Лекция 1.Главные минералы горных пород

ЛЕКЦИЯ 1.ГЛАВНЫЕ МИНЕРАЛЫ ГОРНЫХ ПОРОД
Породообразующие минералы – это составные части горных пород, отличающиеся друг от друга химическим составом и физическими свойствами. Горные породы по происхождению бывают магматическими, осадочными и метаморфическими.
По своей роли в составе горных пород минералы разделяются на две группы – главные и второстепенные. Главными называют те, которые принимают большое участие в составе пород. Так, кварц – главный минерал в гранитах, в
габбро встречается лишь в виде второстепенной примеси. Апатит играет второстепенную роль в составе многих пород,
но иногда, например, в апатитовых породах Хибинских тундр, он приобретает значение главного и служит предметом
добычи для удобрения.
Понятие акцессорные минералы близко второстепенным. Это минералы, которые встречаются в виде незначительной примеси, но являются необходимой принадлежностью данной группы пород. Таковы циркон и ортит в гранитах,
апатит в различных породах и др. Количество их обычно не превышает одного, а чаще измеряется десятыми и сотыми
процента, хотя может достигать и 5 %. Обычно это минералы, содержащие в своем составе летучие компоненты, редкие,
рассеянные и редкоземельные элементы. Кристаллизуются они из порций магм, насыщенных флюидами, обычно при
завершении затвердевания расплава. Среди акцессорных выделяют рудные минералы, обычно это оксиды и сульфиды
железа, титана и других металлов – магнетит, хромит, ильменит, гематит, пирит, халькопирит, касситерит и др. Изредка
они играют большую роль в составе пород, и тогда порода становится рудой для добычи из нее металла.
Породообразующие минералы бывают первичными и вторичными. Первичные минералы образуются при процессах, происходивших при формировании самой породы. Вторичные возникают позднее во время геологических процессов
при различных реакциях за счет первичных минералов. В зависимости от генезиса пород первичные и вторичные
минералы могут быть различными. Так, карбонаты в магматических породах являются большей частью вторичными,
тогда как в осадочных породах они могут быть первичными и образуют часто огромные толщи известняков и доломитов.
Кварц в песчаниках считается первичным минералом, т. к. он отложен при образовании толщ этих пород. В гранитах он
также первичен, т. к. кристаллизуется из магмы. А при процессах окварцевания он является наложенным и вторичным.
Характерно то, что химический состав вторичных минералов тесно связан и вытекает из состава первичных.
Для пород магматического происхождения главными породообразующими минералами являются силикаты. В
осадочных горных породах к ним присоединяются карбонаты. В метаморфических породах эти две группы минералов
одинаково важны.
Силикаты в горных породах представлены главным образом минералами двух групп – магнезиальножелезистыми и известково-щелочными силикатами. В известково-щелочных большую роль играет также алюминий, хотя
он встречается и в железомагнезиальных силикатах (особенно в слюдах).
Выделенные две группы получили особые названия, а именно магнезиально-железистые минералы называются
мафическими (или фемическими), а известково-щелочные – салическими. Большинство минералов первой группы
обладают темными окрасками, т. к. содержат в своем составе элементы-хромофоры – железо, иногда титан, марганец и
др., поэтому их называют еще темноцветными или цветными, тогда как салические – светлыми, светлоцветными. Эти
термины условны, т.к. среди фемических минералов есть светлые разности, например, чисто магнезиальный оливин,
флогопит, белый диопсид, литиевый пироксен – сподумен, белый кальциевые и магнезиальные амфиболы – антофиллит,
тремолит и др. И, наоборот, бывает, что салические минералы – полевые шпаты окрашены в темно-серые, бурые, зеленые
тона. Окраска этих минералов вызвана тонко распыленными темными включениями, они не содержат железа.
В группе главных минералов мы рассмотрим сначала фемические (оливин, пироксены, амфиболы, биотит), а затем салические (кварц, полевые шпаты, фельдшпатоиды), некоторые вторичные минералы (хлорит, серпентин, актинолит, кальцит, эпидоты, мусковит) и наиболее распространенные акцессорные (апатит, циркон, сфен, гранат).
Минералы группы оливина
Группа оливина обладает составом (Mg, Fe)2SiO4. Оливины – это изоморфный ряд форстерит – фаялит. К форстеритам относятся минералы, содержащие до 5 % фаялитового компонента. При содержании его от 5 до 50 % их
называют хризолитами, от 50 до 95 % гортонолитами и от 95 до 100 % – фаялитами.
Минералы этой группы характерны преимущественно для магматических пород, иногда полностью слагая породы – дуниты, оливиниты. Их можно встретить в габбро, базальтах в виде крупных порфировых вкрапленников. Железистый член изоморфного ряда – фаялит встречается в кислых породах – гранитах рапакиви, некоторых пегматитах,
обсидианах, широко распространен в шлаках металлургического производства. Магнезиальные члены ряда встречаются
обычно в дунитах, перидотитах и габбро.
Кристаллизация из расплава для различных членов ряда происходит при разных условиях. Так, форстерит кристаллизуется при 1890º, фаялит – при 1205º. Такой диапазон температур кристаллизации и является причиной того, что
оливин встречается в различных породах от ультраосновных дунитов до кислых гранитов. Меняется лишь состав
минерала, тогда как структура остается устойчивой в широком диапазоне физико-химических условий.
Общие свойства минералов из группы оливина таковы. Кристаллизуются в ромбической сингонии. Выяснить это
не всегда удается, т. к. оливин развивается чаще в виде неправильных (оплавленных по краям) зерен, не имеющих
правильных кристаллографических очертаний и спайности. В базальтах оливин встречается в виде вкрапленников,
правильных кристаллов. Реже – это неправильные зерна, микролиты.
1
Оптические свойства. Минералы группы оливина отличаются высоким двупреломлением (0,035–0,052). Чем
больше в оливинах железа, тем выше двупреломление. Показатель преломления также очень сильно зависит от железистости оливина и состав его можно точно определить путем измерения в иммерсионной жидкости показателя преломления. ng изменяется от форстерита к фаялиту от 1,670 до 1,879, а np – от1,635 до 1,827. Состав оливина также определяют
по углу оптических осей 2V, который изменяется от – 47 до +84º, переходя через 90º, при содержании 13–14 % фаялита,
причем магнезиальные члены ряда имеют положительный оптический знак, а железистые – отрицательный.
Вторичные изменения. Для оливина характерно образование сетки вторичного серпентина и трещиноватости.
Серпентин развивается в виде петель сначала по краю зерен. Иногда замещается иддингситом (слюда), который узнается
по яркому оранжево-красному цвету. Иногда замещается карбонатом – сидеритом или магнезитом.
Парагенезис оливина. Оливин (магнезиальный) встречается преимущественно с минералами ультраосновных и
основных пород – ромбическим и моноклинным пироксеном, магнезиальным биотитом или флогопитом, основным
плагиоклазом. Железистый оливин (фаялит) встречается с минералами кислых пород – кварцем, железистым биотитом,
микроклином, кислым плагиоклазом.
Минералы группы пироксенов
Минералы группы пироксена разделяются на моноклинные и ромбические подгруппы. Между ними наблюдается
резкая разница в составе. В то время как ромбические – это метасиликаты магния и железа (R2Si2O6), в составе моноклинных пироксенов наблюдается большое количество кальция (CaO до 24 %). В то же время в их состав входит алюминий в
виде Al2O3 в виде ионов, замещающий кремний, а потому для компенсации валентности они содержат также немного
щелочных металлов, преимущественно натрия. Для всех пироксенов характерна спайность по призме с углом между
трещинами около 87º на поперечных разрезах. Форма пироксенов (цепочечных силикатов) – обычно вытянутая вдоль оси
с призма.
Ромбические пироксены
Представлены тремя минеральными видами – энстатитом, бронзитом и гиперстеном. Между ними нет резких
границ, т. к. они являются цепочечными силикатами магния и железа с непрерывной смесимостью. В реальности предел
смесимости есть – около 72 % Fe2Si2O6, после чего вместо ромбического пироксена в породах совместно кристаллизуется
фаялит с кварцем, которые уже не реагируют друг с другом.
Ромбические пироксены встречаются в магматических и метаморфических породах. Магнезиальные члены ряда
образуются при более высоких температурах, чем железистые (но не выше, чем 1570º). При более высоких температурах
ромбический пироксен не может кристаллизоваться, а вместо него выделяется оливин (форстерит). При таких высоких
температурах, даже при избытке SiO2 в расплаве, реакции оливина с кремнеземом не происходит.
Оптические свойства. Двупреломление у ромбических пироксенов в отличие от оливинов низкое. У энстатита
0,008, у бронзита 0,009–0,011, а у гиперстена достигает 0,018–0,020. поэтому при нормальной толщине шлифа максимальная интерференционная окраска для энстатита и бронзита не поднимается выше белой – светло-желтой, а у гиперстена оранжево-красные (но не выше фиолетового цвета первого порядка). Показатель преломления у ромбических
пироксенов такой же высокий, как и у оливинов (от 1,656 до 1,731), а потому рельеф их высокий, трещины спайности
резко выступают на зернах. Поперечные разрезы имеют трещины спайности, пересекающиеся почти под прямым углом.
Продольные разрезы имеют трещины спайности, параллельные друг другу. По оптическому знаку можно сделать выводы
о химическом составе ромбического пироксена (ищем темно-серые разрезы): если минерал оптически положителен, то он
содержит меньше 14 % железистого компонента, если отрицателен, то – больше. Если балка изогиры прямая (2V=90º), то
содержание Fe2Si2O6 составляет 14 %.
Ромбические пироксены можно отличить друг от друга по цвету при одном николе. Так, при одном николе энстатит и бронзит бесцветные, тогда как гиперстен окрашен в слабые розоватые или зеленоватые цвета при плеохроизме Ng–
розовый или розовато-буроватый, Np – светло-зеленоватый.
Погасание разрезов с одной системой спайности чаще всего прямое, но в силу того, что либо ромбические пироксены имеют не истинно ромбическую структуру, либо разрез не точно перпендикулярен к трещинам спайности,
наблюдается не совсем прямое погасание – угол может составлять 15º (в редких случаях до 30º).
Вторичные изменения. Ромбические пироксены замещаются чаще всего серпентинами (особенно магнезиальные),
тальком, реже хлоритом (железистые). Характерны параллелно-волокнистые (по спайности) псевдоморфозы серпентина
по ромбическому пироксену. Такие псевдоморфозы называются баститом.
Ассоциации оливина. В магматических породах ромбический пироксен ассоциирует чаще всего с минералами
ультраосновных и основных пород – оливином, моноклинным пироксеном, флогопитом, основным плагиоклазом. В
метаморфических (древних кристаллических сланцах, гранулитах, чарнокитах) – с гранатом, волластонитом, везувианом
и др.
ЛЕКЦИЯ 2.МОНОКЛИННЫЕ ПИРОКСЕНЫ
В составе моноклинных пироксенов наблюдается большое количество кальция (СаО до 24 %), а также в их состав входит алюминий в виде ионов, замещающих кремний, поэтому для компенсации валентности они содержат
немного щелочей, в основном натрия.
2
Моноклинные пироксены часто встречаются в породах магматического и метаморфического происхождения.
Среди них имеются ряды родственных представителей, отличающихся друг от друга химическими особенностями,
морфологией зерен, генезисом. Различают ряды диопсид-геденбергита, авгита, пижонита и щелочных пироксенов
(эгирина, жадеита, сподумена).
