petrophysics2004
.pdfСпектрометрический анализ содержаний ЕРЭ основан на измере
ниях rамма-излучения в нескольких (не менее трех) энерrетических
интервалах (окнах), в каждом из которых преобладает изучение од ноrо из определяемых нуклидов (К, U, Тh). В табл. 20 приведено рас
пределение энерrий различных излучателей в трех спектральных ок
нахкалиевом, урановом и ториевом (обычно одновременно осуще
ствляется интеrральная реrистрация при Еу> 1 МэБ). В каждом окне
помимо характеристическоrо фотопика излучателя на фоне излуче
ния равновесных продуктов распада реrистрируется непрерывный
спектр комптоновскоrо рассеяния.
Интерпретационная модель спектрометрической модификации rамма-метода (ГМ-С) аналоrична (10.9) для каждоrо из спектральных окон (для однородной среды или сухой необсаженной скважины):
Ji = Lci;q;· i =L2,з,...,N i =1.2.З. |
(10.15) |
rде Ci;- концентрацiiОнная чувствительность i-ro окна для j-ro из
лучателя. Массовые содержания q1 находятся решением системы
уравнений (10.15).
Измерения полупроводниковыми детекторами, энерrетическое
разрешение которых rораздо выше, чем у сцинтилляционных, позво
ляютреrистрировать отдельные линии и определять содержания ЕРЭ
даже при отсутствии радиоактивноrо равновесия.
Модель (10.15) справедлива для статической аномалии (показаний)
в однородном пласте, насыщенном по мощности, при отсутствии про
межуточных зон между прибором и породой (сухая необсаженная скважина). Предварительная обработка, учет фона и с~ажинных ус
ловий измерений выполняются специальным алrоритмом.
П е т р о фи з и чес к а я м о д е ль дляопределенияобъе.м:къ~:rсо
держаний основных минеральных компонент коллекторов нефти и rаза по данным плотностноrо rамма-rамма-метода и спектрометрии rамма-излучения естественной радиоактивности имеет вид:
аРт = LanRтn~; а= LanKn; |
L~ =1 1 |
(10.16) |
|
n |
n |
n |
|
rд~ т - индекс входноrо петрофизическоrо параметра (плотность, объемные содержания калия, урана, тория; суммарное содержание ЕРЭ в единицах урановоrо эквивалента); а- объемная плотность по роды; n - индекс компоненты (флюид, rлинистый материал, орrани
ческое вещество, минеральная матрица); Кn an- объемное содер
жаниеn-йкомпонентыиееминералоrическая'плотность;IIRmnll-мат
рица петрофизических характеристик компонент породы.
Дляпетрофизическойнастройкиалrоритманахождения{Кв}можно
использоватьданныелабораторныхопределенийпокернусодержаний К, U, Тh, пористости, плотности, rлинистости. Устойчивость алrоритма обеспечивается контрастом содержаний ЕРЭ в компонентах, контрас
том плоткостей матрицы и орrаническоrо вещества, высоким содержа
нием урана в ОБ и тесной связью между ними, возможностью диаrнос
тикитипа преобладающеrоrлИнистоrоминерала (по отношениюK/Th)
и автоматической петрофизической подстройкой алrоритма.
