Банк рефератов содержит более 364 тысяч рефератов, курсовых и дипломных работ, шпаргалок и докладов по различным дисциплинам: истории, психологии, экономике, менеджменту, философии, праву, экологии. А также изложения, сочинения по литературе, отчеты по практике, топики по английскому.
Полнотекстовый поиск
Всего работ:
364150
Теги названий
Разделы
Авиация и космонавтика (304)
Административное право (123)
Арбитражный процесс (23)
Архитектура (113)
Астрология (4)
Астрономия (4814)
Банковское дело (5227)
Безопасность жизнедеятельности (2616)
Биографии (3423)
Биология (4214)
Биология и химия (1518)
Биржевое дело (68)
Ботаника и сельское хоз-во (2836)
Бухгалтерский учет и аудит (8269)
Валютные отношения (50)
Ветеринария (50)
Военная кафедра (762)
ГДЗ (2)
География (5275)
Геодезия (30)
Геология (1222)
Геополитика (43)
Государство и право (20403)
Гражданское право и процесс (465)
Делопроизводство (19)
Деньги и кредит (108)
ЕГЭ (173)
Естествознание (96)
Журналистика (899)
ЗНО (54)
Зоология (34)
Издательское дело и полиграфия (476)
Инвестиции (106)
Иностранный язык (62792)
Информатика (3562)
Информатика, программирование (6444)
Исторические личности (2165)
История (21320)
История техники (766)
Кибернетика (64)
Коммуникации и связь (3145)
Компьютерные науки (60)
Косметология (17)
Краеведение и этнография (588)
Краткое содержание произведений (1000)
Криминалистика (106)
Криминология (48)
Криптология (3)
Кулинария (1167)
Культура и искусство (8485)
Культурология (537)
Литература : зарубежная (2044)
Литература и русский язык (11657)
Логика (532)
Логистика (21)
Маркетинг (7985)
Математика (3721)
Медицина, здоровье (10549)
Медицинские науки (88)
Международное публичное право (58)
Международное частное право (36)
Международные отношения (2257)
Менеджмент (12491)
Металлургия (91)
Москвоведение (797)
Музыка (1338)
Муниципальное право (24)
Налоги, налогообложение (214)
Наука и техника (1141)
Начертательная геометрия (3)
Оккультизм и уфология (8)
Остальные рефераты (21697)
Педагогика (7850)
Политология (3801)
Право (682)
Право, юриспруденция (2881)
Предпринимательство (475)
Прикладные науки (1)
Промышленность, производство (7100)
Психология (8694)
психология, педагогика (4121)
Радиоэлектроника (443)
Реклама (952)
Религия и мифология (2967)
Риторика (23)
Сексология (748)
Социология (4876)
Статистика (95)
Страхование (107)
Строительные науки (7)
Строительство (2004)
Схемотехника (15)
Таможенная система (663)
Теория государства и права (240)
Теория организации (39)
Теплотехника (25)
Технология (624)
Товароведение (16)
Транспорт (2652)
Трудовое право (136)
Туризм (90)
Уголовное право и процесс (406)
Управление (95)
Управленческие науки (24)
Физика (3463)
Физкультура и спорт (4482)
Философия (7216)
Финансовые науки (4592)
Финансы (5386)
Фотография (3)
Химия (2244)
Хозяйственное право (23)
Цифровые устройства (29)
Экологическое право (35)
Экология (4517)
Экономика (20645)
Экономико-математическое моделирование (666)
Экономическая география (119)
Экономическая теория (2573)
Этика (889)
Юриспруденция (288)
Языковедение (148)
Языкознание, филология (1140)

Контрольная работа: Особенности олифолитовой и магматической формаций

Название: Особенности олифолитовой и магматической формаций
Раздел: Рефераты по геологии
Тип: контрольная работа Добавлен 21:07:01 05 ноября 2009 Похожие работы
Просмотров: 176 Комментариев: 2 Оценило: 0 человек Средний балл: 0 Оценка: неизвестно     Скачать

1. КОГДА ОБРАЗУЕТСЯ ОФИОЛИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ? ЕЕ СОСТАВ

Офиолитовая формация, согласно определению, которое используется в большинстве учебников по геологии обозначает совокупность габбро-спилит-диабаз-перидотитовых пород, характерных для ранних стадий развития геосинклиналей [4, с. 89].

