На бирже курсовых и дипломных проектов можно найти образцы готовых работ или получить помощь в написании уникальных курсовых работ, дипломов, лабораторных работ, контрольных работ, диссертаций, рефератов. Так же вы мажете самостоятельно повысить уникальность своей работы для прохождения проверки на плагиат всего за несколько минут.

ЛИЧНЫЙ КАБИНЕТ 

 

Здравствуйте гость!

 

Логин:

Пароль:

 

Запомнить

 

 

Забыли пароль? Регистрация

Повышение уникальности

Предлагаем нашим посетителям воспользоваться бесплатным программным обеспечением «StudentHelp», которое позволит вам всего за несколько минут, выполнить повышение уникальности любого файла в формате MS Word. После такого повышения уникальности, ваша работа легко пройдете проверку в системах антиплагиат вуз, antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru. Программа «StudentHelp» работает по уникальной технологии и при повышении уникальности не вставляет в текст скрытых символов, и даже если препод скопирует текст в блокнот – не увидит ни каких отличий от текста в Word файле.

Результат поиска


Наименование:


курсовая работа Минералы ультраосновных пород бассейна р. Кингаш

Информация:

Тип работы: курсовая работа. Добавлен: 07.05.2012. Сдан: 2011. Страниц: 7. Уникальность по antiplagiat.ru: < 30%

Описание (план):


Содержание 
 

Введение                                                                                                                                       3
        1.Геологическое строение района                                                                                     4
        2.Основные признаки оптической диагностики  минералов                                           7
               2.1 Форма кристаллов и спайность минералов                                                         7
               2.2 Цвет и плеохроизм минералов                                                                               8
               2.3 Показатель преломления, рельеф, шагреневая поверхность и
                     псевдоабсорбция минералов                                                                                  9
               2.4 Величина двупреломления минералов                                                                 10
               2.5 Характер погасания и знак удлинения минералов                                              13
        3.Описание породообразующих и акцессорных минералов в шлифах бассейна
           р. Кингаш                                                                                                                           15       
Заключение                                                                                                                                  18 
Список  литературы                                                                                                                      19 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

Введение 

         Петрография (петрология) — наука геологического цикла, в задачу которой входит всестороннее изучение горных пород. Под названием «горная порода» понимается природный минеральный агрегат более или менее определенного состава и строения, являющийся продуктом геологических процессов и образующий в земной коре самостоятельные тела. Универсальным методом исследования горных пород является изучение их в шлифах под микроскопом. Для большинства горных пород этот метод позволяет быстро и достаточно точно определять минеральный состав породы, детали ее строения, характер и степень вторичных изменений и ряд других особенностей.
         Основной целью курсовой работы является закрепление и обобщение полученных знаний по петрографии, развитие навыков определения минералов по их оптическим свойствам.
         Для выполнения курсовой работы  было использовано два шлифа,  взятых с массива р. Кингаш. Исследования проводились с использованием микроскопа при одном и скрещенных николях. 
         Кингашский массив, как один из  петротипов ультрамафит-мафитовых  комплексов Каннской медно-никелевой  провинции, обнаруживает к себе  постоянный интерес исследователей  из-за локализованных здесь промышленных запасов платиноносных сульфидных руд. Кингашское магматогенное месторождение с крупными запасами платиноидно-медно-никелевых руд является уникальным и эталонным для новой Саянской никель-платиноносной провинции. История его изучения насчитывает уже более 40 лет, однако, до сих пор нет единого мнения о петрогенезисе данного объекта. В частности ряд ученых предлагают относить породы Кингашского и пространственно ассоциирующих с ним многочисленных ультрамафит-мафитовых тел к продуктам коматиитового магматизма древних зеленокаменных поясов в складчатом обрамлении Сибирской платформы. Другие сравнивают этот массив с дифференцированными дунит-пироксенит-габбровыми интрузиями, а третьи указывают на его многофазную природу
и возможную  полиформационность.
        Данные о геохимческих и изотопно-геохимических  особенностях главных петрографических  разновидностей Кингашского месторождения  позволяют говорить об их полихронной  природе, существенных различиях  в источниках вещества и достаточно  сложной геодинамической истории формирования. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