240
Т а блиц а 19. Применении спектрометрии естественною rамма-из.лучевии
в скважинах (по В. Фертлу, с изменениими и дополнениими)
ЛИТОJЮrическаи |
Решаемые задачи |
Об.ласти применении |
|
характеристика |
|||
|
|
ГJIИВИстые от- |
Определение типа и диаrеиеза |
Реrиоиальные и |
ложении (rли- |
rлинистых минералов, емкости |
площадные кор |
ны и rлинистые |
катиоииоrо обмена; оценка со |
релиции разрезов; |
сланцы) |
держании орrаиоrеииоrо уrле- |
стратиrрафические |
|
рода |
исследовании;деталь- |
|
|
иоелитолоrическое |
|
|
расчленение |
Трещиноватые |
Определение литолоrическоrо |
Поиск реперов; уточ- |
арrиллиты |
состава (арrиллиты, кремнистые |
нение минеральноrо |
|
сланцы, алевролиты, карбонаты) |
состава твердой фазы |
|
|
пород |
Песчаники |
Выделение rлинистых и чистых |
Качествеиное опреде |
|
разностей; определение радио |
лениеколлекторских |
|
активных минералов; выделение |
свойств терриrеииых |
|
собственно rлинистых минералов |
пород; уточнениеоце |
|
на фоне полевых шпатов, cJIIOд |
нок ФЕС отложений |
|
и акцессорных радиоактивных |
на материке и конти |
|
минералов; оценка емкости |
нентальном шельфе. |
|
катиоииоrо обмена. Определе |
Определение миие |
|
ние характера распределении |
ральноrо состава rлин, |
|
rлииистоrо вещества в породе, |
слаrающих покрышки |
|
мииеральиоrо состава rлии; |
нефтяных и rазовых |
|
оценка интенсивности процес |
залежей |
|
сов вторичиоrо преобразовании |
|
|
породы. Оценка трещиноватости |
|
|
(открытых и закрытых трещин). |
|
|
Определение содержании пири |
|
|
та и друrих сульфидов, а также |
|
|
кислоrо rаза. Выделение исто |
|
|
щеииых пропластков в слоистом |
|
|
разрезе |
|
Карбонаты |
Выделение rлииистых и чистых |
Корреляции литоло |
(известиик, |
разностей. Выивление открытых |
rических изменений; |
мел, доломит) |
и закрытых трещин (извест |
выбор интервалов |
|
иика, мел, доломиты), наличие |
опробовании в мио |
|
стилолитов; выделение прони |
rопластовых кар |
|
цаемых интервалов в радиоак |
бонатных залежах; |
|
тивных доломитах; выделение |
выделение проница |
|
истощенных пропластков в |
емых зон в карбонат |
|
солистом разрезе |
ных толщах. Оценка |
|
|
степени акремнении |
|
|
и доломитизации |
|
|
известняков |
|
|
|
16- Петрафизика |
241 |
|
|
|
Oxcmчauue таб.я. 19 |
|
|
|
|
|
|
|
Литологическая |
Решаемые задачи |
Области применении |
|
|
характеристика |
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Изверженные |
Определение литолог:Ии; выде |
Оценка запасов |
|
|
и метаморфи- |
ление пород, вторично изменен |
минералов и углево |
|
|
ческие породы |
ных геотермальными водами; |
дородов; корреляции; |
|
|
|
выявление открытых трещин |
выбор перспективных |
|
|
|
|
для заканчивания |
|
|
|
|
интервалов разреза |
|
|
Эвапориты |
Определение литологии, сорт |
Корреляция калийсо |
|
|
(соли) |
ности руды, разделение глин и |
держащихминералов; |
|
|
|
эвапоритов |
выявление пластов |
|
|
|
|
для сброса сточных |
|
|
|
|
вод; расчет объема |
|
|
|
|
пустот; решение |
|
|
|
|
вопросов разрабо·rки |
|
|
|
|
месторождении |
|
|
"Угли |
Определение литологии; оценка |
Детальные стра |
|
|
|
зольности углей, состава золы, |
тиграфические |
|
|
|
теплоты сгорания углей |
корреляции; оценка |
|
|
|
|
технологических ха |
|
|
|
|
рактеристик углей |
|
|
"Уран |
Определение литологии; оценка |
Поиск и выделение |
|
|
|
сортности руды |
рудных зон; контроль |
|
|
|
|
разработки методом |
|
|
|
|
подземного выщела |
|
|
|
|
чивания |
|
|
Смешанные |
Выявление мест осаждения ра |
Контроль обводиен |
|
|
породы |
диоактивных солей на обсадной |
иости пластов по |
|
|
|
колонне и в перфорационных |
радиогеохимическому |
|
|
|
каналах; определение нефтега |
эффекту |
|
|
|
зоносных интервалов в частично |
|
|
|
|
истощенных слоистых пластах; |
|
|
|
|
установление мест затрубной |
|
|
|
|
циркуляции, помощь при це |
|
|
|
|
ментировании(например,при |
|
|
|
|
закачке цемента с радиоактив |
|
|
|
|
ными добавками) скважины и ее |
|
|
|
|
освоении |
|
|
|
Черные и |
Определение литологического |
Оценка технологичес |
|
|
цветные |
состава. Поиск и выделение |
кого» качества руд. |
|
|
металлы, |
рудныхзон |
Определение под |
|
|
нерудные |
|
счетных параметров |
|
|
ископаемые |
|
по основным и сопутс |
|
|
|
|
твующим элементам |
|
|
|
|
|
|
242
Т а блиц а 20. Распределение природных гамма-излучателей: калия, ура на и тория (с продуктами распада) в окнах спектрометра (по Roxy и Rозан
ски).
