбест (минерал), до- ломитизированные из- вестняки 0 0 — 1 3 Восточные Саяны, Иль- чирское Западная Сибирь, Аспа- гашское
Асбестовая, доломити- зированные известняки Q — 1 О иаиадпал 'опинро, rxvna- гашское
378
«(минерала и руды) из месторождений в доломитизированных
известняках она равна нулю. Высокая магнитная восприимчи-
вость асбеста и асбестовых руд месторождений первого типа
объясняется наличием в них значительного количества маг-
нетита.
По удельному электрическому сопротивлению руды место-
рождений разных типов не различаются. Среднее сопротивле-
ние чистого асбеста (минерала) 105—106 Ом-м. Сопротивле-
ние асбестовой руды значительно меньше (3-103 Ом-м)
вследствие присутствия в ней вмещающих пород.
Установлено, что в процессе серпентинизации гипербази-
тов электропроводность понижается в связи с выделением при
этом петельчатых и сетчатых
а,
rx Ata q
и j' А*-*
щих гальванически непрерывную объемную микроскопическую
электропроводящую сетку [4]. АаЗгнитипя восприимчивость при
этом возрастает от 0,02 до 0,16 ед. СИ, а удельное сопротивле-
ние уменьшается до 50—1000 Ом-м (рис. XII.3).
Слюды и слюдоносные пегматиты. Группа слюд
объединяет большой ряд различных алюмосиликатов калия,
обычно содержащих MgO, FeO, Ре20з, SiO2, Н2О и F. Наиболее
важное промышленное значение имеют мусковит и флогопит,
как слюды, почти не содержание железа. В последнее время
большое промышленное значение приобрел вермикулит.
Рис. XI 1.3. Результаты геофи-
зических исследований по руд-
ной зоне Баженовского место-
рождения [2].
1 — перидотит с асбестоносностью
типа бедных отороченных жил;
серпентиниты: 2 — с мелкосетча-
тыми рудами, 3 —с рудами про-
ДОЛЬНОВОЛОКНИСТОГО аСбеста, 4 —
с просечками асбеста; 5 — дайки
кварцевого диорита.
— кажущееся удельное элек-
трическое сопротивление; х — маг-
нитная восприимчивость; о — плот-
ность по данным: а — лаборатор-
ных определений на образцах,
б — интерпретации плотностного
гамма-гамма-каротяжя (ГГК-П)
379
Месторождения гранитных пегматитов (мусковит) наиболее
многочисленны (Карелия, Кольский полуостров, Мамский
район) и дают главную массу листового мусковита. Пневмато-
литовые месторождения подразделяются на жильные (флого-
пит^ и метасоматические (вермикулит!.
Месторождения гранитных пегматитов связаны с мигма-
тит-ГПЯИИТПВПЙ ГЙОПМаПИрЙ ПИРЯМЯТЛПитГ|ПМ0-----------------ГА TTIG ПЛПИЛ-V ТТТ_
1 XI 1 1 Т — С , -- м * w А v AM. v V J V Л Л-Г
траосновной, с карбонатитами. Жильные месторождения фло-
ПАПТТГО ппииппирпкт IZ n ТТ Я Ота ал тэ Q Я тл ля п п Оттп’т'тэ tjt ст гпоппт.
1UUX1XV* A4.AAWX AVAAAAAAVZ АА WWHUVTTUU и W Т ИЧ V/Д, V11 V 1 U И Т1 l|7Ulini
ной магмы и магнезиальных известняков или доломитов (Слю-
тт гттТТ/л\ АЛ ПТ'ПГ'ЛЛЛЯ а'Т'ЦГТТОГ'TZTTCi АТПЛТАП r\XTZ ТТ CJTTTJT ГГ пАП -КК TTTZTT тттгтл /-» Т-, гг
Д71ПХ\С1у. X'XVl UVW1V1U 1 IJ-1VV1H1V 1UW 1 Vjj KZZIY/Д, V-11X1 71 OV-fZ 1VJL riXY J VJiri 1 Cl VD71"
заны с сильно измененными ультраосновными породами, где
Г, ««-. ж «ттТ7ТТ П Tim аХгтЛПАПЛ тт Л ГТ ТТЧТЛАЛ» к ПТ» ТТ Г\ Апттго Л тт ТТТГ Дх тт г-к т-» гх тт т т ггт г» тт ж.ттл
nep ivinrx у «/in 1 njitivi i n/j,pk7i поацпп <p«/iui kjnn i a n iviyv,-
ковита, содержащихся в измененной гидротермальными рас-
_____- — ТТТТТ -™ЛАЛГТАГЛТ,аЛ ГТАТ,А„„ /тт^ тт ~ т т , , ~ ~ Г?--- -
inupaivin yvin ipauenuonun ииридс (пешрпмер, иулдммслие МС-
сторождение на Среднем Урале).
Из физических свойств слюды и слюдоносных пегматитов
наиболее полно изучены электрические свойства. По данным
И. Н. Карелиной (1971 г.), вермикулит обладает высокой
электрической прочностью; удельное электрическое сопротивле-
ние (0,62-5-53,4) • 1013 Ом-м. Величина р мусковита равна
4,6• 109 Ом-м при колебаниях от 3,7• 106 до 9,6-1010 Ом-м;.
среднее удельное сопротивление флогопита ниже — 9-108 Ом-м,
а вермикулита еще ниже — 6,7 • 106 Ом • м.
