Державна мова - мова професійного спілкування. 4 страница

Наиболее распространенными породами этой группы являются ийолиты, которые через мельтейгиты постепенными переходами связаны с меланократовыми, почти мономинеральными якупирангитами и более лейкократовыми уртитами. Нефелинолиты очень редки.

В основном эти породы не образуют самостоятельных интрузивных тел, а находятся в ассоциации с габбро, сиенитами, карбонатитами и др. Пироксены обычно представлены эгирин-авгитом или титан-авгитом. Суммарное содержание щелочей от 1-5 % (якупирангиты) до 22% (уртиты, нефелинолиты), а глинозема – от 5 % (якупирангиты) до 34% (нефелинолиты). Коэффициент агпаитности в среднем меньше 1, только некоторые уртиты относятся к породам, пересыщенным щелочами. Уртиты (наиболее лейкократовые породы) – зернистые, светлоокрашенные породы с темными выделениями эгирина. Они содержат 50-85 % нефелина (более лейкократовые - нефелинолиты). ПШ не больше 5%. Из акцессорных типичны апатит и сфен. Количество апатита порой возрастает, и намечаются переходы к апатит-нефелиновым породам с содержанием апатита до 85%. Нефелин замещается канкринитом, цеолитом, либнеритом (мусковитовый агрегат). Уртиты содержат наибольшее количество щелочей, могут служить алюминиевой рудой. Они обладают гипидиоморфно-зернистой структурой с идиоморфизмом нефелина по отношению к пироксену. В агпаитовых уртитах содержится клинопироксен диопсид-эгиринового ряда, в плюмазитовых – диопсид-авгитового.

Ийолиты - состоят приблизительно из равных частей нефелина и пироксена. Средне- или крупнозернистые породы серого цвета. Иногда черные призматически удлиненные кристаллы эгирина четко выделяются на фоне нефелина. Пироксен представлен эгирином или эгирин-авгитом, в более меланократовых разновидностях – диопсид-геденбергитом или титан-авгитом. В отдельных случаях в породах есть примесь биотита и арфведсонита. Могут быть содалит, канкринит, апатит, сфен. Нефелин замещается кальцитом, либнеритом. Структура гипидиоморфно-зернистая. Иногда эгирин представлен 2мя генерациями. Мельтейгиты – меланократовые, темно-серые, средне- или крупнозернистые. Состоят из пироксена и нефелина (10-30%). Пироксен представлен эгирин-авгитом и титан-авгитом. Второстепенные – биотит, ортоклаз, апатит, сфен, кальцит. Вторичные – хлориты, цеолиты. Структура гипидиоморфно-зернистая. Титаномагнетит иногда идиоморфен, иногда приурочен к границам зерен, создавая сидеронитовую структуру. Якупирангиты – зеленоватого, темно-серого цвета, входят в ассоциацию с УО, фельдшпатоидными породами и карбонатитами. Состоят из титан-авгита (75-90%), магнетита (до 25%), нефелина (до 15%) и второстепенных – перовскита, апатита, сфена, кальцита. Вторичные – хлорит, цеолит. Если биотит и перовскит становятся породообразующими (до 21% и до 14%) – это бебедуриты. Структура нефелинсодержащих якупирангитов как у мельтейгита. Безнефелиновые – неравномерно-зернистые, силеронитовые. Если преобладает один пироксен, то структура приближается к сотовой, а если несколько, то структура гипидиоморфная с обычным идиоморфизмом преобладающего минерала. Если оказывать флюидное давление на ийолитовую магму, перейдем к уртитам. Подкисление (например, H3PO4) – резкое расширение поля клинопироксена. Это породы умеренных температур (600-700 С). Нефелиниты – вулканические аналоги уртитов. У них широкий диапазон по содержанию нефелина и пироксена, так что они еще и аналоги ийолитов. В них есть лейцит в основной массе (в уртитах нет, т.к. он реагирует с остаточной магмой с образованием псевдолейцита). Структура основной массы нефелинитов похожа на структуру фонолитов (основная масса наследуется от ийолитов (богата темноцветными), а вкрапленники – от уртитов, уже драгого происхождения).

Мы имеем переход от гранитов через сиениты к нефелиновым сиенитам (рис 167) Сиениты в этой системе не имеют температурного минимума и представляют собой «термический барьер». Этим и определяется различная распространенность пород. Сиенитов крайне мало. Сиениты – плутонические, равномерно зернистые и порфировидные полевошпатовые породы, в которых нет кварца и фельдшпатоидов, трахиты – их вулканические аналоги. Жильные аналоги – сельвсбергиты и бостониты.

