Лекция № 1 Глава 1. Объекты исследования 1.1. Магматические горные породы 1.2. Осадочные горные породы 1.3. Метаморфические породы Глава 2. Общие принципы изучения физических свойств горных пород 2.1. Использование физических свойств горных пород в науке, технике и промышленности 2.2. Два подхода изучения и использования физических свойств горных пород 2.3. Типы неоднородности горных пород 2.4. Системный подход при изучении физических свойств геологических объектов 2.4.1. Иерархия геологических объектов 2.4.2. Элемент, элементарная ячейка, структура 2.4.3. Понятие «горные породы – среды со сложной внутренней структурой» 2.5. Иерархия методов изучения физических свойств геосистемы Приложение №1 1 Глава 1. Объекты исследования Горные породы по происхождению и геологическим особенностям разделяются на три группы: 1) магматические, или изверженные, 2) осадочные и 3) метаморфические. В геологической литературе глубинные магматические и метаморфические породы иногда объединяются под общим названием «кристаллические» благодаря одной общей для них особенности строения: в отличие от большинства осадочных пород они представляют собой зерна кристаллов, соединенных в сплошную массу в процессе образования их. Состав, структуры, текстуры, образование и генезис горных пород подробно изучается в петрографии осадочных, магматических и метаморфических горных пород. В данном разделе кратко будут изложены эти вопросы, но с позиций влияния вещественного состава, структуры и текстуры на физические свойства горных пород. 1.1. Магматические горные породы Магматические породы образуются путем кристаллизации силикатного расплава – магмы. Все магматические породы являются высокотемпературными образованиями и кристаллизуются по мере падения температуры. В основу классификации магматических пород положены химический и минеральный состав, текстура и структура, условия залегания. Вещественный состав породы обычно выражают в виде двух разных форм – минерального и химического состава. Химический Магматические породы, встречаемые в земной коре, исключительно разнообразны по химическому составу, состав однако их объединяет важная общая черта – обязательное присутствие кислорода и кремния как главнейших химических компонентов и в связи с этим преобладание силикатов в составе. В петрографии традиционно применяется окисная форма записи химического состава пород. Список элементов, которые можно встретить в том или ином количестве в магматических породах, довольно обширен, но по распространенности и количественному содержанию в породах они очень неравноценны. Самый распространенный из них – кислород, который составляет в среднем половину веса магматических пород. К числу наиболее широко представленных элементов относятся также кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, калий, титан и водород. Содержания двух- и трехвалентного железа в магматических породах рассматриваются раздельно ввиду того, что роль FeO и Fe2О3 в строении минералов различна. Окислы с содержанием не ниже 1 % называют обычно главными породообразующими окислами. Те окислы, содержание которых в породах составляет десятые доли процента, обычно называют второстепенными. Существуют, наконец, 2 элементы-примеси или, как их иногда называют, малые элементы, которые обнаруживаются в еще меньших количествах (сотые доли процента) и при этом не во всех типах горных пород. Таковы цирконий, литий, бериллий, бор, фтор, хлор, сера, олово, медь, хром, никель и др. Из перечисленных химических составных частей магматических пород особо отметим те, которые получили название летучих компонентов или минерализаторов. В породах их количество незначительно, но известно, что в кристаллизующейся магме их содержание было выше и что своим присутствием они благоприятствовали кристаллизации. Таковы, например, Н20, Li20, P2O5, SO3, бор, хлор, фтор. Именно по содержанию минерализаторов различается химический состав магмы и породы, образующейся из нее. Исходная магма всегда гораздо богаче летучими компонентами, чем се производная порода. В качестве примера представления химического состава в окисной форме в табл. 1 дан состав магматических пород основного состава, вскрытые скв. Яс-1 (Ясенская площадь, Красноярский край). Химические анализы нескольких проб взяты из работы [1]. Таблица 1 Характеристика химического состава Ясенгского дифференцированного интрузива (скв. Яс-1) Окислы SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO СаO Na2O K2O P2O5 п.п.п. Сумма Глубина отбора пробы (м) и тип пород 155 220 250 380 30 50 75 420 583 Долерит Габбро оливидолерит новый 887 Гранофир Гранофир Гранофир Гранофир Гранофир Ферро габбро Ферро габро 61,4 1,12 12,19 3,88 8,34 0,16 0,70 4,34 2,93 3,06 0,24 1,14 99,56 62,60 0,83 12,65 2,91 3,43 0,06 0,60 7,13 5,11 0,28 0,17 3,45 99,42 62,98 60,24 60,18 48,49 45,48 49,48 47,78 47,18 0,90 12,75 2,67 6,50 0,12 0,40 4,99 4,45 2,50 0,21 1,43 99,81 1,32 12,00 5,29 2,62 0,09 1,41 12,74 0,20 0,95 0,32 3,39 99,69 1,54 11,90 3,41 7,07 0,13 1,91 8,39 4,82 0,67 0,42 1,08 101,53 2,10 12,94 4,88 12,69 0,17 2,71 9,65 3,92 0,65 1,39 1,02 100,93 2,96 12,74 7,10 11,67 0,27 5,13 9,09 2,50 1,18 0,17 1,42 99,71 1,22 18,80 3,49 7,35 0,19 4,12 10,63 3,00 0,80 0,14 0,90 100,22 1,02 15,49 3,29 8,31 0,21 8,45 11,19 2,25 0,53 0,13 0,78 99,48 1,07 14,83 3,43 8,84 0,20 9,95 10,77 2,25 0,58 0,11 0,97 100,16 Долерит* Примечание. Описание пород взято из [2]; * – долерит троктолитовый За основу большинства петрографических классификаций принято содержание окиси кремния, которое и служит критерием подразделения пород на группы. Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезема, то получится практически непрерывный ряд. Все магматические породы по содержанию SiO2 подразделяют на следующие пять групп: ультраосновные – около 40 %; основные – 40–52 %; средние – 52– 65 %; кислые – 65–75 %; ультра кислые – более 75 %. 