![](/user_photo/_userpic.png)
книги из ГПНТБ / Баранов, В. И. Радиогеология учебник
.pdfОтжиг треков в ходе геологической истории минерала хотя и ограничивает возрастной предел, но зато дает возможность восста новить термическую историю минерала. Хорошее сочетание дают метод треков и аргоновый метод. Например, определение возраста слюд из пегматитов Северной Карелии по трекам спонтанного де ления показало цифру около 700 млн. лет, а по калий-аргоновому
методу — 1 760 млн. лет. |
Расхождение |
цифр |
говорит |
о том, |
что |
возраст минералов 1 760 |
млн. лет, но |
около |
700 млн. |
лет |
назад |
произошел прогрев пород, уничтоживший ранее возникшие треки. Температура прогрева была не выше 900°К, иначе бы не сохранил ся аргон, и не ниже 400°К, иначе сохранились бы треки.
Треки спонтанного деления используются также для определе ния формы нахождения и концентрации урана в минералах, на правления его миграции. Определение концентрации осуществляют по трекам индуцированного деления методом, описанным выше. Распределение урана по минералам можно получить как по трекам
спонтанного деления, так и по трекам |
индуцированного |
деления |
урана. Треки спонтанного деления дают |
картину распределения |
|
урана в сравнительно далекое время |
(не ближе 100 тыс. лет). |
|
Треки индуцированного деления показывают распределение урана |
||
в настоящее время. Несовпадение этих картин указывает на |
мигра |
цию урана, происшедшую в сравнительно недавнее время, и позво ляет наметить характер и направление миграционных процессов.
Форма поперечных сечений треков обусловлена структурными особенностями минерала и позволяет идентифицировать структур ные разновидности в пределах отдельных мелких кристаллов.
§ 2. ТЕРМО ЛЮМИНЕСЦЕНЦИЯ |
|
Многие минералы при нагревании испускают видимый |
свет. |
Это явление носит название термолюминесценции. Считают, |
что |
одной из основных причин термолгоминесценции является излуче ние рассеянных радиоактивных элементов. Ионизирующее излуче ние освобождает электроны из ионов, образующих кристалличе скую решетку минералов. Эти электроны затем улавливаются дефектами решетки и остаются там до тех пор, пока сообщенная им извне тепловая энергия не освободит их и не вернет в исходное состояние. Этот переход сопровождается излучением света в види мой, а иногда в ультрафиолетовой области спектра. Повторное прогревание уже не вызывает люминесценции.
Наиболее вероятной причиной возбуждения люминесценции являются а-частицы и ядра отдачи, образующиеся при распаде радиоактивных ядер. Помимо ионизации эти частицы могут вызы вать перемещение атомов в кристаллической решетке. Хотя на раз
рушение кристаллической |
решетки,' |
возникающее в |
результате |
этого процесса, тратится |
незначительная доля энергии а-частиц |
||
и ядер отдачи, при сильном облучении |
этот эффект |
становится |
|
заметен. Разрушение решетки приводит к. уничтожению |
ловушек |
181
электронов и уменьшению термолюминесценции. Метамиктные минералы обычно неспособны к термолюминесцеиции.
Многими исследователями было отмечено, что в однотипных породах интенсивность термолюминесценции увеличивается с воз растом пород и зависит от их радиоактивности. Таким образом, явление термолюминесценции оказалось возможным использовать для исследования термической истории пород, времени, прошедше го с момента последнего ее прогревания.
Термолюминесценция наблюдается у кварца, нефелина, споду мена, каменной соли, карбонатов кальция и магния и ряда других
минералов. В |
целом для пород термолюминесценция обнаружена |
у известняков |
и гранитов. |
Прибор для измерения термолюминесценции состоит из элект рической печи для нагревания образца, фотоумножителя, измеряю щего интенсивность свечения, усилителя. Регистрация осуществ ляется двуточечным самописцем, который записывает одновремен
но температуру в печи |
и количество |
света, излучаемого |
образцом. |
Чтобы определить |
абсолютный |
возраст образца, |
необходимо |
знать характер зависимости интенсивности его термолюминесцен ции от дозы облучения. Для этого образец последовательно под вергают действию различных доз а- или у-излучения. После каж дого облучения измеряют интенсивность термолюминесцеиции и в результате получают калибровочную кривую. По калибровочной кривой определяют дозу радиации, которую получил образец за время своего существования. Разделив величину дозы на а-актив ность образца, можно найти его возраст. Полученная цифра будет соответствовать времени последнего термального метаморфизма пород. Нагревание их в этот период должно было привести к потере электронов из ловушек, которые начали вновь заполняться после охлаждения пород.