Сиениты содержат 90-95 об % полевых шпатов. Главный – ортоклаз, иногда с альбитом в твердом растворе. Если много кальция, то к ортоклазу добавляется плагиоклаз. Темноцветных мало, преобладает биотит, есть РО и немного клинопироксена, замещающегося РО. Все темноцветные вытесняются биотитом. Второстепенные – кварц, изредка оливин, нефелин. Акцессорные – апатит, сфен, циркон, ортит, магнетит. Наиболее разнообразны щелочные сиениты. Пуласкиты – ПШ, биотит, диопсид, эгирин, рибекит или арфведсонит. Темноцветных около 10%. Святоноситы – с эгирин-авгитом и известково-железистым гранатом – андрадитом. Щелочные сиениты более распространенные породы, часто ассоциируются с нефелиновыми сиенитами. Нередко массивы этих пород имеют дайкообразную форму. Жильные породы – асхистовые (микросиениты, сиенит-порфиры) и диасхистовые (сиенит-аплиты, сиенит-пегматиты, лампрофиры).Разновидностью сиенит-аплитов являются бостониты состоят из ПШ (без темноцветных). Стыки между отдельными зернами извилистые. ПШ часто распадается с образованием пертитов. Температура их формирования – 700 С. Т.е. это были флюидные расплавы, которые при кристаллизации потеряли свою флюидную часть. Сиенит-пегматиты – гигантозернистые породы, сложенные щелочными ПШ, биотитом, РО, содержат флюорит, мусковит, сфен. Пироксен обычно идиоморфен по отношению к другим минералам. РО развивается вокруг него. В порфировидных сиенитах вкрапленники – КПШ, в меланократовых разновидностях (монцонитах) – плагиоклаз. Текстура массивная, иногда флюидальная. Плагиоклаз – соссюритизация, ПШ – пелитизация, по темноцветным – хлорит, карбонат, эпидот, уралит. Амфиболы в породах нормальной щелочности представлены РО, в щелочных – арфведсонит, рибекит, баркевикит. Оливин редок.

Моноклинные – диопсид, авгит. Ромбических мало, гиперстен, феррогиперстен. Трахиты (=шершавый) получили название из-за основной массы. Сама порода очень пористая из-за трудной дегазации. Характеризуются высоким содержанием щелочей – 9-11.5%. Среди трахитов выделяются натровые, в которых фенокристаллы представлены кислым плагиоклазом (альбит), и калиевые разновидности (КПШ). Также к главным относитятся РО и биотит. Из акцессорных наиболее распространены апатит и агнетит. Среди вкрапленников преобладают санидан и плагиоклаз. Основная масса хорошо аскристаллизована, состоит из табличек щелочного ПШ, подчиненного плагиоклаза и немного стекла. Обладает флюидальностью и гордо носит название трахитовой. Когда трахиты превращаются в палеотипные породы, это ортофиры (К) и кератофиры (Na). Обе породы бескварцевые. Кварцсодержащие – добавляем «кварцевый». Употребляется также название «альбитофиры» - плагиоклаз и ПШ почти полностью замещены альбитом. Рисунок лекции стр 49! (трахитовая стр-ра). Трехиты из-за большой вязкости образуют короткий потоки большой мощности, а также купола и экструзии.Извержения сопровождаются большим количеством пирокластики. На океанических островах развиты натриевые трахиты, в островных дугах и рифтовых зонах – калиевые. О генетической связи трахитов и сиенитов свидетельствует общий состав и обломки сиенитов, выносимые на поверхность при излиянии трахитов. Монцонит – пироксеновый сиенит, состоящий из Pl (чаще лабрадора) и ортоклаза (примерно в равных кол-вах) и содержат до 35% темноцветных (авгит, Bi, зеленая Hb).

В результате замещения ультраосновного субстрата нефелиновыми сиенитами возможно образование большого количества щелочных магм и их интрузивное внедрение. Пример – Хибинский массив на Кольском полуострове, одно из крупнейших месторождений апатита подчинено расслоенному уртит-нефелин-сиенитовому комплексу. Этот массив содержит очень мало УО пород, которые встречаются в нем в виде останцов, г.о., пироксенитов. Нефелиновые сиениты образуют лополитообразное тело, которое расслоилось и дало уртитовый горизонт. Эти нефелиновые сиениты объединяются в щелочно-УО формацию. (Первичные УО подверглись магматическому замещению с образованием нефелиновых сиенитов). При высокой концентрации фосфора происходит расщепление нефелин-сиенитовой магмы на нефелин-сиенитовую и уртитовую (с фосфором) части, а дальше уртитовая часть распадается на уртиты и апатитовые руды, которые обычно залегают в верхних частях уртитовых горизонтов, хотя апатит тяжелее щелочной магмы. Это показывает, что в апатитовой части было много летучих. В Хибинском массиве уртитовый горизонт является самым продуктивным на апатитовое оруденение (В пределах обнаженной части намечаются 2 ийолит-уртитовых слоя). Эта специфика объясняется водным давлением и резким подкислением (г.о. H3PO4).

