Файл: Баранов, В. И. Радиогеология учебник.pdf

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

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

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

Нетолла). Поэтому максимальные ореолы дают самые коротко-

а-частицам с определенной длиной пробега. Внешние кольца соот­

зывать на присутствие тория. Величины пробегов а-частиц в мине­ ралах приведены в табл. 28. В некоторых образцах биотитов были

183

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

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.

нит, уранинит и др.). Считают, что решающим фактором, приво­ дящим к метамнктному распаду, является радиоактивное излучение

В зависимости от состава минерала при застывании может обра­

185