гребнями и острыми пикообразными вершинами. В депрессиях между скалами и
по периферии массивов вторичных кварцитов развиты аргиллизиты и другие
рыхлые породы. Неравномерное ожелезнение придает этим породам
характерную пеструю окраску с чередованием белых, желтых и красных
пятен.
В сложно построенных массивах вторичные кварциты занимают либо
центральные зоны, либо располагаются вокруг ядер кварц-калишпатовых
метасоматитов и серицитолитов. По периферии массивов развиваются широкие
ореолы пропилититов или аргиллизитов.
Минеральный состав. Главными новообразованными минералами вторичных
кварцитов являются кварц, серицит (мусковит), андалузит, алунит
K2Al6(OH)4(SO4)4, корунд, диаспор, пирофиллит Al2(Si4O10((OH)2 и
самородная сера.
К второстепенным и акцессорным минералам относятся пирит, гематит,
рутил, топаз, зуниит, флюорит, турмалин, дюмортьерит, лазулит и барит.
Типоморфными минеральными ассоциациями вторичных кварцитов являются
сочетания кварца с алунитом, диаспором, корундом, а также с самородной
серой. Парагенезисы кварц + андалузит и кварц + серицит могут появляться
не только во вторичных кварцитах, но и в грейзенах, березитах,
серицитолитах, пропилитах, что затрудняет отнесение метасоматитов к тому
или иному виду. В качестве дополнительного критерия, подтверждающего
принадлежность кварц-андалузитовых и кварц-серицитовых метасоматитов к
вторичным кварцитам, могут служить включения или прожилки диаспора,
пирофиллита, алунита. В близких по составу пропилитах содержатся хлорит,
карбонат, эпидот и альбит.
Средние размеры новообразованных минералов вторичных кварцитов
составляет сотые и десятые доли миллиметра; корунд, пирит, алунит,
гематит, могут образовывать миллиметровые и сантиметровые кристаллы.
Преобладающая форма развития метасоматических минералов – агрегатные
моно- или полиминеральные псевдоморфозы, переходящие в неясные,
расплывчатые порфиробласты. Так, по плагиоклазу развиваются кварц-
серицитовые или кварц-алунитовые псевдоморфозы, по калишпату –
серицитовые или алунитовые, а по цветным минералам – кварц-пирит-рутил-
серицитовые ассоциации с небольшим количеством глиноземистых минералов.
Новообразованный кварц представлен двумя генерациями. Ранний кварц
образует рассеянные зерна размером в сотые и десятые доли миллиметра и
их скопления, составляющие общий фон породы, гранобластовые мозаичные
агрегаты и каймы обрастания вокруг реликтового кварца, а также жилки и
агрегатные скопления в смеси с серицитом, замещающие первичные минералы.
Сюда же относится микрозернистый кварц и с примесью алунита,
развивающийся по основной массе вулканитов.
Кварц поздней генерации формирует тонкую сеть мелких ветвящихся
прожилков мощностью от долей миллиметра до первых сантиметров. Оно
особенно типичен для вторичных кварцитов по гранитоидам.
Серицит (мусковит) также представлен двумя генерациями. Ранний
серицит встречается в виде мелких чешуек в составе агрегатных
псевдоморфоз, замещающих полевые шпаты и биотит, или образует рассеянные
скопления в метасоматитах. Серицит поздней генерации выполняет
маломощные мономинеральные прожилки. В серицитовых вторичных кварцитах,
образованных по риолитам, гранитам и трахитам, он представлен калиевой
разностью, в метасоматитах по породам среднего состава – парагонитом.
Серициты вторичных кварцитов, как правило, недосыщены щелочными
металлами и обогащены кремнеземом.
Андалузит наблюдается в виде рассеянных порфиробластов ситовидного
строения с многочисленными включениями кварца. Порфиробласты вытянуты по
флюидальности и полосчатости исходных пород или вместе с серицитом
образуют псевдоморфозу по первичным минералам. Иногда андалузит
вторичных кварцитов обнаруживает слабый плеохраизм в розоватых или
голубоватых тонах.