Снижение сопротивления от муковита к вермикулиту объ-
ясняется увеличением гидратизации слЮд, непостоянством их.
состава и различным содержанием железа.
Удельное электрическое сопротивление слюдоносных пегма-
титов приведено в табл. XII.5. При нагревании до 600—800°C
удельное электрическое сопротивление вермикулита снижается
от 1 • 108 Ом • м до нуля (С. И. Хвостенков, Л. Л. Шандрик,
1967 г.).
Плотность ’ слюд изменяется в широких пределах—от 2 до
3 г/см8 (табл. XII.6). Широкие пределы определяются изменчи-
востью химического состава и зависят главным образом от ко-
лебаний содержания тяжелых элементов (железо, титан, ба-
рий). Кроме того, на величину плотности (в сторону уменьше-
ния) влияет наличие газовых включений. Наибольшей плот-
ностью по сравнению с другими слюдами обладает мусковит,
наименьшей — вермикулит. Низкая плотность вермикулита
обусловлена его гидратизацией.
По данным М. А. Липарева и Е. Д. Белянкина (1973 г.),
плотность флогопита по различным месторождениям колеб-
лется от 2,733 до 2,942 г/см3.
Слюдоносные пегматиты слабомагнитны: для 90 % изучен-
ных образцов величина магнитной восприимчивости не превы-
шала 90-10-5 ел. Си. иля отлрльныу обпязпов она постигала
*— —- — — — - - I—> - — — у г—- - - — - г—ч- _ — -, - — — • - - - - <—< - -
380
Таблица XII.5
Удельное электрическое сопротивление слюдоносных пегматитов
по параметрическим замерам
Пегматит р, 10-3 Ом-м N Регион, район
среднее пределы
Крутшоаернистый Ш5 9,4—999 98Q Tf оррттыд
с мусковитом 75 12—220 112 Кольский полуостров
НО — 10 Мамский
89 10—120 23 Бирюсинский район
Ср еднезерн истый 65 18—202 345 Карелия
с мусковитом 13 8—22 42 Кольский полуостров
61 13—1ОП — Мамский
14 3—98 — Бирюсинский район
Мелкозернистый 37 14—88 274 Карелия
с мусковитом 10 4—21 10 Кольский полуостров
30 — — /Мамский
80 1,8—9 — Бирюсинский район
(200-г-300) • 10-5 ед. Си. Увеличение % объясняется присутствием
незначительного количества магнетита или пирротина. По дан-
ным М. И. Голода (1973 г.), наиболее вероятные значения маг-
нитной восприимчивости для пегматита 0—2 • 10-5 ед. СИ; ос-
таточная намагниченность равна нулю.
По лабораторным исследованиям с повышением темпера-
туры до 1200 °C магнитная восприимчивость вермикулита
уменьшается от (110ч-150) • 10-5 до 50-10-5 ед. СИ, что связана
Таблица XII.6
Плотность слюд и слюдоносных пегматитов
Слюда, слюдоносный пегматит а, г/см8 N Регион, месторождение
среднее, пределы
Пегматит с мускови- том 2,62 2,65 1,92—3,54 2,57—2,74 141 184 Карелия, Кольский по- луостров
Мусковит 2,62 2,65 2,67 2 з 2,1—2,84 2,23—2,97 22 39 Карелия Кольский полуостров Мамский район
Флогопит 2,62 2,47—2,77 6 Слюдянка
Вермикулит 2,3 2,25—2,49 8 Урал, Булдымское
38 Г.
с дегидратацией минерала и частичным окислением железа
(О. А. Залкинд, С. И. Хвостенков, 1967 г.).
Скорость распространения упругих волн в слюдоносных
пегматитах колеблется в небольших пределах: 5500—6700 м/с
(пср = 6200 м/с), а в пегматитах Кольского полуострова и Каре-
-лии изменяется от 2350 до 6100 м/с (оср = 4170 м/с). Скорость
распространения упругих волн в мусковите (Кольский полу-
остров и Карелия) колеблется в широких пределах: 2800—
8200 м/с. На величину скорости влияют трещиноватость, сте-
пень разрушенности образцов и т. д. В среднем скорость рас-
пространения упругих колебаний для неизмененных разновид-
ностей мусковита 5000 м/с.
Фосфаты .Фосфор в свободном состоянии в природе не
встречается из-за легкой окисляемости; он находится в земной
коре в виде минералов. Источником получения фосфора и его
соединений служат природные фосфаты — апатиты и фосфо-
риты.
Апатит—минерал, состав которого в общем виде выража-
ется формулой Саю(РО4)6(F, С1)г. Апатиты с преобладанием
фтора значительно шире распространены в природе, чем апа-
титы с преобладанием хлора. Окраска апатита различная,
чаще всего зеленоватая. Плотность его 3,18—3,41 г/см3, твер-
дость— 5.
Фосфориты представляют собой осадочную горную породу,
состоящую из различных минералов (кварц, глауконит, каль-
цит, доломит и др.) и фосфата. Фосфатное вещество фосфорита
состоит из высокодисперсного фторапатита или минералов,
близких к нему. Плотность фосфоритов 2,8—3 г/см3, твердость
2—4.