В этом массиве существуют многочисленные разновидности от уртитов до меланократовых ийолитов, мельтейгитов и даже якупирангитов, которые находятся в ритмическом переслаивании. Для нефелиновых сиенитов характерно чередование лейкократовых и меланократовых слоев. В ийолит-уртитовых породах сильно меняется количество нефелина и пироксена. Здесь выделяется также апатит-сфеновое оруденение, приуроченное в одних случаях к уртитам, в других – к ийолитам, а также сфеновое и титаномагнетитовое, связанное с мельтейгитами и малиньитами (эгирин-авгит 40-60%, ортоклаз 20-25 %, нефелин 15-30%, биотит). Содержание P2O5 в рудах варьирует от 13-19 до 29%. Помимо фосфора руды содержат в промышленных количествах фтор, алюминий, титан, редкие земли и служат для производства удобрений. Рудоносный комплекс уртитов и подчиненных им апатитовых руд является контрастным по химическому составу (минеральный один). Апатит – 47.47 (6,65), нефелин – 34,07 (52,62), эгирин-диопсид – 10,06 (18,5). Сиенит-уртитовое расслаивание массива обусловлено достаточно высоким кальций-натриевым отношением, определяемым повышенным содержанием диопсидового минала в расплаве. Петрографически это прослеживается вхождением ийолитов (нефелин-диопсидовых пород) в состав апатит-уртитовых горизонтов. Если бы кальций-натриевое отношение понизилось, то имело бы место иное расщепление сиенитовых расплавов, в результате которого обособились бы бедные кальцием нормативные фосфаты, связывающие щелочные металлы и отделение гранитных расплавов. Но в Хибинском массиве этого нет.

В комплексы ультраосновных и фельдшпатоидных (нефелиновых) пород нередко входят карбонатные породы – карбонатиты. Чаще всего они приурочены к центральным частям трубчатых массивов кольцевого строения, в которых образуют штоки, дайки. В центральных частях таких массивов залегают дуниты и перидотиты, в краевых – якупирангиты, ийолиты, нефелиновые сиениты. Типичный представитель – Ковдорский массив. Там карбонатиты представлены оливиновыми, магнетитовыми, апатитовыми и флогопитовыми типами. Их неправильные и жилообразные тела образуются путем замещения ранее внедренных пород. Тела слагаются, как правило, несколькими разновидностями карбонатитов, которые разделяются резкими границами, но не различаются по парагенезисам минералов, а только по количественному минеральному составу. Эти соотношения отражают ликвационную природу этих тел.

В состав интрузивных комплексов входят карбонатиты, состоящие из карбонатов с примесью силикатных, фосфатных и окисных минералов. Карбонаты представлены кальцитом, реже доломитом и анкеритом, еще реже – сидеритом, отмечаются натриевые карбонаты. Они слагают до 95% пород. В числе силикатных преобладает оливин до 15%, а также эгирин-авгит, флогопит, хлорит. Другие минералы – фторапатит, магнетит, пирит, барит, пирохлор и т.д. Все эти минералы распределены неравномерно, иногда полосчато. Структура пород нередко неравномерно-зернистая, отмечаются порфировидные структуры.

По составу карбонатов выделяются несколько типов. Сёвиты – кальцит незначительной примесью доломита и анкерита, богаты апатитом и силикатными минералами. Альвикит – тонкозернистый кальцитовый карбонат с незначительной примесью некарбонатных минералов. Бефорситы – доломитовые карбонатиты, раухаугиты – анкеритовые карбонатиты.

Отмечаются также эффузивные карбонатиты. В областях молодого щелочного магматизма Африки известны вулканические аппараты, сложенные карбонатитами в ассоциации со щелочными эффузивами. Лавовые излияния карбонатитов в комплексе с нефелинитами, фонолитами, трахитами в эффузивном комплексе вулкана Олдоиньо-Ленгаи.