Цифры возраста, полученные методом термолюминесцеиции, не всегда можно считать достоверными, так как интенсивность све чения для ряда минералов помимо радиоактивного облучения зависит от давления, которому они подвергались за время своего существования, перекристаллизации и некоторых других причин. Роль всех этих факторов в возникновении термолюминесцеиции минералов еще не достаточно изучена и не всегда может быть учте на. Тем не менее метод используют для определения относитель ного возраста и корреляции отдельных толщ.
В качестве .примера можно привести работу по корреляции антропогеновых отложений с помощью термолюминесцентного излучения раковин пресноводных моллюсков. Отношение интенсив ности термолюминесценции к содержанию урана оказалось пропор ционально возрасту слоя, а в пределах одного слоя практически не менялось (Василенко, Ренгартен, 1970).
Интересное применение может найти метод термолюминесцен ции при изучении термической истории пород. Например, метод был успешно использован для исследования контактов магматиче-
182
ских пород (гранитов и нефелиновых сиенитов) Вптимского плоско горья. При термальном воздействии происходит полный или час тичный отжиг породы и термолюминесценция уменьшается. Изу чая распределение параметров термолюминесценции, авторы уста новили, что движение теплового фронта шло от гранитов к сиени там, и высказали предположение, хорошо согласующееся с геоло гическими наблюдениями, что нефелиновые сиениты образовались при сненитизации терригенных толщ под влиянием гранитной интрузии (Василенко и др., 1970).
§ 3. ПЛЕОХРОИЧЕСКИЕ ОРЕОЛЫ
Плеохроическими ореолами называются сферические, в срезе кольцеобразные, темные окрашенные зоны в минералах, которые образуются вокруг микровключений радиоактивных минералов. В поляризованном свете они плеохроируют, откуда и произошло их название. Плеохроические ореолы (дворики, гало) часто наблю даются в биотите, флюорите, амфиболе, альбите, турмалине, хло рите, кордиерите и ряде других минералов. Ореолы образуются вокруг микровключений радиоактивных минералов: уранинита, настурана, торианита, торита, а также монацита, ортита, циртолита и т. д. Причиной возникновения ореолов являются радиацион ные изменения в минералах под действием а-частиц радиоактивных изотопов, входящих в состав микровключений. В ореолах вокруг включений сильно радиоактивных минералов (например, уранини та) иногда наблюдается трещиноватость, изотропизация вещества. Причина окраски плеохроических ореолов полностью не выяснена. Считают, что она связана с ионизацией и возбуждением молекул и возникновением центров окрашивания. Вопрос о характере хими
ческих реакций, протекающих в этих центрах, |
окончательно не |
||||
решен. Возможно, окраска |
связана |
с переходом |
закисного |
железа |
|
в окисное, разложением воды, образованием нейтральных |
атомов |
||||
металла и т. д. Нагревание минерала приводит |
к потере |
окраски |
|||
ореолом. |
|
|
|
|
|
Размеры радиусов ореолов находятся в пределах 50 мк и соот |
|||||
ветствуют пробегам а-частиц в минералах. Как |
уже |
упоминалось |
|||
в главе I , длина пробега а-частиц |
(R) возрастает с |
увеличением |
|||
скорости распада изотопа |
(JV): \nR |
= A + B\n% |
(закон Гейгера — |
Нетолла). Поэтому максимальные ореолы дают самые коротко-
живущие продукты распада |
урана |
и тория: T h C и RaC. Обычно |
|||
ореол |
состоит |
из нескольких |
колец, |
каждое |
из которых отличается |
более |
темной |
внешней полосой. |
Каждое |
кольцо соответствует |
а-частицам с определенной длиной пробега. Внешние кольца соот
ветствуют RaC |