Исторически сложилось так, что главной фосфорной рудой
считались фосфориты. Только после открытия крупных, исклю-
чительно богатых залежей апатитов в хибинской тундре на
Кольском полуострове на них обратили внимание как на полез-
ное ископаемое. А. С. Соколовым (1984, 1974 гг.) предложена
схема, объединяющая фосфоритовые и апатитовые месторожде-
ния по генетическому принципу. В зависимости от типа место-
рождения меняются физические свойства фосфатных руд. Так,
для интрузивных месторождений плотность колеблется в пре-
делах от 3,16 до 3,44 г/см3, для осадочных—от 2,85 до
3,15 г/см3. Магнитная восприимчивость апатитов меняется от
0 до 1 ед. СИ в зависимости от типа месторождения, а для
фосфоритов — не превышает 0,001 ед. СИ.
Для фосфоритов характерна аномальная радиоактивность
(обычно первые десятки мкР/ч). Геофизические методы, при-
меняемые при поисках экзогенных месторождений фосфатного
сырья, приводятся в работах А. Н. Горбачева, А. М. Карпунина
и др. (1971 г.).
.382
Минепальные соли. Соли — группа минералов, обла-
дающих способностью легко растворяться в воде. По химиче-
скому составу такие минералы представляют собой главным:
образом водные и безводные соли Na, К и Mg соляной и сер-
ной кислот.
Наиболее важное промышленное значение имеют поварен-
ная (NaCl) и калииная (КС1) соли. Основным промышленным,
типом месторождений этих солей являются ископаемые место-
рождения, представленные мощными пластовыми или штоко-
образными и куполообразными залежами твердых солей, нахо-
дящимися на большей или меньшей глубине. Месторождения
этого типа имеют важное промышленное значение.
Каменная соль характеризуется плотным компактным стро-
ением, реже бывает рыхлой мелкозернистой. Она содержит
в том или ином количестве разнообразные механические и хи-
мические примеси, из которых основными являются глина, ан-
гидрит, оксиды железа, газы, вода и др. Калийные соли пред-
ставляют собой плотные кристаллически-зернистые массы, в ко-
торых сильвин тесно перемешан с галитом. Калийные соли со-
держат примеси ангидрита, гипса, глинистых веществ и др.
Плотность чистой каменной соли (галита) колеблется-
в пределах 2,1—2,15 г/см3. Это значение плотности получено'
для Илецкого и Артемовского месторождений, дающих наибо-
лее чистую поваренную соль. Плотность соленосной толщи
вследствие присутствия примесей несколько большая, чем у га-
лита (сгср = 2,14 г/см3). Плотность сильвина по лабораторным*
изменениям изменяется от 1,91 до 1,96 г/см3, в среднем
1,93 г/см3'. Примеси каменной соли к сильвину способствуют
повышению его плотности до 2,1 г/см3, а карналлита и других,
минералов — до 1,92 г/см3. Соленосная толща калийных место-
рождений состоит из плотной смеси сильвина и галита; при-
сутствуют также примеси ангидрита, глины, гипса и др. Плот-
ность такой соленосной толщи 2,15 г/см3.
Довольно выдержанным параметром является скорость рас-
пространения упругих волн. Средние значения рр для соленос-
ных толщ по полевым наблюдениям на месторождениях Соли-
камское, Верхнекамское и Индерское приблизительно одина-
ковы и равны 4 км/с (2,8—5,2 км/с).
Удельное электрическое сопротивление соленосных толщ на
Урале изменяется от 300 до 500 Ом-м. Сопротивление солей
составляет п-10~3—n-1015 Ом-м. Сравнительно низкие значе-
ния р объясняются обводненностью соленосных отложений.
Удельное сопротивление осадочных солей наиболее, низкое и
колеблется в пределах 0,3—0,5 Ом • м. Необводненные пласты,
кристаллической соли характеризуются р = 2- 105 Ом-м.
Магнитная восприимчивость кристаллической соли на ме-
сторождениях Предкаппатья колеблется от —3 • 10—5 до
383;
6,1 • Ю-5 ед, СИ (среднее значение 1,6-10—5 ед. СИ). Остаточ-
ная намагниченность солей в среднем 0,6-IO-3 А/м.
Соли серной кислоты — сульфаты — обычно присутствуют
в месторождениях калийных солей. Среди них наиболее рас-
пространены минералы тенардит (плотность 2,67 г/см3, твер-
дость 2,5—3) и мирабилит (плотность 2,48 г/см3, твердость
1,5 -2). Наибольшей плотностью обладает полигалит —
2,7 г/см3 [36].
С ы и и ы р и т ы. Они являются разновидностью сиенитов
ультракалиевого состава (К2О до 20%) и принадлежат к ин-
трузивным аналогам семейства нефелинового сиенита—фоно-
лита, входят в формацию калиевых псевдолейцитовых нефели-
новых сиенитов (А. Я. Жидков, 1973, 1978 гг.). Сынныриты
вследствие химических, минеральных и технологических осо-
бенностей необходимо рассматривать как новый тип комплекс-
ного эндогенного сырья. Они могут быть использованы в сель-
ском хозяйстве как бесхлорные, высококалиевые удобрения,
а также при изготовлении керамических, огнеупорных и изо-
ляционных изделий.
Плотность сынныритов 2,5—2,58, в среднем 2,54 г/см3. Об-
щая пористость 2 %,, обусловлена микро- и макротрещинова-
тостью. Магнитная восприимчивость 0—400 • 10-5 ед. СИ,
в среднем 250- 10~5 ед. СИ; фактор Q = 0,5.