Ряд диопсида – геденбергита
Это ряд пироксенов довольно простого состава: диопсид CaMgSi2O6 и геденбергит CaFeSi2O6. Между этими
крайними членами ряда существуют все постепенные изоморфные переходы, в диопсиде всегда имеется небольшое
количество Fe, а в геденбергите Mg.
Оптические свойства. Форма зерен короткостолбчатая. Характерны двойники простые и полисинтетические.
Спайность в двух направлениях, как у всех пироксенов. Высокий показатель преломления, постепенно увеличивающийся
с увеличением содержания железа в составе минералов (Ng от 1,681 до 1,727; Nm от 1,657 до 1,706; Np от 1,650 до 1,698).
Величина двупреломления достигает в диопсидах 0,030 (интерференционная окраска до розовой второго порядка).
Углы погасания у клинопироксенов в отличие от ортопироксенов большие, особенно на разрезах с высоким двупреломлением. Величина угла погасания очень важна для определения отдельных представителей друг от друга. У
пироксенов диопсид-геденбергитового ряда плоскость оптических осей является плоскостью симметрии (010), оси Ng и
Np лежат в этой плоскости. Ось Ng наклонена под разными углами к вертикальной оси с. У диопсида угол наклона с:Ng
= 38–40º, у геденбергита с:Ng = 48º. Таким образом, пироксены ряда диопсид – геденбергит имеют положительное
удлинение, т. к. у них больший показатель преломления Ng идет вдоль удлинения (оси с).
Угол оптических осей 2V у диопсида около + 60º, а у геденбергита около +68º. У моноклинных пироксенов разрез перпендикулярный Np дает прямое погасание.
Происхождение. Эти пироксены встречаются преимущественно в метаморфических породах – продуктах метаморфизма основных или карбонатных пород.
Ряд авгита
Переход от диопсид-геденбергитового ряда к авгиту осуществляется за счет вхождения алюминия в тетраэдрические позиции, что, в свою очередь, делает возможным вхождение трех- и четырехвалентных катионов в узлы решетки.
Этот ряд моноклинных пироксенов представлен авгитом и титан-авгитом. Авгит Ca (Mg, Fe, Al)[(Si, Al)2O6]. В
титан-авгите содержится до 5 % TiO2. В шлифах авгит трудно отличить от диопсида. Наиболее надежный способ определения авгита, это наличие в шлифах разрезов перпендикулярных удлинению призматических кристаллов. На этих
разрезах, где видна спайность в двух направлениях по призме (110), авгит будет иметь форму правильного восьмиугольника, тогда как у диопсида сильно развиты грани пинакоидов при относительно малых размерах граней призмы. Другим
отличительным признаком является больший угол погасания у авгита и несколько более высокое двупреломление у
диопсида.
Оптические свойства. В шлифах авгит обычно имеет светлый буроватый оттенок, Ti-авгиты имеют бледнофиолетовую окраску. Плеохроизм очень слабый. Форма зерен короткостолбчатая. Встречаются двойники, такие же, как у
диопсида, простые и полисинтетические. Показатель преломления авгитов колеблется в зависимости от состава, но в
целом высокий 1,69–1,72. Хорошая спайность отчетливо наблюдается благодаря высокому рельефу. Двупреломление
среднее или высокое 0,016–0,025. Углы погасания большие – с:Ng = 45–55º. Для определения угла погасания с:Ng
необходимо сначала найти направление Ng, а только затем измерять угол в разрезах, перпендикулярных Nm, которые
совпадают с пинакоидом (010). Оптический знак положителен.
Особенностью Ti-авгитов является структура песочных часов, возникающая из-за их зонального строения. Очень
характерна для Ti-авгитов дисперсия оптических осей, что вызывает неполное погасание. В то время как красные волны
погасли, синие продолжают светить, а когда погаснут они, светят красные волны.
Вторичные изменения. К наиболее обычным продуктам изменения авгитов относится хлорит или уралит (волокнистая зеленая роговая обманка и хлорит, в смеси с магнетитом, эпидотом и карбонатом).
Некоторые авгиты, также как и диопсиды, обладают очень тонкой отдельностью по пинакоиду (100). Клинопироксены с такой отдельностью получили название диаллагов. Характерной особенностью диаллаговой отдельности
является ее прямое погасание.
Происхождение и парагенезис. Авгит – типичный магматический минерал. Ti-авгит встречается преимущественно в породах, богатых титаном – в базальтах и особенно в породах, богатых щелочами. Диаллаги являются характерными
минералами габброидов – глубинных основных пород и не встречаются в эффузивных аналогах. Встречается совместно с
оливином, ромбическим пироксеном, основным плагиоклазом, пироповым гранатом.
Щелочные пироксены
К щелочным пироксенам относят моноклинные пироксены – эгирин, эгирин-авгит, омфацит, жадеит и сподумен.
Эгирин
Эгирин – NaFe [Si2O6]. Форма кристаллов призматическая с тупыми или остроконечными окончаниями (акмит), длиннопризматическая, вплоть до игольчатой. Промежуточным членом между эгирином и эгирин-авгитом является
эгирин-авгит. В жадеите в отличие от эгирина вместо трехвалентного железа присутствует алюминий.
3+
3
Оптические свойства. Эгирин отличается от других пироксенов зеленым цветом (в шлифе), а также иным положением оптических осей индикатрисы. По удлинению (вдоль призмы) направлена ось Np, которая составляет с кристаллографической осью угол (с:Np = 2–8º). Таким образом, удлинение у эгирина отрицательное. Оптический знак также
отрицательный. При одном николе наблюдается сильный плеохроизм: по Ng – светло-желтый (n = 1,75–1,84), по Np –
темно-зеленый (n = 1,71–1,78). Двупреломление 0,03–0,06. Показатели преломления и двупреломление возрастают вместе
с содержанием железа. Иногда бывает аномальная интерференционная окраска от желто-оранжевой до бурой. Встречаются двойники по (100)и диаллаговая отдельность.
Эгирин-авгиты – (Na, Ca) (Fe3+, Mg, Fe2+) [Si2O6]. Форма кристаллов короткопризматическая. Также как и эгирины, они окрашены в шлифе в темно-зеленый цвет с сильным плеохроизмом Ng – светло-желтый, по Np – темнозеленый. Вдоль удлинения находится ось Np, образующая острый угол с кристаллографической осью с: Np до 32º, хотя
при высоком содержании железа может снижаться почти 0º. Ng (n = 1,75–1,84), по Np – (n = 1,71–1,78). Двупреломление
0,03–0,06. Оптически положителен.
Происхождение. Эгирин-авгит кристаллизуется в качестве поздней фазы в щелочных оливиновых базальтах и
щелочных габбро. Эгирин встречается в щелочных сиенитах, трахитах, щелочных гранитах, а также в метасоматических
породах – фенитах (натриевый метасоматоз).
Омфацит – NaAlSi2O6 – пироксен, содержащий до 5 % Na2O – минерал эклогитов (пироксен-пироповых глубинных пород), оптически сходен с авгитом. Отличается необычно ярким зеленым цветом. Кристаллы короткопризматические.
Сподумен – LiAlSi2O6 – пироксен пегматитов. Образует призматические кристаллы. Цвет белый, зеленоватобелый. Встречаются прозрачные ярко-зеленые разновидности (гидденит) и фиолетовые (кунцит). Находится в ассоциации
с лепидолитом, турмалином, альбитом и кварцем.
Жадеит – NaAlSi2O6. Встречается в виде плотных вязких масс, сложенных тонковолокнистыми агрегатами.
Плотность 3,33–3,35 служит хорошим диагностическим признаком. Находится в метаморфических породах, связанных с
серпентинитами или глаукофановыми сланцами. Образуется при высоких давлениях.
Минералы группы амфиболов
Минералы группы амфиболов – это ленточные силикаты (сдвоенные цепочки тетраэдров SiO4 располагаются параллельно оси с и связаны вместе промежуточными катионами). Спайность в амфиболах возникает за счет разрыва связей
между цепочками. При этом образуются два ряда спайных трещин, пересекающихся под углом 56 и 124º. В группу
амфиболов входят минералы как с моноклинной, так и ромбической симметрией, но все они близки между собой по
структуре и химическому составу. Элементарная ячейка ленты амфибола состоит из 4-х ионов кремния и 11-и ионов
кислорода и обладает шестью свободными отрицательными валентностями [Si4O11]6–. На каждую ячейку ленты приходится по одной группе (ОН)1–, имеющей один отрицательный заряд. Отрицательные заряды погашаются катионами Mg,
Fe2+, Ca, Na, Al, Fe3+.
Наиболее важной химической особенностью амфиболов является наличие в их составе группы ОН, нередко замещенной F, Cl. Эта особенность обусловливает то, что амфиболы в отличие от пироксенов могут кристаллизоваться
только из расплавов, содержащих летучие компоненты или возникать лишь при тех метаморфических процессах, которые
протекают при участии летучих компонентов. Поэтому амфиболы магматического происхождения кристаллизуются на
глубине, под давлением, которое препятствовало удалению летучих компонентов. Амфиболы никогда не встречаются в
основной массе эффузивных пород, кристаллизовавшихся на дневной поверхности.
Температура плавления магматических амфиболов ниже, чем пироксенов, и колеблется в пределах 1025–1085 ºС.
Наибольшее породообразующее значение имеют моноклинные амфиболы роговые обманки, а также актинолит и
тремолит. Кроме них имеется обширная группа щелочных амфиболов, богатых щелочами, в основном натрием.
Ромбические амфиболы являются железо-магнезиальными минералами (антофиллит, жедрит).
Среди моноклинных выделяют три подгруппы:
1. Железо-магнезиальные (купферит, грюнерит), сходные по химическому составу с ромбическими амфиболами.
2. Известковистые, содержащие в качестве главного компонента Ca.
3. Щелочные, главным катионом которых является Na.
Происхождение. Железо-магнезиальные амфиболы, как ромбические, так и моноклинные амфиболы, являются
минералами исключительно метаморфическими. Среди известковых и щелочных есть как метаморфические, так и
магматические минералы.
Исключительно магматическое происхождение имеет базальтическая роговая обманка. Исключительно метаморфическими являются глаукофан, актинолит, тремолит, антофиллит.
Рассмотрим наиболее распространенные амфиболы.
Известковистые амфиболы
Тремолит – Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2.
Актинолит – Ca2(Mg, Fe)5[Si4O11]2(OH)2.
Роговые обманки –Ca2Na(Mg, Fe)4(Al, Fe)[(Si, Al)4O11]2(OH)2.
Базальтическая роговая обманка имеет состав такой же, как и роговая обманка, но содержит больше Fe3+ и Ti.
4
Щелочные амфиболы
Арфведсонит – Na3(Fe, Mg)4(Fe, Al)[Si4O11]2(OH)2.
Рибекит – Na2Fe32+ Fe23+[Si4O11]2(OH)2.
Глаукофан – Na2(Fe, Mg)3Al2[Si4O11]2(OH)2.
В кристаллической решетке амфиболов ленты кремнекислородных тетраэдров вытянуты в направлении оси с и с
этим связан их призматический облик.
Поперечные разрезы амфиболов имеют форму вытянутых (уплощенных) шестиугольников (усеченных ромбов).
Положение осей индикатрисы относительно кристаллографических осей для каждой разновидности амфиболов
строго определенно и является характерной оптической константой.
У всех моноклинных амфиболов встречаются двойники простые и полисинтетические (с небольшим числом
двойниковых полос).