в |
чисто урановых минералах или |
T h C в случае |
||
присутствия тория. Разница |
пробегов T h C и RaC в минералах |
со |
|||
ставляет 8—10 |
мк; |
она легко |
может быть обнаружена |
и может |
ука |
зывать на присутствие тория. Величины пробегов а-частиц в мине ралах приведены в табл. 28. В некоторых образцах биотитов были
183
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 28 |
||
Величина пробега |
а-частиц в некоторых |
минералах |
(по В. С.Карпенко, |
1963) |
|||||||
|
|
|
|
|
Радиусы ореолов, мк |
|
|
|
|||
Минералы |
Плот |
|
|
|
расчетные |
|
|
|
измерен |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
ность , |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ные |
|
|
г/см3 |
RaC |
RaA |
Rn |
Ро |
Ra |
Ш |
lo |
|
ThC |
|
|
|
|
|
||||||||
Сидерит . . |
3,9 |
31,9 |
21,5 |
18,7 |
17,7 |
15,2 |
14,8 |
14,7 |
12,2 |
39,5 |
32—33 |
Андрадит . |
3,75 |
32,5 |
21,9 |
19,1 |
18,1 |
15,5 |
15,1 |
15,0 |
12,5 |
40,4 |
33—34 |
Эгирин . . |
3,5 |
33,0 |
22,3 |
19,4 |
18,4 |
15,8 |
15,3 |
15,2 |
12,7 |
41,0 |
37 |
Доломит . . |
2,85 |
34,7 |
23,4 |
20,3 |
19,3 |
16,6 |
16,1 |
16,0 |
13,3 |
43,0 |
37 и 44 |
Тальк . . . |
2,75 |
36,5 |
24,6 |
21,4 |
20,3 |
17,45 |
17,0 |
16,8 |
14,0 |
45,3 |
37—39 |
Альбит . . |
2,62 |
38,8 |
26,2 |
22,8 |
21,5 |
18,5 |
18,0 |
17,9 |
14,9 |
48,2 |
40 и 50 |
Биотит . . |
— |
34,2 |
23,0 |
19,9 |
19,9 |
15,3 |
15,3 |
15,3 |
12,7 |
41,8 |
1 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
обнаружены ореолы радиусом 8,6 и 5,2 мк, которые не могли принадлежать продуктам распада урана и тория. Их приписывают а-излучеиню N 6 Sm и I 5 6 Gd. Более темную внешнюю часть кольца объясняют максимальной ионизацией, проявляющейся в конце пробега а-частицы.
Интенсивность потемнения ореола определяется главным обра зом двумя факторами: а-актпвностыо микровключения и длитель ностью облучения. Например, расчеты показали, что отчетливое кольцо может возникнуть от включения с содержанием радия 10~7 г за 300 млн. лет. Такое количество радия действительно при сутствует в микроскопических включениях цирконов, монацита, апатита, не говоря уже о собственно урановых минералах.
-Густота окраски ореола увеличивается с течением времени до определенного предела (уровня насыщения), после чего может сохраниться постоянной. Дальнейшее облучение может привести к инверсии окраски, осветлению.
Плеохроические ореолы широко распространены в породообра зующих минералах докембрийских гранитов и гнейсов. Их распро страненность в изверженных породах следует той же закономер ности, что и распространенность урана и тория. В эффузивных по родах ореолы встречаются значительно реже, чем в интрузивных. Плеохроические ореолы были впервые использованы в радиогеоло гии для определения возраста пород (Джоли, 1907), так как интен сивность окраски ореола зависит от времени облучения. Интенсив ность окраски можно измерить в шлифе с помощью микрофото метра, активность микровключения — методами радиографии. За висимость потемнения минерала от удельной активности устанав ливают экспериментально облучением минерала различным коли чеством а-частиц. Сравнивая интенсивность окраски образца и эталонного минерала, находят Дозу излучения, которую получил минерал за время существования ореола. Зная удельную актив ность микровключения, легко получить время облучения. Метод
184
ие дает точных значений абсолютного возраста, так как содержит много условных допущений. В частности, облучение эталонных минералов не может соответствовать природным условиям облуче ния, может отличаться по составу минералов и т. д.