3 В пределах этого ряда возрастающей кремнекислотности содержание окислов железа и магния закономерно убывают. Минерал – это вещество, обладающее определенной кристаллической структурой. Химический состав минерала определяется химической формулой. Химическая формула может быть простой и сложной. Например, самородная медь выражена простой химической формулой Cu. Химическая формула минерала вюртцита состоит из двух элементов FeO. Химическая формула минерала магнетита Fe3O4 хотя и состоит из двух элементов, но она более сложная, чем у вюртцита. Правильнее было бы формулу магнетита записать в виде [Fe1+2 ][Fe+3 2 ]O4 . В магнетите присутствуют два разных иона железа, поведение которых в кристаллической решетке предопределяют особые электрические, магнитные, упругие и тепловые свойства. У минерала андрадита, который имеет структуру граната, химическая формула еще сложнее Ca3Fe2[SiO4]3. Рассмотренные примеры относятся к чистым минералам. В природе для минералов существует такое явление как изоморфное замещение (не изменяющее кристаллическую структуру) одних ионов другими. Тогда формула минерала имеет очень сложный вид, которая содержит все примеси, которые определяются химическими анализами. Например, в природе существует смешенный гранат, у которого химическая формула (Fe0,15 Mg0,72 Ca0,6 Mn0,7)3 Al2 [SiO4]3. Любая магматическая порода (за исключением относительно редких в природе вулканических стекол) представляет собой минеральный агрегат, в основном состоящий из силикатов. Породообразующими минералами, на долю которых приходится около 99 % общего состава магматических пород, являются следующие: а) светлоцветные (салические) минералы – кварц, полевые шпаты, нефелин, лейцит; б) темноцветные (фемические) минералы – оливин, пироксены, амфиболы, биотит. Подразделение минералов на две группы по их окрашенности, наблюдаемой макроскопически, имеет и более глубокий смысл, так как оно отражает их химический состав. Группа светлоцветных минералов богата Si02 и А12О3, а также калием и натрием, группа же темноцветных минералов богата FeO, Fe3O3 и MgO. При описании конкретной магматической породы принято подразделять слагающие ее минералы на главные и второстепенные. Главные – это те минералы, количество которых в данной породе не менее 5 %, второстепенные – это минералы с меньшим содержанием. Поэтому любой из породообразующих минералов, например, кварц или полевой шпат, в некоторых породах может оказаться в числе второстепенных. Среди второстепенных минералов выделяют акцессорные (или сопутствующие) минералы. Присутствуя в породах в очень малом количестве (до нескольких процентов), они в то же время являются постоянной их примесью. Многие из них характерны для какой-либо определенной группы Минеральный состав 4 пород. Акцессорными минералами часто бывают циркон, апатит, титанит, рутил, монацит, анатаз, ортит, магнетит, титаномагнетит, ильменит, хромит и др. Кроме как по количественному признаку минералы магматических пород подразделяют еще и по генетическому признаку на минералы первичные и вторичные. Первичные минералы образуются непосредственно из магматического расплава, а вторичные возникают при гидротермальном изменении пород и замещением первичных минералов. Вторичными минералами являются альбит, эпидот, клиноцоизит, серицит, хлорит, актинолит, серпентин, тальк, каолинит. Среди первичных минералов выделяют: 1) пирогенные, кристаллизующиеся непосредственно из магматического расплава; 2) реакционные, возникающие в результате реакции пирогенных минералов с окружающим их расплавом; 3) ксеногенные, попавшие в расплав из вмещающей его среды. В качестве примера в табл. 2 приведен минеральный состава долеритов Ванаварской площади (Красноярский край). Данные по минеральному составу траппов получены геологом Г. Карповым, партия траппов, Красноярскнефтегазгеология. Долериты – основные полнокристаллические горные породы, но до нескольких процентов в породе присутствует мезостазис (стекло). Плагиоклазы представлены лабрадором № 50–70. Он состоит из 50–70 % минерала альбита химическая формула Na[Si3AlO8] + 50–30 % минерала анортита химическая формула Сa[Si2Al2O8] [3]. Моноклинный пироксен – минерал диопсид химическая формула СаМg[Si2O6]. Ромбические пироксены – минерал гиперстен химическая формула (МgFe)2[Si2O6]. Форстерит химическая формула Мg2SiO4 и фаялит химическая формула Fe2SiO4 являются конечными минералами ряда оливинов с химической формулой (MgFe)2SiO4. 5 Долериты Ванаварской площади Основные минералы Второстепенные минералы Вторичные минералы Рудные Минералы Плагиоклаз (40–65 %) Оливин (5–30 %) Тальк, биотит Магнетит (2 – 15 %) Моноклинный пироксен (15–45 %) Кварц (до 15 %) Соссюрит, хлорит, серпентин Сульфиды (пирит FeS2) Другие Другие Ромбический пироксен (до 15 %); Рис. 1. Схема минерального состава долеритов Ванаварской площади В петрографии вещественный состав магматических пород представляют в масс. % окислов элементов. В учебниках по геологии указано, что содержание слагающих породу минералов дается или в масс. %, или объем. %. При изучении физических свойств горных пород количество минералов и них определяется только объемным содержанием в породе. Обоснование этого дано в прил. 2. В первом приближении, а для некоторых физических свойств пород и точно, физическое свойство породы можно считать средне взвешенной величиной физических свойств отдельных минералов. Это означает, например, плотность горной породы равна ρ = ∑ ρi Vi , где ρi – плотность i-минерала; Vi – объемное содержание i-минерала. Восстановить по химическим анализам минеральный состав породы затруднительно, поскольку один и тот же окисел может содержаться в разных минералах. Рассмотрим долериты Ванаварской площади (рис. 2). Как видим окисел MgO содержится в пироксене и в железистом оливине. Окисел двухвалентного железа FeO содержится в пироксене и в железистом оливине. Более того, смесь окислов железа FeO и Fe2O3 образуют рудный минерал магнетит, содержание которого в породе характеризуется повышенными значениями намагниченности и магнитной восприимчивости породы. Окисел СаO содержится в моноклинном пироксене – минерале диопсиде и в анортите. Две форы представления вещественного состава магматических пород 6 Единственный окисел Al2O3 можно отождествить с плагиоклазами. Если обратиться к табл. 1, то видно, что содержание окисла Al2O3 практически одинаково для всех отобранных проб, за исключением проб 420, 583 и 887. Тем не менее, химические анализы горных пород, которые состоят из одного минерала, важны. Они позволяют установить изовалентное замещение ионов в кристаллической структуре минерала, и рассчитать его химическую формулу. Минеральный состав магматических пород является важным классификационным признаком, при этом особое значение имеет его количественная характеристика. С этой целью определяется так называемое цветное число (цветовой индекс) – процентное содержание темноцветных минералов в общем объеме породы. Цветное число отражает кремнекислотность магматических пород: ультраосновные породы имеют цветное число (в %) 95–100, основные – чаще всего около 50, средние – около 30 и кислые –10. Это находит выражение в окраске пород. В неизмененных разностях ультраосновные породы имеют черный цвет, основные – темно-серый, средние – серый и кислые – светло-серый и светло-розовый до белого. Однако в природе нередки отклонения от указанных средних содержаний. Так, кислая порода может содержать цветных минералов заметно больше, чем их указанное среднее количество, а основная, наоборот, оказаться значительно светлее своего нормального типа. Большое классификационное значение имеет также состав темноцветных минералов. Так, оливин – минерал, недосыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. Ромбические и моноклинные пироксены также типичны для ультраосновных и основных пород. В средних породах обычно присутствует роговая обманка, а в кислых — биотит. Щелочные