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

2.К а л ь ц и е в ы е

Диопсид — CaMg[Si20 6] Геденбергит — CaFe[Si20 6]

Авгит — Ca(Mg, Fe, Al) [(Si, А1)20б]

3.Н а т р и - к а л ь ц и е в ы е

Омфацит— (Са, Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) [Si20 6] 4. Щ е л о ч н ы е

Эгирин — NaFe[Si20 6] Жадеит — NaAl[Si20 6] Сподумен — LiAl[Si206]

Химические составы железо-магнезиальных и кальцие­ вых пироксенов в координатах содержаний атомов Са, Mg и (Fe2++Fe3++Mn) представлены на рис. 11.

Как в ромбических, так и в моноклинных пироксенах, за исключением пижонита, плоскостью оптических осей является второй пинакоид (010). В пижонитах плоскость оптических осей также может располагаться параллельно второму пинакоиду, но в большинстве случаев она пер­ пендикулярна к пей.

Угол между третьей кристаллографической осью с и осью Ng (угол погасания) имеет разную величину в пи­ роксенах разного состава (рис. 12).

Вромбических пироксенах ось Ng лежит параллельно

си, таким образом, они имеют прямое погасание и поло­ жительное удлинение. В сподумене угол с Ng = 26°, в жа­

деите — 35°, диопсиде — 38°, геденбергите — 48°, авги­ те — 38—51°, в эгирине— 95°. Из этого следует, что боль­ шинство моноклинных пироксенов имеет большие углы погасания и знак удлинения для них не характерен, за исключением щелочного пироксена — эгирина, угол пога­ сания которого менее 10° и знак удлинения отрицатель­ ный.

РОМБИЧЕСКИЕ ПИРОКСЕНЫ

Ромбические пироксены являются членами изоморфно­ го ряда: энстатит Mg2[Si206]— ферросилит Fe2[Si20 6].

Магнезиальные члены этого ряда, в том числе почти чистый энстатит, широко распространены в ультраосновных и основных магматических породах, тогда как желе­ зистые члены находятся преимущественно в метаморфи­ ческих породах, а чистый ферросилит в природе вообще не обнаружен.

Разновидности ромбических пироксенов выделяются по содержанию в их составе ферросилита (в %): 0—12 — энстатит, 12—30 — бронзит, 30—50 — гиперстен, 50—70—

20

ферригиперстен, 70—88 — эвлит, 88—100 — ферросилит. Оптические свойства от энстатита к ферросилиту из­ меняются закономерно (рис. 13): при замещении магния

Рис. 12. Углы погасания моноклинных пироксенов на разрезе, параллельном (010) (по А. Н. Винчеллу и Г. Винчеллу, 1953)

Величина угла оптических осей изменяется непре­ рывно и симметрично. Так, 2 V чистого энстатита (Fso) положительный и равен 55° и точно такой же угол опти­ ческих осей, рассчитанный путем экстраполяции, имеет чистый ферросилит (Fsioo). Оптический знак 2V изме­ няется дважды: от Fs0 до Fsi2 и от Fsss до Fsmo — поло­ жительный, а от F s 12 до F sss — отрицательный. Минималь­ ное значение 2 V, равное 50°, наблюдается у гиперстена (Fsso). Установлено, что ромбические пироксены эффу­

22

зивных пород Fs35 — Fs65 имеют большие углы оптиче­ ских осей, чем соответствующие им по составу пироксены интрузивных пород. Это различие обусловлено, веро­ ятно, двумя причинами: 1) влиянием примеси кальция,

Рис. 13. Зависимость оптических свойств и плотности от хи­ мического состава в ряду ромбических пироксенов

(У. А. Дир и др., 1965)

который может входить в состав быстро остывших ром­ бических пироксенов эффузивных пород (в гиперстенах интрузивных пород, образовавшихся при медленном ох­ лаждении магмы, он отсутствует) и 2) разной степенью

23

Ромбические пироксены изменяются почти так же, как оливины, превращаясь в серпентин и магнетит. Вы­ ше уже упоминались баститы — гомоосевые псевдомор­ фозы серпентина по ромбическим пироксенам, очень ха­ рактерные и распространенные образования. Изредка по ромбическим пироксенам развивается тальк, тремо­ лит и хлорит. Наблюдаются сопутствующие этим мине­ ралам вторичные продукты в виде карбонатов и различ­ ных модификаций кремнезема.

Отметим, что, кроме ромбического энстатита и гипер­ стена, существуют моноклинные магнезиально-желези­ стые пироксены, которые носят названия клиноэнстатита, клиногиперстена и клиноферросилита. Эти минералы имеют косое погасание с углами cNg = 22° (клиноэнстатит), 42° (клиногиперстен), 34,5° (клиноферросилит) и положительный угол оптических осей, который колеблет­ ся от 53° в Mg2[Si206] до малого в Fe2[Si206].

Моноклинные железо-магнезиальные пироксены лег­ ко синтезируются, но в горных породах, за исключением клиноферросилита, не обнаружены. Клиноферросилит описан из литофиз в обсидиане.

