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

нако наблюдается более сложная картина. Здесь с за­ меной кремния на алюминий на месте Na появляется Са, который обладает большей удельной рефракцией. Появ­ ление Са не только компенсирует понижение показателя преломления, связанное с заменой части Si на А1, но и вызывает общее его повышение.

Величина двупреломления. Величина двупреломле-

ния — разность между наибольшим и наименьшим пока­ зателем преломления — наиболее ярко отражает опти­ ческую анизотропию минералов.

Двупреломление связано со структурой минералов и с составом, с характером и распределением катионов. В. С. Соболев подчеркивает, что второй фактор (харак­ тер и распределение катионов) является главным, опре­ деляющим величину двупреломления.

Двупреломление повышается в присутствии катионов, обладающих высокой рефракцией, т. е. тех катионов, ко­ торые вызывают повышение показателей преломления силикатов. Такими катионами являются Ti4+, Fe3+, Mn3+, Cr3+, Mn2+, Fe2+. Повышение величины двупреломления отчасти вызывают также Zn2+, Cu2+, Ni2+, хотя они и имеют низкую удельную рефракцию.

В. С. Соболев сформулировал следующее общее пра­ вило влияния различных катионов на величину двупре­ ломления силикатов: наибольшее повышение двупрелом­ ления при замене катионов Mg или А1 на Fe2+ и Fe3+ происходит обычно в том случае (за исключением мине­ ралов кубической плотнейшей упаковки с равномерным распределением катионов, которые всегда изотропны), когда такая замена не влечет за собой значительных из­ менений угла оптических осей или ориентировки инди­ катрисы; при значительном изменении угла оптических осей и ориентировки индикатрисы двупреломление повы­ шается гораздо медленнее, а в некоторых случаях мо­ жет даже понижаться. Например, в ряду флагопит — лепидомелан, где угол оптических осей изменяется мало, а ориентировка индикатрисы сохраняется, замена MgO на FeO приводит к повышению двупреломления от 0,030 до 0,060, т. е. на каждый весовой процент FeO повыше­ ние равно 0,0008. Тойно такое же повышение двупрелом­

тит — гиперстен, где значительно изменяется величина

169

угла оптических осей, повышение содержания FeO на 1 % вызывает увеличение двупреломления только на 0,0002.

Вхождение РегОз и ТЮг в состав минералов вызы­ вает более резкое повышение величины двупреломления. Так, если угол оптических осей и ориентировка инди­ катрисы не изменяются, увеличение в составе минерала Fe203 на один весовой процент вызывает повышение двупреломления на 0,0025, а ТЮг — на 0,0026.

В зависимости двупреломления от структуры глав­ ное значение имеет характер заполнения пространства кремнекислородными тетраэдрами, слагающими основу кристаллических решеток силикатов. В соответствии с характером расположения кремнекислородных тетраэд­ ров в пространстве силикаты можно разделить на три главные группы: 1) с равномерным заполнением прост­ ранства в трех направлениях (каркасы), 2) с плоскост­ ным расположением в двух направлениях (слои), 3) с линейным расположением в одном направлении (цепоч­ ки, ленты).

При равномерном заполнении пространства кремне­ кислородными тетраэдрами анизотропия оптических свойств проявляется значительно меньше, чем при плос­ костном и линейном расположении. Поэтому каркасные алюмосиликаты, имеющие довольно однородное строе­ ние в трех направлениях и не содержащие, как правило, катионов высокой рефракции, характеризуются низким двупреломлением, почти всегда ниже 0,010 и лишь из­ редка до 0,015. Исключение составляют канкриниты и скаполиты с карбонатными анионами.

Линейное расположение кремнекислородных тетра­ эдров само предопределяет анизотропию, поэтому цепо­ чечные и ленточные силикаты обладают большим дву­ преломлением, чем каркасные. Однако, если в этих си­ ликатах присутствуют только катионы одного типа, например Mg (энстатит), двупреломление небольшое, но если имеются катионы разного типа, например Са и Mg (диопсид), двупреломление достигает 0,020 и более, до 0,030, а в присутствии катионов с высокой рефракцией Fe3+, Ti4+ (эгирин, керсутит) двупреломление становит­ ся еще больше, достигая 0,060—0,080.

Так как в слоистых силикатах анизотропия строения в двух направлениях выражена более резко, чем в ли­ нейных, величина двупреломления в них возрастает еще больше. Так, слюды всегда обладают высоким двупре­

170

ломлением, особенно, если среди катионов присутствует Fe. Но среди слоистых силикатов имеются такие, в строе­ нии которых участвуют добавочные слои гидроксила, на­ пример каолинит и хлориты. В таких слоистых силика­ тах двупреломление резко понижено.