Плеохроические ореолы подвержены отжигу, т. е. легко исче зают при нагревании. Таким образом, наблюдаемые в породе плео
хроические ореолы возникли после последнего прогрева |
породы. |
||||
Применение метода ореолов в сочетании |
с калий-аргоновым |
может |
|||
дополнить последний при изучении термической истории пород. |
|||||
Изучение состава плеохроических |
ореолов, |
по |
мнению- |
||
В. С Карпенко, |
может дать |
интересную |
информацию |
о характере |
|
рудообразующих |
растворов, |
приведших |
к образованию, руд. гидро- |
термально-метасоматического типа. Дело в том, что радиоактивное облучение минерала приводит к разрыхлению и изотропизации вещества. Поэтому зоны ореолов оказываются более благоприят ными для циркуляции поровых растворов. Так, изучение плеохрои ческих ореолов в докембрийских урановых рудах гидротермальнометасоматического типа показало, что ореолы полиостью замеще ны вторичными минералами (хлорит, стильпномелан, гидрослюды,, гидроокислы железа). Пределы Диффузии при этих преобразова: ниях оказались ничтожны, что привело к сохранению четких внеш ний границ ореолов, а часто — к унаследованию зонального строе ния ореола. Автор считает, что изменения, протекавшие в пределах ореолов, являются отражением изменений, происходивших в рудах.
§ 4. МЕТАМИКТНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ МИНЕРАЛОВ
Метамиктное состояние свойственно многим минералам. Чаще всего оно проявляется у сложных окислов, содержащих тантал, ниобий, титан, редкие земли (браннерит, эвксенит, фергусонит, поликраз, пирохлор, самарокит и т. д.). Метамиктнымн могут бытьтакже цирконы, ториты, ортиты, торогуммиты и некоторые другие минералы.
Метамиктное состояние заключается в том, что |
минерал час |
||||||
тично или полностью |
теряет свою |
кристаллическую |
структуру и |
||||
переходит в аморфное |
(изотропное) |
состояние. |
|
|
|
||
Все метамиктные |
минералы в той |
или иной |
степени |
радио |
|||
активны. Вместе с тем |
многие |
сильно |
радиоактивные минералы |
||||
не проявляют метамнктиости |
(отенит, |
карнотит, |
монацит, |
ториа- |
нит, уранинит и др.). Считают, что решающим фактором, приво дящим к метамнктному распаду, является радиоактивное излучение
урана, тория и их продуктов распада, главным образом |
сс-частицы |
и ядра отдачи. |
|
По-видимому, в зонах, прилегающих к трекам а-частиц и ато |
|
мов отдачи, происходит частичное плавление вещества |
минерала. |
В зависимости от состава минерала при застывании может обра
зоваться |
аморфная смесь окислов'(например, Si0 2 и Z r 0 2 |
в цирко |
нах) или |
стеклоподобное вещество, соответствующее по |
составу |
185
первичному соединению (например, пирохлоры). В том случае, если при застывании образуется кристаллическое вещество, метамиктизация не наблюдается, несмотря на высокое содержание радиоактивных элементов в минерале. Изменение фазового состава минералов вдоль треков вызывает разупорядочение кристалличе ской структуры в соседних зонах, вызванное эффектами смещения. Чем выше концентрация а-активных веществ, тем большие разру шения претерпевает минерал. При нагревании метамнктный мине рал нередко переходит в кристаллическую фазу, причем темпера тура рекристаллизации зависит как от состава минерала, так и от степени его метамиктности (например, 300—350° для пирохлоров, 700—1300° для цирконов).