1. Геологическое строение района 

        Геотектоническая позиция исследуемого объекта определяется приуроченностью к Идарскому зеленокаменному поясу, представляющему собой фрагменты протерозойской океанической коры в сутурной зоне Каннского микроконтинента и юго-западной окраины Сибирского кратона. Не смотря на локализацию среди глубоко метаморфизованных образований бирюсинской серии позднего архея (плагиогнейсы и кристаллические сланцы с прослоями амфиболитов и мраморов), временные рубежи формирования ультрабазитов и базитов этой структуры остаются проблематичными. Как правило, их границы с вмещающими метаосадочными толщами носят тектонический характер и отражают динамометаморфические события, которые имели место в венде и раннем палеозое. Тем не менее, интрузивная природа ультраосновных пород не вызывает сомнений и подтверждается развитием кумулятивных структур с отчетливым идиоморфизмом оливина по отношению к другим минералам.
        Исследуемый плутон является одним из наиболее крупных (3?0,7 км?) в составе зеленокаменного пояса и расположен в долине р. Кингаш, в её верхнем  течении.
В плане  он имеет линзовидную форму с  отчетливым северо-западным простиранием, субсогласным вмещающим структурам, и состоит из двух примерно равных по размерам тел соответственно ультрабазитового и габброидного состава, на контакте которых получили подчиненное распространение верлиты и оливиновые пироксениты. По данным буровых работ и глубинной геофизики предполагается лополитоподобная морфология Кингашского массива со следующим гипсометрическим положением главных горнопородных ассоциаций (снизу вверх): ультрабазитовая > верлит-пироксенитовая > габброидная.
        Внутренняя неоднородность ультраосновных пород подчеркивается вариациями в их составе сульфидов, плагиоклаза, пироксена и других интерстициальных минералов, которые рассматриваются многими исследователями в качестве элементов первичной магматической расслоенности, а также локальными горизонтами габбро-амфиболитов. Тем не менее, каких-либо закономерностей в вертикальной ритмичности при распределении петрографических разновидностей, представленных преимущественно пироксен- и плагиоклазсодержащими дунитами, а также их серпенитизированными разностями, не наблюдается. Данный факт косвенно подтверждает автономность процессов дифференциации в гипербазитовом теле. Структурно-текстурная анизотропия габброидов чаще выражена в гнейсовидности и полосчатости (т.е. чередовании интервалов, обогащенных салическими и фемическими компонентами или представленных мелко- и средне- крупнозернистыми агрегатами), а также в спорадически встречающихся ксеногенных блоках серпенитизированных дунитов с верлит-пироксенитовыми оторочками в локально проявленных зонах сульфидной минерализации. В целом устанавливается приуроченность меланократовых разновидностей габброидов к придонным горизонтам их интрузивной камеры или ксенолитам ультрамафитов, хотя однозначно считать это свидетельством магматической дифференциации сложно. Более четкие закономерности зонального строения характерны для верлит-пироксенитовой серии, где фиксируется последовательное уменьшение количественной роли оливина в составе пород по мере удаления от границы с гипербазитами и приближения к габброидам. В пироксенитах нередко наблюдаются также признаки замещения протозёрен оливина гранобластовыми кристаллами диопсида.  

 

       Рис.1. Схема геологического строения Кингашского ультрамафит-мафитового плутона (составлена О.М. Глазуновым с соавторами по Кингашской ГРП и Института геохимии СО РАН)
1 – кристаллические сланцы и амфиболиты бирюсинской серии среднего архея; 2 – прослои мраморов в бирюсинской серии; 3 – породы ультрабазитовой серии (плагиоклаз- и пироксеносодержащие дуниты, кумулативные верлиты и их серпентинизированные разновидности); 4 – породы пироксенитовой серии (верлиты, оливиновые клинопироксениты, метавебстериты); 5 – амфиболитизированные габброиды; 6 –платиноносные зоны сульфидной минерализации; 7 – продольные тектонические нарушения регионального характера; 8 – секущие разломы сбросо-сдвиговой природы; 9 – геологические и литологические границы; 10-11 – места отбора исследуемых образцов (10 – скважины колонкового бурения, 11 – траншеи и коренные выходы). 
 