С карбонатитами связаны месторождения высокосортного магнетита (Ковдор) и апатита. Карбонатитам свойственны высокие содержания ниобия, урана и тория, которые концентрируются в пирохлоре. Породы, промежуточные по составу между ийолитами и карбонатитами, - нгуруманиты. Состоят из нефелина, клинопироксена и жеодоподобных выделений кальцита в ассоциации с анальцимом и цеолитами. Отличия интрузивных и эффузивных карбонатитов: В лавах преобладают щелочные карбонаты, а магний и железо (основные в интрузивных) здесь играют подчиненную роль. Первичной, естественно, была щелочная карбонатитовая магма, т.к. она быстро излилась и не эволюционировала. А глубинная магма постоянно прорабатывалась потоками флюидов, которые вымывали щелочные компоненты. В интрузивных породах поэтому сохраняются лишь труднорастворимые фазы.

Гранитные плутоны связаны с вмещающими породами мигматитами (породы смешанного состава, представляющие собой смесь внедренного гранитного вещества в метаморфические породы). Примерами служат древние плутоны, входящие в самую глубинную формацию (гранатовых чарнокитов). Гранат относится к гроссуляр(10-15%)-альмандиновому(80-85%) ряду. С глубиной возрастает его магнезиальность, вплоть до появления пиропа до 50%. В таких условиях биотит уступает место гиперстену, и возникают гиперстеновые граниты – чарнокиты. В Андах гранатовые чарнокиты на глубине 35-40 км (ультраглубинные образования). Состав граната при этом меняется от почти чистого альмандина (8 кбар) до 50 мол % пироповой составляющей (12 кбар). После застывания происходит всплывание гранитов и мигматитов вследствие эрозии, возникают щиты – Балтийский. Это орогенез (одновременное поднятие и эрозия). Чарнокиты состоят из ортоклаза, олигоклаза, кварца и гиперстена, который замещается биотитом. Плагиоклаз чаще образует пертиты в КПШ. Кварц в чарнокитах голубоватый, иногда темный из-за обилия рутила. В чарнокитах всегда имеются зоны обычных биотитовых гранитов в виде зон или внедрений. Там процесс замещения прошел полностью. Чарнокиты широко распространены в Индии. В Антарктиде есть огромная область распространения глубинных формаций – земля Эндерби. Там широко распространены эндербиты. В них ортоклаз имеет подчиненное значение, может полностью отсутствовать, главная роль – у олигоклаза. Эти породы стали выделять как плагиочарнокиты. Иногда на Земле Эндерби выделяются изометричные вытянутые тела чарнокитов. У эндербитов - равный идиоморфизм плагиоклаза, ортоклаза и кварца. В чарнокитах намечается эта последовательность идиоморфизма по убыванию. В чарнокитах КПШ входит в состав нормальной последовательности идиоморфизма (дает гипидиоморфно-зернистую структуру), в эндербитах он образует вростки в плагиоклазе – антипертиты (т.е. он развивается с замещением плагиоклаза). Стало ясно, что эндербиты не просто плагиограниты, а измененные гнейсы. При любом составе флюида К будет концентрироваться в расплаве, а натрий во флюиде. Поэтому гранитный расплав – концентратор калия, а раствор, выходящий из него, - концентратор натрия. Т.е. чарнокиты – продукты магматизма, а эндербиты – продукты гранитизации. Эндербинизация – изменение вмещающих пород под действием флюидов, выходящих из чарнокитовой магмы. В гранитах накапливается калий, а в гнейсах идут процессы, связанные с накоплением натрия. Эндербиты были выделены английским петрографом Тилли. Рассмотренные породы хорошо попадают под определение мигматитов.

1. Предмет, методы и история развития петрографии. Связь петрографии с другими науками о Земле.

2. Интертелурическая кристализация магм и понятие о поливациальности изверженных пород.

3. Кристаллизация магм, два типа диаграмм плавкости, влияние на них флюидного давления.

4. Главные механизмы дифференциации магматических расплавов.

5. Структуры и текстуры горных пород как индикаторы физ-хим условий, их формирование.

6. Жильные породы, их классификация, геологическое положение и происхождение.

7. Формы и условия залегания магматических пород.

8. Пирокластические горные породы.

9. Последовательность кристализации минералов. Условия кристализации водных минералов.

10. Принцип кислотно-основного взаимодействия компонентов Д.С. Кожинского

11. Петрохимическая систематика горных пород, их разделение по содержанию кремнезема и щелочей и по коэффиценту агпаитности.

12. Разделение горных пород по фациям глубинности с использованием диаграммы "температура - флюидное давление". Положение на ней линии солидуса для магм разной кремнистости и щелочности.

13. Орогенный и рифтогенный тренды дифференциации магм. Диаграммы...