Так как степень |
метамиктности минералов коррелируется с их |
а-активностью, были |
предприняты попытки определять возраст |
термометаморфизма |
пород по величине отношения степени мета |
миктности минералов к их а-активности. Степень метамиктностиопределяли как по уменьшению дифракции рентгеновских лучей, так и по величине теплоты кристаллизации. Полученные единичные
данный достаточно |
разноречивы. |
Видимо, степень |
метамиктности |
||||||||||
не всегда |
прямо |
пропорциональна |
дозе облучения и метод |
в |
связи |
||||||||
с этим не нашел |
распространения. |
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
Л И Т Е Р А Т У Р А |
|
|
|
|
||||
В а с и л е н к о |
В. Б., |
Л и т в и н о в с к н й Б. А., |
Х о л о д о в а |
Л. |
Л. |
|
Исполь |
||||||
зование метода термолюмннесценцип при исследовании контактов магма |
|||||||||||||
тических пород на примере Тучннского массива. «Геология и геофизика», |
|||||||||||||
1970, |
т. 57, |
№ |
2. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
В а с и л е н к о |
|
В. |
Б., |
Р е н г а р т е н Н. |
В. |
Опыт применения |
термолюмине |
||||||
сцентного анализа раковин палюдин для корреляции антропогеиопых от |
|||||||||||||
ложений. «Изв. АН СССР», 1970, т. 120, |
№ |
2. |
|
|
|
|
|||||||
Г а п с и н е к и й |
М. Н. |
Ядерная |
химия |
и ее |
приложения. М., ИЛ, |
1961. |
|||||||
Г а м и л ь т о н Е. И. Прикладная |
геохронология. Л., «Недра», |
1968. |
|
|
|
||||||||
Д и н е Д ж . , |
В и н й а р д Д. Радиационные |
эффекты в твердых телах. М„ ИЛ, |
|||||||||||
1960. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
К о м а р о в |
А. Н. |
Радиографические методы в |
минералогических |
и |
геохимиче |
||||||||
ских исследованиях. «Изв. АН СССР», 1968, № 1. |
|
|
|
|
|||||||||
П ш и б р а м К. |
Окраска п люминесценция минералов. М., ИЛ, |
1959. |
|
|
|||||||||
Р а к ч е е в А. Д. Термолюминесценция минералов и горных пород |
и ее значение |
||||||||||||
в геологии. «Геология рудных месторождений», 1962, № 5. |
|
|
|
|
|||||||||
Ш у к о л ю к о в |
Ю. А. |
Деление |
ядер' урана |
в |
природе. М., Атомиздат, |
1970. |
Г Л А В А I X
ПОИСКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ УРАНА
Для поисков урана используют большой комплекс разнообраз ных геологических, геофизических и геохимических методов. Выбор методов в каждом конкретном случае определяется поставленной
.задачей, геологической обстановкой и природными условиями.
Во всех случаях ведущее место при поисках руды занимают полевые радиометрические методы, прежде всего воздушная и на земная у-съемки.
Аэрогаммасъемка используется для предварительной оценки перспективности крупных территорий, для поисков открытых орео лов рассеяния на больших площадях.
Автогаммасъемка применяется в степных, лесостепных и полу пустынных районах, доступных для автотранспорта. В таежных, лесных и горных районах возможны лишь рекогносцировочные автогаммамаршруты по имеющимся дорогам.
Пешеходная гамма-съемка является наиболее распространен ным наземным у-методом и используется при работах любой сте пени детальности. При глубинных поисках последнее время широ кое распространение получило измерение -у-активности ' в скважи нах, которое превратилось из вспомогательного в основной поиско вый метод.
Аналогичный комплекс радиометрических работ может приме няться также и для поисков месторождений тория.
Геохимические методы поисков урана являются специфиче скими, их используют для выявления ореолов рассеяния урана.
Литохимические поиски включают в себя опробования по потокам и ореолам рассеяния и измерение в пробах.концентрации урана и его элементов-спутников (Mo, Pb, Си, As и т. д.).
Особую контрастность имеют ореолы |
рассеяния радиоген |
ного 2 0 6 Р Ь . |
|
Гидрохимические поиски предназначены |
для выявления вод |
ных ореолов рассеяния урана и обладают сравнительно большой глубинностью. Помимо урана при гидрохимических поисках изу чают ореолы некоторых продуктов распада урана (радия, радона) и его элементов-спутников.
Эманационная съемка используется для оконтуривания газо вых ореолов рассеяния, создаваемых продуктом распада урана — радоном.
Биогеохимические поиски урана имеют применение при поисках сравнительно неглубоко погребенных ореолов рассеяния. Они основаны на определении урана в растениях и имеют в нашей стране ограниченное применение.