 
 

       Указанные особенности геологического строения Кингашского массива в большей степени отвечают модели его двухфазного становления, предполагающей последовательное внедрение пикритоидного и базальтового расплавов. Их поступление, по-видимому, было разорвано во времени, так как сформировалась контактово-реакционная зона верлит-клинопироксенитового состава. Отсутствие чётких признаков глубокой внутрикамерной дифференциации в структуре обоих интрузивных тел свидетельствует об относительно быстрой их консолидации на малых глубинах. Однако и в таком варианте, кристаллизация ультрабазитовой магмы, даже с учетом её возможного кашеобразного состояния за счет наличия фенокристов оливина, должна сопровождаться “консервацией? поздних дифференциатов в виде зон, обогащенных интерстициальным материалом, - горизонтов кумулативных плагиоверлитов или автономных порций остаточнтго расплава, отвечающих высокомагнезиальным базитам. В качестве примера последних могут рассматриваться жилообразные прослои габбро-амфиболитов, которые осложняют внутреннюю расслоенность дунитов. В этом случае вполне правомерно говорить о вероятном присутствии двух генетических типов габброидов в пределах исследуемого объекта.
       Первичная магматогенная структура Кингашского массива в значительной степени осложнена последующими метаморфическими преобразованиями, что существенно затрудняет её расшифровку. Процессы регионального метаморфизма, реализовавшиеся на уровне эпидот-амфиболитовой фации, практически полностью изменили исходный облик базитов в результате их повсеместной амфиболитизации и локальной гранитизации. Вторичные низкотемпературные изменения с развитием в породах серпентина, актинолита, хлорита, соссюрита, клиноцоизита и других гидросиликатов имели, скорее всего, более позднюю регрессивную природу. Отмечается также тектоническая дезинтеграция плутона, которая обусловлена развитием дизъюнктивных нарушений северо-западного и северо-восточного простирания. Их кинематическая природа окончательно не установлена, хотя для наиболее поздних поперечных разломов по ряду признаков можно предполагать наличие как вертикального, так и горизонтального векторов смещения.  
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

2.Основные признаки оптической диагностики минералов
2.1 Форма кристаллов и спайность минералов
         Форма минералов в породе зависит от их кристаллографических особенностей и условий кристаллизации. Изучение форм и соотношений различных минералов помогает выяснить последовательность их выделения в процессе кристаллизации магмы. В условиях свободного роста образуются кристаллы, обладающие правильными, присущими только данному минералу, очертаниями. При кристаллизации в стесненных условиях не все минералы будут обладать хорошей кристаллографической огранкой. 
Минералы, имеющие собственные характерные очертания, называются идиоморфными. Минералы, приобретающие в процессе роста свою характерную форму только частично, называются гипидиоморфными. Минералы неправильной формы называются ксеноморфными. Наиболее часто в шлифах минералы наблюдаются в виде зерен изометрической, удлиненной в одном направлении и удлиненной в двух направлениях форм. 
          Изометрические зерна развиты во всех направлениях (гранат и др.).  
Удлиненные в одном направлении характеризуются преобладанием длины над шириной более, чем в 3 раза. Среди удлиненных в одном направлении различают призматические (пироксены, амфиболы, турмалин, дистен и др.) и игольчатые (актинолит, эгирин и др.) формы. 
Удлиненные в двух направлениях характеризуются преобладанием длины над шириной менее, чем в 3 раза. Различают таблитчатые (полевые шпаты и др.) формы и, при отсутствии третьего направления, - чешуйчатые (слюды). Следует отметить, что в шлифе мы наблюдаем формы сечений, а не кристаллические формы минералов. Реконструкция последних возможна только при наблюдении многих зерен. Так, например, если наряду с изометрическими сечениями имеются удлиненные, то форма минерала может быть либо призматической, либо таблитчатой.

           Спайность – свойство минералов раскалываться при ударе или давлении по определенным направлениям (чаще всего параллельно граням). В зернах минералов, обладающих спайностью, наблюдается система параллельных трещин, хорошо заметных под микроскопом. При микроскопическом изучении различают: 
1. Весьма совершенную спайность-систему непрерывных параллельных трещин, пересекающих всё зерно; 
2. Совершенную – систему прерывистых параллельных трещин; 
3. Несовершенную – систему коротких параллельных, реже извилистых трещин; 
Кроме спайности в минералах может наблюдаться трещинноватость – наличие беспорядочно располагающихся трещин.