Понятие офиолитовой формации применяется иногда как термин свободного пользования, главным образом, для обозначения ассоциация метаморфических и магматических пород основного и ультраосновного состава, характерных для ранних стадий докембрийских тектоно-магматических циклов, когда из-за сильной степени метаморфизма пород невозможно разделить в этих ассоциациях эффузивные и интрузивные образования.

Вопрос о процессах образования офиолитовой формации и ее составе среди ученных геологов является достаточно дискуссионным.

В.В.Белоусов (1964) обращает внимание, что для стадии устойчивых нисходящих и некомпенсированных осадконакоплением движений характерен активный базальтовый магматизм [3, с. 256].

В условия океанического дна формируется офиолитовая формация.

Офиолитовый комплекс представлен ультраосновными и основными горными породами, амфиболитами, габбро- амфиболитами, спилитами, зелеными сланцами, радиоляритами и диабазовыми дайками.

Р. Штауб рассматривал офиолиты как индикаторы глубинных тектонических движений, что подтверждается сильной дислоцированностью пород офиолитового комплекса и залеганием в виде гигантских пластин, сопровождаемых гигантскими брекчиями, которая сцементирована пластичной массой серпентинитов [3, с. 257].

По мнению А. А. Маркушева [5, с. 56], окраинные моря относятся к эвгеосинклинальным депрессиям, в которых гипербазитовые магмы внедрялись в вулканогенно-осадочные глубоководные отложения с образованием офиолитовой формации.

Структуры окраинных морей проектируются на очаги глубокофокусных (300-700 км) землетрясений, приходящих на смену очагам землетрясений средней глубинности, (коррелирующихся с реликтовыми орогенными поясами островных дуг) на пути превращения активных континентальных окраин в пассивные.

Офиолитовые формации, формировавшиеся первоначально в структурах окраинных морей, составляют основание геосинклинальных отложений прогибов на пассивных континентальных окраинах, развивающихся в режиме слабой спрединговой активности океанов. С усилением этой активности в них развивается складчатость под боковым давлением литосферных плит, начинающая новые циклы формирования складчатых орогенных поясов континентов [5, с. 56].

Складчатое обрамление Тихого океана представляет собой глобальную структуру, в которой ступени эволюции континентальной земной коры сохранились в наибольшей мере, фиксируясь, хотя и в сложном дискордантном залегании, складчатыми поясами, смещавшимися со временем в сторону океанической впадины. Для них характерно парное строение с внешними (океаническими) офиолитовыми (эвгеосинклинальными) складчатыми поясами и внутренними (со стороны континента) поясами преобладания карбонатно-терригенных пород. Разновозрастные офиолитовые складчатые пояса фиксируют этапы развития складчатого континентального обрамления Тихого океана.

Они относятся, согласно [4], к следующим возрастным рубежам: протерозойскому (складчатая область Аделаида в восточной Австралии), палеозойско-раннетриасовому, юрско-раннемеловому, меловому и позднемеловому-плиоценовому.

Доскладчатые позднеплиоценовый и современный этапы развития Тихоокеанского пояса представлены в эвгеосинклинальных котловинах окраинных морей. Эоценовые, плиоцен-плейстоценовые и современные депрессии накладываются в них на складчатую структуру Тихоокеанского пояса, характеризуя радикальное преобразование ее мощной континентальной коры в маломощную океаническую кору. Грандиозность этих процессов наглядно выражена сопоставлением типичных колонок строения земной коры в орогенных поясах, платформенных и шельфовых структурах и во впадинах окраинных морей.

Изначально мощная континентальная кора, сформировавшаяся в конструктивных процессах складчатости и орогенеза, превращается в депрессиях окраинных морей в маломощную кору, сходную по строению с океанической корой, что характеризует этот деструктивный процесс как океанизацию континентальной коры на пути превращения активных континентальных окраин в пассивные.