породы характеризуются присутствием щелочных пироксенов и амфиболов. Не менее важную роль при классификации магматических пород играют содержание и состав светлоцветных минералов, особенно полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов отвечает определенной по кислотности группе пород: ультраосновные породы вообще не содержат плагиоклазов в числе главных минералов и являются породами бесполевошпатовыми, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, номер которых превышает 50, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, номер которых 30–50, а для кислых пород характерны кислые (кальциево-натриевые) плагиоклазы с основностью менее 30, а также калиевые полевые шпаты. Кварц является типоморфным минералом кислых пород, хотя он может присутствовать и в средних и в основных породах. Велика классификационная роль, так называемых симптоматических минералов, т. е. тех, которые своим присутствием указывают на определенные особенности химического состава магматических пород, например на степень насыщения пород окисью кремния. Самый распространенный 7 симптоматический минерал – кварц, присутствие, которого указывает на пересыщенность породы кремнеземом. Присутствие оливина, напротив, служит признаком того, что порода недосыщена кремнеземом. По присутствию или отсутствию симптоматических минералов все магматические горные породы делят на три группы: 1) недосыщенные кремнекислотой – характерно присутствие оливина, нефелина, лейцита; 2) насыщенные кремнекислотой – отсутствуют все симптоматические минералы; 3) пересыщенные кремнекислотой – присутствует кварц. Структура магма- Особенности структур магматических пород возникают в тических пород результате физических условий затвердевания и зависят от температуры магматического расплава, скорости затвердевания, глубины формирования, способствующей сохранению в магме минерализаторов. Морфологическая структура определяется: 1) степенью кристалличности, 2) величиной составных частей – абсолютной и относительной, 3) формой составных частей пород. По степени кристалличности различают три структуры – полнокристаллическую, полукристаллическую и стекловатую. При полнокристаллической структуре горная порода целиком состоит из кристаллов и не содержит вулканического стекла. При полукристаллической структуре горная порода состоит из кристаллов и из стекла. При стекловатой структуре горная порода целиком состоит из вулканического стекла. По абсолютной величине составных частей выделяются две группы структур – явнокристаллические и афанитовые. В явнокристаллических структурах отдельные зерна видны невооруженным глазом. По крупности зерна среди них выделяют грубозернистую, или крупнозернистую, структуру (диаметр зерен больше 5 мм), среднезернистую (диаметр зерен – 1–5 мм) и мелкозернистую (диаметр зерен менее 1 мм). В афанитовых структурах составные части не видны невооруженным глазом. По относительной величине кристаллов различают три типа структур: 1) равномернозерннстую, 2) неравномернозернистую, 3) порфировидиую и порфировую. При определении равномернозернистости породы следует сравнивать величину зерен одного и того же минерала пли группы минералов, обладающих близкой формой. Известно, что размеры выделений отдельных минералов часто связаны с его кристаллографической формой. Поэтому следует учитывать величину зерен преобладающих минералов. Порфировидная структура определяется наличием крупных кристаллов, погруженных в полнокристаллическую основную массу. Причем величина порфировидных выделений в несколько раз превышает размер зерен основной массы. Форма минеральных компонентов имеет очень большое значение для определения структуры. Каждому минералу присуща своя кристаллографическая форма; в магматических горных породах она может 8 быть выражена по-разному, что зависит от ряда причин. По степени совершенства развитых граней минералы горных пород делятся па три группы: 1) идиоморфные, имеющие форму кристаллов с хорошо выраженными гранями; 2) гипидиоморфные, обладающие хорошо выраженными формами по отношению к некоторым минералам и, наоборот, полностью ксеноморфные по отношению к другим; 3) аллотриоморфные, или ксеноморфные, не обладающие собственными формами, а выполняющие пространство между кристаллами других минералов. Главным фактором, влияющим на степень идиоморфизма минералов в породе, является последовательность их выделения в процессе кристаллизации. Установлено, что наиболее ранними выделениями из кристаллизующейся магмы являются акцессорные минералы. Вслед за ними формируются темноцветные силикаты в такой последовательности: оливин – ромбические пироксены – моноклинные пироксены – амфиболы – биотит. Заканчивается кристаллизация магмы выделением свободной кремнекислоты. Минералы обладают кристаллизационной способностью. Наибольшей кристаллизационной силой обладают вся группа акцессорных минералов, в частности апатит, титанит, циркон, рутил, магнетит и др. Влияние структуры на физические свойства магматических пород. Структуры – полнокристаллические, полукристаллические и стекловатые влияют на все физические свойства магматических пород. Известно, что плотность кристаллического кварца выше на 20 % плотности аморфного кварца. Аналогичные изменения плотности наблюдаются и для других породообразующих минералов магматических пород. Существует также отличие и упругих свойств, а, следовательно, и акустических свойств у полнокристаллических и стекловатых минералов. Морфологическая структура может влиять только на некоторые физические свойства пород. Так, например, на плотность пород структура не влияет. Основное влияние структура оказывает на физико-механические, в том числе, и на упругие свойства горных пород. Это влияние проявляется за счет изменения гетерогенности породы. Размер и форма зерен минералов влияют на физические свойства породы, но опосредовано через количество и протяженность границ между зернами. Текстура магма- Текстуры, возникающие в результате внутренних процессов тических пород кристаллизации магмы, по расположению составных частей породы относительно друг друга разделяются на три типа: массивную, или однородную, такснтовую, или шлировую, и сферическую, или шаровую. Массивная (однородная) текстура характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов распределены равномерно, без какой-либо ориентировки. Эта текстура указывает на то, что условия кристаллизации во всех участках горной породы были одинаковыми. 