Перлит. Это стекловатая вулканическая порода кислого
состава с ярко выраженным перлитовым строением (табл.
XII.7). К перлитовому сырью относят водосодержащие кислые
стекла и стекловатые породы, способные при нагревании вспу-
чиваться с увеличением в объеме в 5—20 раз. Эта способность
стекловатых пород широко используется в различных отрас-
лях промышленности для получения легких негорючих мате-
риалов с высокими тепло- и звукоизоляционными свойствами.
Среди стекловатых пород выделяются собственно перлиты
(содержание воды 1,8 %), обсидианы (содержание воды менее
1 %), а также пористые разновидности от собственно пемз до
пемзовидных перлитов.
Таблица XII.7
Физические свойства вулканических стекловатых пород двух месторождений
Армении (по В. Л. Баданову, П. В. Вишневскому, 1987 г.)
Т7 ар ауда»т,р Перлит О сх о М 0J a
о, г/см3 х, 10-8 ед. СИ ир, км/с р, Ом-м 1,3—1,89 0 2,2—4,7 (3,5-5--133) -103 2,35—2,37 0 5,2—6,4 132-103
384
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Авчян Г. М., Матвеенко А, А., Стефанкевич 3. Б. Петрофизика осадоч-
ных пород в глубинных условиях.— М.: Недра, 1978.— 255 с.
2. Баженовское месторождение хризотйл-асбеста/Под ред. К. К. Золо-
ева, Б. А. Попова —М.: Недра, 1985 — 271 с.
3. Бурдынь Т. А., Закс Ю. Б. Химия нефти, газа и пластовых вод.— М.:
Недра, 1978,— 277 с.
4. Вагшаль П. С. Об электпопповолности г₽пп₽нтмнитг>в//Пок.п АН СССР
Сер. геол., т. 190.— 1970,—№ 3,—С. 651—653. г
5. Ваноян М. В. Влияние серпентинизации на физические свойства гипер-
базитов/'/Тихоокеанская геология.— 1988.— № 3.— С. 104—111.
6. Васильев Л. А., Белых 3. П. Алмазы, их свойства и применение.— М.:
Недра, 1983 — 101 с.
7. Вендельштейн Б. Ю., Резванов Р. А. Геофизические методы изучения
подсчетных параметров при определении запасов нефти и газа.— М.: Недра.—
1985.— 248.
8. Веселовский А. П. Петрофизическая характеристика месторождений
жоттпотету nanrrnunvnn Х7ттптга гт/'тллг'л ПХГПГТГ1ГЛ пойлгтл//ГТл-гпЛгктттгт/л nvntiTTV
и U Ди IkUllVIVVl V j Д1* VZ1 W UXXVZIXCI/ / X IV 1 р wipoonixct p jr Ддххмл. MV
сторождений Сибири.— Красноярск, 1988.— С. 24—26.
9. Вонсовский С. В. Магнетизм.— М.: Наука, 1971.— 1031 с.
10. Гаджи-Касумов А. С., Карцев А. А. Нефтегазопромысловая геохи-
мия.— М.: Недра, 1984.— 150 с.
11. Галичанина Л. Д., Гаскельберг Л. А. Петрофизическая характери-
стика Кейвской структуры и ее обрамления//Петро<Ьизические исследования на
щитах и платформах.— Апатиты, 1985.—С. 43—59.
12. Геология и геохимия нефти и газа/А. А. Бакиров, 3. А. Табасаран-
ский, М. ь. ьордовская, А. К. Мальцева.— М.: Недра, 1982.— 288 с.
13. Геофизические и геохимические методы поисков кимберлитовых тел/
Я ОГ'ГППИГТГЫЙ Д М Плптилп Р M Dv’nnnuo и Д Д Vnnnn RT/J^MC Срг>
................, ... *•*. X*. X*. W —-----
Регион., развел, и промысл, геофизика.— М., 1983.— 56 с.
14. Геофизические методы исследования скважин: Справочник геофизика/’
Под ред. В. М. Запорожца.— М.: Недра, 1983.— 591 с.
15. Горячев Ю. П. Геологическое истолкование магнитных полей плат-
TTOV ТТО Г» ТТ ТЖПЧ/Ч ТГГ» Г>Л Л Л ТГПО nt TTtTV ГЮЛ ПТтАНА ПТТАлтл". ЛГГПТН/’ГХТП _
Vp Wp HI V-li 11VZX YJ 3VAHU V. JIVIVIU tllll 1 К/_Ц/С*1Х|1Г1СЛ«/11-»ДЛЖЛ1Л U^llUV 1 V-Xl Viyj'njf7'
Л.: Изд-во ЛГИ, 1987,— 18 с.
16. Гречу хин В. В. Изучение угленосных формаций геофизическими мето-
дами,—М.: Недра, 1980.—360 с.
17. Дахнов В. Н. Геофизические методы определения коллекторских
rr ----------------------- АЛ . 1Л*7Е QAA «
vounvio п ntipi и aDunavuiincnnutin ivpnuiA нирид.-х»х.. ххсдра, i J i и.~~ мт-х v.
18. Дортман Н. Б. Петрофизическая характеристика типичных магматиче-
ских формаций//Сов. геология.— 1974.— № 7.— С. 13—30.
19. Дортман Н. Б. Петрофизические критерии рудоносных геологических
формаций Балтийского щита//Анализ рудоносности перспективных площадей
Г? - — — _ ТТ 1АОР ncifx nnn
иал'1 HHVAUl U ЩИГ<1. t/1., 157OU. kJ. 4ZU ZOiC.