Алунит развивается в виде псевдоморфоз по полевым шпатам или
разрозненных скопления, а также заполняет мелкие прожилки. Размер
пластинок алунита обычно составляет десятые доли миллиметра. Минерал
представлен калиевой разностью: содержание K2O в нем может достигать
3.2 мас.(. Отношение K2O/Na2O для алунита из вторичных кварцитов
колеблется от 1.2 до 1.5 мас.(.
Корунд относится к с сапфировому и реже рубиновому типам, однако в
тонких срезах под микроскопом не наблюдается плеохроизма, свойственного
этим минералам. Отличительной особенностью корунда вторичных кварцитов
является его уплощенность по базопинакоиду и, как следствие,
положительное удлинение в отличие от отрицательного удлинения этого
минерала в метаморфических и магматических породах.
Диаспор встречается в виде рассеянных зерен размером 0.3-0.5 мм, их
скоплений и гнезд. Минерал ассоциирует с вторичным кварцем, рутилом,
пиритом и зуниитом, образуя с ними срастания без признаков замещения
одного минерала другим. Крупные выделения диаспора обладают ситовидным
строением и сильно трещиноваты.
Пирит встречается во всех вторичных кварцитах. Он образует
отдельные кристаллы или входит в состав агрегатных псевдоморфоз по
цветным минералам. Иногда пирит присутствует в кварцевых прожилках и
реже выполняет самостоятельные жилки. Минерал представлен кристаллами
разнообразной формы: кубическими, пентагонольно-додекаэдрическими и
октаэдрическими.
Рутил наблюдается в виде мельчайших зерен, образующих скопления,
которые вместе с другими наложенными минералами развиваются по первичным
цветным минералам. Содержание рутила во вторичных кварцитах довольно
постоянно и не превышает 1(.
Зуниит в виде примеси мелких кристаллов входит в состав
псевдоморфоз по вкраплениям полевых шпатов; кроме того, он ассоциирует с
кварцем, пиритом, рутилом и флюоритом.
Турмалин вторичных кварцитов в отличие от турмалина других типов
метасоматитов представлен высокоглиноземистой разновидностью. Под
микроскопом он бесцветен со слабо-желтоватым или голубоватым оттенком и
практически не плеохроирует.
Химический состав. Собственно вторичные кварциты почти нацело
состоят из SiO2 ((80 мас.() и Al2O3 (14-18 мас.(). В метасоматитах,
содержащих воду и серу, количество этих компонентов может достигать 8-15
мас.(. Нередко отмечается примесь бора (0.1-0.5 мас.( B2O3).
Внешний облик. Вторичные кварциты – светлые породы массивной или
пятнистой текстуры и мелко- или среднезернистой структуры. Иногда для
них характерна повышенная пористость, которая при интенсивном
выщелачивании может достигать 50-60( объема пород.
Микроструктуры. Вторичные кварциты по риолита выделяются
бластопорфировой структурой, присутствием реликтовых вкраплений кварца,
бластосферолитовым или бластофельзитовым строением, а также реликтовой
флюидальностью, полосчатостью и меньшей пористостью по сравнению с
вторичными кварцитами, образованными по гранит-порфирам и гранодиорит-
порфирам, обладающим бластопорфировидной структурой и тонкой
штокверковой кварцевой жилковатостью. Для метасоматически измененных
туфов и брекчий типична бластокластическая структура и значительная
пористость. Местами микроструктура вторичных кварцитов становится
гранобластовой, лепидогранобластовой, нематогранобластовой, порфиро- и
пойкилобластовой.
Стадийность и зональность метасоматитов. При изучении
взаимоотношений метасоматических минералов, чрезвычайно сложных и
противоречивых, удается наметить три главные минеральные ассоциации,
которые последовательно сменяют друг друга при изменении температуры и
кислотности растворов.