Окнаi |
Энергия, КэВ |
Изотоп |
Продукт распада |
i= 1 (К). |
1661 |
|
|
214Bi |
|
u |
Ширинаокна |
1638 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
1360-1560 КэВ |
1631 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
|
|
|
|||
|
1621 |
|
|
212вi |
|
Th |
|
|
|
||||
|
1588 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
1580 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
1509 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
1502 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
1496 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
1461* |
|
|
4ОК• |
|
К* |
|
1459 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
1408 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
1402 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
1378 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
1281 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
1238 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
K,U |
|
Комптонавекое |
|
|
>1240 фотоnик |
|
Th |
|
рассеяние |
|
|
|
|
|
i=2 (U), |
1848 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
|
|||||
|
|
|
||||
Ширинаокна |
1765* |
|
|
214Bi |
|
U* |
1670-1870 КэВ |
1730 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
|
|
||||
|
1661 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
|
|
||||
|
1631 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
1621 |
|
|
212Bi |
|
Th |
|
1586 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
1580 |
|
|
22ВАс |
|
Th |
|
|
|
|
|
|
u |
|
Комnтонавекое |
|
>1520 фотоnик |
|
Th |
|
|
рассеяние |
|
|
|
|
|
i=3 (Th), |
2614* |
|
|
2овт1* |
|
Th* |
Ширинаокна |
2448 |
|
|
214Bi |
|
u |
2050-2850 КэВ |
2204 |
|
|
214Bi |
|
u |
|
|
|
|
|
|
U,Th |
|
Комnтонавекое |
|
>2220 фотопик |
|
|
|
|
рассеяние |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
* Характеристический пик излучателя |
|
|
|
243
Петрафизические модели{10.14) и{10.16) дают к~ичественную ос нову для петрафизического моделирования связей по казаний ГМ и ГМ-С с фильтрацианно-емкостными свойствами пород, их минералогическим и гранулометрическим составом. В общем слу
чае компонентная модель породыможет включать в себя нетолько ми неральные компоненты, но и структурные - различные формы гли нистого материала, а также различные гранулометрические фракции.
Относительную глинистость {эффективную пористость) можно определить по данным ГМ, если глинистый цемент является общим
носителем естественных радионуклидов. Для полиминеральных кол лекторов это условие, как правило, не выполняется. В этом случае
можно использовать данвые rамма-спектрометрии и рассмотреть в
качестве интерпретационного пара:метра, напри~ер, величинуторийкалиевого отношения {Th/K). ·
Из петрафизической модели {10.16) следует, что величина (Th/K)- отношения прямо (или обратно) пропорциональна относи
тельной нормированной глинистости тt* (в зависимости от того, ка
ким: радионуклидом - торием: или калием: соответсвенно, - обога
щен цемент).