9 Такситовая (шлировая) текстура выражается в неравномерном пятнистом распределении составных частей. Причем отдельные участки горной породы отличаются друг от друга иногда не только по составу, но и по структуре. Шаровая (сферическая) текстура наблюдается как в интрузивных породах, так и в лавах. Минералы в породах с такой текстурой располагаются концентрическими зонами вокруг некоторых центров. При этом в отдельных зонах минералы принимают радиальнолучистое расположение. В результате в горных породах наблюдаются шаровые тела концентрического и радиальнолучистого строения. Текстуры, возникающие под влиянием внешнего давления, по расположению составных частей в горных породах относительно друг друга разделяются на следующие типы: директивные, брекчиевидно-такситовые и полосчатые. Директивные текстуры характеризуются субпараллельной ориентировкой кристаллов минералов в горных породах относительно какой-либо плоскости или линии. Среди них наиболее распространенной является флюидальная текстура, которая характерна для эффузивных пород. Это текстура течения – все микролиты в основной массе лавы ориентированы отдельными потоками (рис. 1). Рис. 1 Флюидальная текстура в базальте. Увеличение 50, николи [3]. Породу по структурному признаку можно отнести к третьему подуровню горных пород, когда в ней можно выделить слоистые пачки, образованные минералами, ориентация осей (перпендикуляры к слоям указаны стрелкой) которых статистически однородно распределены по всему объему породы Брекчиевидно-такситовая текстура характеризуется пятнистым расположением минералов, образующих скопления неправильной формы. Полосчатая текстура сложена чередующимися полосами различного состава или иногда разной структуры. В интрузивных породах полосчатая текстура возникает как результат течения магмы. По способу заполнения пространства выделяются следующие три текстуры. Плотная текстура обусловлена тесным расположением зерен минералов, примыкающих друг к другу без свободных пространств между ними. Пузыристая (пористая) текстура возникает в лавах благодаря удалению газа, скапливающегося первоначально в виде пузырьков. Эти пустоты имеют шарообразную или эллипсоидальную форму. При большем количестве этих пустот образуется пемзовая текстура. В этом случае объем пустот превышает 10 объем материала породы. Миндалекаменная текстура образуется при заполнении пустот вторичными минералами. Миндалины обычно заполнены хлоритом, эпидотом, кальцитом, кварцем и другими вторичными минералами. Часто миндалины имеют зональное строение. Влияние текстуры на физические свойства магматических горных пород. Горные породы с массивной текстурой принципиально отличаются от пород с шаровой и такситовой структурами. Это отличие возникает за счет разной степени гетерогенности горных пород. Горные породы с массивной и директивной текстурами отличаются по физическим свойствам. Фактором отличия становится анизотропия физических свойств. Породы с массивной текстурой имеют изотропные физические свойства, а породы с директивными текстурами – анизотропные. Природа анизотропии кристаллические текстуры – ориентированные минералы. Симметрия физических свойств будет зависеть от ориентации зерен породообразующих минералов относительно направления воздействия (стресса). Горные породы с массивной и полосчатой текстурами отличаются между собой по степени анизотропии физических свойств. Природа анизотропии физических свойств пород с полосчатой текстурой связана с отличием физических свойств слоев, которые образовали полосчатую текстуру породы. Горные породы с плотной текстурой имеют повышенные физические характеристики, чем породы с пузырьковой текстурой. Поры в породе по сути это дефекты породы, которые уменьшают все показатели физических свойств. 1.2. Осадочные горные породы Осадочные горные породы сложены компонентами различного состава и происхождения – обломочными, органогенными, хемогенными, а в ряде случаев – и вулканогенными. Эти компоненты присутствуют в различных сочетаниях и количественных соотношениях, причем при одинаковом химическом и минеральном составе породы могут иметь различный генезис. Известняки, могут быть химического, биогенного или обломочного происхождения. В классификации осадочных пород учитывают условия образования, структуру и состав преобладающей части породы. Выделяют три основные группы пород: 1) обломочные; 2) хемогенные и биогенные (органогенные); 3) глинистые. В обломочных породах основополагающим становится структурный признак. Они делятся на грубообломочные (обломки > 1 мм), песчаные (обломки 0,1 – 1,0 мм), алевритовые (обломки 0,1 – 0,01 мм), пелитовые (обломки 0,01– 0,001 мм, и менее). Вещественный признак становится второстепенным. По вещественному признаку выделяют, например, кварцевые Классификация осадочных пород 11 и полевошпатовые песчаники и алевролиты. В хемогенных и биогенных породах на первое место выходит вещественный признак, а структурный признак становится дополнительным признаком. Они подразделяются на алюминистые, железистые, кремнистые, карбонатные, сульфатные и др. Глинистые подразделяются по вещественному составу на гидрослюдистые, каолинитовые, монтморлллонитовые, полиминеральные. Если порода состоит из нескольких составных частей, основанием для отнесения ее к той или иной группе являются количественные соотношения между этими частями. К обломочным относятся породы, более 50 % которых составляет обломочный материал; к хемогенным и биогенным – содержащие более 50 % химических и биогенных компонентов; глинистые породы состоят на 50 % и более из глинистых минералов и пелитовой части. Между генетическими группами существует ряд промежуточных образований. Известны песчаники известковые и известняки песчаные, очень близкие по составу и строению, но относящиеся к разным группам в связи с различной количественной ролью слагающих их компонентов. В Вулканогенпо-осадочные породы отнесены к группе обломочных. Они состоят главным образом из обломочной и глинистой частей, а также из продуктов вулканической деятельности, отложившихся на поверхности земли в виде твердых частиц. В каждой из основных генетических групп пород подразделение на более дробные категории производится по дополнительным признакам. В обломочных породах этими признаками являются структурные особенности – размер и форма обломков, в хемогенных и органогенных – химический состав, количественные соотношения составных частей, структура, а также комплекс и степень сохранности органических остатков, в глинистых – преобладающий глинистый минерал. Цементация. Тип и вид цемента В сцементированных породах помимо обломочных зерен присутствует цемент. Различают цементы по нескольким признакам. По количеству цемента и способу цементации: базальный – цемента много, обломочные зерна не соприкасаются друг с другом; поровый – цемент выполняет поры в породе: контактовый – цемента мало и присутствует он на контакте зерен. По способу образования: крустификационный – обрастание обломочных зерен аутигенными минералами; регенерационный – разрастание зерен, образование каемки вокруг обломочных зерен из того же вещества; коррозионный – образуется благодаря коррозии обломочных зерен и цементации веществом того же или другого состава; цемент выполнения – цементация породы происходит благодаря заполнению пор и пустот обломочными и аутигенным материалом. 