![](/user_photo/_userpic.png)
книги из ГПНТБ / Баранов, В. И. Радиогеология учебник
.pdfРадон в природе |
|
|
В природе встречены три изотопа р'адона: 2 2 2 Rn |
(радон), 2 2 0 Rn |
|
(торон) и 2 1 9 Rn (актинон). Они являются продуктами |
распада ра |
|
дия и относятся к трем естественным радиоактивным |
семействам |
|
(гл. I I I ) . Изотопы радона обладают небольшими, |
но |
отличными |
друг от друга периодами полураспада: Тип=3,8 дня, Г Т п = 5 4 , 5 сек, ТАп=:3,9 сек. Сравнительно короткоживущие изотопы радона в при роде постоянно образуются из своих материнских изотопов радия в тех природных объектах, в которых они заключены. В процессе эманирования они переходят в природные воды и воздух. Благо даря разности концентраций радона между почвенным воздухом и атмосферой происходит постоянное выделение его в атмосферу. Постоянное перемешивание атмосферы приводит к появлению наи более долгоживущего изотопа радона на высоте 8км.
В земной коре миграция радона происходит либо в газообраз ном, либо в растворенном состоянии. Содержание радона зависит от его концентрации в породах и величины эманирования. Рыхлые или сильнотрещиноватые породы, обладающие наибольшей поверх ностью, характеризуются повышенным эманированием (зоны текто нических нарушений, коры выветривания и т. д.). Эманирование почв достигает 50%. Радон, скапливающийся в почвенном воздухе, может создавать газовые ореолы над проявлениями урановой или торцевой минерализации, зонами дробления, сопровождающими разломы. Протяженность ореолов обусловлена рядом факторов, в первую очередь — периодами полураспада изотопов радона. Наи более протяженные (десятки метров) чисто газовые ореолы дает собственно радон, ореолы торона, а тем более актинона ничтожномалы. Обычно газовые ореолы сопровождают радиевые солевые ореолы и вследствие этого имеют протяженность в несколько сотен метров.
Хорошая растворимость радона приводит к миграции его преимущественно с природными водами. Обычно содержание радона в водах измеряется единицами эман. В связи с трещинной тектоникой и повышением содержания рассеянного урана и радия в таких зонах, концентрация радона может возрастать до первых сотен эман. Напорные воды глубоких тектонических трещин в об ластях альпийского орогенеза нередко сильно обогащены радоном и представляют бальнеологический интерес (радоновые воды азот ных терм, радоновые углекислые воды). В некоторых из этих вод наблюдается небольшое обогащение ураном и радием. В отдель ных случаях,, когда воды перед выходом на поверхность сопри касаются с рыхлыми, обогащенными радием осадками, содержа ние радона в них может возрастать до нескольких тысяч эман при кларковых содержаниях урана и радия. Примером могут служить радоновые углекислые воды в травертиновых отложениях.
В водах, дренирующих урановые рудные тела, концентрация радона, как правило, повышается над окружающим фоном. В зави-
9* |
131 |
симости от состава руд и рудовмещающих пород эта концентрация колеблется от 50 до десятков тысяч эман. Радон, выделяющийся из урановых руд и подземных вод на урановых рудниках, может достигать высоких концентраций (сотен и тысяч эман) и представ лять большую опасность для горняков.
§ 8. КАЛИЙ И РУБИДИЙ |
|
||
Радиоактивные изотопы -4 0 К и S 7 Rb |
во |
всех геохимических |
|
процессах следуют за своими стабильными |
аналогами. 4 0 К |
состав |
|
ляет 0,018% от суммы изотопов калия, |
a 8 7 Rb — 27,80% от суммы |
||
изотопов рубидия. Отклонения от этих значений в земном |
веществе |
не обнаружено. Химия и геохимия рубидия и калия близки. Оба
являются щелочными элементами I группы |
периодической |
системы |
|||
и обнаруживают в природных соединениях |
валентность + 1 и ион |
||||
ный характер связи. Химические и кристаллохимические |
свойства |
||||
калия и рубидия близки. Радиус иона калия 1,33 |
А, рубидия — |
||||
1,44 А. Как видно из табл.. 19, содержание |
обоих элементов увели |
||||
чивается в -ряду изверженных |
пород от ультраосновных к |
кислым. |
|||
|
|
|
Т а б л и ц а |
19 |
|
Средние содержания калия и рубидия в породах земной |
|
||||
коры в весовых % (по А. П. Виноградову) |
|
|
|||
|
|
Тип пород |
|
|
|
Элемент |
ультраоснов |
основные |
средние |
кислые |
|
|
ные |
||||
Калий |
0,03 |
0,83 |
2,3 |
3,34 |
|
Рубидий |
0,0002 |
0,0045 |
0,01 |
0,02 |
|
Существующие |
данные говорят о том, что содержание калия |
и рубидия в породах верхней мантии примерно на порядок выше, чем в альпинотипных ультраосновных породах, а их отношение близко к среднему значению для земной коры (K/Rb=200—800).
