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

ны вместе с теми первичными, по которым они развива­ ются. В последнюю очередь рассмотрены акцессорные минералы магматических пород, сначала прозрачные, затем непрозрачные.

\.

Ромбический ' —

пироксен

\ . Е=

\ / /

Ш р ц

Рис. 3. Схематическое изображение соотноше­ ний главнейших минералов при кристаллизации магматического расплава по А. Н. Заварицкому

ГЛАВНЫЕ МИНЕРАЛЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

ГРУППА ОЛИВИНА

Оливины представляют собой непрерывный ряд изо­ морфных смесей форстерита — Mg2Si04 и фаялита —

Fe2Si04.

Природные магнезиальные разности оливинов обычно содержат примесь никеля и хрома, железистые — мар­ ганца и кальция.

Форстерит кристаллизуется при температуре 1890°, фаялит— 1205° С. Из этого следует, что богатые магни­

10

ем оливины магматических пород образовались ранее железистых оливинов.

По структуре оливины относятся к островным сили­ катам, или, иначе, к тетраэдрическим ортосиликатам, в которых изолированные тетраэдрические анионы [Si04]4- соединены катионами Mg и Fe2+. Ввиду того, что ионы кислорода по сравнению с ионами Si, Mg и Fe2+ имеют

В

Рис. 4. Оливины: А ■— форстерит, Б — фаялит, В — фор­

мы разрезов в шлифах

большие размеры, характер решетки определяется рас­ положением кислородных ионов, которые сложены по ти­ пу плотнейшей гексагональной упаковки. Наличие плот­ нейшей упаковки в структуре объясняет большую плот­ ность и высокий показатель преломления минералов группы оливина.

Оливины кристаллизуются в ромбической сингонии и имеют на кристаллах хорошо развитые грани пинакоидов, призмы и пирамиды. Оливины, образующие порфи­ ровые выделения в излившихся породах, дают характер­ ные формы разрезов в шлифах в виде вытянутых шестиугольников, иногда корродированных (рис. 4). В глубинных породах оливины встречаются в виде зерен изометричной формы. Спайность в оливинах несовер­ шенная по (010) и (100), но в железистых разностях

11

спайность по (010) имеет отчетливый характер. Изредка наблюдаются двойники, срастающиеся по (011), (012) и (031).

Ориентировка оптической индикатрисы в оливинах следующая: плоскость оптических осей параллельна (001) и, таким образом, ось Nm совпадает с третьей

Рис. 5. Диаграмма изменения состава и свойств в ряду форстерит — фаялит и кривые кристаллиза­ ции оливинов. Кривые по Н. Л. Боуэну и Д. Ф. Шереру; подразделения группы оливина по Л. Р. Вагеру я У. А. Диру

индикатрисы вдоль трещин спайности по (010) всегда лежит относительно большая ось индикатрисы Ng'.

В шлифах оливины бесцветны, исключение состав­ ляет фаялит, имеющий желтоватую окраску.

Оптические свойства оливинов закономерно связаны с их химическим составом (см. диаграмму состав — свой­ ство, рис. 5). Показатели преломления, сила двупре­

12

ломления, угол оптических осей около оси Ng так же, как плотность, постепенно возрастают при переходе от магнезиальных членов ряда оливинов к железистым.

силы двупреломления или угла оптических осей (еще лучше, если известно несколько констант) по диаграмме состав — свойство можно установить химический состав исследуемого оливина.

Оптические свойства обусловливают резкий рельеф

ишагреневую поверхность оливинов в шлифах, высокие интерференционные окраски, прямое погасание разрезов

иочень четкую интерференционную фигуру. Так как

большинство природных оливинов магматических пород содержит от 10 до 30% Fe2Si0 4, оптический знак оливи­ нов близок к нейтральному (изогира коноскопической фигуры на разрезе, перпендикулярном оптической оси, при вращении столика все время остается прямой). Маг­ незиальные разности оливинов имеют положительный оптический знак, железистые — отрицательный.

Оливины — обычные минералы ультраосновных и основных пород. Чистый форстерит из магм не кристал­ лизуется; он в природе встречается только в метаморфи­ ческих породах — форстеритовых мраморах. Чистый фаялит обнаружен в пегматитах и в некоторых кислых и щелочных эффузивных и интрузивных породах, а так­ же в метаморфических породах — железистых квар­ цитах.