12 По степени кристалличности вещества различают цемент аморфный и кристаллический. Кристаллический может иметь разную структуру: беспорядочную зернистую (зерна не имеют ни формы, ни определенной ориентировки), пойкилитовую (кристаллы цемента крупные, обломочные зерна рассеяны в них равномерно), радиальнолучистую (зерна цемента имеют радиально-лучистое строение), волокнистую (зерна цемента имеют волокнистое строение). В большинстве случаев породы содержат несколько типов цемента. Так, в одной и той же породе может быть в одном месте поровый цемент, в другом — базальный или контактовый. В таких случаях говорят о смешанном типе цемента (цементации). Влияние цемента на физические свойства осадочных горных пород. Цементация осадочных горных пород, по сути, определяет прочность связи между зернами минералов, и является важным параметром физико-механических свойств пород. Цемент снижает пористость и увеличивает плотность пород. Акустические свойства пород также зависят от величины и типа цемента. Строение осадочных пород характеризуется структурой. Под структурой осадочной породы понимают особенности ее строения, определяемые размерами, формой, степенью однородности обломочных и хемогенных компонентов, а также количеством, размером и степенью сохранности органических остатков. Элементы структуры пород формируются на протяжении всех этапов, начиная со стадии образования осадочного материала и кончая теми изменениями, которые связаны с процессами метагенеза. Структуры осадочных пород изучаются преимущественно под микроскопом. В зависимости от состава пород, условий их образования и вторичных изменений они обладают специфическими особенностями. Ниже приведены классификация структур терригенных и осадочных горных пород, которая применяется в геологии нефти и газа. Структуры обломочных пород определяются главным образом размером и отчасти формой слагающих их частиц. По размерам зерен существует определенная градация. В качестве примера рассмотрим алевролиты. Алевриты подразделяются (мм) на: крупнозернистые (0,05–0,1); среднезернистые (0,025–0,05); мелкозернистые (0,01–0,025). У хемогенных пород существует такое же разделение структур по размерам, как и у обломочных пород. Дополнительно присутствует название «микрозернистая» (пелитоморфная) (< 0,01мм). По распределению размеров частиц у хемогенных пород выделяют структуры: разнозернистая (гетеробластовая) и порфиробластовая. Гетеробластовая структура характеризуется тем, что кристаллы имеют разный размер, т. е. по размерам минералов среда гетерогенная. Порфиробластовая Структура осадочных пород 13 структура характеризуется: на фоне мелкозернистой массы выделяются более крупные кристаллы. Для хемогенных пород характерно кристаллически-зернистое строение. Единой классификации их структур не существует. Одна из наиболее распространенных схем, применяемая в геологии нефти и газа, разработана также с учетом размера и формы слагающих их кристаллов В зависимости от преобладающей величины компонентов могут быть введены дополнительные градации. Другим признаком выделения структур хемогенных горных пород становится форма зерен и их агрегатов. Выделяют структуры: 1. Волокнисто ориентированная – кристаллы удлиненной формы, однонаправлено ориентированные. 2. Волокнисто беспорядочная – кристаллы удлиненной формы, беспорядочно расположены. 3. Листоватая – кристаллы листоватые, беспорядочно расположены. 4. Оолитовая – присутствуют оолиты, округлые образования концентрического строения, обычно размерами 0,1 – 1,0 мм. Порода состоит из цементирующего вещества и оолитов. 5. Сферолитовая, под микроскопом обнаруживается радиальное строение сферолитов. В минеральном агрегате выделяются радиальнолучистые и концентрически скорлуповатые сферолиты. Каждый радиальный луч в сферолите представляет собой кристаллический индивидуум. 6. Пизолитовая, присутствуют пизолиты – округлые образования концентрического строения размером более 1 мм. Аналог оолита, только большего размера. 7. Бобовая, бобовины имеют однородное неконцентрическое строение. Структуры пород, в составе которых большое участие принимают остатки организмов (свыше 20–30 % объема породы), определяются степенью сохранности этих остатков и их количеством. Выделяются следующие структуры: 1) биоморфная – в случае хорошей сохранности скелетных остатков организмов; 2) детритовая – порода почти полностью состоит из скелетных обломков. В глинистых породах количество структур чрезвычайно велико. По размеру частиц и форме выделяют структуры: пелитовая, алевролитопелитовая, оолитовая, ооидная, реликтовая. Влияние структуры на физические свойства осадочных пород. В основном влияние структуры на физические свойства пород проявляется за счет изменения гетерогенности породы. Размер и форма зерен минералов влияют на физические свойства породы, но опосредовано через количество и протяженность границ между зернами. В осадочных породах, за исключением кристаллических, связь между зернами минералов осуществляется посредством цемента. Количество цемента и степень связанности зависит от протяженности границ между минералами. За счет этого структура может 14 также оказывать влияние на физические свойства породы. Количественные результаты влияния структуры на физические свойства пород будут рассмотрены в соответствующем разделе. Текстура – это вид строения осадочной горной породы, определяемый способом заполнения пространства, расположением составных частей и ориентировкой их относительно друг друга. Текстура породы формируется, начиная со стадии накопления осадка. В дальнейшем она может изменяться в зависимости от особенностей диагенеза и катагенеза. Первичные текстуры (возникшие в процессе осадконакопления) отражают состояние среды в момент накопления осадочного материала и результаты ее взаимодействия с осадком. Вторичные текстуры образуются в уже сформировавшейся породе, в процессе катагенеза и метагенеза. Текстуры имеют несколько видов. Массивная текстура характеризуется хаотическим расположением в породе ее составных частей. Слоистые текстуры обусловлены чередованием слоев нескольких разностей осадочных пород. Слоистость может быть вызвана различными причинами: резким изменением размера обломочных частиц или вещественного состава пород, одинаковой ориентировкой осадочного материала, наличием в неслоистой толще на одном стратиграфическом уровне осадочных образований, отличающихся от вмещающих пород (конкреций, скоплений органического вещества, раковин и т. п.) и др. В зависимости от мощности чередующихся слоев выделяют текстуры: массивнослоистые (мощность каждого слоя более 50 см), толстослоистые (более 5см), средне-слоистые (2—5 см), тонкослоистые (0,1—2 см) и микрослоистые (менее 0,1 см). Стилолитовая текстура (и последующие текстуры) относится к вторичным текстурам. В разрезе, перпендикулярном к наслоению, стилолитовая текстура представляет собой зубчатые