При этом офиолитовые эвгеосинклинальные формации, генерирующиеся в рифтогенных прогибах окраинных морей, попадают в основание геосинклинальных отложений прогибов океанического дна, свойственных пассивным континентальным окраинам, на которых они устанавливаются по магнитометрическим и сейсмическим данным.

Таким образом можно сделать ряд следующих выводов. Офиолитовая формация широко распространена в разнообразных эвгеосинклиналях. Нижняя часть разреза такой формации состоит из ультраосновных, часто серпентинизированных пород - гарцбургитов, дунитов; выше располагается так называемый расслоенный или кумулятивный комплекс габброидов и амфиболитов; еще выше - комплекс параллельных даек, сменяющийся подушечными толеитовыми базальтами, перекрываемыми кремнистыми сланцами.

Такая последовательность близка разрезу океанской коры. Значение этого сходства трудно переоценить.

Офиолитовая формация в складчатых областях, залегающая, как правило, в покровных пластинах, является реликтом, следами былого морского бассейна с корой океанского типа. Отсюда не следует, что океан отождествляется с геосинклинальным поясом.

Кора океанского типа могла располагаться только в его центре, а по периферии это была сложная система островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов, как и сама кора океанского типа могла быть в окраинных морях. Последующее сокращение океанского пространства приводило к сужению подвижного пояса в несколько раз. Океанская кора в основании эвгеосинклинальных зон может быть как древней, так и новообразованной, сформировавшейся при раскалывании и раздвиге континентальных массивов.

2. МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ПЛАТФОРМ И МОБИЛЬНЫХ ПОЯСОВ

Для платформ характерен и специфический магматизм, проявляющийся в моменты их тектономагматической активизации [4, с. 156].

Магматическая деятельность в пределах платформ, как уже указывалось, проявляется в слабой степени.

Интрузии кислого и щелочного состава, известные на платформах, имеют незначительные размеры и сконцентрированы главным образом на их окраинах.

Значительно шире на платформах распространены магматические процессы, приводящие к образованию основных пород, получивших название «трапповой формации».

Наиболее типична трапповая формация , объединяющая вулканические продукты - лавы и туфы и интрузивы, сложенные толеитовыми базальтами континентального типа с несколько повышенным по отношению к океанским содержанием оксида калия, но все же не превышающим 1- 1,5 %. Объем продуктов трапповой формации может достигать 1-2 млн. км3 , как, например, на Сибирской платформе. Очень важное значение имеет щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка) [4, с. 156].

Начальные и средние фазы траппового магматизма, по А. П. Лебедеву, были главным образом эффузивными. В это время возникли покровы базальтов и долеритов и накопилось значительное количество туфов. Заключительная фаза выражена в образовании пластовых залежей (силлов), образующих многоэтажные внедрения и реже секущие тела в виде жил, даек, столбообразных штоков, трубок и иногда сети тонких неправильных жил (штокверков). Время образования трапповой формации на платформах связывается с периодами их общего растяжения.

Слабая интрузивная деятельность на платформах является основной чертой их развития, отличающей платформы от складчатых областей. Возможно, что переход из геосинклинальной стадии в платформенную вызывается главным образом прекращением образования кислой магмы.

Подвижные пояса представляют вторую важнейшую категорию тектонических областей континентов, а также зон перехода между ними и океанами. Они были заложены в основном в позднем протерозое. В своем развитии они проходят два главных мегаэтапа, смена которых происходила в разных поясах и даже в разных частях одного пояса разновременно,— геосиклинальный (местами еще не закончившийся) и постгеосинклинальный.

Геосинклинальный мегаэтап характеризуется наибольшей тектонической подвижностью, выраженной в резко дифференцированных вертикальных (с преобладанием погружений) и горизонтальных движениях большой амплитуды, и в целом более высоким, хотя и непостоянным, термическим режимом в коре и верхней мантии. В течение этого мегаэтапа протекают процессы преобразования коры и усложнения структуры ее верхних горизонтов, в связи с чем областям, находящимся на разных его стадиях, нельзя дать общую структурную характеристику.