Если :матрица имеет калий-полевошпатовый состав при отсут
ствии (или малом содержании тория), а глинистый цемент преиму
щественно каолинитового состава обогащен торием и не содержит
калия, то
(Th/K)max = constKrn•
т.е. величина Тh/К-отношения пропорциональна объемной глинис
тости.
Коэффициент находится из условия
(Th/K)max= constKrпmax
откуда
f1* = (Тh/K)/(Тh/K)max |
(10.17) |
Если матрица не содержит калия, но обогащена торием:, а глинис
тый цемент (преимущественно гидраслюдистого состава) не содер
жит тория, но обогащен кали~м, для тt* имеет место обратное соотно
шение.
10.5. ЕСТЕСТВЕННО-РАДИОАКТИВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ.
ИХ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ И МИfРАЦИЯ В ЛИТОСФЕРЕ.
ВАЖНЕЙШИЕ МИНЕРАЛЬI [1. 6]
Большинство естественных радиоактивных изотопов относится к
семействам урана, актиния и тория, содержащих соответственно 20, 15 и 13 генетически связанных радиоактивных и устойчивых изото пов. Гамма-излучение актиниевого ряда весьманезначительно по
сравнению с гамма-излучением: урано-радиевого и ториевого рядов.
Кроме радиоактивных элементов семейств урана, актиния и то
рия, в природе радиоактивными являются изотопы калия, кальция,
244
рубидия,циркония,индия,олова,теллура,лантана,неодима,сама
рия, лютеция, вольфрама, рения и висмута. Эти изотопы долгоживу
щие-их период полураспада превышает 109 лет; они генетически
не связаны с другими радиоактивными элементами; для них харак
терен ~-распад или К-захват, а иногда и оба эти процесса, за исклю
чением самария, вольфрама и висмута (а-распад); значительно из
меняется также их относительная распространенность в природе -
вестественной смеси изотопов они содержатся от 0,01 до 100%.
Сучетом распространенности радиоактивных изотопов в литос
фере и вероятности их распада можно считать, что наибольшее вли
яние на геологические процессы оказывают U и Th с продуктами их
распада, калий 40К и отчасти рубидий 87Rb. Остальные радиоактив
ные элементы из-за их малой распространенности и большого пери
ода полураспада не могут играть существенной роли в создании ра
диоактивности литосферы.
В настоящее время за оптимальныекларкиприняты для 238U-
2,1·10-4 о/о, 232'Th- 7,0·10-4%, К -1,8 о/о (кларки не окончательны,
так как мало изучена радиоактивность пород ложа океана.
Радиоактивные элементы присутствуют в литосфере в составе
минералов. Установлено более 200 минералов, в которые входят ра
диоактивные калий, уран, торий.
Исследованиями отечественных и зарубежных ученых установ
лены определенные закономерности регионального распределения
ЕРЭ и общей радиоактивности пород [1, 6].
К а л и й. Имеет три изотопа: 39К, 40К, 41 К, распространенность ко
торых составляет 93,1; 0,02 и 6,88%. Наиболее активен наименее рас
пространенный изотоп40К,·испускающий монохроматическое гамма
излучение с энергией 1,46 МэБ. Постоянство соотношения между со
держаниями изотопов позволяет пересчитывать содержание 40К
непосредственно в полное содержание калия (в естественной смеси изотопов).
Материнскими породами для калия являются преимущественно силикаты магматических пород (гранит, гранодиорит, сиенит), поле вые шпаты (ортоклаз, микроклин), слюды (мусковит, биотит). В раз личных процессах слюды и полевые шпаты преобразуются (в зави симости от степени выветривания) в различные глинистые минера лы: гидрослюду, монтмориллонит, хлорит, каолинит. Большая часть калия поступает в породы из водных растворов. С изменением глуби ны (давления, температуры) состав глин изменяется, например мон тмориллонит преобразуется в гидрослюду.