20. Дортман H. Б., Магид М. Ш. Региональное петрофизическое райони-
рование//Металлогения восточной части Балтийского щита: Под ред. А. В. Си-
доренко, Т. В. Билибиной.— Л., 1980.— С. 168—188.
21. Дубинчик Э. Я-, Путинцев В. К. Петрофизические фации интрузивных
пород и их рудоносность//Сов. геология.— 1974.— № 2.— С. 62—77.
22. Дубинчик Э. Я., Розенталь И. В. Петромагнитные исследования при
изучении гранитоидных комплексов.— Л.: Недра, 1980.— 104 с.
385
23. ^Камалетдинов А. А., Семное А. С. Электронно-проводящие породы
^северо-западной части Кольского полуострова//Вопросы геофизики.— 1978.—
ГВып.27. С. 99—107.
24. Использование магнетизма горных пород при геологической съемке:
Методическое пособие по геологической съемке масштаба 1 :50 0007
Л. Е. Шолпо, Б. ШТ. Русинов. М. Г. Илаев и др.— Л., 1985.— 224 с. (Труды
Всесоюз. науч.-исслед. геол, ин-та; Вып. 18).
25. Итенберг С. С. Интерпретация результатов геофизических исследова-
ний разрезов скважин.— М.: Недра, 1У/2.— 312 с.
26. Ишханян А. Р., Центер И. Я. Петромагнитная характеристика юрских
,^.,~.,г,т.пплгптгту гтпппп A nonon nniznu RTC* { ГН qxzvtj г\ ’Лсхълттсь LJqtt AU Anvounvnu
£) V ^I\anvi Ж Ж-Ж * '-'f I * ‘“J Ж Ж ж ж. Ж Ж Ж Ж^ж Ж.Ж ЖЖ *Ж^ Ж ж ЖЖ Ж*
ССР.— 1987 —№ 3 —С. 35—46.
27. Карпов А. А., Раабен В. Н. Природные газы месторождений Совет-
ского Союза.— М.: Недра, 1978.— 319 с.
28. Карцев А. А. Основы геохимии нефти и газа.— М.: Недра, 1978.—
v V..
29. Карякин А. Е., Смирнова В. А. Структуры хрусталеносных полей.—
М.; Недра, 1967.— 240 с.
'30. Кобранова В. Н. Петрофизика.— М.: Недра, 1986.— 391 с.
31. Комаров В. А. Электроразведка методом вызванной поляризации.—
ТТ ТТ ... ,АПЛ ПАЛ _
►«/1.: педра, i^ou.— о»и с.
32. Костов И. Минералогия.— М.: Мир, 1971.— 584 с.
33. Костов И., Минчева-Стефанова И. Сульфидные минералы: Кристалло-
гхимия. Парагенезис. Систематика.— М.: Мир, 1984.— 280 с.
34. Красовский С. С. Отражение динамики земной коры континентального
типа в гравитационном поле.— Киев: Наукова Думка, 1981.— 251 с.
35. Краткий справочник по химии/И. Т. Гороновский, Ю. П. Назаренко,
ГЕ. Ф. Некряч и др.— Киев: Наукова Думка, 1974.— 985 с.
36. Кцжварт М. Неметаллические полезные ископаемые.— М.: Мир,
1986,— 472 с.
37. Лебедев Т. С., Корчин В. А., Савенко Б. Я. Физические свойства ми-
нерального вещества в терм о барических условиях литосферы.— Киев: На-
укова Думка, 1986.— 198 с.
38. Левицкая Ц. М., Носова Е. Н. Зависимость диэлектрической проница-
емости доломитов от минерализации насыщающего раствора//Изв. АН СССР.
Сер. Физика Земли.— 1986 —№ 6 — С. 106—109.
39. Магид М. Ш. Петрофизические модели типовых геоструктур конти-
нентальной литосферы.— Л.: Изд-во ЛГУ, 1989.— 42 с.
40. Магнетизм и условия образования изверженных горных пород/
Д. М. Печерский, В. И. Баюк, С. Ю. Бродская, 3. В. Шаронова.— М.: Наука,
1975,— 288 с.
41. Мейер В. А., Ваганов н. А. Основы ядерной геофизики.— Л.: Изд-во
ЛГУ, 1978,—360 с.
42, Методические Рекомендации по пьезоэлектрическому методу пязведки/
Н. М. Нейштадт, 3. В. Мазанова, Л. Я. Биневич и др —Л.: Изд. НПО «Руд-
геофизика», 1988.— 117 с.
43. Методическое пособие по геологической съемке масштаба 1 : 50 000.
Использование магнетизма горных пород при геологической съемке.— Л.:
Недра, 1986.— 138 с.
44. Моисеенко У. И. Теплофизические свойства горных пород и глубинные
температуры//Физические процессы горного производства.— 1982.— №12.—
С. 30—36.
45. Моисеенко У. И., Смыслов А. А. Температура земных недр.— Л.:
1О8Л_____ 17Ол
Д. IMWXZ. л > kZ
46. Молчанов А. А., Мавлютов М. Р., Филиди Г. Н. Отбор керна из сте-
нок скважины,— М.: Недра, 1984,— 152 с.