Наиболее ранней является черырехминеральная равновесная ассоциация:
кварц ( + рутил + пирит (или гематит) + серицит (. По- видимому,
несколько позднее по отношению к этой ассоциации образуются пирофиллит
(, диаспор (, алунит, зуниит и топаз. В дальнейшем при повышении
температуры и усилении циркуляции растворов возникают андалузит, корунд
и продолжается собирательная перекристаллизация кварца, рутила и
пирита. На поздней стадии формируются дюмортьерит, кварц ((, серицит ((,
поздние генерации диаспора и пирофиллита. Минералообразование
завершается отложением флюорита, который цементирует зуниит, кварц и
пирит.
Метасоматическая зональность в массивах вторичных кварцитов
проявлена неотчетливо, хотя общая тенденция к упрощению минерального
состава по направлению к зонам наибольшей циркуляции растворов
отмечается часто. Удачный пример метасоматической зональности приведен в
работе И.П. Иванова (1974 г.).
0. Диориты, кварцевые порфиры, риолиты и их туфы
1. Орт + Аб + Кв + Сер + Хл
2. Орт + Аб + Кв + Сер
3. Орт + Сер + Кв
4а. Сер + Кв
4б. Кв + Анд
4в. Кв + Пф
4г. Кв + Ал
5. Кв
Эта метасоматическая колонка в главных чертах сходна с результатами
эксперимента, отражающими воздействие на порошок гранитов раствора
соляной кислоты и смешанных солевых растворов с отношением
mKCl / mHCl ( 3, содержащих углекислоту (Зарайский и др., 1981,
1986(:
0. Биотитовый гранит
1. Кв + Аб + Би + (Му)
2. Кв + Аб + Би + Му
3. Кв + Му
4. Кв + Анд
5. Анд
Отличие экспериментальной колонки заключается в появлении
мономинеральной тыловой зоны, сложенной андалузитом. Последовательность
образования остальных зон очень близка. Изменение гранитов в
эксперименте начинается с появлением мусковита (серицита), который
развивается по калишпату. В следующей зоне исчезает микроклин, полностью
замещаясь мусковитом. На границе с зоной 3 одновременно исчезают две
фазы: альбит и биотит. Эта особенность устойчиво повторяется во всех
опытах. При добавлении к раствору соляной кислоты кварцевого порошка в
тыловой части колонки образуется маломощная кварцевая зона.
Физико-химические условия образования метасоматитов. Вторичные
кварциты формируются в обстановке интенсивного кислотного метасоматоза
при выщелачивании всех компонентов, кроме Si и Al.
Вторичные кварциты являются результатом воздействия на кислые и
средние породы среднетемпературных (T=300-500 (C) насыщенных SiO2 кислых
(pH=1-4) преимущественно хлоридных растворов (Cl(((F(), содержащих
углекислоту, SO4(2 и, возможно, BO3(3; в катионной части растворов
преобладают K+ и Na+. Максимальные метасоматические изменения происходят
в приповерхностных зонах, где благодаря высокой пористости и
трещиноватости обеспечивается относительно свободная циркуляция
кислорода, а горные породы обогащены вадозными водами, которые и
производят интенсивное кислотное выщелачивание. Под воздействием таких
растворов возникают не только вторичные кварциты, но и серицитолиты,
аргиллизиты, пропилиты.
Распространенность и рудоносность метасоматитов. Метасоматиты фации
вторичных кварцитов приурочены к центрам наземного, а иногда подводного
вулканизма кислого и среднего составов. С массивами вторичных кварцитов
связаны крупные месторождения глиноземистого сырья, главным образом
корунда (Семиз-Бугу, Центральный Казахстан) и алунита (Заглик,
Азербайджан). Приповерхностные вторичные кварциты содержат самородную
серу (Камчатка, Курильские острова, Япония).
