книги из ГПНТБ / Даминова А.М. Породообразующие минералы учеб. пособие

Перовских — CaTi03 — часто содержит изоморфные примеси TR, Na и Nb. Сингония моноклинная, псевдокубическая. Кристаллы имеют форму кубов и октаэдров. Спайность несовершенная по (001). Встречаются двой­ ники прорастания по (111) и характерные сложные по­ лисинтетические двойники по (ПО), которые можно наблюдать в крупных зернах. В шлифах перовскит тем­ но-бурый, серый, иногда окрашен зонально. Плеохроизм

Рис. 62. Двойник лопарита и его разрез

очень слабый, в бурых тонах с абсорбцией Ng>Np. По­ казатель преломления колеблется от 2,34 до 2,38 (послед­ ний для разностей, обогащенных церием). Мелкие зерна изотропны, крупные имеют низкое двупреломление, ме­ нее 0,002. В отраженном свете перовскит окрашен в тем­ ный синевато-серый цвет. Перовскит встречается редко. Он обнаружен в щелочных породах (щелочные базальтоиды, ийолиты), оливинитах, кимберлитах и в некото­ рых метаморфических породах: мраморах, скарнах, сер­ пентинитах.

Лопарит— (Na, Се, Са) (Nb, T i)03— минерал, относя­ щийся к группе перовскита и отличающийся от последне­

ленные гранями октаэдра, обычно образуют двойники прорастания, которые в разрезах дают форму восьмико­ нечных звезд (рис. 62). Спайность отсутствует. В шли­ фах полупрозрачный, просвечивает буровато-красным цветом, « = 2,3—2,4. Встречается в нефелиновых сиенитах, а также в пегматитах щелочных пород.

Ильменит — FeTi03 — тригональной сингонии. В со­ ставе может быть примесь Mg и Мп. Форма кристаллов разнообразна: толстотаблитчатая, ромбоэдрическая, иногда пластинчатая, но обычно встречается в виде не­

108

правильных зерен. Минерал в шлифах непрозрачный и лишь в очень тонких срезах слегка просвечивающий бу­ рым цветом. В отраженном свете светло-серый с бурова­ тым оттенком. Показатель преломления 2,7. При разло­ жении ильменит превращается в лейкоксен, что позволя­ ет отличить его от магнетита. При этом часто в ильмените проявляются трещины отдельности по ромбо­ эдру.

Ng с

Рис. 63. Кристалл и двойник рутила

Ильменит широко распространен в основных магма­ тических породах, где он обычно ассоциирует с ромби­ ческим пироксеном. Встречается он также в щелочных породах, в сиенитовых пигматитах. При выветривании магматических пород переходит в осадок и накапливает­ ся в песчаных отложениях. В метаморфических породах встречается в гнейсах гранулитовой фации.

Рутил — ТЮ2 — кристаллизуется в тетрагональной сингонни. Кристаллы его призматические, столбчатые, игольчатые. В кристаллических сланцах нередко встре­ чается в виде изометричных зерен. Спайность совер­ шенная по (ПО), средняя по (100). Характерны коленча­ тые и сердцевидные двойники (рис. 63), иногда они бы­ вают полисинтетическими. Плоские сетчатые сростки двойников игольчатого рутила называют сагенитом. Сагенит обычно образуется при хлоритизации биотита (см.

рис. 31).

Рутил в шлифах красно-бурый и желто-бурый, неред­ ко почти непрозрачный. Показатели преломления и двупреломление необыкновенно высокие: д0 = 2,605—2,613,

109

ne = 2,899—2,901; ne—n0 —0,286—0,296. Рутил одноосный,

оптически положительный минерал, с положительным удлинением кристаллов. Благодаря высокому двупреломлению, обусловливающему появление белых интер­ ференционных окрасок высшего порядка, зерна рутила при двух николях имеют такую же бурую окраску, как при одном николе. Если рутил находится в игольчатых кристаллах, более тонких, чем толщина шлифа, он име­ ет яркие интерференционные окраски и только по одно­ му этому признаку может быть легко диагностирован, так как никакой другой минерал в таких тонких иголь­ чатых кристаллах не может дать высоких цветов интер­

из всех полиморфных модификаций ТЮ2 и поэтому при­ сутствует преимущественно в минеральных ассоциациях, образующихся при высоком давлении. В осадочных по­ родах рутил находится как обломочный минерал, но так­ же образуется в виде иглоподобных кристаллов при превращении глин в сланцы. Особенно характерно на­ хождение его около углистых частиц в метаморфизованных осадочных породах.