Все амфиболы имеют значительные (довольно высокие) показатели преломления, но более низкие, чем у оливинов и пироксенов.
Все амфиболы, содержащие железо имеют окраску от зеленой до коричневой и плеохроизмом (от слабого до резкого, в зависимости от содержания железа). Особенно интенсивно окрашены щелочные амфиболы (они часто имеют
синеватые цвета или оттенки). Бесцветными являются лишь антофиллит и тремолит и по этому признаку их легко
отличить от других амфиболов.
Двупреломление амфиболов колеблется в широких пределах. Наиболее низкое значение у щелочных амфиболов,
среднее – в обыкновенной роговой обманке и наиболее высокое – в базальтической роговой обманке.
Щелочные амфиболы обладают сильной дисперсией осей индикатрисы, благодаря чему некоторые разрезы их
при скрещенных николях не гаснут. Это свойство щелочных амфиболов является очень характерным, и оно отличает их
от многих других минералов.
ЛЕКЦИЯ 3.МОНОКЛИННЫЕ АМФИБОЛЫ
Обыкновенная роговая обманка наиболее распространена в магматических и метаморфических породах, при
разрушении которых попадает иногда и в осадочные песчаники. Удлиненные по призме и вертикальной оси с кристаллы
встречаются в составе многих горных пород (интрузивные горнблендиты, диориты и др., а среди метаморфических –
амфиболовые сланцы и амфиболиты). Роговая обманка может развиваться по моноклинным пироксенам, замещая его в
магматических условиях.
Цвет роговой обманки обычно зеленый или коричневый с сильным плеохроизмом по схеме Ng>Nm>Np (от темно-зеленого (коричневого) до светло-желтого (зеленого)). Величина двупреломления колеблется от 0,016 до 0,025.
Показатель преломления ng=1,64–1,704, np=1,630—1,678. cNg =15–27º. 2V(–) =63–87º.
Интенсивность окраски зависит от содержания в амфиболе железа (двух- или трехвалентного).
Базальтическая роговая обманка отличается от обыкновенной тем, что встречается исключительно в магматических породах. Окрашена в густые коричневые цвета с сильным плеохроизмом. Т.к. она содержит Ti, то имеет более
высокие показатели преломления (ng=1,693–1,760; np=1,690–1,692) и более высокое двупреломление ng–np=0,026–0,072.
Угол погасания cNg от 0 до 12º. Угол оптических осей отрицательный, такой же как и у обыкновенной роговой обманки.
Разности, сильно обогащенные титаном (до 7–8 % TiO2), называют керсутитом.
Для определения оптических констант у амфибола находят:
1. Разрез с наиболее высокой интерференционной окраской. Это обычно удлиненные разрезы со спайностью.
Здесь определяют плеохроизм по Ng и Np; удлинение сNg, которое должно быть (+), что отличает роговую обманку от
похожего окрашенного щелочного пироксена эгирина, у которого удлинение будет (–); определяют двупреломление по
таблице Мишель-Леви.
2. На разрезах (┴ О.Б.), имеющих две системы спайности, пересекающиеся под углами 124 и 56º, можно видеть
окраску по Nm, которая будет совпадать с направлением биссектрисы острого угла, тогда как окраска по Np будет
совпадать с направлением биссектрисы тупого угла.
3. Разрезы с низкой (серой) интерференционной окраской (┴Т.Б.) и общим зеленым цветом зерна будут иметь
прямое погасание. В этом разрезе определяют цвет по Ng и Nm.
Продукты изменения. Опацитизация амфиболов – это разложение роговых обманок, образовавшихся на глубине
с выделением магнетита и стекла (вода из минерала удаляется). Разложение происходит из-за реакции между ранее
кристаллизовавшимися амфиболами и горячим расплавом. Минералы сначала по краям, а затем целиком могут становиться непрозрачными, черными, сохраняя только характерные формы амфиболов. При дальнейшей реакции амфиболов
с расплавом от роговой обманки остаются только мелкие скопления рудных минералов.
Роговая обманка может замещаться вторичным амфиболом – актинолитом, также хлоритом
Актинолит и тремолит – это самостоятельный ряд амфиболов, связанный с роговыми обманками изоморфными
переходами. Тремолит отличается от актинолита отсутствием в его составе двухвалентного железа (это бесцветный в
шлифе амфибол, актинолит – светло-зеленого цвета). Это метаморфические амфиболы, часто образуются по роговым
обманкам или моноклинному пироксену. Могут встречаться в магматических породах в качестве вторичных минералов.
Форма кристаллов типична для амфиболов, но, как правило, более вытянутая, длиннопризматическая, игольчатая. Может образовывать волокнистые агрегаты.
5
Оптические свойства сходны со свойствами роговых обманок. Отличаются характерными формами выделения,
цветом и метаморфической ассоциацией минералов (часто с гранатом, биотитом, кварцем, мусковитом).
Величина двупреломления актинолита – 0,030, тремолита – 0,026. Углы погасания в разрезах параллельных
плоскости оптических осей для двух минералов cNg =14–17º. Оптический знак (–). Удлинение (+).
Щелочные амфиболы. Все амфиболы данной группы характеризуются большими содержаниями Na2O. Хотя
тип структурной формулы сохраняется общим для всех амфиболов, но их оптические свойства сильно зависят от химического состава. Щелочные амфиболы характеризуются насыщенным цветом и резким плеохроизмом в синих тонах.
Оптический знак разный, но у большей части (–). У рибекита (+). Схема абсорбции Np>Nm≥Ng. Удлинение
отрицательное.
Арфведсонит и рибекит – минералы щелочных магматических пород. рибекит также известен в метаморфических породах.
В шлифах щелочные амфиболы имеют сходство с турмалином, как по окраске, так и по схеме плеохроизма, однако в отличие от тригонального турмалина, щелочные амфиболы имеют косое погасание а также дисперсии осей
индикатрисы (в некоторых сечениях не гаснут).
Узнаются по оптическим свойствам и характерным парагенезисам: фельдшпатоиды, биотит, средний плагиоклаз,
сфен, апатит, магнетит.
Группа слюд
Слюды широко распространены в магматических и метаморфических породах. Из магмы они кристаллизуются
позже других фемических минералов (оливина, пироксенов, амфиболов), когда в ней концентрируется достаточное
количество щелочей, глинозема, воды и других летучих компонентов. Из «сухих» расплавов, не содержащих летучих
компонентов, слюды образоваться не могут, т. к. в их составе присутствует группа (ОН)–, которая может замещаться F–
или, реже Cl–.
При разрушении слюды переходят в осадочные горные породы (слюдистые пески и песчаники).
По химическому составу и структуре слюды относятся к слоистым алюмосиликатам. Химический состав их
очень изменчив. Кремнекислородные и алюмокислородные тетраэдры в них, скрепленные ионами кислорода, образуют
плоские слои, которые соединены между собой катионами. Элементарная ячейка слоя состоит из трех Si, одного Al,
десяти О и двух (ОН).
Анионная группа имеет вид: [Si3AlO10]5-(OH)2-2.
В слюдах широко распространено явление изоморфизма – замена одного катиона другим. Однако, в качестве одновалентного катиона всегда присутствует К+, из двухвалентных – Mg и Fe, из трехвалентных – Al, Fe. В слюдах имеет
место гетеровалентное замещение (Mg, Fe2+)3 на (Al, Fe3+)2.
Кроме перечисленных катионов в слюдах может присутствовать Li, Mn, Cr, V, Ti, Ni, Co и др. Ион натрия в составе слюд присутствует редко (редкая натриевая слюда – парагонит), а кальций отсутствует.
Известны магнезиально-железистые слюды (флогопит, биотит, лепидомелан), щелочные (мусковит, лепидолит,
циннвальдит) и др.
Рассмотрим оптические свойства только трех слюд:
Мусковита – KАl2[Si3AlO10](OH)2,
Флогопита – KMg3[Si3AlO10](F,OH)2,
Биотита – K(Mg,Fe)3[Si3AlO10](OH,F)2.
Для всех этих слюд характерны некоторые общие свойства, которые определяются их общей кристаллохимической структурой.
Все слюды кристаллизуются в моноклинной сингонии, но имеют псевдогексагональный облик. Агрегаты слюд –
листовато-пластинчатые, чешуйчатые.
Все слюды обладают весьма совершенной спайностью по (001), обусловленной их слоистым строением. Такое
строение обусловливает различие в плотности слюд вдоль и поперек, что определяет резкое различие показателей
преломления в двух направлениях и большое значение двупреломления. В то же время в плоскости слоя, различие между
направлениями Ng и Nm, Np и Nm незначительны, поэтому в сечении, перпендикулярном Np будет совсем маленькое
двупреломление (серые цвета).
Слюды оптически отрицательны и имеют очень маленький угол оптических осей, а биотит является почти одноосным, т. к. ng и nm очень близки по величине. Оптическая ось слюд перпендикулярна спайности (пинакоиду). Разрезы
слюд перпендикулярно пинакоиду, как правило, имеют удлиненную форму с хорошо проявленной весьма совершенной
спайностью. Удлинение таких разрезов положительное. Погасание прямое. Причем характерно, что погасшие зерна слюд
как бы искрятся. Иногда у слюд наблюдаются двойники (простые).
Мусковит – KАl2[Si3AlO10] [OH]2. Моноклинный, псевдогексагональный облик кристаллов. Бесцветный минерал. Содержащий хром – фуксит, имеет зеленые окраски, содержащий небольшие примеси железа имеет очень светлые
коричневатые оттенки. Тонкочешуйчатые, обогащенные водой разности мусковита, называются серицитом. Серицит
является одним из наиболее распространенных постмагматических минералов, развивающихся по кислым плагиоклазам.
Мусковит развивается в качестве первичного минерала в пегматитах, нередко находится в метаморфических породах, а
также в глинистых осадочных породах.
Оптические свойства. Обладает псевдоабсорбцией, т. к. один показатель преломления его nр 1,52–1,57, т. е. близок показателю канадского бальзама (1,54), а ng =1,588–1,624, значительно его выше.
6
Двупреломление высокое ng – nр =0,036–0,054. Угол 2V от –35º до –50º.
Разрезы перпендикулярные О.Б., легко найти по отсутствию спайности и низкому двупреломлению ~ 0,006.
Парагенезис. Встречается с кварцем, полевыми шпатами, биотитом, метаморфическими минералами – силлиманитом и др.
Флогопит – KMg3[Si3AlO10] [F,OH]2. Моноклинный, псевдогексагональный облик кристаллов. В шлифах бесцветен или имеет оранжево-буроватые оттенки. Флогопит встречается в некоторых магматических породах (пироксенитах и кимберлитах), но чаще имеет контактово-метаморфическое происхождение.
Оптические свойства. Показатель преломления его ng 1,558–1,597, nр=1,520–1,550. ng – nр =0,038–0,047. Угол 2V
от –0º до –20º. Более высокие показатели преломления и двупреломления имеют разности, обогащенные железом.
Из продуктов изменения флогопита известно развитие по нему серпентина.
Парагенезис. Встречается совместно с оливином, энстатитом, диопсидом, авгитом, пиропом, хромитом.