Плоские мотивы строения подобно слоистым силика­ там имеют минералы, содержащие в своем составе комп­ лексные треугольные анионы, такие как [С03], [N03] или [В03]. Треугольные анионы располагаются в одной плос­ кости, образуя слои, соединяющиеся между собой катио­ нами Са, Mg, Fe. В связи с резким различием в плотно­

для этих минералов будет чрезвычайно большой. Имен­ но таковы карбонаты, которые по сравнению с други­ ми минералами обладают наибольшим двупреломлением.

Величина двупреломления силикатов островной структуры может быть самой различной (от нуля в гра­ натах до 0,140 в титаните) в зависимости от расположе­ ния тетраэдров в пространстве, а также от характера катионов.

Силикаты с радикалами кольцевого типа большей частью имеют низкое или среднее двупреломление — обычно до 0,010 и реже до 0,20, причем повышение дву­ преломления связано всегда с присутствием катионов высокой рефракции.

Осность и величина угла оптических осей. В отноше­ нии связи осности и величины угла оптических осей с со­ ставом и структурой минералов известно следующее.

1. Одноосная отрицательная индикатриса или малый отрицательный угол оптических осей характерны: а) для кристаллических решеток с треугольными анионами при их параллельном расположении (карбонаты); б) для ре­ шеток слоистого типа при малом содержании анионов [ОН] (слюды); в) для кристаллических решеток гексаго­ нального типа с равномерным распределением катионов (корунд).

2. Одноосная положительная индикатриса или малый положительный угол оптических осей характерны: а) для кристаллических региеток с треугольными анионами, расположенными в разных плоскостях параллельно одной оси; б) при наличии прямолинейных цепочек заселенных полиэдров (рутил, силлиманит, циркон); в) для некото­

171

рых минералов слоистого строения со слоями [ОН] (брусит, некоторые хлориты).

3. У минералов, в решетке которых наблюдаются зиг­ загообразные цепочки или ленты заселенных полиэдров, преобладают большие углы оптических осей разного знака.

В первых двух случаях изоморфная замена катионов даже разных типов очень мало отражается на угле опти­ ческих осей, тогда как в третьем случае угол оптических осей в изоморфных рядах изменяется в очень широких пределах. Для наиболее распространенного случая изо­ морфизма, замены Mg на Fe2+, особенно характерно уве­ личение угла оптических осей по отношению к оси Ng: с увеличением в составе минерала Fe положительный угол оптических осей возрастает до 90°, а затем становится от­ рицательным. Например, в ряду оливинов чистый форсте­ рит— Mg2[Si04] — имеет угол оптических осей, равный + 82°, при содержании 14% фаялита — ±90°, а чистый фа­ ялит— Fe2[SiC>4]— 46° То же имеет место в ряду энстатит— гиперстен. В ряду диопсид — CaMg[Si20 6] — геденбергит — CaFe[Si206] угол оптических осей остается без изменения. В то же время в роговых обманках увеличение содержания Fe в составе минерала всегда приводит к за­ кономерному уменьшению отрицательного угла оптичес­ ких осей.

Катион Fe3+ действует на угол оптических осей так же, как Fe2+, но интенсивнее. Так, в моноклинных пироксенах, где замена Mg на Fe2+ не сказывается на величине угла оптических осей (ряд диопсид — геденбергит), появ­

осей уменьшается до 0, а затем снова начинает увеличи­ ваться, но уже в другой плоскости: Ng и Nm меняются местами.

При увеличении содержания А1 в пироюсенах и рого­ вых обманках и даже при замене Mg на А1 в слюдах на­ блюдается увеличение 2V около оси Np.

Ориентировка оптической индикатрисы. В минералах

одноосных отрицательных или имеющих небольшой отри-

172

дательный угол оптических осей Np располагается пер­ пендикулярно к плоскости плотнейшей упаковки. В сло­ истых силикатах с минимальным содержанием [ОН] Np перпендикулярна к слоям из кремнекислородных тетра­ эдров.

Вминералах одноосных положительных или с малым положительным углом оптических осей Ng совпадает с направлением оси, параллельно которой расположены тре­ угольные анионы, или с направлением прямолинейной цепочки полиэдров, заселенных катионами.

Вминералах с большими углами оптических осей по­ ложение оптической индикатрисы относительно плоско­ стей плотнейшей упаковки может быть различным. В неко­ торых минералах можно заметить прямую связь опти­ ческой ориентировки с расположением катионов,

наиболее сильно влияющих на преломление (титанит). В изоморфных рядах ориентировка индикатрисы законо­ мерно изменяется с изменением состава, а также с изме­ нением степени упорядоченности в расположении ионов в кристаллической решетке.