          Характер трещин спайности у одного и того же минерала в зависимости от сечения меняется. Спайность не наблюдается, если срез приходится параллельно или под небольшим углом к плоскости спайности. Наиболее отчетливо спайность проявляется в сечениях, перпендикулярных к плоскости спайности. В промежуточных сечениях спайность выражена неотчетливо. У минералов, обладающих спайностью в двух направлениях, гораздо чаще наблюдаются разрезы с трещинами, проходящими только в одном направлении. Поэтому для правильной и полной характеристики спайности минерала надо обязательно просмотреть все его зерна в исследуемом шлифе.
          Многие минералы обладают спайностью по двум и более направлениям. Для этих минералов спайность в некоторых разрезах будет выражена двумя системами параллельных трещин, пересекающихся под определенным углом. Величина угла между трещинами спайности является диагностическим признаком для пироксенов и амфиболов, сходных между собой по ряду оптических констант. Величина угла спайности пироксенов составляет 87°, амфиболов-56°. Для минералов со спайностью в двух направлениях определяют угол между системами трещин спайности.
 
Порядок определения угла между трещинами  спайности
    Находят зерно с хорошо выраженными, т.е. наиболее тонкими и четкими линиями трещин спайности, которые при подъеме и опускании тубуса микроскопа совсем или почти не смещаются.
    Зерно помещают в центр поля зрения и вращением столика микроскопа одну систему трещин совмещают с вертикальной (или горизонтальной) нитью окуляра и делают отсчет по нониусу. При изучении бесцветных минералов, особенно с показателями преломления, близкими к показателю преломления канадского бальзама, рекомендуется прикрывать диафрагму. В таком случае спайность будет видна более отчетливо.
    Затем столик микроскопа поворачивают до совмещения с той же нитью окуляра второй системы трещин спайности. Делают второй отсчет.
    Разница отсчетов дает величину угла спайности.
        При изучении минералов с двумя системами спайности следует различать, являются ли они пинакоидальными или призматическими. Это можно проверить, включив анализатор и поставив зерно на погасание. Если затем анализатор выключить и посмотреть, как располагается спайность относительно окулярных нитей, то окажется, что при призматической спайности ее следы будут размещаться параллельно нитям, при пинакоидальной – не параллельно. 

2.2 Цвет и плеохроизм минералов 

          Цвет минерала в шлифе зависит от избирательного поглощения лучей различной длины волны, проходящих через тонкий срез минерала. По цвету минералов в шлифе различают окрашенные непрозрачные, окрашенные прозрачные и бесцветные прозрачные. Бесцветными являются минералы, поглощающие лучи разных длин волн с одинаковой интенсивностью. Окрашенными - минералы, поглощающие лучи разных длин волн с неодинаковой интенсивностью. Окраска минералов определяется цветами тех лучей, которые не были поглощены кристаллом при разложении проходящего через него белого света. К окрашенным непрозрачным относятся в основном рудные минералы. В шлифе они выглядят совершенно черными и их детальное определение проводится в отраженном свете по особой методике. Породообразующие минералы являются прозрачными бесцветными или прозрачными окрашенными. В изотропных минералах (кубической сингонии) или в разрезах, перпендикулярных оптической оси анизотропных минералов, цвет в любом направлении является постоянным и зависит от абсорбционной способности минерала и толщины пластинки. В анизотропных минералах в различных направлениях поглощение будет разным, и окраска минералов в зависимости от направления световых колебаний будет меняться. Свойство кристаллов изменять окраску в зависимости от направления световых колебаний, проходящих через них, называется плеохроизмом и обнаруживается при вращении столика микроскопа. У одних минералов плеохроизм выражается в изменении цвета, например от бледно-зеленого до бледно-розового (гиперстен); у других - в изменении интенсивности окраски, например от темно-зеленого до светло-зеленого (роговая обманка); у третьих - в изменении и цвета и интенсивности, например от темного зеленовато-бурого до светло-коричневого (биотит).
         Однако при изучении плеохроизма следует помнить, что зерна одного и того же минерала, различно ориентированные в шлифе, могут обладать разным характером изменения цвета, а в некоторых случаях даже не менять окраску при вращении столика микроскопа. Так, у биотита в сечениях со спайностью плеохроизм выражен отчетливо, а в зернах без спайности - отсутствует совсем или заметен очень слабо.      
         Наиболее интенсивно плеохроизм проявляется в главном сечении оптической индикатрисы. В разрезе, перпендикулярном оптической оси, плеохроизм отсутствует, в косых разрезах - едва заметен. Для ряда минералов плеохроизм служит важнейшим диагностическим признаком (гиперстен, эгирин, различные амфиболы, эпидот и др.).
Порядок изучения плеохроизма
    Регулируют микроскоп (освещение, центрировка объектива).
    Устанавливают на столике шлиф с окрашенным минералом.
    Вращая столик микроскопа, наблюдают за характером изменения окраски зерен минерала в различных разрезах.
    Выбирают зерно, обладающее отчетливо заметным плеохроизмом, которое зарисовывают в двух положениях, наиболее сильно отличающихся по окраске. При этом на рисунке необходимо отразить такие особенности зерна, как форма и направление трещин спайности.
Следует помнить, что изучение плеохроизма  минералов проводят при выключенном  анализаторе. 