Биотит – K(Mg,Fe)3[Si3AlO10] [F,OH]2. Моноклинный, псевдогексагональный облик кристаллов. В шлифах имеет оттенки бурого, зеленовато-бурого цвета. Характерной особенностью биотита является его сильный плеохроизм со
схемой абсорбции Ng=Nm>Np, причем по Np цвет очень слабый, почти бесцветный, тогда как по Ng цвет густой бурый
или зеленовато-бурый. Биотит является типичным магматическим минералом, который может образовываться за счет
реакции между роговой обманкой или пироксенами и расплавом соответствующего состава. Иногда можно наблюдать
совместное нахождение биотита и акцессорных рудных магнетита, ильменита. Биотит это позднемагматический минерал,
кристаллизуется из расплава, обогащенного летучими компонентами (фтором, водой).
Оптические свойства. Более высокие показатели преломления и двупреломления имеют разности, обогащенные
железом. Показатель преломления его ng 1,60–1,66, nр=1,56–1,60. Двупреломление ng – nр =0,040–0,060. Угол 2V (–) 0º, т.
е. близок к нулю – минерал является почти одноосным.
В шлифах биотит похож на бурую и базальтическую роговую обманку, от которой отличается только одной системой спайности, прямым и искристым погасанием, одноосностью.
Вторичные изменения. Биотит легко изменяется. При выветривании он бледнеет, становится сначала золотистым, а затем бесцветным. При постмагматических изменениях биотит переходит в хлорит, выделяются агрегаты
мелкозернистого эпидота и лейкоксена, а также гидроокислы железа и др. Иногда при хлоритизации биотита, содержащего титан, выделяются тонкие иголочки рутила, располагающиеся под углом 60º друг к другу. В эффузивных породах
порфировые вкрапленники подвергаются опацитизации (разложению) так же, как и амфиболы.
Минералы группы полевых шпатов
1.
2.
3.
Полевые шпаты – одни из самых распространенных минералов земной коры, более 50 % которой сложено минералами этой группы. Полевые шпаты встречаются в породах любого генезиса – магматических, метаморфических и
осадочных. Полевые шпаты – это группа минералов, которая может образоваться в очень разных физико-химических
условиях, при разном давлении и температуре. При этом происходит некоторое изменение химического состава полевых
шпатов, тогда как структура остается неизменной, т. е. минерал остается полевым шпатом. Присутствие или отсутствие
полевых шпатов, их соотношение между собой, особенности химического состава – все это лежит в основе минералогической классификации горных пород. По составу полевого шпата можно многое сказать о составе горной породе и ее
генезисе. Поэтому определение состава полевых шпатов, в частности плагиоклазов, является очень важной задачей при
изучении пород.
По химическому составу и структуре полевые шпаты это каркасные алюмосиликаты Na, Ca, K, в редких случаях
– Ва. Каркасная структура алюмосиликатов – это постройка, в которой кремнекислородные и алюмокислородные
тетраэдры соединены между собой кислородами таким образом, что у каждого тетраэдра нет иона кислорода, принадлежащего только ему. Каждая вершина любого тетраэдра является общей с другим тетраэдром, расположенным рядом.
Анионом в полевых шпатах служит группа [AlSi3O8]1–, в случае, если присутствуют однозарядные катионы K или
Na – в этом случае один алюмокислородный тетраэдр становится в структуре на место одного кремнекислородного. Если
же в двух тетраэдрах на место кремния станет алюминий, та анион приобретет вид [Al2Si2O8]2– – тогда в структуру
полевых шпатов войдут двухвалентные катионы – Са или Ва.
В полевых шпатах очень развито явление изоморфизма. Ионные радиусы Na (0,98) и Са (1,01) близки, поэтому в
плагиоклазах наблюдается их полная взаимозаменяемость, что выражается в существовании изоморфного Na–Ca ряда
плагиоклазов с полной смесимостью двух крайних членов альбита и анортита. Здесь имеет место гетеровалентный
изоморфизм. Между К и Na изоморфизм затруднен, т. к. ион К имеет большие размеры (1,33) и может осуществляться
только при высоких температурах.
Среди полевых шпатов выделяют три подгруппы по особенностям структуры, химического состава и типу изоморфизма.
Подгруппа Na–Ca полевых шпатов – плагиоклазов.
Подгруппа Na–К полевых шпатов (КПШ).
Подгруппа К–Ва полевых шпатов – гиалофанов, очень редко встречающихся контактовометасоматических минералов.
Главную роль в строении земной коры играют первые две подгруппы полевых шпатов.
Минералы из группы полевых шпатов образуют правую ветвь реакционного ряда Боуэна. В начале салического
ряда поставлены основные плагиоклазы, как наиболее ранние минералы, кристаллизующиеся в магматических породах
при более высокой температуре сравнительно с кпш.
7
ЛЕКЦИЯ 4.ПЛАГИОКЛАЗЫ
Они развиты почти во всех магматических и метаморфических породах, за исключением тех, которые состоят из
оливина и пироксена, или только из амфибола. Плагиоклазы представляют изоморфный ряд минералов с полной смесимостью двух крайних членов альбита и анортита. Плагиоклазы разделяются по химическому составу (по количеству
анортитовой составляющей) на 100 номеров (0–100). По количеству анортитовой составляющей плагиоклазы делятся на
шесть разновидностей, которые имеют собственные названия:
Название
% Аn____________
Альбит
0–10
кислые
Олигоклаз
10–30 ___________
Андезин
30–50
средние__
Лабрадор
50–70
Битовит
70–90
основные
Анортит
90–100____________
Деление плагиоклазов на кислые, средние и основные близко совпадает с делением магматических горных пород
по содержанию кремнезема. И, обычно, состав плагиоклаза распределяется по соответственным группам пород: в кислых
породах (гранитоидах) присутствует кислый плагиоклаз, в средних (диоритах) – средний (андезин), в основных – основной (лабрадор – анортит).
Промежуточные члены ряда называются промежуточными терминами, например, № 50 – андезин-лабрадор, №
30 – андезин-олигоклаз и т. д.
Основные плагиоклазы более высокотемпературные минералы, чем кислые. Анортит кристаллизуется при 1550º,
а альбит при 1100º.
Все плагиоклазы имеют триклинную сингонию. Образуют таблитчатые таблитчато-призматические или неправильные зерна. В шлифах разрезы плагиоклазов имеют часто характерную прямоугольную форму. Чем более основной
плагиоклаз, тем, как правило, он более идиоморфен. Плагиоклазы глубинных пород имеют форму коротких прямоугольников, а гипабиссальные – длинных прямоугольников. В основной массе эффузивных пород микролиты плагиоклазов
часто имеют длинно-призматическую, игольчатую форму.
Спайность плагиоклазов совершенная по двум направлениям: по граням второго (001) и третьего (010) пинакоида, трещины спайности пересекаются почти под прямым углом (87º).
Положение оптической индикатрисы в плагиоклазах закономерно изменяется с изменением состава. Оптические
свойства также постепенно изменяются, как и состав изоморфных смесей. Эта постепенность позволяет по оптическим
свойствам определять состав плагиоклазов.
Из кристаллографических свойств плагиоклазов очень важно наличие двойников, по которым эти минералы сразу узнаются под микроскопом. Кристаллизуясь в триклинной сингонии, плагиоклазы обладают косым погасанием.
Только у одного из членов ряда, олигоклаза, наблюдается совпадение оси в с Ng. У этого минерала угол между совершенной спайностью по (001) и направлением пинакоида (010) прямой, за что олигоклаз и получил свое название «иначе
колющиеся».
Оптические свойства. Двупреломление у плагиоклазов изменяется от 0,011 у альбита до 0,008 у олигоклаза и андезина, а далее снова возрастает, достигая 0,013 у анортита.
Показатель преломления также изменяется постепенно возрастая от альбита ng = 1,539, np =1,529, до анортита ng
= 1,589, np =1,576. По отношению к канадскому бальзаму можно приблизительно определить, какой плагиоклаз в породе.
Однако более точное определение номера плагиоклаза производится по углам погасания двойников.
Оптические свойства плагиоклазов зависят не только от их состава, но также от внутреннего строения, которое
определяется условиями образования. В соответствии с внутренним строением различаются упорядоченные и неупорядоченные плагиоклазы. В высокотемпературных плагиоклазах с неупорядоченной структурой кремнекислородные и
алюмокислородные тетраэдры располагаются без определенного порядка, в то время, как в низкотемпературных плагиоклазах они чередуются в строго определенном порядке. Между плагиоклазами с упорядоченной и неупорядоченной
структурой могут быть промежуточные члены с разной степенью упорядоченности.
Неупорядоченные плагиоклазы являются высокотемпературными, упорядоченные – низкотемпературными. Высокотемпературные плагиоклазы – минералы эффузивных пород, быстро застывшие, закаленные. Низкотемпературные
плагиоклазы – минералы интрузивных пород, образовавшиеся при медленном охлаждении. Плагиоклазы пегматитов и
метаморфических пород также относятся к минералам с упорядоченной структурой.
Зональные плагиоклазы
Очень часто зерна плагиоклазов бывают зональны. Происходит это из-за быстрой кристаллизации расплава. Плагиоклазы имеют разную температуру кристаллизации от 1550º у анортита до 1100º у альбита. От анортита к альбиту идет
медленное снижение температуры кристаллизации. Поэтому при высокой температуре из расплава сначала выделяются
более основные разности, чем состав исходной магмы. Выделившиеся зерна при понижении температуры очень медленно начинают реагировать с расплавом при этом обрастая зоной с более низким содержанием анортита и т. д. При медленном остывании состав всего зерна выравнивается, т. к. реакция обмена ионами выделившихся кристаллов с расплавом
проходит до конца, равновесие достигается и образуются незональные кристаллы. Это характерно для абиссальных
интрузивных пород. При быстром остывании центральная часть кристалла более основного состава обрастает множе-
8
ством зон более кислого плагиоклаза. Реакции уравнивания состава ядра и внешних зон не успевают пройти до конца и
кристалл остается зональным. Наблюдать зональность плагиоклазов можно невооруженным глазом, например, всем
известные породы – лабрадориты. Зональность плагиоклазов указывает на неравновесные условия – быстрое остывание
пород. Такие условия достигаются в гипабиссальных близповерхностных или поверхностных условиях.
Зональность в плагиоклазах может быть разной – это зависит от скорости остывания, состава расплава и других
факторов. В общем случае зональность бывает прямая, обратная или ритмичная. При прямой (нормальной) зональности
состав плагиоклаза становится более кислым от ядра к периферии. При обратной зональности наоборот в центре находится более кислый плагиоклаз. При повторяющейся зональности в плагиоклазе происходит чередование более основных
с более кислыми зонами. Появление обратной и повторяющейся зональности возможно в метаморфических или эффузивных породах. Объясняется явлениями переохлаждения, поступлением новых порций расплава более основного
состава, растворением в магме каких-либо пород, изменяющих ее состав, процессами перекристаллизации и др.
Вторичные изменения плагиоклазов
Основные плагиоклазы изменяются гораздо легче кислых. Благодаря этому в зональных плагиоклазах ядра могут
быть нацело изменены, тогда как края могут быть свежими. Наиболее характерным процессом изменения основных
плагиоклазов, содержащих кальций, является соссюритизация – замещение плагиоклазов смесью тончайших зерен
эпидот-цоизитовых минералов, серицита и др.
Наиболее характерным процессом изменения кислых плагиоклазов является серицитизация – замещение плагиоклазов смесью тончайших зерен обогащенного водой тонкочешуйчатого мусковита – серицита. Все эти изменения
представляют собой процесс деанортизации плагиоклаза – щелочные растворы разлагают анортитовую составляющую в
минерале, которая выделяется либо в виде соссюрита, либо – серицита. При этом оставшийся плагиоклаз становится
более кислым, вплоть до появления альбита (это уже процесс метасоматического изменения магматических пород).