Рудные месторождения (Mo, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, U и др.),
пространственно связанные с вторичными кварцитами, как правило, наложены
на эти метасоматиты и значительно отделены от них во времени.
7. Физические, физико-механические, инженерно-геологические
свойства
7.1 Плотность физических тел
Плотность – это свойство веществ, определяющееся их массой m
(физической характеристикой материи) и объёмом V:
( = m/V.
Масса образца состоит из массы твёрдой фазы mт и жидкости mж;
массой газообразной фазы mг можно пренебречь. Объем образца состоит из
объёма твёрдой фазы Vт и объема пор Vп. Следовательно,
( = mт +mж /Vт +Vп.
Отношение массы твёрдой фазы породы к занимаемому ею объёму
называется
кп = Vп /V; n = кп/(1+кп).
Если относительная влагонасыщенность образца p ? 1, то масса жидкой
фазы в образце
mж = p*(ж *Vп,
где (ж - плотность жидкости, заполняющей поры.
Плотность образца определяется по формуле
( = (1 – кп)( + кпp(ж.
Для водонасыщенного образца ( p = 1, (ж = 1 г/см3) плотность
(вл = ( - кп(( - 1).
Для газонасыщенного образца (p = 0)
(г = (1- кп)(.
В зависимости от структуры и текстуры пород структура порового
пространства может быть разной. Она характеризуется открытой и
эффективной пористостью.
С плотность вещества тесно связан их удельный вес, определяющейся
из отношения силы тяжести тела (вес тела P) к его объёму
(в = P/V = g(,
где g – ускорение свободного падения.
7.1.1 Плотность горных пород, образовавшихся при контактовом
метаморфизме
Процессы контактового метаморфизма могут быть без существенного
изменения химического состава исходной породы, например при образовании
роговиков (термальный метаморфизм); иногда они сопровождаются
значительными метасоматическими изменениями. Возникающие при
метаморфизме осадочных пород роговики характеризуются повышенной
плотностью. Степень увеличения плотности определяется минеральным
составом роговиков. Кристаллические сланцы, возникающие в результате
контактового метаморфизма (с проявлением метасоматоза) глинистых и
известково-глинистых осадочных пород, отличаются резко повышенной
плотностью по сравнению с исходными породами, что обусловлено появлением
минералов с высокой плотностью (см. табл. 1) и резким уменьшением
пористости пород.
Таблица 1
Плотность (в г/см3) пород, образовавшихся при контактовом
метаморфизме
| |Порода, формация|(ср |(min - (max |
|Метаморфизм | | | |
| |сланец пятнистый|2,55 |2,50-2,70 |
|контактовый | | | |
| |роговик |2,74 |2,60-2,85 |
| |скарн |( |2,85-3,45 |
| |кварцит |2,62 |2,57-2,68 |
7.2 Магнитные свойства горных пород
Магнетизм вещества связан с особенностями строения внешних и
внутренних атомных орбит, а магнетизм горных пород, кроме того, и с
кристаллохимией слагающих их минералов. По типу магнетизма выделяются
диа- и парамагнитные химические элементы, образующие все главные
породообразующие минералы, и ферромагнитные элементы и минералы,
магнитные свойства которых во много раз сильнее магнитных свойств первых
и обладают рядом специфических черт.
В веществе, помещённом в магнитное поле, появляется внутреннее
магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничивающее).
Напряжённость суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего)
называется магнитной индукцией. Магнитная индукция
В = (о(H + J).
Намагниченность вещества J является функцией внешнего поля. Для
парамагнетиков связь между J и H в широкой области полей носит линейный
характер: J = жH, где безразмерная величина ж носит название магнитной
восприимчивости. Для ферромагнетиков условно принимают туже форму
записи, но их ж сложным образом зависит от поля.
С той же оговоркой связь между величиной магнитной индукции и
внешним полем выражается через магнитную проницаемость
( = (о(1+
ж).
Для характеристики магнитной проницаемости вакуума используется
величина (о, равная 107/4(.