Окраска силикатов. Окраску силикатов по интенсив­ ности можно разбить на две группы: сильную — видимую в прозрачном шлифе и слабую — в шлифах незаметную. Сильные окраски по происхождению относятся к идиохроматическим, т. е. к собственным окраскам минералов. Они связаны или с содержанием хромофоров — ионов, вызывающих окраску, или с нарушением кристаллической решетки. Слабые окраски преимущественно аллохромати­ ческие, т. е. связанные с присутствием посторонних меха­ нических примесей, или псевдохроматические, т. е. лож­ ные, вызванные явлениями интерференции света.

Главные хромофоры в силикатах — Fe3+ и Fe2+. На втором месте стоят Ti4+, Мп и Сг и на третьем — Ni, Си, V, Со.

Наиболее сильный хромофор — катион Fe3+. Он об­ условливает появление красно-бурых окрасок. Fe2+— бо­ лее слабый хромофор; окраски, вызываемые им, имеют зеленые тона. Наиболее интенсивные окраски получают­ ся при совместном участии Fe3+ и Fe2+ в составе силика­ тов и особенно в присутствии гидроксила. При этом ре­ зультат может быть разным. Одновременное присутствие Fe3+ и Fe2+ может дать лишь переход от бурой окраски к зеленой. Это зависит от преобладания той или иной фор­ мы окисления железа. Например, в обыкновенной роговой

173

обманке при преобладании Fe2+ над Fe3+ появляется зеле­ ная окраска, а в разностях, богатых Fe3+,— бурая. В дру­ гом случае появляется качественно новая окраска. Например, в щелочной роговой обманке совместное присут­ ствие Fe3+ и Fe2+ обусловливает появление синей окраски, отличной от зеленой и бурой, вызываемых теми же хро­ мофорами в обыкновенной роговой обманке. В. С. Соболев объясняет это тем, что в обыкновенной роговой обманке имеется изоморфное замещение Fe2+ на Fe3+, а в щелоч­ ной — Fe2+ и Fe3+ занимают особые места в кристалли­ ческой решетке. Синяя окраска некоторых турмалинов также, по-видимому, связана с определенным расположе­ нием катионов Fe2+ и Fe3+.

Титан — хромофор, стоящий на втором месте по рас­ пространенности,— вызывает появление фиолетовых окрасок (титан-авгит) или бурых и красно-бурых (тита­ нит, титанистый биотит). Он более слабый хромофор, чем железо, и его влияние заметно проявляется лишь в присутствии гидроксила, особенно, если в составе минера­ ла участвует также железо.

Хром вызывает как красные (рубин), так и зеленые (уваровит) окраски, но в силикатах он играет незначи­ тельную роль. Столь же ограничена роль марганца. Роль двухвалентного марганца как хромофора недостаточно выяснена. Трехвалентный марганец обусловливает появ­ ление малиново-красной окраски в пьемонтите. По мне­ нию С. В. Грум-Гржимайло, красная окраска всех марганцевых минералов всегда связана с присутстви­ ем ионов трехвалентного марганца и даже в тех ми­ нералах, где в химической формуле указан лишь двух­ валентный марганец (например, в родоните или родо­ хрозите) .

Никель мало распространен в силикатах. Он вызывает зеленую и желтую окраски. Ванадий в качестве хромофо­ ра мало изучен. Известно, что трехвалентный ванадий в слюде — роскоэлите — вызывает оливково-зеленую ок­ раску, в диопсиде — зеленую. Ион меди вызывает зеле­ ную или синюю окраску.

Кобальт — хромофор, занимающий последнее место по распространенности в силикатах. В шестерной коорди­ нации он вызывает красную окраску, в четверной — си­ нюю. Пока известен лишь один силикат с высоким содер­ жанием кобальта— люсакит (кобальтовый ставролит), имеющий характерную синюю окраску.

174

Из других элементов, не входящих в главный ряд хромофоров, отметим редкие земли и цирконий, которые иногда обусловливают'появление слабых буроватых окра­ сок. В. С. Соболев считает, что редкие земли и цирконий сами по себе, возможно, не определяют появления этих окрасок, а лишь усиливают действие других хромофоров.

Появление окраски в присутствии редких земель мо­ жет быть обусловлено также метамиктным распадом. При метамиктном распаде происходит нарушение кри­ сталлической решетки, что само по себе может привести к появлению окраски. К. тому же типу окраски относятся плеохроичные ореолы, наблюдающиеся в ряде минера­ лов— биотите, ротовой обманке, кордиерите, хлорите, турмалине. Они возникают вокруг включений циркона, ортита, сфена и некоторых других минералов, содержа­ щих в своем составе примеси радиоактивных элементов. Цвет ореолов в окрашенных минералах такой же, как и самого минерала, но интенсивность гораздо большая.