Законы двойникования плагиоклаза
Все многообразие двойниковых законов плагиоклазов сводится к двум типам:
1. Нормальный тип, например, альбитовый, манебахский, бавенский, когда двойниковой осью является перпендикуляр к плоскости срастания. Кристаллы срастаются друг с другом при повороте на 180º около этой оси. Это грани
второго и третьего пинакоида. По этим плоскостям наблюдаются две системы спайности. Существует несколько основных законов нормального типа. Один из них, самый распространенный, альбитовый закон. В этом случае двойниковая
ось перпендикулярна плоскости (010). Многочисленные пластинки срастаются друг с другом в повернутом но 180º
положении по плоскости (010), при этом пластинки чередуются в зерне плагиоклаза. Удлинение полосок в основном
отрицательное за исключением очень основных плагиоклазов (близким по составу к анортиту). Полисинтетический
характер закона очень важный признак. Другой пример двойникового закона нормального типа – манебахский (двойниковая ось перпендикулярна к (001), но это простые двойники. Еще один тип двойникового закона нормального типа –
бавенский – это также простой очень редкий закон.
2. Параллельный тип двойниковых законов. В этом случае двойниковой осью является какая-либо кристаллографическая ось (а, в или с), лежащая в плоскости срастания. Из этих законов наиболее распространен периклиновый
полисинтетический закон, который внешне очень похож на альбитовый. Двойниковой осью служит ось в – ось [010] –
(направление, перпендикулярное двойниковой оси альбитового закона). Поэтому в сложных двойниках, когда в одном
зерне плагиоклаза сочетаются альбитовый и периклиновый законы, мы наблюдаем, что одна область кристалла с полисинтетическими двойниками перпендикулярна другой части. В случае развития периклинового закона отличить его от
альбитового можно по удлинению. Удлинение в таких двойниках будет положительным в отличие от отрицательного
альбитового закона. Также к законам параллельного типа относятся карлсбадский простой закон – кристаллы срастаются
по оси с, повернутые на 180º относительно друг друга.
Часто среди зерен плагиоклаза встречаются зерна, в которых представлено несколько типов двойников и простых и полисинтетических.
Определение плагиоклазов на разрезах перпендикулярных плоскости (010)
1.
2.
3.
4.
Если у нас имеется разрез перпендикулярный плоскости (010), то при совмещении двойниковых полосок с крестом нитей (осью в) мы должны наблюдать картину симметричного погасания относительно двойниковых швов, т. е.
угол погасания вправо и влево от вертикальной нити будет одинаков. Это происходит, потому что оптические индикатрисы в обеих системах полосок наклонены симметрично относительно двойникового шва.
На разрезах плагиоклазов перпендикулярных второму пинакоиду (010) определить номер довольно просто. Однако сначала необходимо найти правильные разрезы. Такие разрезы легко узнать используя следующие признаки:
Если двойниковые полоски совместить с вертикальной нитью окулярного креста, то все зерно
приобретет одинаковую интерференционную окраску, при этом границы между двойниками исчезнут.
Полоски имеют отрицательное удлинение – длинной осью будет ось Np.
Полоски будут погасать симметрично в обе стороны относительно вертикальной линии креста нитей.
Данный разрез должен быть точно перпендикулярен плоскости шлифа: двойниковые швы представлены
тонкими и резкими линиями.
Измерив угол погасания, можно определит номер плагиоклаза по специальным диаграммам и приблизительно
судить о составе минерала. Для этого метода используют кривые диаграммы Мишель-Леви: линию низкотемпературных
9
плагиоклазов, если породы интрузивные, и линию низкотемпературных плагиоклазов, если – эффузивные. Недостатком
этого метода является то, что определение будет сделано неточно, если провести его только на одном зерне. Определение
надо сделать на нескольких зернах и наибольший угол, перпендикулярный (010), даст наиболее близкие результаты, т. к.
определяющим в этом методе будет наибольший угол. Угол определяется и записывается в следующем виде: в:Np
Если измеренный угол будет меньше 18º, то для того, чтобы воспользоваться диаграммой, надо выяснит знак угла погасания. Он может быть положительным, если при сравнении с канадским бальзамом показатель преломления
плагиоклаза окажется выше, и отрицательным, если ниже или равен. У олигоклаза момент погасания параллелен двойниковому шву – прямое погасание.
Определение номера плагиоклаза на разрезах перпендикулярных (010) и (001) – метод Бекке и Беккера
5.
6.
7.
Этот разрез отличается тем, что кроме тонких и четких двойниковых швов, наблюдаются четкие и тонкие трещины спайности, расположенные почти перпендикулярно (87º) двойниковым швам. При небольшом поднятии или
опускании столика микроскопа линии двойниковых швов и трещины спайности не смещаются – это свидетельствует о
том, что эти лини перпендикулярны плоскости шлифа.
Погасание относительно двойникового шва не будет симметричным. При этом методе достаточно просто определить угол погасания одного точно выбранного разреза и будет достаточно. Затем, используя кривые диаграммы Бекке и
Беккера, находим номер плагиоклаза.
Разрез одновременно перпендикулярный (001) и (010) должен удовлетворять следующим требованиям:
Полоски имеют отрицательное удлинение – длинной осью будет ось Np.
В пределах двойниковых полос наблюдаются тонкие трещины спайности, перпендикулярные к
двойниковому шву.
Данный разрез должен быть точно перпендикулярен плоскости шлифа: двойниковые швы представлены
тонкими и резкими линиями.
Если на разрезе с симметричным погасанием обнаружатся трещинки спайности, то в этом случае достаточно
сделать одно определение и результат будет точным.
Для определения состава плагиоклаза берут угол погасания (010) – вертикальная ось креста нитей в и Np, измеренный в той половине, где есть трещинки спайности по (001). Если измеренный угол будет меньше 18º, то для того,
чтобы воспользоваться диаграммой, надо выяснит знак угла погасания. Он может быть положительным, если при
сравнении с канадским бальзамом показатель преломления плагиоклаза окажется выше, и отрицательным, если ниже или
равен. Также знак угла можно определить по погасанию. Если при погасании вертикальная нить окулярного креста
окажется в остром углу (87º) – положительный знак, если в тупом углу (93º) – отрицательный знак.
ЛЕКЦИЯ 5.КАЛИЕВО-НАТРИЕВЫЕ ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ
Представлены двумя группами минералов. Одни из них кристаллизуются в моноклинной сингонии, другие – в
триклинной.
Моноклинные – санидин и ортоклаз – калиевые полевые шпаты.
Триклинные – калиевый полевой шпат – микроклин и калиево-натриевый – анортоклаз. Формула у всех калиевых
полевых шпатов – K(AlSi3O8) и (K,Na)(AlSi3O8) – калиево-натриевых.
Анортоклаз не является изоморфной смесью калиевых и натриевых членов, а, как считают, состоят из двух минеральных фаз – альбита и ортоклаза. Небольшое присутствие натрия отмечено почти во всех калиевых полевых шпатах.
Так как ионные радиусы калия и натрия соответственно 1,33 и 0,98 существенно отличаются по размерам, то
полная смесимость между ними возможна только при высоких температурах. При низких температурах смесимость их
сильно ограничена. Благодаря этому твердые растворы К и Na, образовавшиеся при высоких температурах, с понижением
ее распадаются и образуют пертиты – структуры распада, представляющие собой закономерные срастания кпш и натриевого полевого шпата.
Так же, как и плагиоклазы, калиевые полевые шпаты могут быть высоко- и низкотемпературными, т. е. могут
иметь упорядоченную и неупорядоченную структуру. Моноклинный санидин и триклинный анортоклаз – это высокотемпературные, неупорядоченные полевые шпаты. Моноклинный ортоклаз и триклинный микроклин – низкотемпературные,
упорядоченные полевые шпаты.
Все КПШ имеют много общего во внешних формах развития. Кристаллы их редки, обычны зерна неправильной
формы. Кристаллы КПШ встречаются в порфировидных гранитах, пегматитах, где они образуются гидротермальным
путем в пустотах и трещинах.
Оптические свойства. КПШ отличаются низкими показателями преломления – ниже канадского бальзама. ng
=1,522, np=1,519. Это обусловливает их низкий рельеф и ясную линию Бекке по границе между ними и кварцем, плагиоклазами и канадским бальзамом. Линия Бекке является хорошим способом отличить КПШ от других минералов с низким
показателем преломления. Для КПШ очень хорошо наблюдать дисперсионный эффект. Они будут казаться розоватыми
на общем фоне. Так становятся заметными даже мельчайшие их зернышки.
КПШ обладают совершенной спайностью в двух направлениях по (001) и (010) и несовершенной по призме
(100). Разрезы параллельные плоскости (001) характеризуются голубовато-серой интерференционной окраской и совершенной спайностью в двух направлениях. Этот разрез близко совпадает с осью Np (имеет отрицательное удлинение). На
этих разрезах в сходящемся свете видна фигура в виде двух изогир, при повороте столика выходящих из поля зрения –
10
–
–
–
это разрез перпендикулярный Т.Б. – Ng. Оптический знак отрицательный. Разрезы, перпендикулярные О.Б. – Np будут
темными, едва просветляющимися при скрещенных николях – двупреломление здесь ng–nm=0,003. Максимальное
двупреломление у КПШ ng–np=0,008. Угол 2V у ортоклаза 70º
Санидин отличается от ортоклаза стекловатым блеском. Часто он прозрачен, очень мало подвержен изменениям.
Это связано с тем, что санидин образуется в высокотемпературных условиях (может существовать только в молодых
эффузивных породах) и через какое-то время его структура упорядочивается и он переходит в моноклинный ортоклаз, а
затем в триклинный микроклин. Это процесс упорядочивания структуры. На конечных этапах преобразования в микроклине в скрещенных николях появляются широкие взаимно перекрещивающиеся полосы, называемые микроклиновой
решеткой, которая является отличительным признаком микроклина. Решетка представляет результат сложного двойникования по альбитовому и периклиновому законам.
КПШ ортоклазового и микроклинового ряда содержат в небольших количествах натрий и кальций в виде изоморфной примеси. При высокой температуре их количество в структуре минерала больше, чем при низкой, а потому при
понижении температуры кальций и натрий выделяются в виде плагиоклаза олигоклаз-альбитового состава. Так появляются структуры распада – своеобразные закономерные сростки, которые называются пертитами. Когда мы имеем
выделения КПШ в плагиоклазе, то такие структуры называются антипертитами.
В зависимости от величины вростков плагиоклаза различают:
пертиты – это видимые простым глазом;
микропертиты – различимые под микроскопом;
криптопертиты – неявные пертиты – анортоклаз.
По происхождению пертиты могут быть:
1) пертитами распада, когда избыточный плагиоклазовый компонент выделяется при понижении температуры;
2) пертитами замещения, образующимися при замещении КПШ альбитом. Обычно это происходит при метасоматозе (воздействие гидротермальными растворами обогащенными Na, циркулирующими в породе). Выглядят такие
образования в виде каемок или неправильных прожилков, пятен.
В интрузивных породах, содержащих КПШ и плагиоклаз образуются особые структуры распада – мирмекиты.
Мирмекиты появляются только на контакте плагиоклазов с КПШ. Они представляют собой зерна кислого плагиоклаза, в
которых образуются мелкие червеобразные вростки кварца. Выпуклость границы между полевыми шпатами обращена в
сторону КПШ. Бекке объяснил это тем, что КПШ замещается плагиоклазом, при этом избыток SiO2 из КПШ выделяется в
виде кварца.
