Плотность минералов и горных пород.

Плотность и пористость физических тел

Плотность – это свойство вещества, характеризующиеся отношением его массы m к занимаемому объему V:

 

Плотность горных пород является параметром, который определяет гравитационное поле (Федынский В.В., 1967):

Таким образом, потенциал U является ньютоновским потенциалом притяжения объемных масс, G – гравитационная постоянная, r – расстояние от точки измерения до гравитирующего объекта объемом V, отличающегося по плотности от вмещающей среды на величину σ.

Знание плотности необходимо при проведении гравиразведки, сейсморазведки, ядерных и других геофизических методов.

Единицей измерения плотности в системе СГС является г/см³, в СИ – кг/м³. В полевой геофизике плотность обычно обозначается «σ», и используют единицу измерения г/см³.

Так как горные породы трехфазые системы, то плотность определяется как отношение массы горной породы (минерала) к объему породы (минерала), т.е. отношение массы твердой, жидкой и газовой фаз к его объему:

,

где m_п - масса образца породы, состоящей из массы твердой m_тв, жидкости m_ж и газа m_г. Объем образца V складывается из объема твердой V_тв, жидкой V_ж и газовой V_г фаз.

Отношение твердой фазы породы к занимаемому объему твердой фазы называется минеральной плотностью, и обозначается «δ»:

.

Пористость горной породы определяется совокупностью пустот в минеральном скелете породы и обозначается как «n»:

.

Отношение объема пор V_п ко всему объему образца V называется коэффициентом общей пористости:

.

Единицей измерения пористости и коэффициента пористости являются проценты (%).

С плотностью связано понятие удельного веса. Однако в отличие от плотности удельный вес не является физико-химической характеристикой вещества, так как зависит от места измерения. Определяется как отношение веса горной породы (P) к объему породы:

,

где g – ускорение свободного падения в данной местности. Плотность равна удельному весу вещества на ширине 45° на уровне моря.

Плотность твердых химических элементов изменяется в пределах 0,5 – 22,5 г/см³. Наименьшую плотность имеет литий – 0,53 г/см³ и калий 0,86 г/см³, наибольшую – иридий 22,5 г/см³.

 

Плотность минералов

Плотность минералов определяется массой составляющих их химических элементов и строением электронных оболочек атомов этих элементов.

Плотность минералов тем выше, чем больше они содержат атомов с повышенной относительной атомной массой и чем меньше их атомные (ионные) радиусы. С уменьшением атомных радиусов плотность упаковки атомов в единице объема возрастает.

Большинство породообразующих минералов имеют ионную или ковалентную форму кристаллической связи.

Породообразующие минералы характеризуются большим разнообразием структур и габитусов кристаллов. Повышение плотности обуславливается главным образом увеличением упаковки атомов в кристаллической решетке.

Плотность рудных минералов в основном зависит от их средневзвешенной относительной атомной массы. Увеличение плотности происходит главным образом за счет изменения массы при подчиненном влиянии структуры. Значения плотности составляют 3,5-7,5 г/см³. Самородные минералы (золото, серебро, платина, медь и др.) с металлической связью имеют самые высокие значения плотности (золото 19,32 г/см³, серебро – 10,5 г/см³, медь 8,9 г/см³).

Примерами взаимосвязи между плотностью и структурой минералов могут служить любые полиморфные модификации: алмаз (плотность 3,51 г/см³) и графит (2,23 г/см³), пирит (2,013 г/см³) и марказит (4,875 г/см³), низкотемпературный α- кварц (2,65 г/см³) и высокотемпературный β- кварц (2,51 г/см³). Для многих породообразующих и особенно рудных минералов типичны микропримеси. Эти включения незначительно сказываются на плотности минералов (менее 0,01 г/см³).

Плотность, определенная для большинства минералов, изменяется от 0,98 г/см³ (лед) до 22,5 г/см³ (группа осмистого иридия – невьянскит, сысертскит).

Минералы классифицируются на плотные (>4 г/см³), средние (от 2,5 до 4 г/см³) и малой плотности (<2,5г/см³ ).

Хорошая дифференциация минералов по плотности позволяет использовать эту величину для их распознавания.

 

Плотность магматических пород

 

Плотность магматических пород зависит главным образом от состава пород и растет с увеличением их осносвности:

· у кислых пород (64-78 % кремнезема SiO₂) плотность 2,5 – 2,7 г/см³;

· у основных (44-53%) пород 2,8 – 3 г/см³;

· ультраосновных (<44%) пород 3,0-3,3 г/см³ .

В плотностном отношении интрузивные породы одного типа достаточно однородны и сравнительно хорошо выдержаны. Их плотность слабо зависит от структурно-текстурных особенностей и возраста. Некоторое увеличение плотности наблюдается при наличии значительного количества акцессорных рудных минералов.

Эффузивные породы в целом подчиняются тем же закономерностям, что и интрузивные: плотность увеличивается от кислых к ультроосновным образованиям. Однако вследствие более высокой пористости плотность эффузивных пород меньше плотности их интрузивных аналогов.

 

Плотность метаморфических пород.

 

Главными факторами метаморфизма горных пород являются: температура, давление, химически активные флюиды и газы, выделяющие из внедряющихся магм и поступающие с больших глубин из мантии.