Калий является петрогенным элементом и входит в состав породообразующих минералов. Основные калиевые минералы магматических пород — слюды и полевые шпаты. Рубидий не обра зует собственных минералов и находится в качестве изоморфной примеси в минералах калия. Склонность к рассеянию у рубидия проявлена более резко, чем у калия. В кровле гранитных интрузий, в остаточных образованиях малого объема (пегматиты, аплнты) наблюдается отчетливое обогащение рубидием по отношению к калию. Так, лепидолиты из пегматитов могут содержать до 1,5% Rb при отношении K/Rb, равном 6.
Обогащение рубидием наблюдается в гидротермальных обра зованиях. Например, в гидротермальном биотите, мусковите и микроклйне его содержание может достигать 0,1—1%.
132
Калий и рубидий поступают в океаны с речным и береговым стоком, как в ионной форме в виде истинных растворов, так и в
сорбированной форме на коллоидах глинистых минералов. |
|
мг/л, |
||
Содержание калия в речной воде в среднем |
равно |
2,3 |
||
а в океанической — 0,39 г/л. Среднее содержание |
рубидия |
в |
воде |
|
океанов — 0,2 мг/л. Отношение Rb/K достаточно |
постоянно |
и |
рав |
|
но 0,0005. Это отношение ниже, чем в горных породах |
(в |
грани |
тах — 0,007, в базальтах — 0,006, в глинах-—0,001). Сравнительно высокое отношение Rb/K в глинах указывает на то, что рубидий
•лучше сорбируется в процессе континентального стока, чем калий.
Впроцессе садки морских солей отношение Rb/K сохраняется,
ив карналлитовой и отчасти сильвинитовой зонах соляных место рождений можно обнаружить повышенные концентрации рубидия.
Отношение Rb/K в биосфере океана отлично от Rb/K биосфе ры континентов. В морских организмах отношение Rb/K аналогич но Rb/K морской воды и близко к 0,0005. В почвах и наземных рас тениях оно значительно выше и приближается к 0,01.
|
|
|
|
|
Л И Т Е Р А Т У Р А |
|
|
|
|
|
|||
Б а т у л и н |
С. Г. |
и |
др . Экзогенные эпигенетические месторождения урана. |
||||||||||
М., |
Атомиздат, |
1965. |
радиохимия. М., Атомиздат, |
1969. |
|
|
|||||||
В д о в е н к о В. М. Современная |
|
|
|||||||||||
В и н о г р а д о в |
А. П. |
Геохимия |
редких |
и рассеянных |
элементов в почвах. М., |
||||||||
Изд-во АН СССР, 1957. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
В и н о г р а д о в |
А. П. |
Введение в геохимию океана. М., «Наука», 1967. |
М., |
||||||||||
Г а й с и н е к и й |
М., А д л о в Ж- Радиохимический |
словарь |
элементов. |
||||||||||
Атомиздат, |
1968. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
Геология атомных сырьевых материалов. М., Госгеолтехиздат, 1956. |
1966. |
|
|||||||||||
Геология |
гидротермальных урановых |
месторождений. М., «Наука», |
рас |
||||||||||
Д р о з д о в с к а я |
А. А., М е л ь н и к |
Ю. П. Новые |
экспериментальные и |
||||||||||
четные |
данные |
о |
миграции |
тория |
в гипергенных |
условиях. |
«Геохимия», |
||||||
1965, № 4. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
Е в с е е в а |
Л. С, П е р е л ь м а н А. И. |
Геохимия |
урана в |
зоне |
пшергенеза. |
||||||||
М., |
Госатомиздат, |
1962. |
|
|
|
|
|
и технология. М., |
|||||
К а п л а н Г. Е. и |
др . Торий, его сырьевые, ресурсы, химия |
||||||||||||
Атомиздат, |
1960. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
К о м л е в Л. В. |
К вопросу о происхождении радия в пластовых водах неф |
||||||||||||
тяных |
месторождений. «Тр. Гос. радиевого ин-та». М.—Л., 1933. |
|
Материалы о содержании и распределении радиоактивных элементов в горных