Вторичные изменения КПШ – это в основном каолинизация (или, как ее назвал Левинсон-Лессинг, – пелитизация) – замещение глинистыми частицами. Каолинит Al4[Si4O10][OH]8 – это бесцветный минерал, но из-за способности
впитывать (сорбировать), в частности гидроксиды железа, он имеет буроватую окраску. При пелитизации плагиоклазы
становятся буровато-оранжевыми. Реже по КПШ развивается серицит (при метасоматических изменения – грейзенизации), иногда кальцит, эпидот, турмалин и др.
Кварц
Кварц – один из самых распространенных минералов на поверхности земли. встречается в породах различного
генезиса – магматических, метаморфических и осадочных. Форма зерен в основном неправильная. Идиоморфные
кристаллы кварца встречаются в кислых лавах. Там они кристаллизуются в глубинных условиях в виде высокотемпературного β-кварца, гексагональная полиморфной модификации, устойчивой выше 575º. При понижении температуры
высокотемпературная модификация переходит в низкотемпературный α-кварц тригональной сингонии. В кварцевых
жилах гидротермального происхождения развиваются правильные кристаллы, особенно в пустотах. В магматических
породах кварц характерен для кислых пород – гранитоидов, также встречается в средних породах. В метаморфических
кварц характерен для кристаллических сланцев кислого состава и гнейсов. Является основным минералом гидротермальных жил.
Оптические свойства. Кварц легко отличается от других минералов благодаря одноосности и оптически положительному знаку, отсутствию спайности. Бесцветен. При этом он имеет низкое двупреломление – 0,009. Низкие показатели
преломления ng= 1,553, np=1,544. Показатель преломления канадского бальзама близок к этому значению, поэтому при
одном николе кварц не выделяется на окружающем фоне, если фон представлен канадским бальзамом и кислым плагиоклазом (в гранитах). Место, занятое кварцем, кажется при одном николе пустым. В скрещенных николях кварц имеет
желтовато-белую окраску. Имеет характерное волнистое погасание. Продуктов изменения не бывает.
Зерна кварца в разрезах перпендикулярных оптической оси легко узнаются по отсутствию в них двупреломления. Они темны и не просветляются в скрещенных николях. На этих разрезах хорошо видна фигура одноосного минерала
и определяется положительный знак. По зерну с разрезом параллельным оптической оси определяют толщину шлифа.
Фельдшпатоиды
Фельдшпатоиды – характерные (специфические) минералы щелочных пород, т. е. пород, богатых щелочами и
бедных SiO2. Наиболее распространенными являются два минерала – нефелин и лейцит. Фельдшпатоиды означает
«заместители полевых шпатов», они могут кристаллизоваться из расплава только, если в нем не хватает кремнезема для
кристаллизации полевых шпатов. Так, вместо альбита образуется нефелин Na[AlSiO4], а вместо ортоклаза – лейцит
11
К[AlSi2O6]. К фельдшпатоидам кроме лейцита и нефелина относятся такие редкие минералы как содалит Na8Cl2[AlSiO4]6,
нозеан Na8[AlSiO4]6[SO4], гаюин Na6Cа2[AlSiO4]6[SO4]2, лазурит Na6Cа2[AlSiO4]6[S,SO4]2 и др.
Лейцит – К[AlSi2O6] – калиевый фельдшпатоид. Встречается редко, гораздо реже чем нефелин. Кристаллизуется
в кубической сингонии при 1686º при обычном давлении из расплава, имеющего состав ортоклаза. Это минерал низких
давлений, поэтому может существовать только в эффузивных породах. Встречается в щелочных лавах – лейцитовых
базальтах и др. Легко и очень быстро изменяется, замещаясь цеолитами, нефелином, ортоклазом и др. При сохранении
внешней формы такие псевдоморфозы называются псевдолейцитом.
Форма кристаллов очень характерна – восьмиугольники, которые при небольшом оплавлении приобретают круглую форму. Часто лейцит содержит включения, которые располагаются по зонам роста. В шлифах лейцит бесцветен.
Имеет очень низкий показатель преломления (1,508–1,509) из-за чего имеет резкий отрицательный рельеф и отчетливую
шагреневую поверхность. Двупреломление либо отсутствует, либо очень слабое 0,001.
Нефелин – Na[AlSiO4] (от греч. «облако»). Встречается исключительно в щелочных, богатых Na магматических
породах. Формы зерен короткостолбчатые и толстотаблитчатые. Кристаллизуется в гексагональной сингонии. Одноосен с
оптически отрицательным знаком. Иногда наблюдается спайность (плохая) по призме. В шлифах эффузивов дает
изометричные четырех-, и шестиугольные разрезы. Поперечные гексагональные разрезы должны быть изтропными, т. к.
это разрезы, перпендикулярное оптической оси Np.
Оптические свойства. В шлифах бесцветен. Показатель преломления чуть ниже или около показателя преломления канадского бальзама 1,532–1,547. Отсутствие рельефа и шагреневой поверхности. Двупреломление низкое, ниже, чем
у кварца, изменяется от 0,003 до 0,005 –серые и темно-серые цвета интерференции. В шлифах его можно спутать с
кварцем, но в одних шлифах эти минералы не встречаются.
Нефелин легко изменяется, при этом выделяются зерна альбита, цеолитов и др. пелитовой размерности.
Также характерными для нефелина являются включения мелких иголочек эгирина, имеющих высокий рельеф и
яркие цвета интерференции.
Для нефелина характерна ассоциация с щелочным пироксеном – эгирином, щелочным амфиболом, ортоклазом,
сфеном и др.
Акцессорные минералы
Рассмотрим наиболее характерные и часто встречающиеся акцессорные минералы, свойственные как магматическим, так и метаморфическим породам: сфен (титанит), апатит, циркон, шпинель, рутил. Затем рассмотрим рудные
минералы и некоторые минералы метаморфического генезиса.
Титан в горных породах основного состава реализуется в виде рудных минералов – титаномагнетита и ильменита, в средних породах преимущественно в виде сфена. Кроме того титан в небольших количествах входит в состав
амфибола, пироксена, биотита.
Сфен – CaTiO[SiO4], кристаллизуется в моноклинной сингонии. Часто образует правильные клиновидные кристаллы со спайностью по призме с углом 45º. Цвет минерала медово-коричневый, коричневый и красновато-коричневый.
Оптические свойства. Цвет в шлифе от бесцветного, слегка коричневого до буровато-коричневого, если в составе
сфена присутствует железо. Отличается очень высоким показателем преломления и высоким рельефом: ng=1,98–2,05;
nm=1,89–1,92; np=1,89–1,91. Отличается высоким двупреломлением ng – np= 0,092–0,141. Благодаря этому его зерна
выдаются по высокому рельефу при одном николе, а при скрещенных николях интерференционные окраски приобретают
перламутровые оттенки на общем бежевом фоне. Если в разрезе присутствует спайность, то минерал погасает косо.
Разрезы с относительно низкими цветами интерференции ∆=0,007, перпендикулярно О.Б. с углом оптических
осей 2V от 15º до 30º. Знак оптически положителен. В этом разрезе будут две тонкие гиперболы.
Продукты изменения почти не встречаются, это устойчивый минерал, но при неблагоприятных условиях выветривания переходит в лейкоксен.
Апатит – Ca5[PO4]3(F,Cl,OH). Часто встречается в различных магматических и метаморфических породах, а при
разрушении последних попадает в осадки. В некоторых магматических породах апатит концентрируется в больших
количествах, например, среди щелочных пород Хибинских тундр, где он образует почти чистые апатитовые породы, и
тогда становится главным минералом. Сингония гексагональная. Кристаллы апатита имеют вид гексагональных призм,
часто увенчаных с концов пологими дипирамидами гранями, срезанными пинакоидом (001). Поперечные разрезы
имеющие вид шестиугольников изотропны, т. к. это разреы перпендикулярные оптической оси Np.
Оптические свойства. В шлифах апатит бесцветен. Имеет сравнительно высокий для бесцветных минералов показатель преломления 1,633–1,629. Низкое двупреломление (0,004) обусловливает серые цвета интерференции. От других
бесцветных и низкодвупреломляющих минералов (кварца, полевых шпатов) отличается высоким рельефом и сравнительно малыми размерами. Апатит также часто имеет хорошо ограненные кристаллы, которые позволяют его легко отличить.
Удлинение апатита отрицательное.
Это минерал стойкий к разрушению, поэтому имеет свойство накапливаться в россыпях.
Циркон – Zr[SiO4]. Встречается в породах любого состава и происхождения. В повышенных количествах присутствует в кислых магматических породах. – гранитоидах, пегматитах. Сингония тетрагональная. В магматических
породах всегда представлен хорошо ограненными кристаллами. В метаморфических и осадочных породах часто зерна
имеют округлые формы, т.к. окатаны, сглажены.
12
Оптические свойства. В шлифах циркон бесцветен. Хорошо узнается по форме кристаллов, по характерным четырехугольным или призматическим формам, высокому рельефу – высокий показатель преломления (1,97) и высокому
двупреломлению (∆ =0,060–0,090). Обычны мелкие зерна. Оптически положителен.
Это минерал стойкий к разрушению, поэтому имеет свойство накапливаться в россыпях.
Шпинели – R2+Al2O4. Кубической сингонии. Имеет формы октаэдров, но чаще встречается в виде неправильных
зерен. Шпинели часто встречаются в ультраосновных и основных породах. R может быть Mg и Fe2+. Благородная
шпинель имеет формулу MgAl2O4 – в шлифах бесцветная, розоватая, зеленоватая или синеватая. Существуют следующие
разновидности шпинелей:
Плеонаст (Mg,Fe)Al2O4 – зеленая;
Герцинит FeAl2O4 – темно-зеленая;
Пикотит (Mg,Fe)(Al,Cr)2O4 – бурая.
Шпинели образуют изоморфные ряды с рудными минералами – магнетитом (FeFe2O4) и хромитом (FeCr2O4).
Оптические свойства. В разрезах дает треугольники, квадраты, четырехугольники и неправильные формы. Спайность несовершенная по (111) в шлифах наблюдается очень редко. Показатель преломления шпинелей высокий колеблется от 1,713 до 2,05 в зависимости от состава.
Это минерал стойкий к разрушению, поэтому имеет свойство накапливаться в россыпях.
Рутил – TiO2. Сингония тетрагональная. Кристаллы призматические, столбчатые, игольчатые. Характерна спайность по (110) и (100). Игольчатые включения рутила в какой-либо минерал называются сагенитом. Цвет в зависимости
от примесей изменяется от красного, красновато-бурого с алмазным блеском до почти черного с металловидным блеском.
Встречается во всех типах пород.
Оптические свойства. В шлифах рутил красновато- или желтовато-бурый, иногда почти непрозрачный. Имеет
очень высокий показатель преломления 2,6–2,7 и очень высокое двупреломление (0,286–0,287), что обеспечивает ему
белые интерференционные цвета, которые маскируются собственной окраской минерала. Благодаря такому высокому
двупреломлению зерна рутила при скрещенных николях имеют такую же бурую окраску, как и при одном николе. Тонкие
иголки рутила, включенные в другие минералы (биотит, амфибол, гранат и др.) дают высокие цвета интерференции. Ни
один другой минерал в таких тонких игольчатых кристаллах не может давать высоких цветов интерференции.