Постгеосинклинальный мегаэтап начинается с возникновения на месте отмершего геосинклинального пояса (или его части) эпигеосинклинального складчатого пояса (или области), тектоническая подвижность и термический режим которого существенно уступают таковым геосинклинального мегаэтапа, но заметно превосходят в этих отношениях древние платформы.

Современные представления о строении и эволюции геосинклинальных поясов и областей еще недостаточно полны, схематичны и существенно различаются в зависимости от положенных в их основу геотектонических концепций. Заложение этих поясов и отдельных прогибов внутри них в одних случаях происходило на коре океанического типа (это, вероятно, относится к значительной части Тихоокеанского пояса), в других — на континентальной коре.

Геосинклинальньм областям свойственны высокие скорости и масштабы как вертикальных, так и горизонтальных движений, их резкая дифференцированность на площади, линейность и субпараллелизм в расположении частных тектонических зон, отличающихся по интенсивности и направлению движений, обусловленные существованием многочисленных продольных долгоживущих глубинных разломов.

В целом погружения на площади пояса превалируют над поднятиями, в итоге формируются очень мощные толщи осадочного и вулканического материала, и суммарный эффект опусканий далеко не полностью компенсируется поднятиями на завершающих стадиях. В связи с большими скоростями вертикальных движений, их контрастностью в крест простирания геосинклинальных областей в; любой момент их развития обычно отсутствует полная компенсация погружения аккумуляцией, а поднятий — денудацией, с чем связан неровный, контрастный рельеф с сочетанием удлиненных.

Таким образом, можно сделать вывод, что магматические формации более были распространены в пределах мобильных поясов.

Подвижные геосинклинальные пояса являются чрезвычайно важным структурным элементом земной коры, обычно располагающимся в зоне перехода от континента к океану и в процессе эволюции формирующим мощную континентальную кору. Смысл эволюции геосинклинали заключается в образовании прогиба в земной коре в условиях тектонического растяжения. Этот процесс сопровождается подводными вулканическими излияниями, накоплением глубоководных терригенных и кремнистых отложений. Затем возникают частные поднятия, структура прогиба усложняется и за счет размыва поднятий, сложенных основными вулканитами, формируются граувакковые песчаники. Распределение фаций становится более прихотливым, появляются рифовые постройки, карбонатные толщи, а вулканизм более дифференцированным. Наконец, поднятия разрастаются, происходит своеобразная инверсия прогибов, внедряются гранитные интрузивы и все отложения сминаются в складки. На месте геосинклинали возникает горное поднятие, перед фронтом которого растут передовые прогибы, заполняемые молассами - грубообломочными продуктами разрушения гор, а в последних развивается наземный вулканизм, поставляющий продукты среднего и кислого состава - андезиты, дациты, риолиты. В дальнейшем горно-складчатое сооружение размывается, так как темп поднятий падает, и ороген превращается в пенепленизированную равнину.

3. ПОРОДЫ ГРУППЫ НЕФЕЛИНОВЫХ СИЕНИТОВ – ФОНОЛИТОВ

В этой группе преобладающими являются интузивные породы и им принадлежит наибольшее разнообразие структур [1, с. 340]. Собственно говоря, разнообразие свойственно не структуре пород в целом, а деталям структур, что объясняется значительным развитием метасоматических преобразований, свойственных щелочным породам.

Чаще всего встречается гипидиоморфизернистая структура, проявляющаяся здесь в собой разновидности, которую называют агпаитовой. Характерное отличие ее состоит в большем идиоморфизме бесцветных минералов – нефелина и щелочного полевого шпата – по отношению к цветным минералам.

Нередко нефелин является наложенным, и такие породы следует называть нефелинизированными.

Очень большое значение для структур нефелиновых сиенитов имеют соотношение нефелина и щелочного полевого шпата; наблюдается больший идиоморфизм то нефелина, то калишпата, а также очень тесные и причудливые взаимные прорастания обоих минералов с образованием дактилоскопических структур, обычно рассматриваемых авторами как структуры замещения[1, с. 340].