породах. «Тр. ВСЕГЕИ», |
нов. сер., 1963, т. 95. |
|
Материалы о содержании и |
распределении радиоактивных элементов в 'горных |
|
породах. «Тр. ВСЕГЕИ», нов. сер., 1968, т. 142. |
||
Н е с м е я н о в А. Н. Радиохимия. М., «Химия», 1972. |
||
Основные черты геохимии урана. М., Изд-во АН СССР, 1963. |
||
Поиски урановых |
месторождений в условиях горной тайги. М., Атомиздат, 1971. |
|
П о л я к о в А. И. |
Геохимия тория в щелочных породах Кольского полуострова. |
|
М., «Наука», |
1970. |
|
Радиоактивные элементы в горных породах. «Тез. докл. Всесоюзн. совещ.». Но
восибирск, |
1972. |
|
|
|
|
С и б о р г Г. Т., |
К. а ц Д ж. Д ж. |
Химия |
актинидных |
элементов. М., Госатом |
|
издат, |
1960. |
|
|
|
|
С о б о л е в а |
М. В., П у д о в к и н а |
И. Л. |
Минералы |
урана. М., Госгеолтехиз |
дат, 1957.
133
С ы р о м я т н и к о в |
Н. Г., К а п а ц и н с к а я Л. А. О содержании |
тория |
в при |
||||||
родных водах. «Вестн. АН КазССР», I960, № 1. |
|
|
|
||||||
Т о к а р е в |
А. Н., |
Щ е р б а к о в |
А. В. |
Радиогидрогеология. |
М., |
Госгеолтехиз- |
|||
дат, |
1956. |
|
|
|
|
|
|
|
|
Т у г а р и н о в |
А. И., |
Н а у м о в |
В. Б. |
Термобарические условия |
формирования |
||||
гидротермальных |
урановых |
месторождений. «Геохимия», |
1969, № |
2. |
|||||
Т у г а р и н о в А. И., |
Н а у м о в |
В. Б. Физико-химические параметры гидротер |
|||||||
мального минералообразования. «Геохимия», 1972, № 3. |
|
|
|
||||||
Уран п торий в магматических |
и метаморфических породах. «Тр. Ин-та геоло |
||||||||
гии и геофизики СО АН СССР», 1972, вып. 142. |
|
|
|
||||||
Щ е р б и н а |
В. В., А б а к и р о в |
Ш. А. О формах переноса тория в гидротери- |
|||||||
альных |
растворах. «Геохимия», 1967, № 2. |
|
|
|
Г Л А В А V
ЗЕМНОЕ ТЕПЛО И РАДИОАКТИВНОСТЬ
§ 1. СТРОЕНИЕ |
ЗЕМЛИ |
|
|
|
Первоначально модель внутренней структуры Земли была соз |
||||
дана не на основании прямых наблюдений, а умозрительно, |
исходя |
|||
из общепринятой в то время |
«горячей» гипотезы |
происхождения |
||
Земли. Согласно этой модели |
вещество остывающей Земли по ана |
|||
логии с процессом выплавки |
металла |
из руды |
разделялось на |
|
несколько фракций: тяжелый |
металл |
стекал к |
центр)', |
образуя |
земное ядро, а легкие силикатные породы, подобно шлаку, засты вали на поверхности,_обра-
зуя земную кору. Проме жуточиый слой был близок по составу к первичному веществу Земли.
|
Развитие |
|
геофизиче |
||
ских |
методов |
исследования |
|||
земных |
недр |
|
(сейсмомет |
||
рия, |
гравиметрия и др.) по |
||||
казало, |
что |
Земля |
имеет |
||
оболочечное строение, |
при |
||||
чем |
различные |
слои |
явно |
||
различаются |
по |
своим фи |
|||
зическим |
характеристикам |
||||
(плотности, |
|
упругости |
|||
и т. п.). |
|
|
|
|
Внастоящее время
внутреннее строение |
Зем |
|
ли представляется |
в |
еле-- |
дующем виде. В |
пределах |
-\S470
5370
6350
6370
Рис. 25. Схема внутреннего строения Земли
Земли |
выделяется ряд зон, отличающихся |
физическими |
свойст |
||||
вами |
(рис. 25). Самая |
внешняя |
оболочка |
Земли — земная кора, |
|||
включающая в себя гидросферу |
и атмосферу. Она простирается |
||||||
в глубь Земли от 5 до 80 км. Толщина |
коры |
в разных |
местах, |
||||
различна: мощность |
континентальной |
коры |
находится в |
преде |
|||
лах 20—80 км, мощность океанической коры не превышает |
10 км. |
||||||
Нижней границей земной коры |
считают |
поверхность Мохоровн- |
чича, на которой скорость сейсмических волн меняется скачком.