швы, рассекающие породу, ориентированные преимущественно параллельно (или почти параллельно) плоскостям наслоения. Высота зубцов достигает 1–2 см, а в отдельных случаях десятков сантиметров. В плоскости, параллельной наслоению, стилолитовые текстуры выглядят как мелкобугорчатые поверхности, по которым сочленяются подстилающие и перекрывающие слои карбонатных (известняки, доломиты) и иногда обломочных пород. Между этими поверхностями в зубцах стилолитовых швов нередко концентрируются глинистые и песчаные частички, обугленный растительный материал и другие малорастворимые соединения. Сутурная текстура морфологически близка к стилолитовой, но высота зубцов здесь не превышает 5 мм. Она также характерна для карбонатных пород, но иногда встречается и в обломочных образованиях – песчаниках, Текстуры осадочных пород 15 алевролитах. Оба описанных выше типа текстур возникают в результате избирательного растворения пород под давлением. Фунтиковая текстура несколько напоминает стилолитовую. Это также одна из формы сочленения подстилающих и перекрывающих слоев пород. На одной из контактирующих поверхностей имеются выступы (шипы) конической формы, а на второй в соответствующих местах — углубления такой же формы («фунтики»). Высота конусов варьирует от долей сантиметра до нескольких сантиметров. Фунтиковая текстура встречается в известняках и мергелях. Считают, что она возникает в результате перекристаллизации пород под давлением. Влияние текстуры на физические свойства. Горные породы с массивной текстурой имеют изотропные физические свойства. Слоистая текстура горных пород может влиять только на физические свойства, которые представляют собой тензорные характеристики. К ним относятся проницаемость, электрические, диэлектрические, упругие и акустические свойства. Скалярные физические свойства – плотность, коэффициент пористости не зависят от текстуры породы. Горные породы а со слоистой структурой имеют определенную симметрию. По этой причине физические свойства их анизотропные. Фактором влияния на величину анизотропии физических свойств становится степень вещественной анизотропии, которая определяется отношением физических параметров слове текстуры. Рассмотрим этот вопрос на примере упругих свойств. Пусть слоями, которые образуют слоистую текстуру, являются доломит и аргиллит. Каждый слой является упруго изотропным. Это означает, что у доломита и аргиллита отсутствуют ориентация зерен минеров, т. е. в них отсутствуют кристаллические текстуры. В этом случае слоистая среда обладает гексагональной симметрией. Далее будет показано, что для описания упругих свойств среды гексагональной симметрии необходимо знать пять упругих постоянных. Напомним, что для упруго изотропных сред необходимо знать только две упругие постоянные. Величина отличия упругих постоянных зависит от отношения упругих характеристик доломита и аргиллита. Это отношение – и есть параметр вещественной анизотропии. В свою очередь анизотропия упругих свойств приводит к анизотропии акустических свойств. Скорости продольных волн уже зависят от направления распространения волны, а скорости поперечных волн зависят не только от направления распространения, но и от направления поляризации в волне. Сутурная текстура, если слоев с зубчатыми швами в исследуемом керне достаточно много, может изменить гексагональную симметрию слоистой среды. 1.3. Метаморфические породы 16 Метаморфические породы образуются при повышении температуры и давления за счет первичных магматических и осадочных пород. Процесс перекристаллизации исходных пород происходит в твердом состоянии, но при участии растворов. Таким образом, метаморфические породы имеют вторичный генезис, и характерной их особенностью является полнокристаллическос строение. Главные факторы метаморфизма Главными факторами, определяющими развитие метаморфизма, являются температура (Т), давление (р) и концентрация циркулирующих растворов (с). Рассмотрим каждый из факторов в отдельности. Одним из источников тепла в земной коре являются магматические массы, формирующиеся на различной глубине. Одновременно магматические массы несут с собой растворы и летучие компоненты, необходимые для метаморфических процессов. Поэтому источники тепла, связанные с магматизмом, могут быть трех видов: 1) магматические массы на глубине; 2) магматические массы на поверхности земли, вызывающие локальный метаморфизм в виде обжига рядом лежащих пород; 3) постмагматические растворы в жидкой и флюидной фазе. Вторым крупным источником тепла в земной коре является теплота недр, которая с глубиной увеличивается в среднем на 3 °С на каждые 100 м погружения. Эта величина называется геотермическим градиентом. Различные участки земной коры обладают различным геотермическим градиентом: наиболее высок он в сейсмически подвижных областях, например, таких, как Камчатка. В земной коре наблюдаются два вида давления: гидростатическое (литостатическое) и боковое (или стресс). Литостатическое давление – это давление нагрузки вышележащих толщ горных пород, оно увеличивается с глубиной. Боковое давление (стресс) связано со складкообразовательпыми движениями и поэтому присуще лишь верхним зонам земной коры. Концентрация отражает состав циркулирующих растворов. Различают два вида метаморфических процессов: а) метаморфизм без привноса и метаморфизм с привносом. Например, если метаморфизм идет без привноса, то известняк без изменения объема превращается в мрамор, если же метаморфизм известняка протекает с привносом и с полным выносом первичного вещества, то горизонт известняка превращается в горизонт кварцита. В настоящее время такие процессы относят к метасоматозу. Определение. Метасоматоз – это процесс преобразования горных пород, происходящий путем замещения одних минералов другими, который сопровождается изменением химического состава пород и совершается с сохранением твердого состояния горных пород в целом. Метасоматические процессы обязательно протекают при участии гидротермальных жидких или надкритических растворов, которые привносят одни компоненты и уносят 17 другие. Все метаморфические процессы делятся на две группы – Типы метаморфизма автометаморфизм и аллометаморфизм. Автометаморфизм – это метаморфические процессы, которые происходят под влиянием собственных пневматолито-гидротермальных растворов. К автометаморфизму относятся все вторичные, или автогидротермальные, процессы. Главные из них – серицитизация кислых плагиоклазов и сосюритизация основных плагиоклазов, каолинизация калиевых полевых шпатов, актинолитизация, уралитизация и хлоритизация моноклинных пироксенов и роговой обманки, а также хлоритизация биотита, серпентинизация оливина и ромбического пироксена и образование талька по этим же минералам. Аллометаморфизм – это такие метаморфические процессы, которые происходят в горных породах под влиянием внешних факторов. Большинство метаморфических процессов, происходящих в земной коре, относятся к аллометаморфизму. На основании ведущей роли того или иного фактора процессы аллометаморфизма подразделяются на следующие пять типов. 