Калиевый полевой шпат представлен различными разновидностями – ортоклазом и анортоклазом, решетчатым и нерешетчатым микролином, в породах Хибин – нередко микроклин – изопертитом.

Очень большую роль в некоторых нефелитовых сиенитах играет альбит. Особенно характерны в этом отношении мариуполиты Приазовья; изучение их в шлифах показывает постепенное замещение альбитом нефелина, с превращением крупнозернистого уртита в мелкозернистый мариуполит. Альбит замещает и цветные минералы, например, биотит.

Нефелиновые сиениты и родственные им уртиты характеризуется высоким содержанием акцессорных минералов, которые по своему количеству могут занимать место породообразующих минералов и влиять на характер структуры пород, нередко образуя фенокристалы. Таковы, например, апатит и сфен в нефелиновых сиенитах и уртитах Хибин, циркон в мариуполитах. Интесивное метасоматическое развитие крупных идиопластов эвдиалита в луяврите создает особую породу – эвдиалитит с криптобластовой структурой.

Уртиты обладают также гипидиоморфиозернистыми структурами с развитием наложенных метасоматических преобразований в виде карбонатизации, эвдиалитизации с проявлением графических структур замещения, например эгрина нефелином, нефелина калишпатом, а также рекреационных структур.

Текстура нефелиновых сиенитов – фонолинов и уртитов гранитоидная, то есть массивная или трахитоидная, с параллельным расположением таблитчатых полевых шпатов. Наблюдаются полосчатая текстура, например у миаскитов, гнейсовидная, или очковополосчатая, урисчорритов, параллельно – линзовая у нефелин апатитовой породы Хибин, а также пегматоидная с участками расходяще – лучистой текстуры. Часты также и «солнца» - эгириновые, турмалиновые.

Особую подгруппу составляют псевдолейцитовые сиениты, характеризующиеся наличием псевдолейцита, показывающего под микроскопом дактилоскопическую структуру.

Нередко псевдолейцитовые образования являются очень крупными ( до 4 см в длину) и имеющими очень сложную зональную структуру. Они играют роль фенокристаллов; структура таких пород имеет характер порфировидной с поликристаллической гипидиоморфиозернистой основной массой.

4. ГРАНУЛИТОВАЯ И ЭКЛОГИТОВАЯ ФАЦИЯ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА; УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ, РАСПРОСТРАНЕНИЕ, ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

Под метаморфизмом понимают изменение и преобразование горных пород под влиянием различных эндогенных геологических процессов, вызывающих значительные изменения термодинамических условий (прежде всего температуры и давления) [8, с. 20].

Все преобразования в горных породах при процессах метаморфизма происходят путем их перекристаллизации в твердом состоянии. Метаморфизму могут подвергаться горные породы любого происхождения - осадочные, магматические и ранее существовавшие метаморфические.

Степень изменения первичных горных пород (степень метаморфизма) может быть самой различной - от незначительных преобразований до полного изменения состава и облика пород [8, с. 20].

По преобладающей роли в процессе тех или иных факторов, а также в зависимости от масштабов явлений метаморфизма в пространстве выделяют отдельные виды, или типы метаморфизма. Основными типами метаморфизма являются региональный, контактовый и динамометаморфизм.

Региональный метаморфизм является наиболее распространенным и важным видом метаморфизма, поскольку охватывает огромные площади или целые регионы [8, с. 21].

Он проявляется в условиях, когда отдельные участки земной коры испытывают длительное прогрессивное погружение, в результате чегогорные породы перемещаются из верхних горизонтов земной коры в более глубокие. Обычно прогибание компенсируется осадконаполнением и в качестве главных факторов регионального метаморфизма, таким образом, выступает петростатическое давление и температура, постепенное повышение которой обусловлено геотермическим градиентом; существенную роль также может играть односторонне боковое давление и химически активные вещества.

