Пористость, трещиноватость, флюндонасыщенность

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

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

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

 

Билет №4

 

1. Принципы систематики горных пород.

 

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

 

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

 

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

 

1. Принципы систематики горных пород.

I.Необходимость систематики:

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

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

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

 

Горные породы

Тип (генетический критерий) – Осадочный, магматич, метаморфический

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

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

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

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

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

Классификаций тысячи. Каждый классифицирует в зависимости от целей исследований.

Вот примеры

 

 

 

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

 

(Ответ по лекциям Благовидова В.В)

 

Взаимотоношения слоистых толщ:

 

1. Латеральное:

Выклинивание

Замещение

2.Стратиграфическое

Согласное (отстутствие стратиграфического перерыва)

С резкой границей

Постепенный переход

Несогласное (с перерывом)

 

 

Поверхность несогласия – подошва молодого комплекса.

 

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

Это параллельное налегание А это параллельное прилегание

(в древних комплексах) (в четвертичке)

Волнистая линия – несогласие

2. Структурное несогласие.

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

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

 

По площади распространения

1. Местные (площадь одной складки)

2. Региональные (Сиб.платформа)

 

Признаки несогласных взаимотоношений:

1. Стратиграфический перерыв.

2. Поверхность размыва в подошве молодого комплекса.

3. Базальные конгломераты, коры выветривания.

 

Структурные признаки

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

Внимание! Не путать с внутриформационным перерывом.

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

При перерыве в осадконакоплении слои поднимаются и размываются.

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

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

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

Несогласия рассматриваются как реперные события.

 

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

 

ЗНАЧЕНИЕ НЕСОГЛАСИЙ – ВЫДЕЛЕНИЕ СТРУКТУРНЫХ ЭТАЖЕЙ.

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

1. составом толщ

2. степенью метаморфизма

3. типом складчатости и разрывных дислокаций

4. общим структурным планом

5. типом магматических тел.

Степени различия могут быть разные.

 

 

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

 

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

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

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

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

ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

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

Магматические месторождения

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

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

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

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

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

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

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

1060 °С).

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

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

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

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

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

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

 

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

 

ПЛОТНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД

Определение и способы измерения плотности

Плотность является важнейшим параметром состояния вещества.

В естественном залегании пород их плотность (σ) есть отношение полной массы (m) к полному объему (V) тела (выделенной части среды), которые включают твердую матрицу породы, жидкую и газовую фазы в поровом пространстве:

σ = m/V= (m_т+ m_ж + m_г)/(Vт+ Vж + Vг)

где индексы, относятся к массе и объему твердой, жидкой и

газообразной фаз соответственно. Массой газов можно пренебречь.

Vг+Vж =Vп - объем порового пространства, его отношение к

полному объему называется коэффициентом пористости: Кп=Vп/V

Минеральная плотность (твердой фазы) σ = m_т/Vт, плотность сухой породы

σ_с= m_т/V= σ_м (1 — Кп), тогда σ = σ_с + σ_ж Кп

где σ_ж — плотность жидкости в поровом пространстве. Общая пористость осадочных пород довольно велика. Вблизи поверхности она достигает 0,2—0,4, а на глубинах 5—б км под давлением вышележащих пород уменьшается до уровня пористости минералов, 10^-3-10^-2. Магматические и метаморфические породы имеют большие значения пористости в корах выветривания, до 0,2, а у неизмененных пород она редко превышает первые проценты. В гравиразведке такие величины не учитывают. для плотности не имеют большого значения различия общей и эффективной пористости, степень связности порового пространства.

В нормативной для учебной литературы системе СИ плотность выражается в килограммах на кубический метр (кг/м3), а значения плотности геологических объектов вынуждают записывать их с множителем 10.

Приводимые ниже значения плотности минералов м горных пород относятся к обычным условиям: нормальному атмосферному давлению и температуре 20 °С.

Значения плотности флюидов в поровом пространстве горных пород таковы: наиболее распространены минерализованные воды с плотностью 1,0—1,2 г/см3 плотность нефти изменяется при разном составе фракций от 0,5 до 1,0 г/см. Плотность воздуха в условиях атмосферного давления равна 0,0012 г/см’, природного газа в зависимости от состава углеводородов 0,0006—0,002 г/см3, но под давлением, например, 70 МПа (на глубине 2 км) плотность газов (и воздуха) достигает 0,2 г/см3