Ниже |
земной коры до глубины 2900 км расположена |
так назы |
|||
ваемая |
мантия, в, которой |
сосредоточено больше половины массы. |
|||
Земли и которая в свою |
очередь |
подразделяется на |
верхнюю |
||
мантию, переходный слой и нижнюю |
мантию. |
Глубже |
находится |
||
ядро, в котором различают |
внешнее |
жидкое |
ядро и внутреннее— |
135
твердое. Температура внутренних зон Земли, по В. А. Магниц кому, имеет следующие наиболее вероятные значения: на глу бине 100 км — 100—1300°, на глубине 400 км — 1400—1700°, на глубине 2900 км — 4700°. Давление закономерно возрастает с глу биной и в центре Земли достигает 3,6-106 атм.
§ 2. ЗЕМНОЕ ТЕПЛО И РАДИОАКТИВНОСТЬ
Измерение температуры в буровых скважинах и шахтах пока зывает повсеместное повышение температуры с глубиной. Вблизи земной поверхности температурный градиент составляет Г на 30—40 м. Температурные наблюдения, а также вулканическая дея тельность, сопровождающаяся выходом на поверхность земли рас плавленной силикатной массы, свидетельствуют о высоких темпе ратурах в земных недрах.
До открытия радиоактивности высокую температуру внутрен них частей земного шара объясняли остаточным теплом остываю щей Земли,- бывшей первоначально, как предполагали большинство ученых, в огненно-жидком состоянии. Применяя законы охлажде ния нагретых тел, английский физик Кельвин рассчитал, что время, необходимое для понижения температуры первоначально расплав ленной Земли до современного уровня, должно составлять несколь ко десятков миллионов лет. Однако целый ряд геологических про цессов требовал для своего завершения значительно большего промежутка времени. Так возникло противоречие, которое разре шилось после открытия выделения тепла при радиоактивном рас
паде и обнаружения |
радиоактивных |
элементов во всех горных по |
||||||
родах |
(табл. 20). |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 20 |
|
|
Скорость выделения тепла при радиоактивном распаде в |
|
||||||
|
|
|
|
9pajг-сек |
(по Макдональду) |
|
|
|
|
S35U |
Природный |
"*Th |
<°К |
Природный |
»'Rb |
Природный |
|
|
|
Уран |
|
калий |
рубидий |
|||
0,94 |
5,7 |
0,97 |
|
0,26 |
0,29 • |
3,5-10-й |
2 , Ы 0 - 3 |
5,8-10-4 |
Первые расчеты радиогенного тепла, выполненные Стреттом, показали, что при равномерном содержании радиоактивных эле ментов во всем земном веществе, соответствующем гранитам, коли чество выделенного тепла в 100 раз превышало бы наблюдаемые потери тепла в мировое пространство. Чтобы свести тепловой ба ланс Земли, была высказана гипотеза о том, что радиоактивные элементы сосредоточены главным образом в сравнительно тонком, поверхностном слое Земли. После разработки оболочечиого строе ния Земли были бценены величины содержаний радиоэлементов
136
в различных оболочках (табл. 21) и удалось свести тепловой ба ланс в целом.