47. Нейштадт Н. М., Мазанова 3, В. Предварительная оценка примени-
мости пьезоэлектрического метода при поисках рудно-кварцевых' и других
.,ЛЛ.Л«Л,ТЖТ,ЛГ11»й//МлтЛ,„.,„ — _ -________ ТТ 1 П'7'7 П ПА ОЛ
иднла и Хелмика разьедли.— vi., tun.—
386
Комиссап-
_ , —r
48. Озерская М. Л., Семенова С. Г. Распределение плотности и пластовой;
скорости отложений осадочного чехла нефтеносных территорий юга СССР//'
Обзор ВИЭМС. Сер. регион., развед. и промысл, геофизика.— М., 1978.—52 с.
49. Оникиенко Л. Д., Попов 10, А., Салем И. Минерально-теплофизиче-
ские типы железных руд месторождений Умм-Нар и Умм-Хаммис (АРЕ).//'
Изв. вузов. Сер. Геол, и разведка.— 1986.— .Кв 8.— С. 112—114.
50? Орлов Л. И., Карпов Е. Н., Топорков В. Г. Петрофизические исследо-
вания коллекторов нефти и газа.— М.: Недра, 1987.— 216 с.
51. Палеомагнетизм палеозоя/иод ред. А. Н. Храмова.— Л.: Недра,.
1974,— 238 с.
52. Палеомагнитология]/А. Н. Хпамов Г. И. Гончаров Р. А.
ская и др.— Л.: Недра, 1982.— 312 с.
53. Пара- и ферромагнетизм магматических пород/Н. Б. Дортман,.
Э. Я. Дубинчик, И. В. Розенталь, А. С. Никифорова.— Геофиз. журнал.—
1974,—Вып. 60,—С. 86—91.
£4 ПипУПИОШтн Q 17 Голо лаутптлтлот/тгл лппЛп-гпл чтгттаг»о ттлтэ w rnnukTY ТТЛ-
. ж ж <'»VI •>! w ч. жж, ж vvmvi VI4 |II livviinv vovnviua 1V1 и <ж л AAVZ
род при высоких давлениях и температурах.— М.: Наука, 1989.— 198 с.
55. Петрофизика осадочных пород чехла древних и молодых платформ и
нефтегазоносных структур на примере Западно-Сибирской плиты и Сибирской^
платформы/Под ред. Н. А. Туезовой.— М.: Недра, 1984.— 384 с.
56. Петрофизическая характеристика геологических формаций/Н. Б. Дорт-
ман, И. Ф. Зотова, М. Ш. Магид и др .//Глубинное строение и геодинамика!
литосферы.— Л., 1983.— С. 150—185.
57. Петрофизическая характеристика осадочного покрова нефтегазонос-
ных провинций СССР: Справочник/Под ред. Г. М. Авчяна и М. Л. Озер-
ской— М.: Недра, 1985,— 192.
58. Петрофизические исследования при высоких рГ-параметрах и их гео-
физические приложения/Лебедев Т. С., Корчин В. А., Савенко Б. Я- и др.—
Киев.: Наукова Думка, 1988.— 49 с.
59. Пискарев А. Л. Петрофизическая характеристика зоны спрединга//Тео-
рия и практика региональных исследований в Мировом океане и Антарк-
тиде.— Л., 1990.— С. 13—24.
60. Попов Ю. А., Березин В. В., Соловьев Г. А. Теплопроводность минера-
лов/ /Изв. вузов. Сер. Физика Земли.— 1987.— № 3.— С. 83_93.
61. Попов Ю. А. Теоретические и экспериментальные основы исследова-
ний тепловых свойств горных пород методом сканирования при решении гео-
лого-геофизических задач.— М., 1986.— 34 с.
62. Попов Ю. А., Березин В. В„ Семенов В. Г. Изучение теплопроводно-
л’гтт оииолтплпит-TV чпттлпоплп тт nnnTTtTv гтлтчл тт /ТЛот> A TJ Л~'Г~'Л"'ТЭ сЪттоттттп
VIII U1I11W 1 mu 1Т1 Al HVxjM CI Vixyu Г1 I V HI1A ИМрмД/ХХМи. nil V TIIMHIVU
Земли,— 1985,—№ 7,—C. 81—87.
63. Попов Ю. А., Коростелев В. M., Ромушкевич Р. А. Теплофизическое’
изучение разреза колчеданно-полиметаллического месторождения Восточной
Джимидон (Сев. Осетия)//Изв. вузов. Сер. Геол, и разведка.— 1985,—№ 7.—
Г1 1А___ос». АР- 1 Г» Г' 1С\ on
64. Прияткин А. А. Использование физических параметров и их анизотро-
пии для петроструктурных пелей//Петрофизическая характеристика советской-
части Балтийского щита.— Апатиты. 1976*.— С. 116—125.
6Д ”
ки.— Л
66.
Нелоа.
67.
зивных
нения Дальнего Востока.—Владивосток, 1973.
68. Рысс Ю. С. Геоэлектрохимические методы разведки.— Л.: Недра,
1983.— 254 с.
69. Семенов А. С. Электроразведка методом естественного электрического
поля,—Л.: Недра, 1980,—445 с.
Путилов О. Ф. Основы теории геоэлектрохимических методов развед-
: Изд-во ЛГУ, 1987.— 173 с.
Ржевский В. В., Новик Г. Я. Основы физики горных пород.— М.:
1984.-359 с.
