разное физическое или структурное состояние. Например, жидкая, твердая и газообразная

вода, полиморфы силикатов глинозема (кианит, андалузит, силлиманит) или кварца (α- и

β-кварц, кристобалит, а также стишовит и коэсит, устойчивые при ультравысоких

давлениях). Независимые компоненты представляют наименьшее количество тех

элементов, оксидов или стехиометрических единиц, из которых могут быть получены все

фазы системы.

Д.С. Коржинский [1955, 1957] писал, что при изучении природных систем важно

установить, какие из параметров определялись внешними условиями и начальным

состоянием системы, то есть должны рассматриваться как независимые, а какие зависят от

первых. Так, если мы рассматриваем процесс метаморфизма без изменения химического

состава, то ясно, что массы компонентов исходной породы будут независимыми

параметрами или факторами равновесия, поскольку они, наряду с температурой и

давлением определяют продукт метаморфизма. Компоненты, массы которых при данном

процессе являются факторами равновесия, называются инертными. Остальные (например,

находящиеся в растворе или привнесенные в породу с образованием новых фаз) называют

вполне подвижными.

Правило фаз

В равновесной системе, сложенной K компонентами, число взаимно независимых

параметров не может быть меньше, чем K + 2. Если в системе с постоянной массой всех

компонентов температура и давление изменяются, но так, что в каждый момент все

параметры системы определяются температурой и давлением, система сохраняет

равновесие на каждом шаге изменения параметров. Очень важным для парагенетического

анализа метаморфических пород является правило фаз Гиббса. Оно определяет

наибольшее число взаимно независимых интенсивных параметров в равновесной системе,

называемое «числом степеней свободы» или вариантностью системы (n) и записывается

следующей формулой:

n = K + 2 – Ф,

где K – число компонентов, Ф – число фаз. Правило фаз показывает, что чем

больше фаз в системе, тем меньшее число интенсивных параметров системы может

изменяться независимо. Если число фаз равно числу компонентов (Ф = К), только два

интенсивных параметра могут изменяться независимо (температура и давление),

остальные (концентрация, внутренняя энергия) будут зависеть от двух первых. Если число

фаз больше числа компонентов, то система не имеет степеней свободы (инвариантна),

пока не уменьшится число фаз. Такое положение складывается на пересечении линий

нескольких реакций до тех пор, пока какая-либо из них не пройдет до конца и число фаз

не уменьшится. Это наглядно видно на диаграмме состояния простой системы

полиморфов силиката алюминия (рис. 12.1). Линии равновесия кианит - андалузит, кианит

– силлиманит и андалузит - силлиманит являются дивариантными, имеют две степени

свободы, где совместное изменение температуры и давления не изменит устойчивости

двух полиморфов, а вызовет движение вдоль линии равновесия. В тройной точке могут

сосуществовать все три минерала, но она инвариантна, так как любое изменение

температуры или давления приведет к исчезновению одной из фаз. В поле устойчив один

из полиморфов в широком интервале изменения температуры и давления, ограниченном

линиями равновесия.

Вопрос 51

ТЕРМОДИНАМИЧЕСКОЕ РАВНОВЕСИЕ, состояние термодинамич. системы, не изменяющееся во времени и не сопровождающееся переносом через систему в-ва или энергии. Если состояние системы не изменяется во времени, но есть поток в-ва или энергии через систему, состояние системы наз. стационарным. Изолированная система, не обменивающаяся со средой в-вом и энергией, со временем всегда приходит к термодинамическому равновесию и не может самопроизвольно из него выйти. Постепенный переход системы из неравновесного состояния, вызванного внеш. воздействием, в состояние термодинамического равновесия наз. релаксацией.

