Физика горных пород

Структура.

В зависимости от химического  состава минералов и физико-химических параметров находится тип химической связи между отдельными элементами и, как следствие, закономерность их пространственного распределения  в кристаллической структуре  минералов. Значительное изменение  состава вызывает морфотропное изменение структуры и переход к веществу с новой структурой, т.е. к другому минералу. Изменение физико-химических параметров может привести к полиморфному переходу типа а-кварц-Я-кварц (повышение температуры), андалузитсиллиманит (повышение температуры) кианит (повышение давления). Обычные отклонения реальной структуры минералов от идеальной — вакансии в отдельных узлах кристаллической решётки, связанные с появлением, например, примесей в междоузлиях, изменением валентности части катионов (анионов). Упорядочение ваканский может приводить к увеличению одного из параметров элементарной ячейки, к появлению сверхструктур, переходу, например, от слоистых структур (талька — пирофиллита) к ленточным (честерит — джимтомпсонит — амфиболы) и т.п. В кристаллохимическом отношении среди минералов преобладают кристаллические структуры с ионным и ковалентным типами химической связи, менее распространены — с металлическими и молекулярными решётками (сера самородная, реальгар, аурипигмент). В результате различных дефектов (вакансий, примесных, радиационных и других дефектов, вхождения посторонних ионов или молекул, например воды в каналы и другие полости решётки, изменения зарядакатионов и анионов и т.д.) и дислокаций кристаллы минералов могут приобретать блочное строение.

Реальные минералы образуют иногда т.н. упорядочивающиеся серии (например, полевые шпаты), когда распределение различных катионов по структурным позициям в той или иной степени отклоняется от правильного порядка, присущего идеальным кристаллам, и с понижением температуры проявляет тенденцию к упорядочению. Не менее широко распространены явления распада твёрдых растворов (смешанных кристаллов), находящие выражение в специфических структурах минералов.

Для минералов со слоистыми  кристаллическими решётками (например, слюд, молибденита, сфалерита, глинистых минералов, хлоритов, графита и др.) характерно явление политипии, при котором смежные слои (или пакеты слоев) оказываются несколько повёрнутыми один относительно другого. В результате такого поворота возникают политипные модификации (или политипы), элементарные ячейки которых имеют одинаковые параметры по двум осям и различные — по третьей. Образование политипов объясняется условиями роста кристаллов (в частности, кинетическими факторами и механизмом спирального роста). Политипия может приводить к изменениям симметрии кристаллов минералов, вплоть до перемены их сингонии, но не сопровождается существенной перестройкой кристаллической структуры.

В случае изоморфных рядов  при выделении минеральных видов  руководствуются следующими правилами: в двухкомпонентных (бинарных) твёрдых  растворах различают два минеральных  вида (с содержанием конечных членов от 0 до 50 и от 50 до 100 молекулярных %), в трёхкомпонентных — три. Ранее  и в бинарных изоморфных смесях выделялось по три минеральных вида, названия которых закрепились в минералогической номенклатуре (например, ряд вольфрамита: ферберит— вольфрамит — гюбнерит). Наряду с этим в минералогии бытуют и некоторые другие принципы выделения минеральных видов. Так, если представители данного ряда имеют особое значение по распространённости и отдельные промежуточные члены ряда твёрдых растворов типичны для определённых парагенезисов, выделение минерального вида становится более дробным и часто базируется на номерной основе. Примером являются плагиоклазы, среди которых выделяют альбит(№ 0-10; № отвечает содержанию анортитового компонента в молекулярном %), олигоклаз (№ 10-30), андезин (№ 30-50), лабрадор (№ 50-70), битовнит (№70-90), анортит (№90-100).

Кристаллы реальных минералов  часто обнаруживают зонарное или секториальное, блочное или доменное строение; изоморфные примеси могут распределяться в них статистически (беспорядочно), занимать строго определённые структурные позиции или группироваться в кластеры; обнаружено вхождение в минералы примесных компонентов в форме плоских встроек и т.д. Чрезвычайно характерны для кристаллов многих минералов (кварца, полевых шпатов и др.) весьма многообразные явления двойникования, часто полисинтетического. Двойникование подобно распаду смешанных кристаллов фиксируется на разных уровнях — от макроскопического до субмикроскопического и доменного.