Калий образует только один ион, играющий роль компенсирую
щего катиона в структуре слюд, гидрослюд, слоистых глин. Поэтому по содержаниям калия (и тория) можно определить тип глинистых минералов (рис. 85).
К важнейшим калийсодержащим минералам относятся сильвин КС1, карпаллит KC1MgCl2· 6Н20 (14,1 о/о К), калиевая селитра KN03 (38,5% К), полевые шпаты, микроклип (KalSi0 8 ), ортоклаз
(К20А1203· 6Si02), слюды -биотит [K20Al20 3· 6(MgFe)02] и мусковит
245
[K20A1 20 3 ·6Si02·2H20], нефелин (NaK}20A120 3 ·2Si03, глауконит
(водный силикат К, Al, Fe} и др.
'11 Ура н. Имеет три изотопа (все радиоактивны}: 234U; 235U, zзsu с
распространенностью 5,7·10-3; О,72 и 99,27 о/о и периодами полурас пада 2,5·105; 7,1·108 и 4,4·109 лет соответственно. Средняя концент
рация урана в земной коре составляет 3·10-4 о/о. Материнскими для
урана являются силикаты магматических пород.
Важнейшая геохимическая особенность уранавысОI~ая мигра ционная способность благодаря образованию хорошо растворимого
уранил-иона uoz+. Содержание урана характеризует восстанови
тельные условия и наличие углерода органического происхождения.
Т ори й. Имееттолько одиндолгоживущий изотоп 232Th, распро
страненность которого в земной коре составляет около 12 ·10-4 о/о. Ма
теринскими породами являются силикаты магматических пород. Все соединения тория нерастворимы, при разрушении (выветривании} пород они концентрируются в бокситах, тяжелых и глинистых мине
ралах. В последних содержания тория изменяются от 8 ·10-4 до
20 ·10-4 о/о в зависимости от типа глин.
Наиболее распространенные минералы по радиоактивности под разделяются на четыре группы [1, 6]. В первую группу объединяются слаборадиоактивные главные породообразующие минералы: кварц,
Тh,~·~~~т----------------------------------------- |
, |
20 |
|
16
12
8
4
о |
2 |
3 |
4 |
K,'JI> |
Рис. 85. Сопоставление массовых содержаний тория и калия для идентифи кации глинистых минералов (данные фирмы сПiлюмберже•).
Линии: 1 - 70%-ro содержании rидрослюды, 2 - 40%-ro содержании слюд, 3 -
80%-ro содержании rлауконита, 4 - 30%-ro содержании полевых шпатов
246
калиевые полевые шпаты, плагиоклаз, кальцит, доломит, ангидрит,
каменная соль, нефелин; во вторую группу с нормальной или слабо повышенной радиоактивностью - такие породообразующие мине
ралы, как биотит, амфиболы, пироксены и др.; в третью группу с по вышенной радиоактивностьюглавные (часто встречающиеся) ак цессорные и рудные минералы: апатит, эвдиалит, флюорит, ильменит, магнетит и др.; в четвертую группу с высокой радиоактив ностью -менее распространенные акцессорные минералы: сфен, мо нацит, циркон, липарит и др. (табл. 18).
Минералы осадочных пород также подразделяются на четыре группы (низкой, средней, повышенной и высокой радиоактивности). По В.В. Ларионову, радиоактивность главных породообразующих ми
нералов первой группы: кварца, кальцита, доломита, ангидрита, ка
менной соли и др.- не превышает 0,1 пкг-экв Rаfкг.