1. Региональный метаморфизм охватывает огромные объемы земной коры; его главными факторами являются: температура (Т), давление (р) и концентрация циркулирующих растворов (с). Этот тип метаморфизма широко распространен среди наиболее древних образований земной коры – докембрия. 2. Инъекционный метаморфизм. К этому типу метаморфизма относят сложные преобразования горных пород, которые происходят под влиянием щелочного метасоматоза. Это процессы мигматизации и гранитизации, которые объединяются под общим названием – ультраметаморфизм. 3. Контактовый метаморфизм связан с внедрением интрузивных магматических масс, и главным фактором его является температура. Этот тип метаморфизма наиболее хорошо изучен для гранитоидных интрузий, контактовые ореолы которых характеризуются интенсивными преобразованиями вмещающих пород. 4. Дислокационный метаморфизм имеет в земной коре локальное распространение, он приурочен к крупным разрывным нарушениям. Главным фактором этого метаморфизма является боковое давление – стресс. 5. Постмагматический метаморфизм происходит под влиянием гидротермальных жидких и надкритических растворов. По сути дела сюда относятся все метасоматические процессы постмагматической стадии, имеющие огромное значение для формирования различных типов полезных ископаемых. Минеральный В составе метаморфических пород присутствуют многие минералы магматических, а также осадочных пород. Одновресостав менно с этим в них большую роль играют минералы, которые присущи только этим породам. 18 Типичными минералами метаморфических пород являются силикаты алюминия – андалузит, дистен (кианит) и силлиманит. Все эти минералы обладают одинаковым химическим составом AI2SiO5, но имеют различную упаковку ионов в кристаллической решетке. Появление одного из них в метаморфических горных породах указывает на термодинамические условия метаморфизма. Характерны для метаморфических пород также богатые железом водные силикаты – хлоритоид и ставролит, алюмосиликат магния и железа — кордиерит, минералы из группы граната, водные известково-глиноземистые силикаты группы эпидота – цоизит, клиноцоизит и эпидот, ромбические амфиболы, слюдоподобные минералы – тальк, пирофиллит, хлориты, а также такие минералы, как волластонит, везувиан и др. Из главных породообразующих минералов магматических пород наиболее широко в метаморфических породах распространены следующие: из группы оливина – форстерит, из группы ромбических пироксенов – гиперстен, из группы моноклинных пироксенов – диопсид, из группы моноклинных амфиболов – роговая обманка, из группы слюд – биотит, мусковит и флогопит, из группы калиевых полевых шпатов – микроклин, из группы плагиоклазов – альбит, хотя и все другие плагиоклазы постоянно встречаются в метаморфических породах. Одним из главных минералов метаморфических пород является кварц. Из минералов, характерных для осадочных пород, в метаморфических породах наблюдаются каолинит, диккит, монтмориллонит, карбонаты и некоторые другие. При описании метаморфических пород все минералы, слагающие их, подразделяются по количественному принципу на главные и второстепенные. Как и в магматических породах, к группе главных относятся те, количество которых превышает 5 %, все остальные минералы образуют группу второстепенных. Кроме того, минералы метаморфических пород подразделяются по генезису на реликтовые, равновесные и минералы позднего диафтореза. Реликтовые минералы – это такие, которые либо уцелели при метаморфизме от первичного состава исходных пород, либо сохранились в метаморфической породе при изменении термодинамических условий метаморфизма. В последнем случае они чаще являются более высокотемпературными. Устойчивыми реликтовыми минералами в метаморфических породах обычно являются акцессорные: апатит, циркон, рутил, титанит, турмалин, рудные минералы и некоторые другие. Стадия метаморфических изменений осадочных пород. Процессы изменения (катагенез) осадочных пород в стратисфере происходят при повышенных температуре и давлении в присутствии подземных вод и грунтовых растворов. В стадии катагенеза происходят уплотнение пород и различные процессы минералообразования: коррозия и растворение, регенерация, образование новых минералов из растворов или путем метасоматического 19 замещения, дальнейшее изменение обломочных зерен, перекристаллизация и другие процессы. Характерная черта многих минералов катагенеза – их значительные размеры (медленная и длительная кристаллизация). Это обычно зерна и зернистые агрегаты, иногда кристаллы, имеющие правильную форму. Индикаторами вторичных преобразований осадочных пород служат изменение физических свойств: пористости, электрического сопротивления, акустических характеристик, отношения пород к воде, характера контактов. Глубокие изменения (метагенез) осадочных пород, происходящие в нижних частях стратисферы, по своему характеру близки, а во многом тождественны начальным стадиям регионального метаморфизма. Метагенез происходит в геосинклиналях при мощности осадочной толщи свыше 7000 – 8000 м, давлении 200 –300 МПа, температуре 200 –300°С и наличии минерализованных растворов. Одним из важных факторов метагенеза является стресс. Метагенез – процесс физико-химический. Уплотнение пород, как мы видели, в основном заканчивается на стадии глубинного катагенеза, пористость достигает величины 2–3%. Поэтому уплотнение в метагенезе не играет существенной роли. Имеет значение другое явление. Движение масс при складчатости вызывает появление тонкой трещиноватости – многочисленных поверхностей кливажа скольжения. Следовательно, создаются новые пути для миграции растворов. Активной циркуляции растворов способствует высокая температура. В зоне метагенеза широко развиты процессы растворения и регенерации, перекристаллизации, реакции взаимодействия растворов и минералов породы с привносом и выносом вещества. В результате осадочные породы переходят в категорию метаморфизованных пород. Во время метагенеза происходит полное преобразование цемента зернистых пород и частичное (редко полное) основной массы глинистых и карбонатных пород. Обломочные зерна терригенных пород, как правило, не перекристаллизовываются или перекристаллизовываются только по периферии, редко по всему зерну. Аргиллиты и глинистые сланцы. Аргиллиты – сцементированные и уплотненные глинистые породы слоистой или неслоистой текстуры. Окрашены в серые, темно-серые, зеленовато-серые, бурые, коричневые, реже красные и пестрые цвета. Как правило, они не размокают в воде и лишены пластичности. Размокают некоторые типы аргиллитов: последнее связано с их минералогическим составом (наличие разбухающих минералов). Пористость аргиллитов невысокая: от 10–12 до 1–2 %. По минеральному составу они весьма разнообразны. Наиболее