7.2.1 Магнитные свойства метаморфических пород
Для метаморфических пород характерен наиболее широкий диапазон
изменения значений магнитной восприимчивости и естественной остаточной
намагниченности. Встречаются образования от диамагнитных до очень сильно
ферромагнитных. Широкие пределы изменения ж, J, Jn обусловлены
сравнительно редко распространенными породами – мраморами и
кристаллическими известняками, характеризующимися отрицательной
магнитной восприимчивостью и железистыми кварцитами, серпентинитами,
скарнами, среди которых встречаются очень сильно магнитные разности, по
значениям ж, J и Jn приближающиеся к магнетитовым рудам. Наиболее широко
развитые метаморфические породы – микрокристаллические и кристаллические
сланцы, гнейсы, амфиболиты и другие имеют меньший диапазон изменения
значений параметров; они обладают более низкими максимальными
значениями, чем магматические образования.
Контактовый метаморфизм определяет образование пород,
характеризующихся очень непостоянными магнитными свойствами, что зависит
как от параметров исходных пород, так и от давлений и температур,
обуславливающих метаморфизм.
Так, для скарнов, наиболее вероятная величина магнитной
восприимчивости (в 10-5 ед. СИ) – 10 - 12000, а максимальная величина –
30000.
7.3 Электрические свойства
Из электрических свойств веществ наибольшее значение в геофизике
имеют удельное электрическое сопротивление, диэлектрическая
проницаемость, естественная и вызванная поляризация и пьезоэлектрический
эффект.
Возможность направленного движения частиц (электронов и ионов) под
действием внешнего электрического поля обусловливает электропроводность
веществ. Сопротивление возникающему электрическому току вызывается
хаотическим (тепловым) перемещением заряженных частиц и зависит от
строения электронной оболочки атомов, кристаллохимических структур
минералов и ионизационных свойств водных растворов солей.
Удельное электрическое сопротивление
( = Rs/l,
где R – сопротивление вещества, Ом; l – длина тела, м; s –
поперечное сечение тела, м2.
Удельная электрическая проводимость ( = 1/(.
По природе электропроводности выделяются: проводники,
полупроводники и диэлектрики (электронные и ионные).
7.3.1 Удельное электрическое сопротивление метаморфических пород
Удельное электрическое сопротивление метаморфических пород зависит
от ряда факторов. Выше уровня грунтовых вод породы характеризуются
гигроскопической влажностью; их сопротивление достигает 103 – 106 Ом(м.
Наблюдается значительное колебание сопротивления пород в зависимости от
климатических условий. Ниже уровня грунтовых водообильность
кристаллических пород определяется наличием в них связанных
(капиллярных) и свободных (гравитационных) вод. Капиллярная влажность
для ненарушенных массивов и толщ, главным образом ниже зоны
выветривания. Свободные гравитационные воды в складчатых областях и
древних щитах являются трещинно-жильными; они подразделяются на
трещинные воды зоны выветривания (до 100 м), жильные воды (до 1- 2 км) и
трещинно-карстовые.
Удельное сопротивление кристаллических пород, обводнённых трещинно-
жильными водами, в несколько раз меньше сопротивление тех же пород в
ненарушенных массивах.
Для разных районов величина удельного сопротивления пород в зоне
развития трещинных вод неодинакова в связи и различной интенсивностью
развития процесса выветривания и отличием в степени минерализации вод.
Сопротивление одних и тех же пород обычно значительно изменяется по
площади.
Необходимо отметить, что в пределах эксплуатируемых рудных
месторождений в результате вскрытия их горными выработками и нарушения
естественной циркуляции вод рудничные воды характеризуются значительно
более высокой минерализацией (10 – 20, реже 100 г/л) по сравнению с
водами неэксплуатируемых месторождений. Поэтому сопротивление пород,
полученное в результате параметрических измерений на эксплуатируемых
месторождениях, может быть значительно ниже, чем сопротивление
аналогичных пород в пределах невскрытых месторождений.