Термодинамическое равновесие включает: термич. равновесие -постоянство т-ры в объеме системы, отсутствие градиентов т-ры; мех. равновесие, при к-ром невозможны никакие макроскопич. перемещения частей системы, т. е. имеется равенство давления в объеме системы; допустимы, однако, движения системы как целого-поступат. движение в поле действия внеш. сил и вращение. В случае гетерог. системы сосуществование термодинамически равновесных фаз наз. фазовым равновесием. Если между компонентами системы происходят хим. р-ции, в состоянии термодинамического равновесия скорости прямых и обратных процессов равны между собой (см. Химическое равновесие). При термодинамическом равновесии в системе прекращаются все необратимые переноса процессы (теплопроводность, диффузия, вязкое течение и т.п.). В системе не наблюдается изменение концентраций реагирующих в-в, для закрытой системы характерно равновесное распределение компонентов между составляющими систему фазами. Параметры состояния, определяющие термодинамическое равновесие, строго говоря, не являются постоянными, а флуктуируют около нек-рых статистич. средних значений; обычно эти флуктуации пренебрежимо малы.

Принцип равновесия Гиббса. Для k-компонентной r-фазной системы при постоянстве ее внутренней энергии U, объема V и чисел молей компонентов n_i (i = 1, 2, ..., k) условие термодинамического равновесия заключается в том, что при всех возможных изменениях параметров состояния энтропия 5 системы остается неизменной или уменьшается. Иными словами, энтропия изо-лир. системы при термодинамическом равновесии имеет условный максимум:

Буква  означает бесконечно малую вариацию величины, в т.ч. флуктуацию, в отличие от знака дифференциала, означающего действительно малое изменение величины в реальном процессе. Знак равенства имеет место при протекании в системе обратимых процессов, знак неравенства-необратимых (в случае изолир. системы). Принцип равновесия можно выразить также через термодинамические потен-циалы-внутр. энергию U, энтальпию H, энергию Гиббса G, энергию Гельмгольца F-при условиях, характеризуемых постоянством соответствующих параметров состояния. Термодинамическому равновесию отвечает условный минимум термодинамич. потенциалов:

Переход системы из одного состояния термодинамического равновесия в другое может происходить через последовательность состояний, каждое из к-рых является также состоянием термодинамического равновесия. Это означает, что параметры состояния в течение всего процесса перехода бесконечно мало отличаются от своих значений при термодинамическом равновесии. Это-равновесный (квазистатический) процесс. Реальные процессы перехода всегда неравновесны; они изучаются химической термодинамикой.

Наряду с основным (глобальным) максимумом энтропии и минимумами термодинамич. потенциалов, отвечающими стабильному термодинамическому равновесию, в пространстве параметров состояния возможны локальные максимумы энтропии и минимумы термодинамич. потенциалов. Соответствующие им состояния системы наз. метастабильными равновесиями. Такие состояния, как и состояние стабильного термодинамического равновесия, локально устойчивы, т.е. устойчивы к бесконечно малым изменениям параметров состояния. Но метастабильные состояния термодинамического равновесия могут быть неустойчивыми при нек-рых конечных изменениях параметров.

Под локальным термодинамическим равновесием в термодинамике неравновесных процессов подразумевается равновесие в очень малых (элементарных) объемах среды, содержащих все же достаточное число частиц (атомов, молекул, ионов), чтобы состояние этих объемов можно было характеризовать т-рой, давлением, хим. потенциалом и др. термодинамич. потенциалами, но не постоянными, а зависящими от координат и времени. При локальном термодинамическом равновесии элементарных объемов состояние системы в целом неравновесное.

Поля???

Вопрос 52

Физико-химический анализ парагенезисов - это метод изучения парагенезисов и эмпирических парагенетических закономерностей путем использования различных диаграмм с целью выявления зависимости минерального состава и парагенезисов горных пород и руд от физико-химических условий их формирования, т. е. от химического состава (или, точнее, от содержания или масс инертных компонентов), от температуры, давления, химических потенциалов или активностей вполне подвижных компонентов.

Физико-химический анализ парагенезисов позволяет путем графического рассмотрения природных эмпирических парагенетических соотношений нащупать хотя бы в качественном выражении главные физико-химические закономерности ассоциаций минералов, определить зависимость состава и парагенезисов минералов от величин экстенсивных и интенсивных факторов равновесия природных систем. Физико-химический анализ рассматривает равновесные соотношения минералов, и теоретическую основу его составляет термодинамика природных систем.