Это минерал стойкий к разрушению, поэтому имеет свойство накапливаться в россыпях.
ЛЕКЦИЯ 6.РУДНЫЕ МИНЕРАЛЫ
Рассмотренные минералы группы шпинели – хромит и магнетит являются в то же время рудными. Эти минералы
при больших скоплениях являются рудой, магнетит – на железо, хромит – на хром.
Кроме них в породах встречаются примеси и других рудных минералов – титаномагнетита, ильменита, гематита,
пирита и других сульфидов.
Общим для всех рудных минералов является то, что они будут непрозрачны как при одном, так и при двух николях.
Хромит – FeCr2O4. Кубической сингонии. Имеет формы октаэдров, но чаще встречается в виде неправильных
зерен. Характерен для ультраосновных пород, а особенно для дунитов, где может образовывать месторождения.
Магнетит – FeFe2O4. Кубической сингонии. Имеет формы октаэдров, но чаще встречается в виде неправильных
зерен. Распространен в породах любого генезиса широко, но больше его в основных и ультраосновных магматических,
гидротермальных, метаморфических породах.
Ильменит – FeTiO3. Тригональной сингонии. Кристаллы толстотаблитчатые, ромбоэдрические, иногда пластинчатые. В разрезах удлиненные, часто неправильной формы. Широко распространены в основных горных породах.
Накапливается в осадках.
Гематит – Fe2O3. Тригональной сингонии. Кристаллы пластинчатые, таблитчатые, ромбоэдрические, часты агрегаты – чешуйчатые, зернистые. Иногда распылен в породе в виде тончайших зерен. Просвечивает буровато-красным
цветом в тонких пластинках или по краям зерен. Распространен во всех типах пород, особенно в метаморфических
(железистые кварциты).
Пирит – FeS2. Кубической сингонии. Кристаллы в форме кубов. В разрезах дает квадратные, треугольные и пятиугольные или неправильные формы. В отраженном свете – желтый.
В отличие от более стойких магнетита и ильменита. Часто бывает окружен бурыми гидроокислами железа.
Встречается в породах любого генезиса. В магматических породах образуется как вторичный минерал под влиянием
постмагматических растворов. В метаморфических породах – в процессе метаморфизма, в осадочных – в процессе
диагенеза осадков. Это самый распространенный сульфид на земле.
Минералы метаморфического генезиса
Среди метаморфических пород встречаются многие ранее рассмотренные минералы. Теперь рассмотрим те, которые либо не встречаются среди магматических пород, либо присутствующие в качестве случайных, не характерных
компонентов. Из метаморфических минералов, которые часто встречаются в магматических породах мы рассмотрим
гранаты и силикаты алюминия (андалузит, силлиманит, кианит, кордиерит, ставролит).
Гранаты – R2+3N3+2[SiO4]3, где R2+ – Fe2+, Mn, Ca; N3+ – Al, Fe3+, Cr3+. Гранаты очень распространены среди различных метаморфических пород, но изредка развиты среди магматических. Из материнских пород они попадают в
13
осадочные породы, т. к. устойчивы к вторичным изменениям. Наиболее часто в метаморфических породах встречаются
альмандины – Fe3Al2[SiO4]3. Это наиболее распространенный гранат, встречающийся в гнейсах и кристаллических
сланцах. В тех случаях, когда двухвалентное железо замещается Mg, минерал называется пиропом – Mg3Al2[SiO4]3. Чаще
встречаются промежуточные члены этого изоморфного ряда альмандин-пиропы или пироп-альмандины. Марганцевые
гранаты называются спессартинами – Mn3Al2[SiO4]3.
Гранаты кристаллизуются в кубической сингонии, поэтому они отличаются изотропностью – в скрещенных николях не просветляются. Для них характерны изометричные формы ромбического додекаэдра. Встречаются также
гранаты в виде скелетных кристаллов, переполненные включениями других минералов.
Оптические свойства. Спайность отсутствует. Характерны высокие показатели преломления от 1,705 у пиропа до
1,895 у андрадита (кальциевый гранат с трехвалентным железом – Ca3Fe2[SiO4]3) – высокий рельеф и отчетливая шагреневая поверхность. Характерно присутствие трещин, которые резко выступают благодаря высокому рельефу. Трещины
имеют неправильный случайный характер. Гранаты альмандин-пиропового ряда оптически изотропны. Гранаты андрадитового ряда (гроссуляр, уваровит, шорломит) – Сa3(Al,Fe,Cr)2[SiO4]3 аномально анизотропны. Они обнаруживают серую
интерференционную окраску и несколько систем полисинтетических двойников, пересекающихся под разными углами.
Гранаты разного состава отличаются окраской, плотностью и другими физическими, в том числе и оптическими,
свойствами.
В шлифе могут быть бесцветными (гроссуляр), разных оттенков розового, красноватого, коричневатого (альмандин, пироп), желтоватыми (спессартин), желтовато-зелеными (андрадит), зелеными (уваровит), бурыми (шорломит).
Продукты изменения. Вообще гранаты стойкие к изменению и накапливаются в россыпях. Но в случае метаморфизма в магматических породах гранаты альмандин-пиропового состава замещаются агрегатом биотита, амфибола,
хлорита и магнетита.
Андалузит – Al2[SiO4]O. Ромбической сингонии. Характерный минерал контактовых пород, гнейсов, образовавшихся при высокой температуре метаморфизма. Образуется при избытке глинозема в первичных глинистых породах с
каолинитом. Кристаллы столбчато-призматического облика, часто с почти квадратным сечением.
Оптические свойства. Имеет повышенный показатель преломления (ng=1,643 np=1,632) и соответственно – высокий рельеф и шагреневую поверхность. Двупреломление близко кварцу и полевым шпатам 0,010–0,011. отличаются от
сходных минералов по высокому показателю преломления. Спайность по призме (110) – погасание прямое. Часто
окрашен в розовые тона с плеохроизмом от розоватого (Ng) до бесцветного (Np). Удлинение отрицательное. Оптически
отрицателен. Вторичные изменения как у полевых шпатов – каолинит и мусковит.
Встречается в ассоциации с кордиеритом, силлиманитом, дистеном.
Используется для получения жаростойкой керамики.
Силлиманит – Al[AlSiO5]. Ромбическая сингония. Развит в метаморфических породах, но, в отличие от андалузита, только в тех, которые при высокой температуре испытали сильное боковое давление. Образует тонкие вытянутые
кристаллы, шестоватые или игольчатые, волокнистые. Цвет минерала коричневый, бледно-зеленый, белый.
Оптические свойства. Высокий показатель преломления ng=1,677, np=1,657. Удлинение положительное. Оптический знак положительный. Двупреломление 0,020. Поперечные сечения имеют форму ромбов – разрезы, перпендикулярные О.Б., однако из-за мелких размеров эти сечения найти не удается. Спайность совершенная по (010)
Встречается в ассоциации с кордиеритом, биотитом, мусковитом, альмандином.
Используется для получения жаростойкой керамики.
Дистен – Al2[SiO4]O – от «двоякотвердый», кианит (от «голубой»). Триклинная сингония. Типичный минерал
региональнометаморфических пород. Встречается в гнейсах и слюдяных сланцах, реже в сосадочных породах (песках).
Он развит в виде длинных таблитчатых (досковидных) кристаллов. Макроскопически часто имеет голубой цвет,
бывает белым, серым или зеленым. Может быть неравномерно, пятнисто, окрашен. Хорошая спайность по (100) и менее
совершенная по (010).
Оптические свойства. В шлифе обычно бесцветен. Показатель преломления высокий: ng=1,728, np=1,712. Двупреломление 0,016. Оптически отрицателен. Удлинение положительное. Обладает косым погасанием на всех разрезах.
Характерны полисинтетические двойники.
Устойчив к выветриванию. Встречается в парагенезисе со слюдами, альмандином, корундом и ставролитом.
Используется для получения жаростойкой керамики.
Кордиерит – (Mg,Fe)2Al4Si5AlO18·nH2O. Ромбическая сингония. Кристаллы обычно короткопризматические,
псевдогексагональные двойники. Часто встречается в глубоко метаморфических породах – гнейсах, где он трудноотличим от полевых шпатов, встречается в контактово-метаморфических породах (на контактах с гранитоидами). Цвет
минерала от голубого до зеленовато-серого.
Оптические свойства. По оптическим свойствам очень близок полевым шпатам. В шлифах обычно бесцветен, если окрашен, то обладает плеохроизмом от бесцветного до фиолетового. Показатель преломления ng=1,527-1,573;
np=1,522-1,558 возрастает с повышением в составе железа. Серые, бело-серые цвета интерференции. Спайность несовершенная.
Продукты изменения. Внешне как бы разъедается коррозией зеленоватого цвета (агрегат вторичных минералов:
каолинит, серицит, хлорит и др.). Характерно появление желтых плеохроичных двориков вокруг включений мелких
зернышек акцессорных минералов.
Практического значения не имеет.
Ставролит – Fe2(Al2SiO5)2(OH)2 – от «крест». Моноклинная сингония (псевдоромбический). Цвет красноватоили черно-коричневый, черный. Столбчатые кристаллы, иногда образующие крестообразные двойники. Развит исключительно в метаморфических породах: слюдяных гнейсах, сланцах – при меньшей ступени метаморфизма, чем кордиерит.
14
Оптические свойства. Цвет в шлифах светло-оранжевый. Плеохроизм от бесцветного по Np до (светло-желтого –
Nm) темно-желтого, красно-бурого – Ng. Имеет высокий рельеф – показатель преломления ng=1,752-1,761; np=1,739–
1,747. Двупреломление среднее 0,015. Удлинение положительное. Оптический знак положительный, большой угол
оптических осей.
Обычный парагенезис – биотит, роговая обманка, кианит и альмандин.
Это минерал стойкий к разрушению, поэтому имеет свойство накапливаться в россыпях. Но практического значения не имеет.
Вторичные минералы магматических и метаморфических пород
Вторичные минералы образуются после застывания магматических, формирования метаморфических или осадочных пород. Образуются они под влиянием гидротермальных или поверхностных вод. В коре выветривания также
образуются многие вторичные минералы.
Хлориты – широко распространенные в магматических породах вторичные минералы, которые развиваются по
амфиболам, биотиту, вулканическому стеклу, пироксенам и даже плагиоклазу. Их общая формула – (Mg,Fe)5Al[AlSi3O10]
(OH)8. для них характерна листоватая, как у слюд, форма, однако листочки не упругие. Облик кристаллов псевдогексагональный (кристаллы очень редко встречаются), пластинчатый, чешуйчатый, волокнистый. Моноклинная сингония.
Минерал имеет зеленый цвет разной интенсивности как макроскопически, так и под микроскопом, бывает белый,
розовый.. Зеленый цвет многих магматических пород обусловлен хлоритом, в который превращаются железомагнезиальные силикаты, а зеленый цвет многих глинистых и кристаллических сланцев связан с тонко распыленными частичками
этого минерала.
Образуется в условиях относительно низких температур. Встречается в метаморфических породах – хлоритовых
и хлорит-актинолитовых сланцах. Существует много разновидностей хлоритов.
Оптические свойства. Оптические свойства разнообразны из-за больших вариаций состава. Показатели преломления имеют большую вариацию: n=1,57–1,67. Цвет от бесцветного до разных оттенков зеленого, иногда розовый.