Удельное электрическое сопротивление (в Ом(м) метаморфических пород
(по литературным и фондовым данным)
| |Измерения на образцах |Измерения с помощью ВЭЗ и каротажа |
| | |в породах |
| | | |
|Порода | | |
| |с |с максимальной|с максимальной|с вкраплениями |
| |гигроскопической|капиллярной |капиллярной |рудных минералов, |
| |влажностью |влажностью |влажностью |графита, углистого |
| | | | |вещества |
|Скарн |1(106-1(107 |1(103-1(106 |( |50-1(103 |
|Роговик|1(106-1(107 |1(103-1(106 |( |50-1(103 |
Пьезоэлектрический эффект – свойство определенных кристаллических
веществ проявлять электрическую поляризацию под действием механических
напряжений или деформации.
Пьезоэлектрическая поляризация проявляется как в монокристаллах
определенного типа симметрии, так и в полнокристаллических агрегатах,
содержащих ориентированные пьезоэлектрические кристаллы.
Горные породы, в составе которых находятся пьезоэлектрические
активные минералы, образуют обширную и распространенную группу
пьезоэлектрических текстур. Тип симметрии пьезоэлектрических текстур
горных пород и величина их пьезоэффекта находятся в зависимости от
следующих свойств пьезоактивного минерала: типа кристаллографической
симметрии, величины пьезомодулей, характера пространственной
ориентировки электрических (полярных) и других осей, процентного
содержания минерала и его пространственного положения относительно
нейтральной компоненты в породе. К наиболее распространенным в природе
минералам пьезоэлектрикам относятся кварц, турмалин, сфалерит, нефелин.
При наложении на породу электрического поля в ней происходит
смещение внутренних связанных зарядов. В результате на ее поверхности
появляются неуравновешенные заряды, которые создают электрическое поле,
направленное противоположно внешнему и ослабляющее последнее. Это
явление носит название поляризации породы. Вектор поляризации ( –
суммарный электрический момент единицы объема диэлектрика. По природе
поляризации и величине поляризуемости выделяются 4 группы веществ:
1. полезные ископаемые с высокой поляризуемостью, образующиеся
за счет высокой электронной проводимости;
2. полезные ископаемые и горные породы с непостоянной
поляризуемостью, изменяющейся в зависимости от содержания и
состава вкрапленных электронно-проводящих минералов;
3. магматические и метаморфические породы со слабой
поляризуемостью, возникающие за счет полупроводниково-ионной
проводимости;
4. осадочные породы со средней и слабой поляризуемостью,
образующиеся в средах с ионной проводимостью
Минералами, способствующими увеличению поляризуемости пород,
являются: пирит, пирротин, галенит, графит, марказит, халькозин,
халькопирит и др.
Поляризуемость пород, содержащих вкрапленность проводящих
минералов, изменяется также от влажности – с увеличением влажность
поляризуемость заметно возрастает.
Магматические, метаморфические и осадочные “чистые” породы (не
содержащие вкрапленности рудных минералов или графита) имеют
относительно невысокую поляризуемость, определяющуюся полупроводниково-
ионной и ионной проводимостью.
7.4 Теплофизические свойства
Тепловое состояние земных недр является первопричиной многих
геологических процессов.
Теплофизические параметры определяются следующими формулам:
теплопроводность
( = q/grad T,
где q – плотность теплового потока; grad T – температурный
градиент;
удельная теплоёмкость
c = Q/m(T2 – T1),
где Q – количество теплоты; m – масса тела; Т – Т – разность
температур, на которую изменяется температура тела массой m при
подведении к нему количества теплоты Q;
температуропроводность
a =( /c(,
где c( - объёмная теплоёмкость (Дж/(м3*К)(.
Параметром теплового поля земли, который можно непосредственно
измерить, является плотность теплового потока
q = Q/St,
где S – площадь изотермической поверхности ; t – время.