Шпинель— MgAl20 4, плеонаст— (Mg, Fe)Al20 4 и

герцинит — FeAl20 4— члены одной серии твердых рас­ творов. Пикотит— (Mg, Fe) (А1, Сг)20 4 — разновидность плеонаста, содержащего заметное количество Сг, заме­ щающего А1.

Все минералы серии шпинели кристаллизуются в ку­ бической сингонии в виде октаэдров, нередко сдвойникованиых по (111). В шлифах разрезы шпинели имеют форму треугольников, квадратов, четырехугольников, но встречаются также неправильные зерна. Спайность от­ сутствует, наблюдается отдельность по октаэдру, которая в шлифах обнаруживается крайне редко. Цвет шпинели различный, от бесцветного до черного, зависит от приме­ сей. Примесь Сг обусловливает красный цвет, Fe2+—-си­ ний, зеленый, Fe3+ — бурый, а одновременное присутствие нескольких хромофоров вызывает появление промежу­ точных окрасок — красновато-бурых, фиолетовых и др. В шлифах собственно шпинель бесцветная или слабо ок­ рашена в розоватый и синеватый цвет; плеонаст — зеле­

110

ксенолитах, а также в регионально-метаморфизованных карбонатных породах. Плеонаст и пикотит находятся в пироксенитах, перидотитах, в обогащённых оливином включениях в базальтах. Герцинит обнаружен в метаморфизованных железистых бокситах, а также в некоторых основных и ультраосновных магматических породах. Благодаря стойкости шпинелей к выветриванию, они по­ падают в россыпи и обнаруживаются в тяжелой фрак­ ции обломочных пород.

Хромит — FeCr20 4 — кристаллизуется в кубической сиигонии, в форме октаэдров, но чаще находится в виде неправильных зерен. Хромит в шлифах непрозрачный и только в очень тонких срезах, или при введенном конден­ соре он просвечивает бурым цветом. В отраженном све­ те хромит серый с буроватым оттенком и буровато-крас­ ными внутренними рефлексами. Распространен в ультра­ основных породах, встречается в некоторых основных породах и является акцессорным минералом серпентини­ тов, образованных за счет изменения дунитов и перидо­ титов.

Магнетит — Fe2+Fe23+0 4 — нередко содержит значи­ тельную примесь Ti и называется тогда титаномагнетитом. Кристаллизуется в кубической сингонии. Кристал­ лы имеют форму октаэдров, ромбододекаэдров, изредка кубов, но чаще магнетит встречается в виде неправиль­ ных изометричных зерен. Магнетит в шлифах непрозрач­ ный даже при введенном конденсоре, чем легко отличает­ ся от хромита. В отраженном свете стально-серый.

Наиболее богатые титаном титаномагнетиты находят­ ся в основных породах, особенно в базальтах, быстро застывших на поверхности земли. В глубинных породах, медленно охлаждавшихся, титан может входить в решет­ ку магнетита лишь в ограниченном количестве, вследст­ вие чего в таких породах титансодержащие магнетиты представляют собой смесь двух минералов — магнетита и включенного в него ильменита, образовавшегося при распаде твердого раствора.

Титаномагнетит распознается в шлифах, если вокруг него развивается оболочка из титанита или когда при

111

процессах изменения ильменит превращается в лейкоксен, а магнетит сохраняется в лейкоксене в форме непро­ зрачных черных табличек. Иногда тончайшие пластинки титаномагнетита пронизывают кристаллы амфиболов, пироксенов и основных плагиоклазов.

Магнетит — широко распространенный акцессорный минерал в породах любого генезиса. Иногда он образу­ ет значительные концентрации в основных магматиче­ ских породах, в скарнах и железистых кварцитах, а так­

пылен в породе в виде мельчайших зерен. В шлифах обычной толщины в проходящем свете гематит непро­ зрачный, но в очень тонких срезах просвечивает крова­ во-красным цветом.