Физико-химический анализ парагенезисов - это широко распространенный метод физико-химической петрологии, возможности которого обеспечены успешной разработкой термодинамики природных систем. Многоплановое использование физико-химического изучения парагенезисов обусловлено также тем, что этот метод теснее других, непосредственно, соприкасается с геологическими науками: данные геологических, минералогических и петрографических исследований служат исходным материалом для парагенетического анализа. Графический анализ - это первый этап поиска и осмысливания парагенетических закономерностей в эмпирическом материале. Конечная цель физико-химического анализа парагенезисов состоит в том, чтобы, выявив зависимость минерального состава и парагенезисов от факторов равновесия природных систем, использовать эти зависимости для решения обратной задачи - на основании особенностей состава и парагенезисов минералов определять физико-химические условия образования горных пород и руд. Для решения этой задачи в количественном выражении необходимо привлечение данных экспериментальных исследований и использование физико-химических расчетов.

Физико-химический анализ парагенезисов включает как органическую составную часть физико-химический анализ фазовых равновесий в экспериментально исследуемых системах, цель которого также состоит в том, чтобы путем применения различных диаграмм выявить и отобразить зависимость фазовых равновесий (парагенезисов фаз) от факторов состояния, но только в искусственных, экспериментально созданных системах и условиях. В соответствии с факторами равновесия, определяющими состояние тех или иных природных и экспериментальных систем, можно выделить три типа или класса диаграмм, используемых в физической геохимии и в физико-химической петрологии:

Вопросы 53

Диагенез

Диагенез в аллювиальных песчаных, гравийно-галечниковых отложениях обычно прослеживается слабо, так как образование породы происходит на стадии седиментогенеза. Уплотнение с возрастом аллювия очень незначительно, что объясняется хорошей упаковкой его уже в период осадконакопления.
Диагенез начинается с превращения торфов и гумусовых сапропелей в бурые угли, а липоидных остатков в керогены. Соответствующие изменения претерпевают и рассеянные органические вещества погребенных почв и илов.
Термин диагенез, как известно, впервые употребил К.
После диагенеза известняки уплотняются очень быстро. На глубине 2000 м плотность известняков возрастает от 2 50 до 2 70 г / см3, как и у доломитов, но выше, чем у остальных широко распространенных пород. Уплотнение происходит под действием давления вышележащих толщ пород и осадков вследствие перекристаллизации хемогенного кальцита. Необходимо отметить, что Органогенные ( в том числе детритовые и рифогенные) карбонатные породы уплотняются значительно медленнее, чем хемоген-ные микрозернистые. Известно, что органогенные породы из-за растворения арагонитовых, а частично и кальцитовых раковин на небольших и даже средних глубинах ( до 2500 м) становятся менее плотными, более пористыми. Ниже 2500 - 3000 м органогенные, пористые Известняки вновь вступают в стадию уплотнения ( Прикаспийская впадина) за Счет взаимодействия ионов кальция и углекислоты с выделением кальцита в твердую фазу. Исходя из этого выделение вторичного кальцита в известняках на востоке Северного Предкавказья и в районе Астрахани должно начинаться на глубине 1500 - 2000 м, что подтверждается и фактическим материалом.
Зона диагенеза ( перерождения) приурочена к тем слоям земной коры, которые слагают дно океанов на значительных глубинах и находятся под давлением вышележащего слоя морской воды.
Процессы диагенеза, о которых упомянуто выше, состоят в данном случае в уплотнении первоначально образовавшегося осадка, цементации его, частичном растворении и перемещении отдельных составных частей, благодаря чему такая порода нередко сильно отличается от первоначального осадка.
Процессы диагенеза минералов, выпавших на ранних стадиях осадкообразования, отчетливо прослеживаются на стадии сухих озер. В межкристальной рапе происходит медленная кристаллизация минералов ( зпсомита, сильвина, карналлита), отвечающих более высоким степеням осолонения.
Под диагенезом осадков понимают совокупность процессов преобразования рыхлых осадков в осадочную горную породу. Только что отложившиеся осадки не являются еще горной породой. Изменения происходят постепенно, и невозможно указать тот момент времени, когда осадок становится осадочной горной породой. К этим изменениям, в частности, относятся: 1) уплотнение; 2) растворение и заполнение пустот, образующихся при растворении; перекристаллизация, цементация; 3) восстановление сульфатов; 4) образование конкреций; 5) образование доломита; 6) разложение силикатов; 7) процессы углефикации; 8) образование нефти и др. В некоторых процессах диагенеза, несомненно, принимают участие и бактерии.
При диагенезе происходит обезвоживание, восстановление и уплотнение пород за счет цементации и перекристаллизации.
При диагенезе в осадках, благодаря химическим превращениям, образуется определенное количество углеводородов нефтяного ряда. Из органических соединений пород, образовавшихся из осадков, растворителями жиров, такими как бензол и хлороформ, экстрагируются соединения - битумоиды. В результате преобразований на стадии диагенеза из сапропелевого, а также терригенного гумосового материала образуется так называемый кероген, в свою очередь превращающийся при катагенезе в нафтиды.
В диагенезе начинается структурное упорядочение гелеобраз-ной массы, происходит аградация ( совершенствование кристаллических решеток) глинистых минералов при повышенном содержании магния и калия в иловых водах. За счет разложения органического вещества образуются СОг, СЩ, Нг и жирные кислоты. Образуются также гуминовые, аминовые кислоты, сероводород и другие продукты. Соединения гуминовых кислот ( гума-ты) активно адсорбируются на поверхности глинистых минералов с образованием органо-минеральных комплексов. Это повышает стабилизацию глинистых частиц.
На стадиях диагенеза и начального протокатагенеза, на небольших глубинах и при сравнительно невысоких гео-темп-рах органич. В этот период из материнского органич. Нек-рая часть метана образует газовые гидраты на дне или под дном морей в соответствующих термобарич, условиях.
В конце диагенеза окончательно формируются генетич. ОВ, масса к-рого в ходе дальнейшей эволюции уменьшается вследствие генерации ОПС.
Стадии литогенеза ( по Н.М.Страхову, Н.Б.Вассоевичу. В зоне диагенеза широко распространены процессы азотфиксации микроорганизмами. В современных условиях фиксируется ежегодно - 150 млн. т азота, поэтому азотистые соединения в горючих ископаемых имеют не только растительное происхождение.