Изучение реального строения и состава кристаллов минералов  даёт важную информацию об условиях минералообразования.

Морфология минералов  зависит от их внутреннего строения и условий образования (термодинамического и кинетического факторов, состава  минералообразующей среды). Различают несколько типов облика кристаллов минералов: изометричный, таблитчатый, листоватый и чешуйчатый, длинно- и короткостолбчатый, шестоватый и игольчатый, дощатый и др. Более строго (по преобладающим на кристалле граням — т.н. габитусным формам) определяется габитус кристаллов: кубический, октаэдрический, пентагондодекаэдрический, кубооктаэдрический, ромбоэдрический, призматический и другие. При различных условиях один и тот же минерал может образовывать кристаллы различного облика (апатит — длинно- и короткостолбчатые, игольчатые, таблитчатые, фенакит — от изометрического до игольчатых и т.д.), а иногда, сохраняя свой облик (например, изометрический), меняет габитус (например, флюорит — от октаэдрического до кубического). Часто даже в одном месторождении последовательные генерации одного минерала резко меняют свой облик и габитус, образуя т.н. эволюционный кристалломорфологический ряд. Форма кристаллов минералов — его типоморфный признак.

Быстрая кристаллизация минералов  приводит к искажению формы их кристаллов, возникновению скелетных, дендритных, нитевидных форм, сферо-кристаллов. Кристаллы минералов нередко несут на гранях характерную штриховку, фигуры роста и растворения. Массовая кристаллизация (например, при образовании изверженных горных пород) создаёт обстановку стеснённого роста, и минералы образуют зёрна неправильной формы. Детальное изучение форм выделений минералов, скульптуры на гранях их кристаллов, явлений двойникования, кристаллов-фантомов и т.д., прослеживание морфологической эволюции минералов в процессе их образования (кристалло-морфологический и онтогенический анализ) позволяют воссоздать историю формирования минеральных индивидов. Среди кристаллических минеральных индивидов различают: кристаллы нормальные, т.е. плоско- и полногранные разного облика, определяющегося составом и условиями образования, скелетные (рёберные), блочные, скрученные, расщеплённые, дендритные (расщеплённые скелетные кристаллы); сферокристаллы, возникающие при объёмном расщеплении кристаллов вплоть до образования круглых кристаллических индивидов [особенно характерных для стильбита и Mg (Mn) — кальцита]; сферолиты, образованные расходящимися из центра пучками тончайших волокон, игл, столбчатых, пластинчатых и более крупных составных частей; сфероидолиты, отдельные волокна, иглы которых не прямые, как в сферолите, а изогнуты к периферии; и те и другие имеют круглую поверхность, причём сферолиты часто шарообразны.

Значительно чаще, чем отдельные  кристаллы минералов, встречаются  их сростки (минеральные агрегаты), как закономерно ориентированные (двойники, эпитаксия и синтаксия, симплектитовые и топотаксического срастания), так и лишённые взаимной ориентировки. Блочные, скрученные, дендритные и расщеплённые кристаллы, сферокристаллы, сферолиты и сфероидолиты могут рассматриваться одновременно как индивиды, из которых слагаются более сложные агрегаты, и как минеральные агрегаты, состоящие из отдельных индивидов — волокон, игл и т.д. К минеральным агрегатам относятся друзы нормальных кристаллов, корки расщеплённых кристаллов, сферо-кристаллов, сферолитов. Все они образуются на относительно плоском основании. На основаниях иной формы могут возникать, например, псевдосталактиты, представляющие сферолитовые корки, возникающие вокруг волосовидных и других оснований (игольчатых минералов и остатков от растворениявмещающей породы и т.п.). Минеральные индивиды и минеральные агрегаты слагают минеральные тела. К малым минеральным телам относят, например, коралиты, сталактиты, сталагмиты, пизолиты, кокарды, гнёзда, жеоды, конкреции, к крупным — жилы, рудные столбы, пласты, залежи, некки, силлы, батолиты, лакколиты и т.д.