распространены гидрослюдистые и полиминеральные аргиллиты. Глинистые минералы в аргиллитах имеют обломочное и аутигенное происхождение. Обломочные минералы в процессе катагенеза подвергаются существенным изменениям. Особенно широко развит процесс гидрослюдизации каолинита. В аргиллитах наблюдаются 20 ориентированные структуры – параллельное расположение удлиненных чешуек глинистых минералов и слюд. Помимо глинистых минералов, в аргиллитах всегда присутствуют кварц, слюды, полевые шпаты, иногда хлорит, глауконит, карбонаты, опал, халцедон, окислы железа и целый ряд акцессорных минералов. Многие аргиллиты обогащены органическим веществом. Сланцеватые аргиллиты представляют собой еще более измененные глинистые породы, характеризующиеся наличием сланцеватости, которая обычно совпадает с напластованием и обязана своим происхождением давлению нагрузки вышележащих толщ. Глинистые сланцы – плотные сланцеватые глинистые породы, не размокающие в воде и имеющие ничтожную пористость (обычно менее 1–2 %). Окрашены они в различные тона серого, темно-серого цвета, редко светлые и пестрые. Благодаря хорошо выраженной сланцеватости легко раскалываются на тонкие плитки толщиной в несколько миллиметров. Сланцеватость может совпадать и не совпадать с напластованием. Темный цвет сланцев обусловлен наличием органического углистого и высокометаморфизованного битуминозного вещества. В минералогическом отношении глинистые сланцы представляют собой гидрослюдистые и полиминеральные породы с новообразованиями серицита, хлорита, вторичного кварца и карбонатов (чаще всего кальцита, реже доломита, анкерита). Структуры сланцев ориентированные – сланцеватые; глинистые минералы и новообразования располагаются параллельно своими длинными размерами и перпендикулярно давлению стресса (кливаж течения). В ряду глинистых пород от глин к аргиллитам и глинистым сланцам закономерно изменяются физические свойства – плотность растет от 2,50 до 2,80 г/см3, а пористость уменьшается от 75 до 2 %, что связано главным образом с давлением вышележащих пород и частично с цементацией Проницаемость глинистых пород ничтожна – от 1,0 ·10-9 до 2,5·10-9 миллидарси. Ничтожная проницаемость глинистых пород обусловлена очень малыми размерами пор. Влияние метаморфических процессов на физические свойства горных пород. При метаморфических преобразованиях один минерал заменяется другим. Следовательно, такие преобразования породы скажутся на плотности горных пород. Процессы сосюритизации основных плагиоклазов, хлоритизация моноклинных пироксенов, серпентинизация оливина и ромбического пироксена в долеритах приводят к тому, что связь между породообразующими минералами в породе ослабевает, поскольку эти процессы интенсивно протекают по границам минералов. В результате, перечисленные выше процессы, уменьшают физико-механические показатели, в том числе и упругие характеристики, магматических горных пород. В дальнейшем влияние метаморфических процессов на конкретные физические свойства горных пород будут рассмотрены. Структуры метамор- Большинство структур метаморфических пород фических пород 21 являются бластовыми, иными словами, ростковыми: все минералы растут одновременно в твердом состоянии при наличии растворов. Кроме того, структуры, как и у всех горных пород, делятся по абсолютным и относительным размерам минералов. В первом случае принята размерность, установленная для магматических пород. По форме слагающих минералов в метаморфических породах выделяют следующие структуры. Гранобластовая структура – минералы образуют зерна относительно одинакового размера и обладают округлыми или изрезанными контурами. Лепидобластовая структура характеризуется преобладанием листоватых минералов. Очень часто эти две структуры встречаются совместно и тогда общая структура породы характеризуется как гранолепидобластовая или лепидогранобластовая в зависимости от того, какая форма преобладает. Нематобластовая структура, когда в метаморфической породе присутствуют минералы призматической или игольчатой формы. Пойкилобластовой структура – структура прорастания: мелкие зерна одного минерала включены в крупный порфиробласт другого минерала. Роговиковая структура образующихся при контактовом метаморфизме. Влияние структуры на физические свойства метаморфических пород. Структуры – полнокристаллические и стекловатые влияют на все физические свойства метаморфических пород. Морфологическая структура может влиять только на некоторые физические свойства пород. Так, например, на плотность пород структура не влияет. Основное влияние структура оказывает на физико-механические, в том числе, и на упругие свойства горных пород. Это влияние проявляется за счет изменения гетерогенности породы. Размер и форма зерен минералов влияют на физические свойства породы, но опосредовано через количество и протяженность границ между зернами. Лепидобластовая структура, которая характеризуется преобладанием листоватых минералов, может привести к анизотропии физических свойств пород. Текстуры метамор- Метаморфизм часто происходит в условиях бокового давления – стресса, то наиболее распространенными фических пород текстурами метаморфических пород являются директивные, т. е. ориентированные. Сланцеватая текстура, когда выделения всех минералов вытянуты в одном направлении. Очень часто метаморфические породы сланцеватой текстуры одновременно обладают также полосчатой или лиизовидиополосчатой текстурой. Полосчатость возникает благодаря метаморфической дифференциации вещества. Так, при метаморфизме глины зерна кварца и листочки слюд сегрегируются в виде отдельных полос или линз. При 22 микроскладчатости в метаморфических породах образуются мелкие плойки и возникает плойчатая текстура. Гнейсовидная текстура характеризуется линейной ориентировкой всех выделений минералов при общем массивном сложении. Очковая текстура возникает при наличии в метаморфических породах крупных выделений отдельных минералов или групповых скоплений минералов возникает. Она наиболее типична для пород, возникших в результате процессов щелочного метасоматоза, но встречается и в породах регионального метаморфизма. Массивная текстура. Отдельные типы метаморфических пород обладают равномерным распределением всех составляющих их компонентов, т Влияние текстуры на физические свойства метаморфических горных пород. Горные породы с массивной текстурой принципиально отличаются от пород с очковой текстурой. Это отличие возникает за счет разной степени гетерогенности горных пород. Сланцеватая и гнейсовидная текстуры приводят к анизотропии физических свойств пород, тем самым они отличаются от массивных горных пород. Литература к главе 1 1. Прусская 2. Битнер А. К. Особенности геологии и геохимии триады «нефть – конденсат – газ» / А. К. Битнер. – Новосибирск: СНИИГГиМС, 2010. – 112 с. 3. Логвиненко, Н. В. Петрография осадочных пород / Н. В. Логвиненко. – М.: Высшая школа, 1984. – 416 с. 23