В глубинных зонах земной коры может проявляться особая стадия регионального метаморфизма, называемая ультраметаморфизмом. Расплавы, возникающие при ультраметаморфизме и имеющие обычно гранитный состав, проникают во вмещающие породы, пронизывают их, образуя своеобразные породы смешанного состава - мигматиты. Широко развиты мигматиты в пределах древних щитов - Балтийского, Украинского, Алданского.

В настоящее время, говоря о зонах метаморфизма, имеют в виду всю совокупность физико - химических условий, создающихся на той или иной глубине. В соответствии с этим большинство исследователей для характеристики процессов метаморфизма и классификации метаморфических пород пользуются понятием о метаморфических фациях.

Принцип метаморфических фаций был предложен ученым П. Эскола (1915, 1920), сформулировавшим его следующим образом – в любой фации метаморфизма, породы которой находятся в химическом равновесии и достигли одинаковых условий температуры и давления, минеральный состав каждой из этих пород определяется только общим химическим составом.

Отсюда следует, что минеральный состав метаморфических пород является функцией их химического состава и физических условий мета- морфизма. При разных термодинамических условиях из пород одного и того же химического состава образуются породы, характеризующиеся разными минеральными ассоциациями.

Под метаморфической фацией понимается группа пород разного состава, образовавшихся в сходных термодинамических условиях. В качестве показателей этих условий используют так называемые индекс - минералы, устойчивые в строго определенных условиях температуры и давления.

Зависимость фаций от основых показателей и примеры пород приведены в таблице 1 [1].

Таблица 1. Фации регионального метаморфизма

Тип метаморфизма Фации метаморфизма Давление (МПа) Температурный интервал (°C) Примеры пород
Регинальный метаморфизм Зелёных сланцев 200—900 300—600 Зелёные сланцы, хлорит-серицитовые сланцы
Эпидот-амфиболитовая 500—650 Амфиболиты, слюдяные сланцы
Амфиболитовая 550—800 Амфиболиты, биотитовые парагнейсы
Гранулитовая > (700—800) Гранулиты, гиперстеновые парагнейсы
Кианитовые сланцы > 900 500—700 Кианитовые сланцы
Эклогитовая Эклогиты

Таким образом, гранулитовая фация – фация соответствующая температуре метаморфизма – от 750–800 0С до 900–1000 0С, давление от 4–5 кбар до 12–13 кбар.

Сверху по температуре и давлению поле фации ограничено линией плавления базальта, устойчивости альмандина и доломита. Субфации не выделяются.

Эклогитовая фация – фация соответствующая температуре метаморфизма, которая изменяется от 850 0С до 1000 0С, а давление превышает 14 кбар.

Нижний температурный предел фации фиксируется наличием граната с содержанием пиропового минала не менее 50 %.

5. АГПАИТОВЫЙ ПОРЯДОК КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Магматические горные породы образуются в результате затвердевания магм, которые выходят в нижнюю часть земной коры или в верхнюю мантию [3, с. 93].

При подъёме вверх во время геотектонических процессов, магмы теряют температуру и затвердевают. При затвердевании до выхода их на поверхность земли, образуются породы, которые получили название интрузивных, или плутонических.

Горные породы, образовавшиеся на большой глубине более 2 км, называются также абиссальными, или глубинными. Магмы достигшие земной поверхности в жидком состоянии и излившиеся из вулканов, образуют эффузивные, или вулканические, горные породы. Они называются также излившимися породами.

Агпаитовый порядок кристаллизации магматических горных пород – это особый ход кристаллизации магматического раплава, когда лейкократовые минералы (полевые шпаты, фельдшпатиды) выделяются раньше меланократовых (метасиликатов, слюд).

Агпаитовый порядок кристаллизации часто наблюдается в щелочных горных породах.

Породы агпаитового ряда образуются, если Na2O + K2O больше или равно Al2O3, если меньше Al2O3, – миаскитового с невысоким содержанием химических элементов.