Оливины легко изменяются под воздействием гидро­ термальных растворов и при выветривании. Характер­ ными продуктами изменения их являются серпентин, иддингсит и боулингит. Иногда по оливину развивается изотропное вещество, которое описывается как хлорофеит. Серпентинизация обычно сопровождается образо­ ванием магнетита или гематита за счет железа, входя­ щего в состав оливина, а если в последнем имеется зна­ чительная примесь никеля, может образоваться также никелевый серпентин — гарниерит. Кроме того, оливины иногда замещаются тальком, хлоритом, тремолитом, бруситом, магнезитом. Превращение оливина в серпен­ тин можно изобразить следующими уравнениями хими­

13

тронным микроскопом он трубчатый), пластинчатый — антигорит, зернистый серпентин — лизардит (под элек­ тронным микроскопом он обнаруживает пластинчатую форму подобно антигориту) и бесформенный опаловид­ ный — серпофит. Крупнопластинчатый серпентин, пред­ ставляющий гомоосевые псевдоморфозы по ромбическо­ му пироксену, называется баститом. Первые три разно­ видности кристаллизуются в моноклинной сингонии, четвертая является аморфной.

Серпентины обычно образуют весьма тонкозернистые агрегаты, что затрудняет точное определение их оптиче­ ских свойств. Только для пластинок антигорита установ­ лены полностью все оптические константы.

Антигорит имеет пе, колеблющееся от 1,562 до 1,574, пт — 1,565 и пр — от 1,558 до 1,567. Двупреломление ко­ леблется от 0,004 до 0,007. Угол оптических осей отрица­ тельный— от 37 до61° с дисперсией r>v. Минерал имеет совершенную спайность по (001) и так как ось Np опти­ ческой индикатрисы расположена почти перпендикуляр­ но к плоскости спайности, знак удлинения пластинок ан­ тигорита положительный. Изредка в антигорите наблю­ даются простые двойники и тройники, повернутые относительно друг друга на 60° вокруг нормали к (001).

Для лизардита определены ng от 1,546 до 1,560, пр

от 1,538 до 1,554, ng— пр от 0,006 до 0,008, небольшой от­ рицательный угол оптических осей. Спайность совершен­ ная по (001), двойники не наблюдались.

Хризотил имеет ng от 1,545 до 1,556 и пр от 1,532 до 1,549. Двупреломление большей частью 0,007 и до 0,013. В связи с такими оптическими свойствами хризотил при одном николе почти не отличается от канадского бальза­ ма, а при двух николях имеет серый или белый цвет и волнистое погасание благодаря волокнистому строению. Удлинение волокон положительное. Однако имеется во­ локнистый серпентин, имеющий отрицательное удлине­ ние, который называется а-серпентином в отличие от у-серпентина, имеющего положительное удлинение. Та­ кие разновидности можно наблюдать в серпентинах, об­ наруживающих при скрещенных николях петельчатую структуру, которая создается сетью прожилков хризоти­ ла с положительным удлинением, между которыми рас­ полагаются участки, сложенные или изотропным серпофитом, или волокнистым серпентином, имеющим отрица­ тельное удлинение. Волокна в ядрах располагаются или

15

в одном направлении, или образуют агрегаты в форме «песочных часов» (рис. 7).

Иддингсит-красновато-коричневое вещество листо­ вато-волокнистого строения, образующее псевдоморфо­ зы по железистым оливинам эффузивных основных по­ род. Ранее считали,, что иддингсит — минерал с соста­ вом H4MgFe2Si30i2 • 2Н20. П о новым данным, иддингсит является поликристаллическим веществом, состоящим

Рис. 7. Схемы петельчатой структуры серпентина: А — в яд­ рах— волокна одного направления, Б — в ядрах — агрегаты в

форме «песочных часов» (У. А. Дир и др., 1966)

преимущественно из смектита (минерал из группы монт­ мориллонита) и хлорита с примесью гетита, кварца, кальцита и реже талька и слюды. Несмотря на поликристаллический характер, иддингсит нередко имеет вид го­ могенного вещества, что объясняется однородной ориен­ тировкой слагающих его минералов, унаследующих кис­ лородный каркас первичного оливина. В шлифе иддингсит похож на биотит. Он плеохроирует от темнокоричневого до желтого, имеет высокий показатель пре­ ломления— от 1,61 до 1,86 и высокое двупреломление — от 0,042 до 0,072.

Боулингит — зеленое, обычно волокнистое вещество, замещающее оливин и иногда встречающееся в минда­ линах и в трещинах эффузивных и гипабиссальных ос­ новных пород. Боулингит так же, как иддингсит, являет­ ся поликристаллическим веществом. Он состоит из смектита и хлорита в ассоциации с антигоритом и хри­ зотилом, присутствующими порознь или совместно, и содержит незначительную примесь талька, слюды, квар­ ца и, возможно, сепиолита. По химическому составу боу-

16

лингит отличается от иддингсита повышенным содержа­ нием магния и алюминия и более низким — железа. По­ казатели преломления боулингита колеблются от 1,48 до 1,62. Двупреломление около 0,025.