Вопрос о причине плеохроизма разработан очень сла­ бо. В. С. Соболев на основании анализа накопленных фактов пришел к выводу, что для большинства обыч­ ных силикатов минимальная абсорбция отвечает направ­ лению колебаний перпендикулярно плоскости плотней­ шей упаковки и гораздо меньше зависит от распределения катионов, чем оптическая ориентировка. Так как в боль­ шинстве случаев таблитчатость или удлинение кристалла отвечает плоскости плотнейшей упаковки, для большин­ ства минералов характерна так называемая биотитовая схема абсорбции, при которой максимальное поглощение света при прохождении световых колебаний параллельно удлинению. Обратная, так называемая турмалиновая схе­ ма абсорбции характерна для силикатов кольцевой струк­ туры (турмалин, кордиерит), где удлинение перпенди­ кулярно плоскости колец, а максимальная абсорбция наблюдается в плоскости колец. Такую же схему абсорб­ ции имеют некоторые минералы, окрашенные титаном и марганцем (астрофиллит, манганофиллит и др.). Малую зависимость схемы абсорбции от ориентировки оптиче­ ской индикатрисы можно видеть в группе амфиболов, в которых вблизи кристаллографической оси с могут ле-

,жать любые оси индикатрисы, но это не сказывается на схеме абсорбции.

Таковы главнейшие сведения о связи оптических свойств силикатов с их составом и структурой. Как видно

175

НЕКОТОРЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗМОЖНОСТИ ОПРЕДЕЛЕНИЯ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ СИЛИКАТОВ

ПО ИХ ОПТИЧЕСКИМ СВОЙСТВАМ

В настоящее время неоспоримо доказано, что минера­ лы, имеющие один и тот же состав, но образовавшиеся в разных условиях, должны иметь некоторые отличия в оп­ тических свойствах. Установлено, что условия образова­ ния минералов отражаются на их внутренней структуре, на упорядоченном или неупорядоченном расположении ионов в узлах кристаллической решетки.

Рентгеноструктурное изучение наиболее распростра­ ненных минералов земной коры — полевых шпатов — привело к необходимости различать среди них высокотем­ пературные и низкотемпературные разности. Высокотем­ пературные неупорядоченные плагиоклазы эффузивных пород и низкотемпературные упорядоченные плагиоклазы интрузивных пород, имеющие один и тот же химический состав, различаются по оптическим свойствам, главным образом, по ориентировке оптической индикатрисы. Дав­ но отмечено также, что натри-калиевые полевые шпаты молодых эффузивных пород — санидины я натри-калие­ вые шпаты интрузивных пород — ортоклазы и микроклины имеют различные углы оптических осей.

К настоящему времени накоплено значительное коли­ чество данных, которые свидетельствуют, что не только внутреннее строение, но я химический состав породообра­ зующих минералов, обусловливающий в первую очередь оптические свойства, также в определенной степени зави­ сит от условий их образования.

В Институте геологии и геофизики Сибирского отделе­ ния АН СССР под руководством академика В. С. Соболе­ ва проводится обработка обширного фактического мате­ риала по составу, свойствам и условиям образования

важнейших породообразующих минералов с использова­ нием методов математической статистики. В результате этих работ выделены формационные и парагенетические типы ряда минералов, установлены зависимости их соста­ ва от состава вмещающих пород, температуры и давления при их образовании, выявлены закономерности распреде­ ления химических элементов в сосуществующих минера­ лах.

т ;с

Рис. 79. График для опреде­ ления температуры образо­ вания магматических гор­ ных пород по существую­ щим полевым шпатам:

Na[AlSi3C>8] в щелочном полевом шпате

Na[AlSisOg] в плагиоклазе (Соловьев, 1971)

Особенно значительные исследования влияния темпе­ ратуры, давления и химизма среды на составы сосущест­ вующих минералов проводятся в отделе метаморфизма и метасоматизма Института геологии рудных месторожде­ ний и геохимии АН СССР под руководством академика Д. С. Коржинокого. Цель этих исследований — создание минералогических термометров и барометров, которые позволят по составу равновесных минералов определять температуру и давление, существовавшие при их образо­ вании.

Впервые двуполевошпатовый геотермометр был пред­ ложен Бартом (рис. 79). Пользуясь его диаграммой, можно определить температуру образования пород, содержащих два полевых шпата. Для этого нужно рас­

178