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 21 |
|
|
|
Средние концентрации радиоактивных элементов и скорость |
|||||||||
|
|
выделения тепла в горных |
породах (по Ф. Стейси) |
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
Содержание, |
г/т |
Скорость |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Вещество |
|
|
|
|
|
|
выделения |
|
|
|
|
|
|
и |
Th |
К |
|
тепла, |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
эрг/г-г од |
|||
Vnno \ |
гранит |
|
|
|
|
5,0 |
•20 |
37000 |
357 |
||
I v o p a \ базальт, |
|
габбро |
|
|
0,8 |
2,7 |
6000 |
53 |
|||
Верхняя |
мантия |
|
{ ^ л ° г и т |
„ |
|
0,052 |
0,22 |
500 |
3,9 |
||
\ |
|
0,006 |
0,02 |
|
10 |
0,35 |
|||||
v |
|
|
перидотит, |
дунит |
|
|
|||||
Метеориты |
( хондриты |
|
|
0,013 |
0,040 |
850 |
1,67 |
||||
По |
современным |
представлениям, |
основными |
источниками |
|||||||
внутреннего тепла Земли являются теплота распада |
радиоактив |
||||||||||
ных изотопов и тепло, сохранившееся со времени |
формирования |
||||||||||
Земли |
как планеты. Предполагают, |
что роль |
других |
|
источников |
||||||
тепловой |
энергии (гравитационной |
дифференциации |
вещества, де |
||||||||
формации за счет приливного трения, |
превращений |
вещества на |
|||||||||
больших глубинах и т. д.) не столь |
существенна. |
|
|
|
Термическая история Земли, по современным данным, пред ставляется следующим образом. В допланетную историю Земли при конденсации частиц из протопланетного облака часть их кине тической энергии сохранялась и переходила в тепловую. Увеличе ние объема конденсированной массы повышало давление внутри ее, что приводило к уплотнению вещества и сопровождалось нагре ванием. По расчетам Е. А. Любимовой, максимум температур в этот период находился на глубине 2500 км и составлял величину 500—2000° (в зависимости от размеров частиц). Такой температу ры было недостаточно для плавления внутренних частей Земли.
Дальнейшее разогревание Земли происходило под действием радиогенного тепла, которое распространялось за счет теплопро
водности. Предполагают, что первичное распределение |
радиоактив |
|||
ных изотопов, как и всех других, было |
относительно |
однородно. |
||
Концентрация существующих сейчас изотопов примерно |
в 5 раз |
|||
превышала |
современную. Вымершие |
к настоящему |
моменту |
|
короткоживущие изотопы могли оказывать существенное |
влияние |
|||
только на самых ранних этапах формирования планеты. |
Генера |
ция радиогенного тепла происходила достаточно медленно, и лишь
через |
1—2 млрд. лет после образования |
Земли |
создались |
условия |
||
для дифференциации веществ. В этот период температура |
верхних |
|||||
слоев |
была максимальной, что |
привело |
к выплавлению |
земной |
||
коры |
и обогащению ее радиоэлементами |
за счет |
нижележащих |
|||
слоев. |
В последующий этап |
существования |
Земли генерация |
|||
основного количества тепла происходит в верхних |
ее оболочках. |
137
Земля обладает огромной тепловой |
генерацией, и отток тепла |
к поверхности происходит лишь с внешней зоны. Эта зона увеличи |
|
вается со временем и сейчас оценивается |
приблизительно в 1000 км. |
Изменения, происходящие ниже глубины оттока, не влияют на тепловой поток.
Измерение теплового потока в различных участках Земли на разной глубине показало закономерное его увеличение от наиболее древних складчатых областей (докембрийские щиты) к областям
кайнозойского вулканизма |
(табл. 22). |
|
Т а б л и ц а 22 |
Средние значения теплового |
потока 17 в регионах с различным типом коры |
Характер региона
Области складчатости докембрийской
каледонскон
герцинской
мезозойской
кайнозойской:
а) краевые прогибы и впадины б) горноскладчатые сооружения миогеосинкли-
нальных зон в) районы кайнозойского вулканизма
Некоторые рифтовые зоны материков Среднее для континентов Среднее для океанов Среднее для Земли в целом
Океан:
а) основная часть бассейна б) океанические хребты в) желоба
мккал
Автор
см?-сек
0 , 9 ± 0 , 0 2 |
Б. |
Г. Поляк, |
|
Я. Б. Смирнов, |
|
|
|
1970 |
1,1+0,04 |
|
Те же |
1,28+0,03 |
|
|
1,45+0,06 |
|
|
0,98+0,03 |
|
|
1,75±0,06 |
|
|
2 , 1 9 ± 0 , 0 6 |
|
|
2,40 |
|
|
1,19 |
|
|
1,17 |
|
|
1,18±0,1 |
|
|
1,28 |
Ли, |
Уеда |
1,82 |
|
|
0,99 |
|
|
Увеличение теплового потока сопровождается уменьшением силы тяжести. Это явление можно объяснить тем, что под зонами низких тепловых потоков расположены наиболее холодные, а сле довательно, более плотные участки мантии и наоборот. Действи
тельно, температуры на поверхности Мохоровичича |
оцениваются |
||
от 400° под щитами до 1200° |
в областях |
высоких |
тепловых пог |
токов. |
|
|
|
Другим важным фактом, полученным в результате измерения |
|||
тепловых потоков, является |
их равенство |
в областях |
континентов |
и океанов. Казалось бы, что на континентах можно |
ожидать воз |
растания величин тепловых потоков по сравнению с океаном, так как содержания радиоактивных изотопов и мощность континен-
138
тальной коры в несколько раз превышают эти величины для коры океанической.