14. Строенние Солнечной системы и проихожденние планет.

15. Развитие планет гигантов и их спутников.

16. Понятие о поясе астеройдов и происхождение метеоритов. Разделение метеоритов на гелеоцентрический и планетоцентричесский типы.

17. Планеты земной группы, их состав, строение и происхожденние.

18. Строение Земли, состав ее ядра и оболочек.

19. Флюидные компоненты и причины эндогенной актавности планет. Магнитное поле Земли.

20. Происхождение спутников планет.

21. Петрография и главные типы хондритов. Правило Прайора.

22. Железные метеориты, палласиты и аходриты.

23. Алмазаносные метеориты, их состав и строение.

24. Лунные породы, их главные типы и специфика.

25. Главные формационные типы магматизма, связанного с рифтогенезом, незгенезом и орогенезом.

26. Магматизм срединно-океанических хребтов.

27. Магматизм океанических островов.

28. Магматизм континентальных окраин и отровных дуг.

29. Магматизм платформ.
30. Ультрамафиты нормальной щелочности.

31. Разделение ультрамафитов на породы дунит - гарцбургитовов и дунит верлитовой формаций.

32. Офиолиты, их состав, строение и происхождение. Серпентинизация гипербазитов и ее типы.

33. Металлогенетическаая специализация гипербазитов на хромитовый и платиновый типы оруденения. Диаграмма хромшпинелидов.

34. Кольцевые массивы. Кондерский массив.

35. Стратиформные интрузивы. Бушвельд.

36.Коматиты, их петрография, формы залегания и типы.

37.Кимберлиты и лампроиты. Алмазоносный магматизм.

38.Плутонические породы основного состава нормальной щелочности. Химический и минеральный составы.

39.Вулканические породы основного состава нормальной щелочности и их палеотипные аналоги.

40.Анортозиты, их типы и происхождение.

41.Базальты и долериты, разделение на пижонитовый и гиперстеновый типы и их геологическое положение.

42.Средние плутонические породы нормальной щелочности, их вулканические аналоги.

43.Вулканические породы среднего состава нормальной щелочности.

44.Андезиты, их состав и происхождение. Представление об андезитовом минимуме и андезитовой линии.

45.Плутонические породы кислого состава нормальной щелочности.

46.Вулканические породы кислого состава. Вулканические стекла.

47.Основная масса кислых эффузивов и механизмы образования ее неоднородности.

48.Кварцевые диориты и гранодиориты.

49.Плутонические породы кислого состава повышенной щелочности и щелочные.

50.Граниты рапакиви и механизм образования их структуры.

51.Типы гранитных пегматитов и процессы их образования.

52.Происхождение гранитов - дифференциатов базальтовой магмы и гранитов корового типа.

53.Фельдшпатоидные породы среднего состава(неф.сиениты...). Химический и минеральный составы.

54.Фельдшпатоидные(бесполевошпатные) породы (якупирангиты...).

55.Породы среднего состава повышенной щелочности(сиениты, трахиты).

56.Хибинский нефелин-сиенитовый массив и происхождение подчиненных ему апатитовых руд.

57.Карбонатитовый магматизм, парагенезисы пород.

58.Эндербиты и чарнокиты.

Українську мову проголошено державною, і це означає, що вона повинна розширити свої суспільно-комунікативні функції: у більшості сфер наукової діяльності, у системі вищої освіти, державно-політичної діяльності тощо. Розширення сфер функціонування української мови, піднесення її престижу значною мірою залежить від мовного навчання та мовного виховання. Українська мова професійного спілкування – це нормативна навчальна дисципліна, яка вивчає норми сучасної української літературної мови з метою подальшого їх застосування у професійній діяльності Об’єктом вивчення дисципліни є мовні норми – правила, своєрідні мовні закони. Їх реалізація сприяє побудові правильного усного та писемного мовлення. Вони є обов’язковими для всіх носіїв літературної мови. Дотримання мовних норм свідчить про досконале володіння літературною мовою. Предметом вивчення дисципліни є функціонування мовних норм. Мовні норми сучасної літературної української мови неоднаково представлені у різних професійних сферах: для одних певні норми є бажаними, для інших недоречними. Під час вивчення дисципліни «Українська мова професійного спілкування» наголошується переважно на тих особливостях мовних норм, які є найхарактернішими для фахових текстів. Метою вивчення курсу «Українська мова професійного спілкування» є поглиблення та розширення мовних знань, умінь та навичок, які є необхідними для подальшого застосування в професійній діяльності.

Дата добавления: 2015-01-03