На стадию диагенеза приходится образование - 7 % углеводородны газов, 9 % жидких углеводородов и 40 % асфальтовых соединений На стадии катагенеза образуется 82 % газов, 91 % жидких углеводорс дов и 60 % асфальтовых соединений, а на стадии метаморфизма o6pj зуется - 11 % газов и незначительное количество жидких углеводорс дов и асфальтов.
На этапах диагенеза происходят образование самого керогена, его уплотнение, потеря воды и гетероэлементов. Впрочем, процессы микробиологического изменения органического вещества в диагенезе изучены еще весьма слабо.
На стадии диагенеза, когда осадочные отложения еще не превратились в сцементированную породу, происходит образование биохимического метана. На последующей стадии катагенеза, когда осадок уже превратился в породу, образуются нефть и газ.
В стадию диагенеза происходят биохимические преобразования ОВ и образование УВ преимущественно метанового состава со значительными потерями и частичным сорбированием сформировавшихся при этом УВ исходным ОВ.
На стадии диагенеза в основе превращений вещества лежит деятельность микроорганизмов. Скорости реакций здесь находятся в зависимости от количества, специфичности и активности микроорганизмов, осуществляющих различные геохимические превращения минерального вещества.
В стадии диагенеза и катагенеза продолжается функция гипер-генеза, химического выветривания, но в условиях резко пониженной динамичности среды, в анаэробной обстановке, а следовательно, в обстановке весьма ограниченного выноса щелочей и щелочных земель.
На стадиях диагенеза, катагенеза и гипергенеза межформенные и внутриформенные пустоты обычно в той или иной степени выполняются минеральными новообразованиями, что и послужило основанием их объединения в подгруппу остаточных. Подобные пустоты распространены достаточно широко, встречаются на различных глубинах и могут быть первичными и вторичными. Представлены они как микропорами, так и макропорами. Их размеры определяются структурой исходных пустот и интенсивностью процессов минерального новообразования.
Во время диагенеза и образования почвы кислородсодержащие соединения ароматического ряда, первоначально восполняемые растениями и животными, возможно, подвергаются многочисленным сложным химическим превращениям. В большинстве случаев эти изменения связаны с микробиологической активностью или являются результатом небиогенных процессов созревания. Постепенно все это приводит к образованию ряда геохимических веществ, известных как гуминовые кислоты, гиматомелановая кислота, креновая и апокреновая кислоты ( фульвокислоты), гуминовые вещества, гумин, ульмин, кероген.
Во время диагенеза гуминовые кислоты так же, как и менее растворимые гумины и ульмины, превращаются в вещества типа керогена. Вероятно, первыми разрушаются метоксильные группы. Присутствие хинонов и фенолов свидетельствует о том, что карбонильные и, особенно, гидроксильные функциональные группы, по-видимому, оказываются более стабильными.
Изучение процессов диагенеза имеет огромное значение для фациального анализа. Минералы диагенеза наряду с текстурно-структурными особенностями осадков и органическими остатками являются документами, на основании которых можно судить об условиях образования осадков, осадочных пород и полезных ископаемых осадочного происхождения.
Продолжительность стадии диагенеза и мощность зоны диагенеза до настоящего времени являются предметами обсуждения. Так, буровые скважины, пройденные вблизи Багамской отмели в Атлантическом океане на глубине более 5000 м, встретили известковые кокколитовые отложения сеномана на глубине 117 м от поверхности дна, а в Мексиканском заливе на глубине более 600 м от поверхности дна не вышли из толщи глин и известковых илов плейстоцена.
В результате диагенеза осадок превращается в осадочную породу. Часто он становится твердым - сцементированным, но может остаться и рыхлым - несцементированным.
Распространение обломочных минералов в песчаниках разного возраста Северной Америки ( по Петтиджону. Во время диагенеза, катагенеза и метагенеза в осадочных породах образуются новые минералы. В настоящее время описаны новообразования сульфидов, сульфатов, окислов, гидроокислов, силикатов. Широким распространением, например, пользуются вторичный пирит, галенит, сфалерит, барит, целестин, флюорит, кварц, халцедон, кварцин, анатаз, бру-кит, рутил, гетит, гидрогетит, гематит, гидрогематит, опал, минералы группы апатита, цеолиты, полевые шпаты, гидрослюды, каолинит, монтмориллонит, кальцит, доломит, сидерит и многие другие. Известны также новообразования циркона, сфена, эпидота, турмалина и некоторых других минералов.