Равенство тепловых потоков можно объяснить неоднород ностью верхней мантии. Под континентами она более дифференци рована, и радиоактивные изотопы из нее в значительной степени вынесены в кору. Верхняя мантия под океаном подверглась значи тельно меньшей дифференциации и, возможно, содержит радиоак тивные изотопы до глубины — 500 км. Следовательно, мантия под океанами должна иметь более высокую температуру, что подтверж дается геомагнитными наблюдениями. Можно ожидать, что вклад мантии и коры в суммарный тепловой поток должен быть неодина ков в различных зонах Земли. Приближенные расчеты показывают,
что доля |
мантийного |
тепла варьирует от — 30% в областях |
кале |
донской |
складчатости |
до ~ 7 0 % в областях современного |
вулка |
низма (Камчатка). |
|
|
Закономерности распределения теплового потока Земли позво ляют в первом приближении объяснить основные закономерности формирования магматических очагов. Как показывают расчеты, температуры на поверхности Мохоровичича под тектонически ста бильными областями наиболее низкие — 400—800°. Эти темпера туры недостаточны даже для частичного плавления пород на глубине.
В тектонически активных областях наблюдается резкая диф ференциация тепловых потоков и температур на поверхности Мо хоровичича. В областях кайнозойского вулканизма температура может достигать 1200—1300°, в то время как в близлежащих жело бах и краевых прогибах она опускается.до 200—600°. На участках сочленения различных зон перепад температур может достигать 1000°. Это приводит к появлению термоупругих напряжений, кото рые разрежаются разрывными деформациями — образованием раз ломов. В местах локального падения давления может образовы ваться жидкая магма. Глубинные разломы являются основными каналами, по которым магма внедряется в различные зоны земной коры и при благоприятных условиях изливается на поверхность.
Плавление возможно на определенной глубине — в зоне оча гов. Эта зона начинается в нижней части земной коры и заканчи вается в мантии на глубине примерно 500—700 км. По геофизиче ским данным, в этой зоне находятся очаги вулканических извер жений и гипоцентры глубокофокусных землетрясений.
Глубина зоны очагов зависит от этапа тектонического разви тия региона. В начальные стадии формирования геосинклинального прогиба процесс сжатия вещества приводит к повышению темпе ратуры, но зона очагов располагается значительно ниже поверх ности Мохоровичича. Магматическая деятельность проявляется во внедрении основных и ультраосновных магм и их дифференциатов.
Прогибание коры приводит к накоплению огромных толщ осадков. Сравнительно меньшая теплопроводность слабометаморфизованных осадочных пород способствует накоплению тепловой
139
энергии под их толщей, и зона магматических очагов перемещает ся сначала в подкоровый слой, а потом в кору. В этот период раз
вития подвижного |
пояса начинают |
преобладать гранитоидные |
|
дифференциаты базальтовой магмы, |
затем — андезитовая |
магма, |
|
а при возникновении |
складчатого пояса — самостоятельная |
гранит |
|
ная магма. |
|
|
|
Размыв осадочной толщи в период образования горной страны и метаморфизация сохранившихся осадков, приводящая к повыше нию теплопроводности, перемещает зону магматических очагов обратно в мантию.
Л И Т Е Р А Т У Р А
Б а р а н о в В. И. Радиометрия. М., Изд-во АН СССР, 1956.
Л ю б и м о в а |
Е. А. Термика Земли и Луны. М., «Наука», |
1968. |
|
М а г н и ц к и й |
В. А. |
Внутреннее строение и физика Земли. М., «Недра», 1965. |
|
Радиоактивные элементы в горных породах. Новосибириск, |
1972. |
||
С т е й с и Ф. |
Физика |
Земли. М., «Мир», 1972. |
|
С у б б о т и н С. И. и |
д р . Мантия Земли и тектогенез. Киев, 1968. |
||
Тепловой режим недр |
Земли. «Тр. ГИН», 1970, вып. 218. |
|