Романовский Н. П. Петромагнитные исследования рудоносных интру-
комплексов Приамурья/уВопросы магматизма, метаморфизма и оруде-
-------------- ----------- _с 77—80.
387
70. Словарь по геологии нефти/Отв. ред. К. А. Черников —Л.: Недра.
1988.— 680 с.
71. Смыслов А. А. Уран и торий в земной коре.— Л.: Недра, 1974.— 231 с.
72. Справочник (кадастр) физических свойств горных пород/Под ред.
ГН. В. Мельникова, В. В. Ржевского, М. М. Протодьяконова.— М.: Недра,
1075.___279 с.
73. Таблицы физических величин/Под ред. И. К. Кикоина.— М.: Атом-
издат, 1976.— 1005 с.
74. Топорец С. А. Анализ основных концепций угольной петрофизики//
Угленосные формации и петрология углей.— Л., 1985.— С. 91—97.
75 Топорзц С. -4. Петрофизические методы//М.етоды формзционного ана-
лиза угленосных толщ/Под ред. Г. А. Иванова и Н. В. Иванова.— М.: 1975.—
С. 135—147.
76.____Туезова Н. А. Петрофизика осадочных пород чехла древних и моло-
дых платформ и нефтегазоносных структур на примере Западно-Сибирской
_________ moi non ~
ПЛИТЫ И VjHunpcnun iiviaiipupivioi.— x»i.. недра, 1С7О*т.— z,uu u.
77. Федорова А. Б., Голованчикова О. А., Ромушкевич Р. А. Исследова-
ние теплофизического анализа для геолого-технологического картирования
железистых кварцитов Михайловского месторождения КМА//Сов. геол.—
1988,— № 2,— С. 33—37.
78. Фивег С. М. Петрофизика горных пород Талнахского рудного узла и
ее использование для физико-геологического моделирования.— Л.: Изд-во
ВСЕГЕИ, 1988,—20 с.
79. Физико-механические свойства горных пород при высоких давлениях
и температурах/М. П^Воларович, В. Ю. Баюк, А. И. Левыкин, И. С. Томашев-
ская.— М.: Наука, 1974.— 270 с.
80. Физические свойства горных пород Западно-Сибирской нефтегазонос-
ной провинции. Н. А. Туезова, Л. М. Дорогиницкая, Р. Г. Демина, Н. И. Брюз-
ггина.— М.: Недра, 1976.— 184 с.
81. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых (Петро-
физика): Справочник геофизика/Под ред. Н. Б. Дортман.— М.: Недра,
1976.— 527 с.
82. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых (петрофи-
зика!: Споявочиик геоЛизикя/Поп пел. Н. Б Доптмяи.— М.: Недпя. 1984.—
-455 с.
83. Физические свойства осадочного чехла Восточно-Европейской плат-
формы/Под ред. Н. В. Подобы, М. Л. Озерской.— М.: Недра, 1976.— 280 с.
84. Физические свйства пород Балтийской синеклизы/Под ред. Н. К- Озо-
линь.— Рига: Зинатне, 1984.— 138 с.
85. Физические свойства пород осадочного чехла севера Урало-Поволжья/
Б. М. Новоселицкий. В. М. Поовопов. А. А. Шилова и до.— Свеодловск:
Изд-во УНЦ АН СССР, 1985.—*138 с.
86. Физико-химические свойства элементов: Справочник/Под ред.
Т. В. Самсонова.— Киев: Наукова Думка, 1965.— 807 с.
87. Шафрановский И. И., Алевдин В. Ф. Краткий курс кристаллогра-
фии,— М,: Высшая школа, 1984.— 120 с.
88. Шунгиты — новое углеродистое сырье/Под ред. В. А. Соколова.— Пе-
трозаводск: Карелия, 1984.— 230 с.
89. Экспериментальные исследования скорости и затухания ультразвука
в частично и полностью расплавленных эффузивах/А. И. Фарберов, Л. Н. Со-
ТСОЛАВ я Пп.//Покл 4И rrm_______ 1Q7R__Т 99П КГо 9____Г 349____44R
90. Юрчак Р. П. Тепловые свойства минералов//Изв. АН СССР. Сер. Фи-
зика Земли.— 1980.— № 7.— С. 16—31.
91. Christensen N. /., Smewing J. D. Geology end seismic structure of the
northern section of the Oman ophiolite//Geophys. Res. Ser. B. 1981.— Vol. 86.—
No. 4.— P. 2545—2555.
92. Horai K-, Simmons G. Thermal conductivity of rock forming mine-
raW/Earth a. Planet. Sci. Lett.— 1969 — Vol. 6.— No. 5,— P. 359—368.
388
93. Kruczyk T. Phase transition in iron oxides and sulphides and their
relations fo magnetic properites of rocks.— Warszawa, KodJ: Panst. wid-wo
nauk, 1983.— 92 p.
94. magnetotectonicsiE,. McClelland, V. Courtillot, P. E. Tapponier.—
Washington, 1986.— P. 709—807. (Tectonics/Amer. Geophys. Union, Europ.
Geophys. Soc., ISSN 0278—7407; vol. 5, No. 5).
95. Magnusson K.-A. A petrophysical and palaeomagnetic study of the
Nordingra region in Eastern Sweeden.— Uppsala, 1983.— 70 p. (Avh. och.
uppsatser/Sveriges geol. undersocning. Ser. C, ISSN 0082—0024; Av 77, No. 3
(801)).