В зависимости от сочетания перечисленных факторов форма проявления метаморфизма весьма разнообразна.

Динамометаморфизм или катакластический метаморфизм — происходит в верхних зонах земной коры, главным образом под влиянием сильного одностороннего давления - стресса. Все это сопровождается понижением плотности за счет текстурных изменений.

В более глубоких зонах, где температура повышается, механическое разрушение пород сменяется пластическими деформациями. Совместное воздействие высоких температур и давлений приводит к некоторому изменению минерального состава, вследствие перераспределения вещества. Сопровождение приноса вещества приводит, наоборот, к возрастанию плотности пород.

Автометаморфизм — происходит в период застывания интрузивной магмы и становления магматических горных пород. Широко развиты процессы амфиболизации (замещение пироксена амфиболом), альбитизации основных плагиоклазов, серпентинизации ультраосновных пород (перидотитов, дунитов).

В процессе серпентинизации происходит разложение минералов с высокой плотностью (пироксенов, оливина) и образование малоплотного серпентина. Их дальнейшее изменение – карбонатизация приводит к новому увеличению плотности.

При амфиболизации происходит разложение пироксена с образованием амфибола и плагиоклазов с кристаллизацией хлорита, серицита и эпидота, т.е. минералов с меньшей плотностью. Измененные породы, как следствие характеризуются пониженной плотностью.

Процессы контактового метаморфизма могут быть без существенного изменения химического состава исходной породы, например при образовании роговиков (термальный метаморфизм); иногда они сопровождаются значительными метасоматическими изменениями. Возникающие при метаморфизме осадочных пород роговики характеризуются повышенной плотностью. Степень увеличения плотности определяется минеральным составом роговиков. Кристаллические сланцы, возникающие в результате контактового метаморфизма (с проявлением метасоматоза) глинистых и известково-глинистых осадочных пород, отличаются резко повышенной плотностью по сравнению с исходными породами, что обусловлено появлением минералов с высокой плотностью и резким уменьшением пористости пород.

Региональный метаморфизмпроникает на большую глубину и захватывает значительные площади. Факторами регионального метаморфизма являются подъем температуры, давления, воздействием флюидов. В зависимости от их соотношения меняется и степень метаморфизма.

Усиление степени метаморфизма от зелено-каменной фации к эклогитовой сопровождается увеличением плотности. При этом первоначальный состав оказывает настолько существенное влияние, что кислые породы высоких стадий метаморфизма имеют меньшую плотность, чем основные породы более низких стадий.

Ультраметаморфизмособая крайняя стадия регионального метаморфизма, происходящего в глубоких зонах складчатый областей. Эти преобразования сопровождаются разуплотнением пород, что свидетельствует об их приспособлении к условиям более низких давлений и о протекании процессе в условиях повышенных температур.

При регрессивном метаморфизме и диафторезе плотность пород уменьшается.

 

Плотность и пористость осадочных пород.

Плотность осадочных пород определяется в первую очередь их пористостью, обусловленной структурой и диагенезом пород, в меньшей степени минеральным составом.

Пористость в широком смысле этого слова это доля объема пор в общем объеме пористого тела.

По общей пористостью горные породы подразделяются на три группы:

1) с низкой пористостью, k_п <5%;

2) со средней пористостью k_п =5-20%;

3) с высокой пористостью k_п > 20%.

По условиям происхождения различают пористость первичную (сингенетичную) и вторичную (эпигенетичную). Первичная пористость возникает в процессе формирования породы. Вторичная пористость в горных породах (каверны, трещины, каналы) возникают в результате перекристаллизации элементов, составляющих породу, растворения и выщелачивания отдельных минералов и цемента, уплотнения и разуплотнения при воздействии тектонических сил, физического выветривания.

Минеральная плотность большинства осадочных пород изменяется в пределах 2,56-2,88 г/см³, т.е. относительное изменение составляет примерно 15 %. Влияние минеральной плотности проявляется лишь в породах с низкой пористостью. Для осадочных пород характерна высокая пористость, достигающая 30-40%.

Таким образом, плотность осадочных пород в значительной мере определяется их пористостью. В общем случае диапазон изменения плотности осадочных пород составляет 1,2-3 г/см³. Наиболее характерные значения находятся в пределах 1,5-2,8 г/см³.

Вторым существенным фактором, влияющим на плотность пород, является глубина залегания. Наибольшей способностью к уплотнению обладают глины. В свежеотложенных глинистых осадках пористость составляет 80%, а плотность уменьшается на 35-40%, а плотность возрастает до 1,8-2,08 г/см³. При значительных нагрузках и мощности толщи перекрывающих пород около 3 км плотность аргиллитов может составлять 2,4-2,5 г/см³. Дальнейшее уплотнение возможно лишь при перекристаллизации частиц, наблюдаемой в глинистых сланцах.

Пески и песчанки, в отличие от глин, более резко реагируют на гравитационное уплотнение. Хорошо отсортированный песок на дне водоема может иметь пористость около 40%. На глубинах 1-1,5 км пористость песка под действием нагрузки вышележащих толщ уменьшаться до 6-10% за счет перегруппировки и дробления зерен. Резкое уплотнение песчаников происходит преимущественно при небольших нагрузках. На глубинах 1-2 км их плотность достигает значений 2,4-2,6 г/см³.