Вторая группа объединяет такие акцессорные минералы, как ли
монит, магнетит, турмалин, корунд, гранит, а также такие минера
.лы, как натрий-калиевые полевые шпаты (анортит, олигоклаз), рого вая обманка, хлорит и др. Их радиоактивность заключается в преде лах от 0,1 до 1 пкг-экв Rаjкг. К третьей группе принадлежат
глинистые минералы, слюды, многие полевошпатовые минералы,
калийные соли, серицит, апатит, обсидиан и сфен, их радиоактивность изменяется от 1 до 10 пкг-экв Rа/кг. В четвертую группу входят ак
цессорные минералы монацит, циркон, ортит с радиоактивностью
более 10 пкг-экв Rа/кг, их радиоактивность на три порядка превос ходит радиоактивность минералов первой группы. При всей нагляд ности и привлекательности диаграммы рис. 85 необходимо понимать,
что определение типа глинистого минерала по ней возможно лишь в
случае мономинерального состава. В общем случае решение этой за дачи возможно (благодаря разнообразию свойств глинистых мине
ралов, см. табл.1) лишь по данным ГМ-С в комплексе ГИС.
10.6.РАДИОАКТИВНОСТЬ МАГМАТИЧЕСКИХ
ИМЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД [1]
Магматические породы. Распределение радиоактивных минера
лов по группам и типам магматических пород и радиоактивность
уран- и торийсодержащих минералов зависят от условий образова
ния пород и их состава.
Породы ультраосновного и основного составо~ Радиоактивность этим породам обычно сообщают циркон, ортит (ал ланит), другие акцессорные и некоторые калийсодержащие минера лы. Реже основное количество урана сосредоточено в главных поро дообразующих минералах.
Уран присутствует в рассеянном состоянии или в виде субмикрос
копических включений собственно урановых минералов, в акцессор
ных же минералах основное количество урана и тория входит изо
морфно в их кристаллическую решетку. Радиоактивность циркона и
ортита в рассматриваемых породах меньше, чем в других магмати
ческих породах. Минералы габброидов по возрастанию их радиоак-
247
тивности располагаются в последовательности: пироксен |
--+ роговая |
|
обманка --+ плагиоклаз -- |
+ оливин --+ магнетит --+ биотит -- |
+ титанит |
(сфен) ~апатит--+ ортит-- |
+ циркон [1). |
|
Сведения о среднем содержании Ra, U, Th и К в ультраосновных
и основных группах и типах пород приведеныв табл.19.
Породы ер еднего состава. Концентрация урановых и
урансодержащих минералов в средних породах выше, чем в породах
основных; выше также в средних породах содержание радия, тория
и калия (см. табл. 19), что обусловливает в целом большую радиоак
тивность этих пород.
Самые значительные количества урана установленыдля щелочных
сиенитовифонолитов, возникающихна последнихстадияхмагматичес кой дифференциации. Щелочные сиениты обычно содержатв несколь
ко раз больше урана, чем в среднем известково-щелочные граниты. Породы кислого состава. Типичными радиоактивными
минералами кислых магматических пород считают цирконы, сфен, ортит, монацит, ксенотим и апатит. При этом в гранитах (за исключе
нием лейкократовых) цирконы встречаются в больших количествах,
чем в породах средних, и радиоактивность их выше.
Рост радиоактивности цирконов и, по-видимому, других акцессор
ных уран- и торийсодержащих минералов и увеличение их концент рации от ультраосновных пород к кислым объясняются увеличением концентрации Тh и U в магматических расплавах в процессе их крис таллизации. Больше всего урана в ксенотиме, цирконе, монацитеи апа
тите, типичных гранодиоритах, известкаво-щелочных и натриевых
гранитах; содержание урана в остальных минералах незначительно.
Содержанияурана итория, атакжерадиоактивностьминераловгра
нитов возрастают в последовательности: кварц--+ ортоклаз--+ плагиок
лаз--+ роговаяобманка--+биотит-+пироксен--+магнетит-+ флюорит-+
апатит--+ эпидот--+ ильменит--+ сфен--+ циркон--+ ортит--+ монацит.
Концентрация радиоактивных акцессорных минералов макси мальна в кислых магматических породах. Это обусловливает наивыс
шую радиоактивность кислых магматических пород, достигающую
наибольших значений в гранитах (см. табл. 19).