96. Murase TFuktiycitcL H. Shear wave velocity in partially molten pe-
ridotite at high pressure//Annual report of the director geophysical labora-
tory, 1979—1980,—P. 535—545.
У7. Kecent development in rock magnetism./H. Soffel, N. Petersen, V. Кто-
раёек — Amsterdam et al.: Elsevier, 1987.— 305 p.
СОДЕРЖАНИЕ
ГТр g д ттп JT 0 g ПР
Введение. Н. Б. Дортман................................................... 4
Глава I. Кристаллохимические и кристаллофизические основы петро-
А___ и Г
Ч1П.ЗПКП АЛ. U. р,и^1,ПЫП, ................... IV
§ 1. Атомное строение и физические свойства химических элементов . . 10
§ 2. Зависимость физических свойств минералов от кристаллической
структуры...................................... 21
Глава II. Плотность и пористость минералов и горных пород .... 36
§ 3. Плотность и пористость физических тел. Н. Б Дортман 36
§ 4. Плотность минералов. Н. Б. Дортман.............................30
§ 5. Плотность и пористость магматических пород. Н. Б. Дортман,
м. В. Ваноян........................................................46
§ 6. Плотность и пористость метаморфических и метасоматических пород.
Н. Б. Дортман.......................................................61
§ 7. Плотность и пористость осадочных пород. М. Л. Озерская,
п. А. Туезова.......................................................71
Глава III. Упругие и прочностные свойства минералов и горных пород 83
§ 8. Модули и константы упругости. М. Ш. Магид.....................83-
§ 9. Упругие свойства минералов. М. Ш. магид........................87
§ 10. Скорость упругих волн в магматических и метаморфических поро-
дах. М. Ш. Магид....................................................94
§ И. Скорость упругих волн в осадочных породах. М. Ш. Магид . . . ЮЭ'
§ 12. Прочностные свойства горных пород. А. А. Голубев.............114
Глава IV. Магнитные свойства минералов и горных пород..............121
§ 13. Параметры магнитных свойств. И. В. Розенталь.................121
§ 14. Магнитные свойства диа-, пара- и ферромагнитных минералов.
Н. Б. Дортман......................................................130
§ 15. Магнитные свойства интрузивных пород. Н. Б. Дортман .... 138
§ 16. Магнитные свойства эффузивных пород. Н. Б. Довтман. А. Р. Иш-
ханян............................................................ 158
§ 17. Магнитные свойства метаморфических пород. И. Б. Дортман,
Л4. В, Ваноян......................................................1 55
§ 18. Магнитные свойства осадочных пород. А. П. Веселовский,
А. Н. Храмов.......................................................173
Глава V. Электрические свойства минералов и горных пород .... 178
§ 19. Параметры электрических свойств. И. Б. Дортман, Э. И. Пархоменко 178
§,20. Удельное электрическое сопротивление минералов и горных пород.
И. Б. Дортман, С. М. Фивег..........................................183
§ 21. Диэлектрическая проницаемость минералов и горных пород.
Э. И. Пархоменко................................................... 205
§ 22. Естественная и искусственная (вызванная) поляризация минералов
и горных пород. О. Ф. Путиков.......................................215
390
§ 23. Пьезоэлектрический эффект минералов и горных пород. Н. М. Ней-
штадт ‘....................................227
Глава VI. Теплофизические свойства минералов и горных пород . . . 234
§ 24. Параметры теплофизических свойств. У. И. Моисеенко......234
§ 25. Теплофизические свойства минералов. У. И. Моисеенко.....235
§ 26. Теплофизические параметры горных пород. У. И. Моисеенко,
Б. Негров .................. « - • • • 240
Глава VII. Ядерно-физические (радиоактивные) свойства минералов и
торных пород. А. А. Смыслов...................................253
§ 27. Основные ядерно-физические процессы и параметры радиоактивности 253
§ 28. Естественная радиоактивность минералов и горных пород .... 261
§ 29. Искусственная радиоактивность, используемая в ядерной геофизике 274
Глава VIII. Петрофизическая классификация горных пород. Н. Б. Дорт-
ман, И. Ф. Зотова.............................................276
§ 30. Физические классы и группы горных пород.................277
§ 31. Типовая петрофизическая классификация магматических и метамор-
фических пород................................................281
4 32. Типовая петрофизическая классификация осадочных пород . . . 292
Глава IX. Физические свойства нефти, газа, пластовых вод и коллек-
торские свойства горных пород............................... 293
§ 33. Физические свойства нефти, газа и пластовых вод. С. А. Топорец 293
§ 34. Параметры коллекторов нефти и газа. А. А. Молчанов............299
§ 35. Физические свойства коллекторов различных типов. А. А. Молчанов 305
Глава X. Физические свойства ископаемых углей.С. А. Топорец . . . 314
Глава XI. Петрофизическая характеристика металлических руд . . . 326
§ 36. Физические свойства рудных минералов. И. В. Розенталь .... 328
§ 37. Петрофизическая характеристика руд черных металлов. А. К. Вейн-
ёерг, И, В. Розенталь ..............................................332
§ 38. Петрофизическая характеристика руд цветных, редких и благород-
ных металлов. И. В. Розенталь, С. М. Фивег..........................351
Глава XII. Петрофизическая характеристика нерудных полезных иско-
паемых. И. Ф. Зотова................................................370
Список литературы ................................................. 385