свете гематит белый, анизотропный, обнаруживает двуотражение от белого до серо-голубого и полисинтетиче­ ское двойникование. Встречается в некоторых кислых магматических породах, но особенно часто в осадочных и метаморфических породах.

Пирит — FeS2— кубической сингонии. Образует крис­ таллы в форме кубов, октаэдров и пентагондодекаэдров, которые в разрезах дают квадраты, пятиугольники или треугольники. Встречается также в неправильных зер­ нах. В шлифах пирит непрозрачный, даже в очень тон­ ких срезах. В отраженном свете — желтоватый, изот­ ропный.

Пирит встречается в породах любого происхождения. В магматических породах он может быть первичным и вторичным минералом, в метаморфических породах об­ разуется как в процессе метасоматоза, так и региональ­ ного метаморфизма, в осадочных породах — при диагнезе осадков.

Пирит присутствует в гидротермальных рудах почти всех типов. Он самый распространенный сульфидный ми­

нальный), кристаллы редки, имеют таблитчатый или пи­ рамидальный облик, обычно встречается в форме непра­

112

МИНЕРАЛЫ ОСАДОЧНОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ

Минералы осадочного происхождения образуются в поверхностной части земной коры при процессах вывет­ ривания магматических, метаморфических и более древ­ них осадочных пород, а также при отложении продуктов их разрушения в бассейнах осадконакопления (седимен­ тации) и преобразовании осадка в осадочную горную по­ роду (диагенезе).

При выветривании формируются преимущественно глинистые минералы, гидроокислы алюминия и железа (гидраргиллит, гидрогетит и др.) и минералы кремнезе­ ма (опал, халцедон, кварц).

Осадочные минералы, образующиеся при седимента­ ции, очень разнообразны. Они формируются тремя путя­ ми: 1) в результате жизнедеятельности организмов (ара­ гонит, кальцит, опал, халцедон); 2) при коагуляции кол­

При диагенезе возникают сидерит, марказит, пирит, доломит, кальцит, фосфатные минералы и др.

Наконец, выделяется группа так называемых эпигене­ тических минералов, формирующихся при преобразова­ ниях осадочной породы до перехода ее в метаморфиче­ скую или до начала ее выветривания. К эпигенетическим минералам относятся кальцит, кварц, гипс и др.

По данным М. С. Швецова, в составе средней осадоч­ ной породы участвуют следующие минералы (в порядке убывания): кварц, светлые слюды, глинистые минералы, полевые шпаты, карбонаты, железистые осадочные мине­ ралы. Все остальные минералы, вместе взятые, составля­ ют менее 3%. Однако в некоторых случаях мало распро­ страненные осадочные минералы концентрируются в больших количествах и играют роль главных породооб­ разующих компонентов. Такими минералами являются гипс, ангидрит, фосфатные минералы и др.

114

Осадочные минералы, кристаллизующиеся из истин­ ных растворов (хлористые соли калия, натрия, сернокис­ лые соли кальция, магния и другие), как правило, обра­ зуют кристаллы довольно крупных размеров. Однако большинство осадочных минералов (глинистые минералы, гидраты окислов алюминия, железа и другие) выпадает из коллоидных растворов, причем образуются микроско­ пические кристаллы размером менее 0,01 мм. Изучение таких минералов в шлифах затруднительно вследствие того, что они накладываются друг на друга и дают сум­ марный оптический эффект — агрегатную поляризацию. Поэтому при диагностике осадочных минералов особенно важное значение имеет точное определение показателя преломления с помощью иммерсионных жидкостей, а также применение термического, рентгенометрического и электронно-микроскопического анализов. Диагностика минералов с помощью последних методов здесь не рас­ сматривается. В этой книге дана только характеристика оптических свойств осадочных минералов. Некоторые ми­ нералы осадочного происхождения (опал, халцедон и др.) описаны выше, вместе с магматическими минералами и потому в этом разделе они опущены.

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ

Глинистые минералы отличаются чрезвычайно малы­ ми размерами индивидов (часто доли микрона), поэтому точная диагностика их возможна лишь при применении термографического, электронно-микроскопического, рент­ геноструктурного и химического методов исследования.