Хлорофеит — изотропное вещество, по химическому составу занимающее промежуточное положение между иддингситом и боулингитом. Минеральные компоненты его не определены. Хлорофеит имеет интенсивную окрас­ ку разного цвета от ярко-оранжевой до зеленой и раз­ личные показатели преломления, колеблющиеся от 1,50

до 1,62.

ГРУППА ПИРОКСЕНОВ

По химическому составу пироксены отличаются от оливинов большим содержанием Si02, а также тем, что, помимо катионов Mg и Fe2+, в их составе участвуют Са, Na, Li, Fe3+ и А1. Кроме

того, в пироксене — авги­ те часть Si в кремнекислородиых тетраэдрах за­ мещена А1, т. е. этот пи­ роксен относится уже к алюмосиликатам.

Пироксены образуют­ ся или путем преобразо­ вания оливинов, выделя­ ющихся первыми из маг­ мы и затем вступающих в реакцию с расплавом, или непосредственной кри­ сталлизацией из магмы, или при процессах мета­ морфизма. Пироксены,

возникающие за счет преобразования оливинов, замеща­ ют последние и развиваются вокруг них, обусловливая появление характерной друзитовой структуры (рис. 8). Температура преобразования форстерита в пироксенклиноэнстатит равна .1557° С, температура кристаллиза­ ции пироксена-диопсида— 1391° С.

Превращение оливина в ромбический пироксен, кото­ рое происходит при повышении в расплаве содержания кремнезема, можно изобразить следующим уравнением:

(Mg, Fe)2Si04+ S i0 2= (M g, Fe)2Si20 6

17

По кристаллохимической структуре пироксены отно­ сятся к цепочечным силикатам, в которых кремнекисло­ родные тетраэдры соединены в непрерывные цепочки через ионы кислорода. Элементарная ячейка такой цепоч­ ки будет состоять из 2 Si и 6 О и иметь четырехвалент­ ный отрицательный заряд, который погашается катиона­ ми (рис. 9).

Физические свойства пироксенов находятся в полном соответствии с их структурой. Цепочки кремнекислород­ ных тетраэдров в них вытянуты в одном направлении —

Рис. 9. Непрерывная цепочка кремнекислород­

вдоль оси с, поэтому кристаллы пироксенов имеют приз­ матический облик в отличие от изометричных зерен оли­ вина, где основой строения являются изолированные тетраэдры. Благодаря тому, что связь через кислород в цепочке кремнекислородных тетраэдров (Si — О — Si) более прочна, чем связь через катионы между цепочка­ ми, все пироксены обладают совершенной спайностью по призме (ПО), которая проходит параллельно вытянуто­ сти кристаллов. Угол между трещинами спайности в пироксенах равен 87°, причем разрезы, перпендикулярные к призме, имеют тетрагональный облик (рис. 10). В свя­ зи с менее плотной упаковкой (по сравнению с соответ­ ствующими по составу оливинами) пироксены имеют несколько меньшую плотность и несколько меньшие по­ казатели преломления.

По кристаллографическим особенностям среди пиро­ ксенов выделяются ромбические и моноклинные. Эти осо­

18

бенности обусловлены разным характером взаимного расположения кремнекислородных цепочек при соедине­ нии их катионами.

Пироксены, в составе которых участвуют катионы Na, Li, Fe3+, А1, кристаллизуются в моноклинной сингонии. Пироксены с катионами Са, Mg, Fe2+, богатые каль­ цием (содержащие более 25 мол. % СаБЮз), также яв­ ляются моноклинными. При незначительном содержании

Рис. 10. Пироксены: А — энстатит, Б — диопсид, В — поперечный раз­ рез диопсида, Г — авгит, Д — поперечный разрез авгита

кальция (менее 15 мол. % СаБЮз) среди них могут быть как моноклинные, так и ромбические формы. Так, в слу­ чае разностей, содержащих более 30 мол. % FeSi03, вы­ сокотемпературные пироксены образуют моноклинные кристаллы (пижонит), низкотемпературные — ромбиче­ ские. Магнезиальные разности (менее 30 мол. % FeSiCb) в горных породах находятся только в ромбической моди­ фикации.

Классификацию пироксенов в соответствии с их кри­ сталлографическими особенностями и преобладающими в их составе катионами можно представить в следующем виде:

Ромбические пироксены

Ж е л е з о - м а г н е з и а л ь н ы е Энстатит — Mg2[Si20 6]

Гиперстен — (Mg, Fe)2[Si20e] Ферросилит — Fe2[Si20 6]

Моноклинные пироксены

1. Ж е л е з о - м а г н е з и а л ь н ы е с к а л ь ц и е м Пижонит— (Mg, Fe, Са) (Mg, F) [Si20 6]

19