Ряды метаморфизма сггских углей.
В ходе диагенеза на основной процесс молекулярной ассоциации может налагаться окисление. Вследствие этого генетический ряд расщепляется и развертывается и целое семейство рядов, расходя щихся из одной точки.
Задача динамики диагенеза донного осадка в условиях активного обмена с водной фазой может быть сформулирована следующим образом. Пусть в осадке протекают диагенетические процессы, а на границе с водной массой происходят процессы привноса и выноса веществ. Вследствие поступления осадочного материала и диагенетических процессов распределение меняется в пространстве и времени.
Вслед за диагенезом начинается этап консолидации осадков.
Организованная в диагенезе высокочувствительная природная минерально-органическая система, отличающаяся высокой степенью самоорганизации, синер-гетическая, диссипативная в геологическом времени полностью реализует свой первичный ресурсный потенциал в процессе многостадийных фазовых превращений своих подсистем до первичных битуминозных компонентов ( литоби-тумоидов) - асфальтенов, смол, масел и далее до углеводородов нефтяного ряда с параллельным образованием и сбрасыванием аутигенных минералов ( в том числе рудных) и формированием новых породных литотипов. При этом на каждой из стадий процессы полимеризации, конденсации и поликонденсации определенной части органической составляющей ( органического пространства, объема) такой системы в рамках ее дискретных кристаллических форм сопровождаются сбросом и накоплением внутри нее простейших газообразных и жидких ( типа бензиновых фракций) углеводородных и неуглеводородных производных.
Элементарный состав составных частей растений, %. Углеобразование подразделяется на диагенез - превращение торфа в плотные бурые угли и метаморфизм - превращение бурых углей в каменные угли, а затем каменных углей в антрацит.
Однако в целом диагенез следует рассматривать как одну из стадий общего процесса метаморфизма растительных остатков в ископаемые топлива.
В анаэробную стадию диагенеза вследствие сульфатредук-ции происходит новообразование сероорганических соединений. Интенсивность сульфатредукции определяется влиянием многих факторов, таких как содержание 0В, концентрация в воде сульфатов и скорость их диффузии из придонных вод в слой осадка.
Зависимость коэффициента открытой пористости / с от глубины в карбонатных породах верхнего мела. На ранних этапах диагенеза формированию первичных каверн выщелачивания способствует углекислота, образование которой происходит в результате разложения органических остатков, содержащихся в осадке.
На последующих стадиях диагенеза процесс восстановления битума или продолжается ( прогрессирует), или затухает и сменяется окислением битума. Примером таких соотношений могут быть разрезы отложений современного и древнего Каспия, вскрытых скважинами морского бурения. Это как раз те интервалы разреза, где породы ( алевриты, глины) сохраняют устойчиво восстановительные условия среды.
На первых стадиях диагенеза и погружения осадков этот процесс преобразования битумов и углеводородов весьма интенсивный.
На позднем этапе диагенеза в терригенных, существенно глинистых осадках водоемов гумидной зоны вследствие изменения Eh и рН и неравномерной концентрации иловых растворов в разных частях осадка происходит перераспределение диагенетических минералов: растворение их в одних местах и отложение в других; образуются сгущения диагенетических минералов - конкреции, конкреционные прослои и зацементированные участки осадка.
Отличительной особенностью стадии диагенеза являются также обменные реакции между осадками и придонной водой, что-конечно, возможно только при малой уплотненности осадка, когда он характеризуется высокой пористостью и наличием пор диаметром более 10 - 5 см. Следовательно, мощность зоны диагенеза в указанном объеме не может быть большой, причем она будет колебаться в значительных пределах, но в общем в областях развития глинистых осадков вряд ли превышает несколько метров.
На последующих стадиях диагенеза процесс восстановления битума или продолжается ( прогрессирует), или затухает и сменяется окислением битума. Примером таких соотношений могут быть разрезы отложений современного и древнего Каспия, вскрытых скважинами морского бурения. Это как раз те интервалы разреза, где породы ( алевриты, глины) сохраняют устойчиво восстановительные условия среды.