187
Все радиометрические и геохимические методы поисков сопровождаются геологическими работами, а также геофизически
ми |
методами |
(электроразведка, |
магниторазведка, |
гравиразведка |
|||||
и т. д.). |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Для обозначения мелкомасштабных поисковых работ принят |
||||||||
термин «поиски» (у-поиски); для |
детальных |
работ, |
выполняемых |
||||||
по |
заранее |
подготовленной |
топографической |
сети, |
— |
термин |
|||
«съемка» (у-съемка). |
|
|
|
|
|
|
|
||
|
Независимо от применяемого |
метода поиски урана, так же как |
|||||||
п геохимические поиски других |
элементов, |
подчиняются |
общей |
||||||
схеме: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1) путем систематического определения радиоактивности, кон |
||||||||
центрации урана, его элементов-спутников устанавливают |
харак |
||||||||
теристики м е с т н о г о ф о н а |
и выявляются |
а н о м а л и и ; |
|
||||||
|
2) из числа обнаруженных аномалий по геологическим, геохи |
||||||||
мическим и геофизическим данным выбирают |
рудоносные. |
|
|||||||
|
Местным, или нормальным |
|
(остаточным), |
фоном |
называют |
наиболее часто встречающиеся значения концентраций элементов или радиоактивности, обусловленные кларковым содержанием эле
ментов в данном |
типе пород |
(вод и т. д.) |
для каждого |
конкрет |
|
ного |
района. |
|
|
|
|
|
А н о м а л и е й |
называют |
существенное |
превышение |
получен |
ных |
значений над |
местным фоном. А. П. Соловов выделяет два |
типа аномалий: явные и слабые. К явным аномалиям, единствен ным критерием которых служит опыт геологических работ, отно сятся аномалии, величины которых, безусловно, не свойственны нерудным объектам. Например, •у-актпвность пород в 1000 мкр/час или концентрация урана в 0,л — п%.
Критерием для выделения слабых аномалий служит местный фон. Местным фоном принято считать среднее значение активнос
тей |
(/ или /) |
или |
концентраций |
элемента (С или С) для пород |
|||||||
(или |
вод и т. д.) |
данного |
типа в у д а л е н и и |
о т |
я в н ы х |
а н о |
|||||
м а л |
и й. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Нижнее |
аномальное |
значение |
(Са, |
1а) определяют |
по |
фор |
||||
мулам: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Са |
= С + 35, 1а |
= / + |
3 |
(в случае нормального |
распределения) |
||||||
или |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
С а |
= С-е3 , |
1а =1-е3 |
(в |
случае логнормального |
распределения), |
||||||
где /, С — среднее |
арифметическое; |
/, |
С — среднее |
геометрическое; |
|||||||
S — среднеквадратичное |
(стандартное) |
отклонение; е — стандарт |
|||||||||
ный |
множитель. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Под контрастностью аномалии понимают ее превышение над |
|||||||||||
уровнем фона. По |
А. П. Соловову, |
ее характеристикой |
служит |
188
п о к а з а т е л ь к о н т р а с т н о с т и (у)—отношение между амплитудой превышения аномалии над фоном и показателем сте пени его устойчивости:
У __ |
См а кс — Сфсш ( д л я |
нормального распределения С |
ф о Н = С), |
|
|
S |
|
|
|
у = —-— • lg ( С м а к е |
) (для логнормального распределения |
С ф о н = С), |
||
Igs |
Ч с ф о н |
; |
|
|
где С м а к с |
— максимальная |
величина аномалии. |
|
§ 1. АЭРОГАММАПОИСКИ
Аэрорадиометрические поиски являются основными первич ными методами в общем комплексе поисковых работ на уран. Они позволяют сравнительно быстро выявить участки, перспективные для постановки наземных поисков.
Наиболее эффективно применение аэрогаммаметода на терри ториях, характеризующихся сглаженными формами рельефа, сухим климатом, широкими ореолами рассеяния урана. В районах гумидного климата с обильными осадками, плохой обнаженностью, гус тым лесным покровом, а также в горных районах с сильно расчле ненным рельефом аэрогаммапоиски менее эффективны. Сильная увлажненность слоя рыхлых отложений приводит к значительному выщелачиванию урана, что вызывает уменьшение у-активности по поверхности ореолов рассеяния. Растительность, как уже ранее упоминалось, также снижает интенсивность у-поля вокруг аномаль ных зон. В горных районах, помимо опасности полетов, очень трудно соблюдать постоянство высоты полетов, а это приводит к сильным искажениям формы записи и затрудняет выявление руд ных аномалий.