В геологических исследованиях плотность теплового потока Земли
находится из уравнения Фурье:
q = -( grad T,
Коэффициенты теплового линейного и объёмного расширения
определяются соответственно формулами
( = (LT – L0)/L0;
( = (VT – V0)/V0,
где LТ и L0 – длина тела соответственно при температуре T и 00; VТ
и V0 – объём тела соответственно при температуре T и 00.
Метаморфические породы (скарны, кварциты, гнейсы, мраморы, роговики
и др.) имеют высокую теплопроводность (для скарнов (ср =2,31 Вт/(м(К)),
что связано с наличием у этих образований плотных кристаллических
структур с низкой пористостью и широким развитием метаморфических
минералов (андалузита, ставролита). Диапазон изменения теплопроводности
метаморфических пород значителен - 0,55-76 Вт/(м(К). Стандартное
отклонение теплопроводности метаморфических пород несколько выше, чем
осадочных, и более чем в 3 раза превышает таковое для интрузивных пород.
В полиминеральных метаморфических образованиях теплопроводность ниже,
чем в мономинеральных метаморфических породах, как это видно на примере
чарнокитов и гранито-гнейсов (Хср=1,3и 2 Вт/(м(К) соответственно).
Продукты контактового метаморфизма отличаются повышенной
теплопроводностью. Теплопроводность пород из зон гидротермального
метасоматизма близка к теплопроводности продуктов регионального
метаморфизма. Метаморфические породы имеют высокую теплоемкость,
максимальными значениями ее характеризуются роговики - 1480
Дж/(кг(К). Средняя теплоемкость у метаморфических пород выше, чем у
магматических.
7.5 Ядерно-физические (радиоактивные) свойства
Естественная радиоактивность пород обусловлена наличием в их
составе либо минералов, содержащих радиоактивные элементы (уран U, торий
Th, радий Ra), либо радиоактивных изотопов калия K40.
Кроме того, ряд минералов обладает способностью адсорбировать из
окружающей среды радиоактивные элементы и изотопы (глины, глинистые
сланцы).
Величина радиоактивность горных пород оценивается параметром горной
радиоактивности R – количеством распадающихся в одну секунду атомов в
килограмме вещества.
Содержание урана и тория в метаморфических породах, образующихся за
счет метаморфизма вулканитов основного состава, является повсеместно
низким и не зависит от фаций метаморфизма.
В целом в метаморфических породах – продуктах регионального
динамотермального и контактового метаморфизма содержание урана и тория
различно лишь для образований, метаморфизованных в условиях
амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций. В продуктах
более высоких ступеней метаморфизма содержание радиоактивных элементов
практически выравнивается во всех типах пород. Процессы
ультраметаморфизма и метасоматоза приводят к увеличению содержания урана
и тория. При этом среди продуктов ультраметаморфизма и метасоматоза
выделяются образования с резко пониженным (<1) и аномально высоким (>10-
20) торий-урановым отношением.
Список литературы
V Белоусова О.Н., Михина В.В., Общий курс петрографии, “Недра”, М, 1972
V Дортман Н.Б., Физические свойства горных пород и полезных ископаемых,
“Недра”, М, 1984
V Ермолов В.А., Попова Г.Б., Мосейкин В.В. и др., Месторождения
полезных ископаемых: учебник для вузов, “МГГУ”, М, 2001
V Ершов В.В., Геология и разведка месторождений полезных ископаемых,
“Недра”, М, 1989
V Жариков В.А., Метасоматизм и метасоматические породы, “Научный мир”,
М, 1998
V Павлинов В.Н., Михайлов А.Е., Кизевальтер Д.С. и др., Пособие к
лабораторным занятиям по общей геологии, “Недра”, М, 1988
V Попов В.С., Богатиков О.А., Петрография и петрология магматических,
метаморфических и метасоматических горных пород, “Логос”, М, 2001