2.3 Показатель преломления, рельеф, шагреневая поверхность и псевдоабсорбция минералов 

         Показатель преломления - один из важнейших диагностических признаков минералов. Показателем преломления кристалла называется отношение скорости распространения светового луча в вакууме к скорости распространения светового луча в кристалле. Его определение проводится разными методами с различной степенью точности. Наиболее простым и доступным является метод сравнения показателя преломления минерала с показателем преломления канадского бальзама, величина которого всегда постоянна N=1,537 (1,54). При разнице показателей преломления в 0,02 и более на границе минерала и канадского бальзама появляется тонкая световая полоска - линия Бекке, точно повторяющая контуры зерна. При подъеме тубуса микроскопа (опускании столика микроскопа) линия Бекке перемещается в сторону вещества с большим показателем преломления, а при опускании тубуса (подъеме столика) – в сторону вещества с меньшим показателем преломления.  Разница показателей преломления минерала и канадского бальзама определяет также рельеф и характер поверхности (шагрень) минерала. Рельеф–выпуклость (вогнутость) минерала, обусловленная наличием вокруг зерна темной каймы. Наличие каймы объясняется тем, что зерна минералов играют роль собирательных линз, поэтому они лучше освещены и кажутся нам расположенными ближе, чем окружающая среда. Рельеф минерала принято сравнивать с канадским бальзамом. Чем больше разница между показателями преломления минерала и канадского бальзама, тем темнее и четче кайма вокруг минерала. При N мин.= N к.б. рельеф исчезает и, если минерал бесцветный, то он становится невидимым. 
         По степени проявления выделяют: слабый, средний, высокий и очень высокий (резкий) рельеф. Кроме того, если N мин. > N к.б. принято различать положительный рельеф, если N мин. < N к.б. - отрицательный. В первом случае минералы выглядят приподнятыми над канадским бальзамом (другими минералами), во втором – опущенными, вдавленными.

          Шагрень – мелкая бугристость на поверхности минерала. При изготовлении шлифа на поверхности породы всегда остаются микроскопические неровности, заполняемые впоследствии канадским бальзамом. Если разница между показателями преломления минерала и канадского бальзама меньше 0,02, эти неровности заметными не будут, так как световые лучи на границе минерал – канадский бальзам почти не отклоняются от первоначального направления, и поверхность зерна освещается равномерно и выглядит гладкой. Если разница между показателями преломления больше 0,02, неровности становятся заметными, и поверхность зерна выглядит шероховатой. 
Подобно тому, как рельеф зерен меняется в зависимости от разницы показателей преломления, так и шагрень проявляется тем резче и заметнее, чем больше показатель преломления минерала отличается от показателя преломления канадского бальзама. Все минералы при сравнении их показателя преломления с показателем преломления канадского бальзама можно разделить на две группы (см. таблицу). К первой группе относятся минералы с показателем преломления меньше показателя преломления канадского бальзама. Линия Бекке при подъеме тубуса микроскопа (опускании столика) будет перемещаться на канадский бальзам. Ко второй группе относятся минералы с показателем преломления больше показателя преломления канадского бальзама, и полоска Бекке при подъеме тубуса микроскопа (опускании столика) будет смещается на минерал.