При поисках урановых |
руд чаще всего приходится иметь дело |
с небольшими по площади |
(100—300 м в диаметре на высоте по |
лета) и неправильными по форме аномалиями. Возможность на хождения рудных аномалий затрудняется также неравномерной радиоактивностью как самих аномалий, так и вмещающих пород. Все это приводит к необходимости проводить полеты на минималь ной высоте, чтобы суметь выделить аномальную активность на фоне у-активности вмещающих пород.
Перед началом площадных аэрогаммапоисков совершают ре когносцировочные аэрорадиометрические маршруты для знакомст ва с уровнем радиоактивности пород района и геоморфологически ми условиями. Непосредственно поисковые работы проводят парал лельными маршрутами вкрест простирания основных геологических структур. Длина маршрутов 25—30 км, минимальная высота полетов для равнин — 25 м, для холмистых территорий — 50 м, для гористой местности — более 75 м. В горных районах поиски про-
189
водят с помощью вертолетов, а маршруты ориентируют |
параллель |
|||||
но горным |
хребтам. Расстояние между |
маршрутами определяется |
||||
масштабом |
съемки, так чтобы расстояние между |
ними |
по карте |
|||
составляло |
1 см. Обычно работы . ведут |
в масштабе |
1 : 100 000, |
|||
1 : 50 000 или |
1 : 25 000. |
Детализацию -выполняют, в |
более крупном |
|||
масштабе, |
чем |
основные |
работы (до 1 : 10 000). В |
рабочем полете |
бортоператор не только следит за работой приборов и отмечает на ленте ориентиры, но также отмечает геологические и геоморфологи ческие особенности" местности и сверяет их с имеющимися картами. В случае обнаружения аномалии ее сразу же детализируют серией параллельных маршрутов и уточняют ее контуры. Центр аномалии наносят на топографическую карту, а над самой активной точкой сбрасывают вымпел, чтобы облегчить обнаружение аномалии при наземной проверке.
Регистрацию интенсивности •у-поля в процессе поисков обычно проводят по суммарной у-активности. Определение природы у-ак тивности -у-спектральным методом выполняют над аномалиями.
Интерпретация полученных данных - заключается в изучении всей совокупности радиометрических, геофизических, геологических и геоморфологических сведений по аномальным участкам. Очень важное значение имеют сведения по рудоносное™ всей исследуе мой территории и характеру ранее выявленных рудопроявлений. Аэромагнитные данные, получаемые, как правило, одновременно с аэрорадиометрическими, помогают в уточнении и выделении но вых рудоконтролирующпх структур, малых интрузий, жильных образований и т. д.
Примерами благоприятной геологической обстановки может служить приуроченность аномалии к зонам разломов.и смятия, опе ряющим нарушениям, мелким интрузиям, дайкам, кислым эффузнвам, фациям осадочных пород, обогащенных битумами и т. д.
Оценка перспективности аномалии по радиометрическим дан ным достаточно сложна. При интерпретации аэрогаммааномалий обращают внимание на.их локальность. Локальность аномалии — один из признаков ее перспективности, так как протяженность аномальных у-полей над рудными зонами, как правило, не превы шает 150—250 м. Однако локальность не является достаточным признаком перспективности аномалии. Другими необходимыми признаками перспективности служат превышение приведенной к уровню земной поверхности у-активности над у-актнвностыо вме щающих пород и превышение концентрации урана, определенного аэрогаммаспектрометрическим методом, в 2—3 раза по сравнению с окружающими аномалию породами.
Во всех случаях интерпретации у-аномалий необходимо учиты вать в совокупности геологические, геоморфологические, физикогеографические, радиометрические и геофизические данные.
В том случае, если аэрогаммааномалия признана перспектив ной, обязательно проводится ее наземная проверка.
190