По Л. Н. Когарко, с появлением щелочного магматизма на границе архея – протерозоя связывают резкую смену геодинамического режима Земли. Происходит субдукция окисленной океанической коры, содержащей повышенные концентрации летучих компонентов. Появление окисленной флюидной фазы способствует началу крупномасштабных метасоматических процессов и генезису щелочных магм, обогащенных рудными литофильными элементами.

Крупнейший в мире щелочной массив находится в Хибинах, меньшие его площади встречаются на Урале, в Восточной Сибири, Гренландии, Южной и Восточной Африке и других регионах.

В щелочной магме содержание Na и K достигает 15 %, в базальтах 5–7 %. Количество SiO2 понижено, могут отсутствовать кварц, полевые шпаты, основные породы нефелинового ряда.

По содержанию SiO2 одни щелочные породы относятся к ультраосновным, другие – к основным и средним. В них могут концентрироваться Li, Rb, Сs, Сa, Sr, Ti, Zr, Hf, Th,. Nb, Ta, U, Ga, Tl, P, F, Cl.

В некоторых видах щелочной магмы господствует окислительная или восстановительная обстановка.

Амфотерные элементы образуют комплексные анионы с большим радиусом и пониженной энергией кристаллической решетки, поэтому кристаллизация начинается с бесцветных минералов и заканчивается цветными, что противоположно порядку кристаллизации других магм. В щелочных магмах высокая концентрация летучих F, Cl, CO2, S, P и др., а также большое разнообразие минералов (в Ловозерском массиве около 300). Главные минералы – нефелин, пироксен, апатит, полевые шпаты – содержат изоморфные редкие элементы (Sr, РЗЭ, Rb, Cs, Gа, Nb, Ta).

Щелочные породы относятся к полигенетическим.


СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

1. Ананьев, В. П., Потапов, А. Д. Основы геологии, минералогии и петрографии: Учебник для вузов/В. П. Ананьев, А. Д. Потапов.- М.: Издательство «Высшая школа», 2008.- 400с.

2. Емельяненко, П. Ф., Яковлева, Е. Б. Петрография магматических и метаморфических пород/П. Ф. Емельяненко, Е. Б. Яковлева.- М.: Издательство МГУ, 1985.- 487с.

3. Карлович, И. А. Геология: 3-е изд. перераб. и доп. – М.: Трикста; Академический проект, 2005.- 703с.

4. Короновский, Н. В., Общая геология: Учебник/ Н. В. Короновский.- М.: КДУ, 2006.- 528с.

5. Маркушев, А. А., Бобров, А. Б. Метаморфическая петрология: Учебник/А. А. Маркушев, А. Б. Бобров.- М.: Издательство МГУ, 2005.- 256с.

6. Основы минералогии, кристаллографии и петрографии [Текст]/Н. А. Платов [и др.].- М.: МГСУ, 2007.- 158с.

7. Полянин, В. С. Структурная геология и геологическое картирование/В. С. Полянин – Казань: Издательство Казанского государственного университета, 2009.- 56с.

8. Сизых, А. И., Юденко, М. А. Петрография метаморфических пород: Учебное пособие.- Иркутск: Издательство Иркутского университета,2007.- 123с.

Оценить/Добавить комментарий
Имя
Оценка
Комментарии:
Где скачать еще рефератов? Здесь: letsdoit777.blogspot.com
Евгений08:00:10 19 марта 2016
Кто еще хочет зарабатывать от 9000 рублей в день "Чистых Денег"? Узнайте как: business1777.blogspot.com ! Cпециально для студентов!
07:57:17 29 ноября 2015

Работы, похожие на Контрольная работа: Особенности олифолитовой и магматической формаций

Назад
Меню
Главная
Рефераты
Благодарности
Опрос
Станете ли вы заказывать работу за деньги, если не найдете ее в Интернете?

Да, в любом случае.
Да, но только в случае крайней необходимости.
Возможно, в зависимости от цены.
Нет, напишу его сам.
Нет, забью.



Результаты(150370)
Комментарии (1830)
Copyright © 2005-2016 BestReferat.ru bestreferat@mail.ru       реклама на сайте

Рейтинг@Mail.ru