Порядок определения показателя преломления
    Регулируют микроскоп (освещение, центрировка объектива).
    Находят зерно определяемого минерала на границе с канадским бальзамом (обычно на краю шлифа).
    Несколько опускают осветительную систему и частично прикрывают диафрагму.
    При подъеме тубуса (или опускании столика) микроскопа наблюдают линию Бекке и отмечают направление ее движения.
    Определяют характер шагрени и рельефа.
    Определяют величину показателя преломления минерала с помощью таблицы.
         В анизотропных минералах при заметной разнице между показателями преломления Ng и Np при вращении столика микроскопа наблюдается изменение рельефа и шагрени. Свойство анизотропных минералов изменять рельеф и шагрень в зависимости от направления световых колебаний, проходящих через них, называется псевдоабсорбцией и обнаруживается при вращении столика микроскопа. Подобно плеохроизму явление псевдоабсорбции наиболее резко проявляется в разрезе, параллельном главному сечению оптической индикатрисы. В разрезе, перпендикулярном оптической оси, псевдоабсорбция отсутствует, в косых разрезах - слабо заметна. Наиболее отчетливо явление псевдоабсорбции выражено у карбонатов, немного меньше у слюд (мусковит). 

2.4 Величина двупреломления минералов
           По отношению к поляризованному свету минералы делятся на две группы: оптически изотропные, обладающие одинаковыми оптическими свойствами по всем направлениям, и оптически анизотропные, свойства которых меняются в зависимости от направления. К первым относятся кристаллы кубической сингонии и минералы аморфного строения. Характерной особенностью изотропных минералов является то, что в скрещенных николях (при включенном анализаторе), они становятся темными, почти черными и не просветляются при повороте столика микроскопа. Иначе выглядят анизотропные минералы, к которым относятся кристаллы средней и низшей сингонии. Луч света, входя в анизотропный кристалл, раздваивается и каждая из образовавшихся световых волн распространяется в кристалле со свойственной ей скоростью. В результате один луч обгоняет другой и между ними возникает разность хода. 
Величина разности хода измеряется в миллимикронах и прямо пропорциональна длине пути, пройденного в анизотропной среде, т. е. толщине кристаллической пластинки (шлифа) и силе двупреломления данного кристалла. Свойство анизотропного кристалла разлагать входящий в него луч света на два луча с разными показателями преломления, распространяющихся с разными скоростями и колеблющиеся во взаимно перпендикулярных плоскостях, называется двойным лучепреломлением (двупреломлением). Силой двупреломления называется величина, показывающая, насколько показатель преломления одного луча отличается от показателя преломления другого.  
          При прохождении световых лучей через анализатор наличие между ними той или иной разности хода обуславливает их интерференцию. В результате, зерна минералов при изучении их в белом свете под микроскопом в скрещенных николях приобретают интерференционные окраски. Каждому значению разности хода соответствует своя интерференционная окраска. Шкалу интерференционных цветов можно наблюдать, постепенно вводя в тубус микроскопа при скрещенных николях кварцевый клин. Клин вырезается из кристалла кварца параллельно (или под некоторым углом) его оптической оси. От тонкой части клина к толстой из-за неодинаковой разности хода наблюдается смена интерференционных цветов I, II, III и IV порядков, границей между которыми является красный цвет.

           Таким образом, интерференционную окраску можно использовать для приближенной оценки величины двупреломления минерала:
- серые  и серовато-желтые цвета интерференции  (I п.) соответствуют низким значениям  двупреломления (0,002-0,013); 
- желто-красные и зеленые (II п.) – средним значениям двупреломления (0,014-0,023); 
- красно-бурые и сине-лиловые (III п.) – высоким значениям двупреломления (0,024-0,04); 
- перламутровые (IV п.) – очень высоким значениям двупреломления (0,05-0,17).

           Сила двупреломления – величина непостоянная и зависит от направления прохождения света в кристалле. Это значит, что в разных сечениях одного и того же кристалла возникающая интерференционная окраска будет неодинаковой. Максимальное двупреломление, обуславливающее наивысшую интерференционная окраску, достигается при прохождении луча в направлении, перпендикулярном главному сечению оптической индикатрисы. В промежуточных разрезах, приближающихся к круговым сечениям, интерференционная окраска минерала самая низкая. Кроме того, интерференционная окраска зависит от толщины пластинки кристалла (шлифа).
           Для определения абсолютного значения двупреломления используют таблицу Мишеля-Леви. На этой таблице по оси абсцисс отложены значения разности хода в миллимикронах, каждому из которых отвечает определенная интерференционная окраска. При увеличении разности хода цветны
и т.д.................


Перейти к полному тексту работы


Скачать работу с онлайн повышением уникальности до 90% по antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru


Смотреть полный текст работы бесплатно


Смотреть похожие работы


* Примечание. Уникальность работы указана на дату публикации, текущее значение может отличаться от указанного.