По определению, принятому Международной комис­ сией по глинам в 1960 г., «кристаллическими глинистыми минералами являются филлосиликаты (листовые сили­ каты), для которых характерны псевдогексагонально рас­ положенные кремнекислородные тетраэдры, соединенные октаэдрическими слоями; они обычно представлены ча­ стицами малой величины и обладают способностью да­ вать с водой более или менее пластичные агрегаты».

По химическому составу глинистые минералы пред­ ставляют собой водные силикаты и алюмосиликаты, глав­ ным образом, алюминия, магния и калия с примесью же­ леза, кальция, натрия и некоторых других элементов. Кристаллическая решетка глинистых минералов, в отли­ чие от других силикатов, недостаточно прочна и способна

115

растягиваться и сжиматься. Благодаря этому глинистые минералы обладают свойствами набухания в присутствии воды, поглощения и обмена катионами. Малая прочность решетки препятствует образованию крупных кристаллов.

Структура кристаллической решетки, за немногими исключениями, слоистая, и это определяет характерный для глинистых минералов чешуйчатый или пластинчатый

о кат ионы , способные взаим озам ещ ат ься

©нго

Рис. 64. Схематическое изображение струк­ тур: А — каолинита; Б — галлуазита; В —

монтмориллонита (по А. С. Поваренных, 1966)

облик кристаллов. Немногочисленные представители, об­ ладающие цепочечно-слоистым строением кристалличе­ ской решетки, имеют волосовидную форму кристаллов и образуют спутанно-волокнистые агрегаты (палыгорскит, сепиолит).

Наиболее распространенные слоистые глинистые ми­ нералы представлены следующими группами: каолинита (кандиты — каолинит, диккит, накрит, аноксит, галлуазит, метагаллуазит), гидрослюды (иллиты), монтморил­ лонита (смектиты — монтмориллонит, бейделит, нонтронит, сапонит, гекторит, секонит) и вермикулита. Кроме того, к глинистым минералам относится глауконит, кото­ рый по составу и структуре близок к гидрослюде. На

116

рис. 64 показана схема строения наиболее распространен­ ных глинистых минералов.

Основным структурным элементом каолинита являют­ ся слои, состоящие из двух прослоев: одного, сложенного кремнекислородными тетраэдрами, и второго, состояще­ го из гидроксилов и металла. В галлуазите, имеющем такое же двучленное строение слоев, как в каолините, межслоевое пространство заполнено водой.

Вгидрослюде, монтмориллоните и вермикулите слои имеют трехчленное строение: они состоят из двух про­ слоев кремнекислородных тетраэдров, связанных просло­ ем гидроксила с металлом.

Вгидрослюде между слоями находятся катионы К и вода. Наличие калия обусловливает сравнительную проч­ ность решетки гидрослюд. В монтмориллоните межслое­ вое пространство занято водой и небольшим количеством обменных катионов Na и Са, а в вермикулите-— водой и катионами Mg. Количество межслоевой воды, так же как обменных катионов Na, Са и Mg, непостоянное, вследст­ вие чего базальные межплоскостные расстояния в монтмориллоните и вермикулите имеют переменные значения.

Каолинит — Al4[Si4Oio][OH8] — триклинный, псевдо-

гексаг-ональный. Встречается в виде землистых, тонкозер­ нистых, мелкочешуйчатых, веерообразных агрегатов. Раз­ резы отдельных пластинок имеют шестиугольную форму. Спайность совершенная по (001). Цвет белый с разными оттенками, в шлифах бесцветный, иногда слабо-желтова­ тый. В агрегатах, сложенных мельчайшими зернами, ка­ жется непрозрачным. Такие агрегаты в отраженном свете имеют белый или слегка желтоватый цвет; «g=-l,560—

бая — r>v. Плоскость оптических осей и -ось Ng перпен­ дикулярны к (010); Ntn образует с плоскостью спайности угол от 1 до 35°.

Полиморфные разности каолинита — диккит и на­ крыт — моноклинные. Под микроскопом они отличаются от каолинита в первую очередь по углу погасания. В дикките угол Nm к (001) равен 14—20°, в накрите— 10°. Угол оптических осей в дикките положительный — от 50 До 80°, r<v, в накрите отрицательный — от 40 до 90°, r>v.

Анокситом называют минерал, сходный с каолинитом

117