На первых стадиях диагенеза и погружения осадков этот процесс преобразования битумов и углеводородов весьма интенсивный.
Зависимого - 160 сти содержания бро. Уже на стадии диагенеза морских илов концентрация йодя в жидкой фазе возрастает в сотни раз по сравнению с его концентрацией в море.
Распределение аминокислот в современных морских осадках в районе. На начальных стадиях диагенеза белок планктона, поступивший из моря, ( выше постепенно гидролизуется.
Восстановительная обстановка в диагенезе способствует активному протеканию сульфатредукции и осернению исходного ОВ.
Несколько слов о диагенезе морских глинистых отложений.
Верхняя зона - стадия диагенеза не закончена, осадки не лити-фицированы и диагенетически не изменены. Основной процесс - отжа-тие поровых ( седиментационных) вод и воды межплоскостных пространств трехэтажных структур. В этой зоне независимо от первоначального состава осадков не происходит аутигенного образования глинистых минералов диоктаэдрического типа, что связано с невысокими давлениями и температурами.
В процессе уплотнения и диагенеза ил, обогащенный органическим материалом, теряет способность к перераспределению органических компонентов и превращается в плотную непроницаемую покрышку над пористым пластом. При медленном погружении территории и соответствующей трансгрессии вод бассейна на низкие песчаные берега процесс перераспределения органического материала распространяется на значительные площади, продолжается в течение длительного времени и способен обеспечить создание больших запасов органического вещества в песках или иных лежащих под илами хорошо проницаемых отложениях.
Преобразование биомассы в процессе диагенеза и дальнейшее изменение ОВ пород в катагенезе приводят к определенным изменениям в составе конечных продуктов по сравнению с первоначальными.
Одним из важных факторов диагенеза является взаимодействие минералов осадка с иловыми растворами ( рапой) и преобразование неустойчивых соляных минералов в устойчивые. В результате в осадках соляных озер и лагун образуются устойчивые соляные минералы, растворяются неустойчивые, происходит перекристаллизация соляных минералов, глинистое вещество, взаимодействуя с рапой, преобразуется в гидрослюды. Нередко возникают также магнезиальные водные силикаты.
В процессе седиментации и диагенеза содержание углеводородных компонентов органического вещества осадков изменяется как количественно, так и качественно. При этом наиболее показательны не столько абсолютные содержания углеводородов в осадке, сколько их относительные содержания в органическом веществе и его битумной части. В зависимости от фаций отложений направленность соответствующих изменений органического вещества тоже различна.