Содержание урана в гранитах ~(4+10)·10-4%, а тория ~(20+ 50)х х10-4 %, [4). Повышенное содержание калия установлено в кварцевых порфирах, микраклиновых гранитах (до б%) и лейцитовых нефритах ·(до 7%). Содержание урана в вулканических стеклахизменяетсяв пре
делах ~(0,8+15)·10-4 %, и составляет в среднем 5,6·10-4%. Это значе
ние, по-видимому, представляет верхнюю границу содержания урана
в кислых вулканических породах.
Сравнительная радиоактивность магматичес ких пор о д. Радиоактивность в основном связана с присутствием акцессорных уран- и торийсодержащих минералов; отчасти вызы
вается собственно урановыми и ториевыми и лишь в небольшой сте пени обычными породообразующими минералами.
Радиоактивность интрузивных пород известкаво-щелочной серии
и пород эффузивных возрастает от ультраосновных пород к основ-
248
Т а блиц а 21. Средние концентрации радиоактивных элементов ('?'о) в маrматических породах
Группа пород |
Серия |
Породы |
|
к |
U·l04 |
Th·l04 |
Th/U |
eU |
||
Интрузив- |
Известко- |
Ультраосновные(дунит,nироксенит |
|
|
0,03 |
0,08 |
2,7 |
|
0,3 |
|
|
|
0,15 |
|
|||||||
ные |
во-щелоч- |
н др.) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
ная |
Основные (габбро, диабаз и др.) |
|
|
0,7 |
0,6 |
1,8 |
3,0 |
|
2,6 |
|
|
|
|
|
||||||
|
|
Средние (диорит, кварцевый диорит) |
|
|
1.8 |
1.8 |
6,0 |
3,3 |
|
7,4 |
|
|
Кислые (rраиодиорит, плаrиогранит, |
|
|
2,3-4,0 |
2,1-7,0 |
8,3-40,0 |
4,0-5,6 |
|
9,5-30,0 |
|
|
биотитовый гранит, лейкократовый |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
алискитовый гранит) |
|
|
|
|
|
|
|
9,7 |
|
|
|
|
1,8 |
2,6 |
9,8 |
3,8 |
|
||
|
Щелочная |
]dельтейrит,маймечит,ийолит |
|
|
|
|||||
|
|
|||||||||
|
|
Кимберлит (не алмазоносный) |
|
|
- |
2,6 |
8,8 |
3,4 |
|
6,1 |
|
|
|
|
|||||||
|
|
Кимберлит (алмазоносный) |
|
- |
3,2 |
16,3 |
5,1 |
|
9,6 |
|
|
|
Сиенит |
|
3,8 |
- |
- |
- |
|
6,8 |
|
|
|
]dиаскитовый нефелиновый сиенит |
|
4,5 |
4,1 |
7,2 |
1,8 |
|
15,0 |
|
|
|
Аmаитовый нефеЛиновый сиенит |
|
5,0 |
10,3 |
28,3 |
2,8 |
|
30,4 |
|
|
|
Трахибазальт |
|
2,6 |
2,4 |
8,0 |
3,3 |
|
10,2 |
|
|
|
Трахит, трахилиnарит |
|
4,8 |
3-8 |
30-50 |
4-5 |
|
23,4-36,3 |
|
Эффузивные |
|
Базальт, диабаз |
|
1,0 |
0,7 |
2,3 |
3,2 |
|
3,4 |
|
|
|
Андезит, андезитавый nорфирит |
|
1,7 |
1,2 |
4,0 |
3,3 |
|
5,8 |
|
|
|
Дацит, дацитовый nорфирит |
|
2,3 |
2,5 |
10,0 |
4,0 |
|
10,6 |
|
|
|
Липарит, кварцевый nорфир |
|
3,7 |
4,7 |
19,0 |
4,0 |
|
18,8 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
~
"'