Классификация. 

Попытки систематизации минералов  на различной основе предпринимались  уже в античном мире. Первоначально (от Аристотеля до Ибн Сины и Бируни) их делили по внешним признакам, иногда привлекая и генетические элементы, зачастую самые фантастические. Начиная с позднего Возрождения и вплоть до начала 19 в. доминировали классификации, основанные на внешних признаках и физических свойствах минералов Во 2-й половине 19 — начале 20 вв. исключительное распространение получили химические классификации минералов (труды П. Грота, В. И. Вернадского, П. Ниггли и др.). С 20-х гг. 20 в. всё большую роль начинают играть кристаллохимические классификации, в которых за основу принимаются в равной мере химический состав и кристаллическая структура минералов. В современной минералогии имеется много различных вариантов минералогической систематики. В CCCP наиболее распространена классификация минералов на типы и классы по химическому составу.

Более мелкие таксоны внутри классов (подклассы, отделы, группы и  др.) выделяют по типу структуры (силикаты) и в соответствии со степенью усложнения состава. При выделении дробных  таксонов основываются также на группировке  близких в геохимическом и  кристаллохимическом отношении  катионов и анионов. Ведутся специальные  исследования в направлении создания естественной генетико-структурной  и химико-структурной систематики  минералов.

2. Упругие и пластические свойства пород.

2.2. Понятие упругости  пород.

В общепринятом смысле упругость  – это свойство тел после снятия напряжения восстанавливать свою форму  без остаточной деформации. Деформация упругих тел описывается законом  Гука, т.е. относительная деформация x пропорциональна приложенному напряжению σ:

σ = Е ·x

Где Е - модуль Юнга, характеризует упругость тела. Классический пример упругого тела – пружина. Чем сильнее вы её растягиваете (сжимаете), тем больше она удлиняется (укорачивается). Как только вы перестаете на неё воздействовать она возвращается в первоначальное состояние (к первоначальной длине).

Наряду с модулем Юнга упругие свойства горных пород описываются  коэффициентом Пуассона m. Он является коэффициентом пропорциональности между относительными продольными и поперечными деформациями.

где x_x и x_y продольная и поперечная деформация породы соответственно.

Коэффициент Пуассона для большинства минералов и  горных пород находится в интервале 0,2–0,4. Исключением является кварц, у которого из-за специфики строения кристаллической решетки m достигает 0,07.

Большинство минералов подчиняются  закону Гука. Кристаллы ведут себя как упругие тела и разрушаются минуя пластическую деформацию, когда напряжение достигнет предела прочности.

В таблице приведены модули Юнга для некоторых горных пород, полученные при одноосном сжатии.

Модули упругости некоторых  горных пород

Данные таблицы показывают зависимость модуля Юнга от минералогического  состава породы. Но какую-то закономерность здесь проследить сложно. Обратим  внимание на ряд факторов, от которых  зависят упругие свойства пород. Породы одинакового минералогического  состава, но разной степени уплотнения имеют разную упругость (чем больше уплотнение, тем больше упругость). Т.к. уплотнение горных пород растет с глубиной их залегания, модуль упругости одноименных пород также увеличивается с глубиной. Как правило модуль упругости уменьшается с увеличением пористости пород. Он также уменьшается с увеличением увлажненности пород.

Заметное влияние на упругость  горных пород оказывает текстура. Обычно в породах с явно выраженной слоистостью или сланцеватостью (глинистые сланцы) в направлении  перпендикулярном к сланцеватости  модуль Юнга меньше, чем в направлении  параллельном ей. Установлено, чем меньше размер кристаллов в горных породах, тем больший модуль упругости  они имеют.

С увеличением  глубины залегания горных пород  возрастает температура и давление всестороннего сжатия. Под их действием  такие упруго–хрупкие породы как  граниты, кристаллические сланцы приобретают  пластические свойства. В результате для объемного разрушения горной породы требуется большее время  контакта зубца с породой, а следовательно, меньшая частота вращения долота. Таким образом, свойства горных пород влияют на выбор параметров режима бурения.