Вопрос 54

Термальный метаморфизм.

При рассмотрении термального метаморфизма или термометаморфизма как вида изменения углей необходимо учитывать следующие два обстоятельства.

Первое из них заключается в том, что любое воздействие мелких и крупных интрузий при непосредственном их контакте с угольным пластом или контакте через вмещающие породы следует считать проявлением магматермического метаморфизма (контактового), что вытекает из его генетической сути – воздействия тепла магмы на угленосные породы и угли. Размеры же интрузивного тела, как и характер контакта, определяют, прежде всего, количественную сторону этого процесса – величину зоны контактового ореола. Очень важно, что действия интрузий в пространстве ограничены и являются локальными.

Второе обстоятельство связано с общим повышением теплового потока, геотермического градиента вследствие тепловой активизации региона. Эта активизация определяется не теплом отдельных интрузий, а теплом магмы, поднятой в верхние горизонты осадочного чехла, то есть в промежуточные очаги на пути движения магмы от мантийных глубин к поверхности. Промежуточные магматические очаги оказывают весьма значительное влияние на общую прогретость региона и его геотермический режим и градиент. Эффект этого действия можно оценивать как проявление геотермического метаморфизма (регионального). Это тем более верно, так как не существует температурных ограничений проявлений последнего, которые определяются лишь конкретной принадлежностью каждого угольного бассейна или месторождения к древней или молодой платформе, геосинклинальной области.

Таким образом, одни из проявлений, приписываемые термальному метаморфизму, возможно трактовать как явления контактового (магматермического) метаморфизма с выделением двух подвидов:

1.   контактовый: непосредственный контакт интрузии с угольными пластами,

2.   внеконтактовый: контакт интрузии через вмещающие породы.

Другие явления, такие как:

- повышение геотермической напряженности бассейна вследствие приближения фронта магмы к поверхности или приближение угленосной толщи к нему в процессе прогибания,

-     закономерные изменения углей на площади и в разрезе,

можно считать действием регионального (геотермического) метаморфизма.

Вопрос 55

 По характеру замещения исходных пород выделяются несколько специфических типов метасоматоза:

• автометасоматоз – тип метасоматоза, характерный для верхних частей магматических тел и ранней постмагматической стадии. Типичным примером автометаасоматоза является альбитизация в гранитных массивах.

• Контактовый метасоматоз – метасоматоз, возникающих на контакте магматического тела и вмещающих пород. При контактовом метасоматозе породы могут отражать различные стадии эволюции магматической системы. Выделяются *эндоконтактовые зоны метасоматической колонки (развивающиеся по изначально магматическим породам) и экзоконтактовые зоны (развивающиеся по вмещающим породам).

• Биметасоматоз – разновидность контактового метасоматоза, при которой изменяются породы по обе стороны от контакта за счет двусторонней диффузии различных компонентов.

• Околожильный метасоматоз – тип диффузионного метасоматоза, при котором формируется симметричная метасоматическая зональность с каждой стороны жилы, по которой фильтруются растворы.

• Региональный метасоматоз - занимает огромные площади в различных геологических обстановках. Обычно он имеет щелочную специфику и связан с внедрением крупных магматических тел, образуя самые внешние зоны метасоматических колонок, связанных с рудными месторождениями.