Плеохроизм в зеленых тонах. Двупреломление сравнительно низкое от 0,001 до 0,013. Этим они отличаются от слюд,
имеющих очень высокое двупреломление. У сильно железистых хлоритов наблюдаются аномальные интерференционные
окраски (то красно-серые первого порядка, то индигово-синие первого порядка). Обладают весьма совершенной спайностью по (001). Знак удлинения не характерен – может быть как положительным, так и отрицательным, но оптический
знак всегда будет противоположен удлинению. В хлоритах, которые развиваются по первичным минералам – биотиту,
амфиболу, пироксену, показатель преломления будет ниже, чем у первичного минерала.
Обычный парагенезис – биотит, амфибол, пироксен и гранат.
Серпентин – Mg6[Si4O10](OH)8. Характерный вторичный минерал ультраосновных пород, содержащих магнезиальные или железомагнезиальные силикаты – оливин, магнезиальный ромбический пироксен. Образуется при гидротермальных процессах. Разновидности серпентина – лизардит (тонкочешуйчатый, плотный, сферулитовый), хризотил
(волокнистый), антигорит (пластинчатый) имеют одну и ту же формулу. Так же как и хлориты они богаты водой и
образуются за счет железомагнезиальных силикатов. При полном замещении ультраосновной породы серпентином
образуются серпентиниты.
Антигорит образует листоватые агрегаты. Листочки обладают хорошей спайностью с прямым погасанием. Хризотил имеет трубчато-волокнистое строение. Серпентин в шлифах бесцветен или слегка зеленоват со слабым плеохроизмом (железистые разности). Свойства близки хлоритам. Низкий показатель преломления 1,53–1,56. Двупреломление от
0,001 до 0,009. У антигорита удлинение положительное, оптический знак отрицательный. У хризотила удлинение
положительное, оптический знак положительный.
Каолинит – Al4[Si4O10](OH)8. Триклинная сингония. Образует мельчайшие тоненькие пластиночки ромбической
или гексагональной формы. Обычно встречается в виде глиноподобных масс, плотных, либо крошащихся. Главная
составная часть глины (каолина). Он всегда является вторичным минералом. Образуется при гидротермальных процессах
и при выветривании полевых шпатов. Находится вместе с полевым шпатом в породах, претерпевших изменение; там, где
эти изменения полностью завершены, образует чистые залежи. Переносится ветром и водными потоками, отлагается на
дне рек и озер, составная часть почв – типичный минерал осадочных пород.
Оптические свойства. В шлифах бесцветен, иногда слабо-желтоватый. Показатель преломления низкий: ng=1,566,
np=1,561, двупреломление 0,005.
Каолинит – ценное керамическое сырье.
Опал SiO2·nH2O. Встречается в виде прожилков, натеков или иногда сплошных масс, образующихся при вторичных процессах окремнения горных пород. Первичным он является в некоторых осадочных породах, где встречается в
виде скелетов радиолярий или диатомовых водорослей, а иногда кремнистых масс, происходящих от высыхания гелей
кремнезема. В опоках он образует сплошные массы, отлагающиеся на дне морей и озер путем скопления скелетов
радиолярий, уплотняющихся и теряющих следы своего биогенного происхождения. Опал встречается в пустотах излившихся лав. Опал также можно встретить в виде прожилков в метаморфических породах – яшмах, продуктах окремнения
разных пород, в частности серпентинитов.
Оптические свойства. Опал аморфен, спайности нет, наблюдаются только неправильные трещинки. Он легко
узнается по отрицательному рельефу, т. к. показатель преломления ниже канадского бальзама.
15
Минералы осадочного происхождения
Минералы осадочного происхождения кристаллизуются не из расплава, а выпадают из водных растворов.
Обычно они имеют мелкие размеры и под микроскопом трудно определяются. Поэтому для их диагностики используют лабораторные методы – термический, рентгенометрический и электронно-микроскопический анализы.
Типичными минералами осадочного генезиса является опал, халцедон, каолинит, которые мы рассмотрели.
Самыми распространенными среди осадочных минералов являются кварц и глинистые минералы, затем идут полевые шпаты, карбонаты и кремнезем в виде кремня (халцедона, опал). Менее распространены окислы и годроокислы
железа – лимонит и гематит. Среди глинистых кроме каолинита широко распространены монтмориллонит, галлуазат,
гидромусковит, глауконит и др.
Группа карбонатов
Широко распространены в осадочных горных пород. Главнейшим является кальцит – CaCO3, доломит
CaMg[CO3]2, сидерит – FeCO3, родохрозит – MnCO3, магнезит – MgCO3, анкерит – Ca(Mg,Fe)[CO3]2.
Для всех карбонатов характерна псевдоабсорбция и очень высокое двупреломление. Псевдоабсорбция наблюдается при одном николе на всех тех разрезах, где один из показателей преломления имеет величину равную канадскому
бальзаму. Явление псевдоабсорбции не наблюдается на разрезах, перпендикулярных оптической оси.
При скрещенных николях появляются перламутровые цвета высших порядков (до белого).
Кальцит. Тригональная сингония. В горных породах обычно присутствует в виде неправильных зерен, часты
ромбические зерна. Кальцит – типичный минерал осадочных пород, но он может иметь гидротермальное происхождение
и тогда встречается в магматических и метаморфических породах как вторичный. Очень редко бывает магматического
происхождения – в карбонатитах.
Оптические свойства. В шлифах бесцветен, но при псевдоабсорбции кажется, что он меняет свою окраску от бесцветной до серой. Характерна спайность по ромбоэдру. Показатели преломления: ng=1,486; np=1,658, np–ng=0,172.
Оптически отрицательный и одноосен. Дает отчетливую фигуру одноосного минерала со множеством изохроматических
колец.
Все карбонаты имеют большое сходство в шлифах и для отличия их друг от друга необходимо точное определение показателя преломления.
ЛЕКЦИЯ 7.ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МИНЕРАЛОВ. РЕАКЦИОННЫЙ РЯД БОУЭНА
Исследование условий образования минералов из расплава привело Н. Л. Боуэна установлению температурного
ряда в последовательности появления того или иного вида главных цветных или светлых силикатов. Этот порядок
получил название ряда Боуэна. Экспериментально выяснилось, что из цветных силикатов минералы группы оливина
(магнезиальные члены ряда) выделяются из расплава раньше других. Температура кристаллизации форстерита равна
1890º. Этот минерал устойчив при высоких температурах. Форстерит сохраняется также и при низких температурах, если
нет реагентов, под влиянием которых он мог бы перейти в другие формы при реакции с ними. Если же в расплаве
имеется избыток кремнезема, то при температуре 1570º форстерит реагирует с ним и переходит в ромбический пироксен.
В природе наблюдаются и дальнейшие процессы замещения, а именно: ромбический пироксен (энстатит) может
замещаться моноклинным пироксеном, который, в свою очередь, может замещаться амфиболом, а амфибол – биотитом.
Образование каждого последующего новообразования – результат реакции предыдущего минерала с расплавом. Обычно
ряд не кончается полной переработкой минералов, а остаются реликты первичных, что позволяет установить порядок
кристаллизации. Иногда процесс идет до образования полных псевдоморфоз более поздних минералов по более ранним.
Н. И. Свитальским было доказано, что реакционный ряд, установленный Н. Л. Боуэном для магматических пород,
сохраняет свою силу и для метаморфических образований, где псевдоморфозы образуются в том же порядке, что и в
магматических породах, с той разницей, что в магматических породах процесс идет в расплаве, тогда как при метаморфизме он происходит при постепенном понижении (или повышении) температуры и наложении различных реагентов,
циркулирующих в земной коре.
Реакционный ряд Боуэна состоит из двух ветвей. Одну мы рассмотрели. Другая представляет собой ряд салических минералов обычных магматических пород, начинающийся с анортита, температура кристаллизации анортита при
обычном давлении 1550º. Плагиоклазы представляют изоморфный ряд полной смесимости двух крайних членов –
альбита и анортита, причем температура плавления альбита равна 1100º, т. е. значительно ниже температуры плавления
анортита. Промежуточные члены ряда плавятся при разных температурах в указанном диапазоне. Поэтому сначала из
расплава при более высокой температуре выделяются основные плагиоклазы, которые по мере остывания расплава
вступают с ним в реакцию и переходят в более кислые разности. Окончательный номер плагиоклаза будет соответствовать составу исходного расплава (кислый, средний, основной и т. д.). Эта реакция происходит очень медленно (путем
диффузии вещества между твердой и жидкостью). Поэтому, для того, чтобы процесс прошел полностью и кристалл стал
однородным, необходимо длительное время остывания, что может происходить только в глубинных условиях (абиссальных). При остывании близ поверхности кристаллизация идет быстро и образуются зональные кристаллы с анортитовым
(основным) ядром и более кислой внешней зоной. Это свидетельствует о неравновесных (слишком быстрых) условиях
кристаллизации минералов.
16
Температура кристаллизации альбита находится примерно на уровне выделения фемического минерала – биотита. Следующими членами ветви являются калиевый полевой шпат, кварц и мусковит, что соответствует гранитным
магмам.
Другие комбинации минералов, соответствующие различным горизонтам, образуют ассоциации минералов главных групп горных пород.
При определении и описании породообразующих минералов важно выяснить историю их формирования. С этой
целью исследуют характер ограничений минералов – идиоморфизм и взаимоотношения их друг с другом. По степени
идиоморфизма выделяют три вида зерен.
Идиоморфные минералы ограничены гранями, присущими их природе.
Гипидиоморфные минералы имеют частично ограничения свойственные им, частично ограниченные гранями соседних зерен.
Аллотриоморфные, или ксеноморфные, зерна не имеют свойственных им граней. Их форма определяется исключительно гранями соседних минералов. По степени идиоморфизма можно установить последовательность кристаллизации минералов из расплава. Часто минералы, которые имеют лучшую огранку и большие размеры (особенно это справедливо для эффузивных пород) относятся к более ранним образованиям.
Это правило не касается акцессорных минералов, богатых летучими, редкими и др. элементами, за счет чего они
имеют высокую кристаллизационную способность, поэтому обычно не зависимо от времени их кристаллизации имеют
вид правильных кристаллов.
Признаки, указывающие на порядок кристаллизации минералов
1.
2.
3.
4.
5.
6.
Степень идиоморфизма минералов.
Включения одного минерала в другом. В магматических породах минералы, находящиеся в виде включений,
являются более ранними образованиями, чем минералы включающие их.
Явление замещения. Замещающий минерал является более поздним образованием, чем замещенный.
Пересечения. Минерал, выполняющий трещинки, пересекающие другие минералы, образовался позже.
Ассоциации. Если наблюдается постоянное совместное нахождение двух минералов и если время выделения
одного из них известно, оно будет таким же для другого.
Относительные размеры зерен. В магматических неперекристаллизованных породах крупные зерна (порфировые
вкрапленники) образованы раньше, чем агрегат мелких зерен основной массы.
Породообразующие минералы встречаются в природе не в виде случайных скоплений, а образуют закономерные
ассоциации – горные породы. Нахождение в породе одного минерала определяет присутствие или отсутствие другого –
это называется парагенезис минералов (ассоциация). Например, кварц не встречается вместе с нефелином и лейцитом
(фельдшпатоидами), очень редко встречается с оливином (фаялитом) – все это минералы недосыщенные кремнеземом.
Нефелин часто находится в парагенезисе с эгирином. Оливин почти не встречается совместно с роговой обманкой.
Поэтому знание возможных парагенезисов (ассоциаций) минералов очень помогает как при диагностике минералов, так и
при диагностике горных пород.
17