МОНОКЛИННЫЕ ПИРОКСЕНЫ

Пижонит— (Mg, Fe, Са) (Mg, Fe)[Si20 6]— широко распространен в эффузивных породах и быстро застыв­ ших малых интрузивах и неизвестен в метаморфических породах. Он встречается обычно в виде микровкраплен­ ников и в мелких зернах основной массы эффузивных пород, но иногда образует также порфировые выделения. В глубинных породах пижонит не сохраняется, а пере­ ходит в ромбический пироксен с вростками авгита.

В шлифах пижонит бесцветный или слабо окрашен­ ный в светло-зеленый цвет по Ng и Np и в светло-бурый или буровато-розовый по Nm. Кроме совершенной спай­ ности по (ПО) в пижоните часто проявляется отдель­ ность по (100), (010) и (001). Обычны простые и поли­ синтетические двойники, срастающиеся по (100) и (001). Показатели преломления пижонита колеблются в зави­ симости от состава: ng — от 1,705 до 1,751, пт — от 1,684 до 1,722, пр — от 1,682 до 1,722. Двупреломление равно 0,023—0,029. Угол погасания cNg = 37—44°. Характерной особенностью пижонита является небольшой положи­ тельный угол оптических осей: от 0 до 25° в плоскости,

26

перпендикулярной (010), с r< v и реже от 0 до 30° в плоскости, параллельной (010), с ясной дисперсией —

г>и.

Диопсид — CaMg[Si20e] и геденбергит — CaFe[Si20e] —

образуют изоморфный ряд. Промежуточные члены на­ зываются салитами и ферросалитами. Оптические свой­ ства членов ряда изменяются постепенно с изменением

Рис. 16. Диаграмма изменения состава и свойств в ряду диопсид — геденбергит (А. Н. Винчелл и Г. Винчелл, 1953)

химического состава (рис. 16). Так же, как и в ряду оли-

*винов и ромбических пироксенов, увеличение содержа­ ния железа в составе минералов приводит к повышению

плотности, возрастанию показателей преломления (в ди­ опсиде ng -— 1,694, tip-—-1,664; в геденбергите ng — 1,757, tip — 1,732), а также угла погасания (с Ng от 38° в диоп­ сиде до 48° в геденбергите). Однако двупреломление при

положительный знак и величина его в чистом синтетиче-

27

ском диопсиде равна 59,3°, в природных геденбергитах углы оптических осей колеблются от 52 до 62°. В разно­

ность минералов резкие. Спайность по (ПО) совершен­ ная и, кроме нее, в некоторых разностях диопсида наблю­ дается отдельность по (100) и (001). По этим же пинакоидам срастаются двойники диопсида, которые могут быть как простыми, так и полисинтетическими.

Разрушаясь под воздействием гидротермальных ра­ створов, диопсид-геденбергиты превращаются в минера­ лы тремолит-актинолитового ряда и хлориты.

Диопсид и геденбергит редко встречаются в чистом виде. В природе более распространены диопсиды с не­ большим содержанием геденбергитового компонента. Они встречаются в эффузивных и гипабиссальных основ­ ных породах, а также в основных и ультраосновных по­ родах глубинных интрузивов. Все члены ряда находятся также в метаморфических породах и особенно характер­ ны для контактово-метаморфизованных карбонатных по­ род.

Авгит — Ca(Mg, Fe, Al) [(SI, A1)20 6] — типичный маг­ матический минерал, который в шлифах нелегко отли­ чить от диопсида. В. Н. Лодочников указывает, что наи­ более надежный способ диагностики авгита возможен при наличии в шлифах поперечных разрезов, перпендикуляр­ ных удлинению призматических кристаллов. На этих разрезах, где видна спайность в двух направлениях по призме (ПО), авгит имеет форму правильного восьми­ угольника, с равномерно развитыми гранями призмы и пинакоидов, тогда как разрезы диопсида отличаются сильно развитыми гранями пинакоидов при относитель­ но малых размерах граней призмы (см. рис. 10).

В шлифах авгит обычно буроватый. Авгиты, содержа­ щие примесь титана (титанавгиты), имеют бледно-фио­ летовую окраску. Плеохроизм очень слабый. Форма зе­ рен короткостолбчатая. Двойники, как у диопсида, по (100) и (001), простые и полисинтетические.

Оптические свойства авгитов сильно колеблются в зависимости от изменения их составов пя — от 1,703 до

28

1,761, пт — от 1,672 до 1,741, пр — т 1,671 до 1,735; пй — пр — от 0,018 до 0,033; с Ng — от 35 до 48°; +2 V —

тем больше угол оптических осей. На рис. 17 приведены кривые показателя преломления и угла оптических осей авгитов и пижонитов, построенные Хессом и несколько

са

Рис. 17. Колебания оптических свойств в зависимости от состава мо­

видоизмененные Мюиром. Эти кривые составлены для авгитов, в которых второстепенные катионы присутству­

Большие показатели преломления и высокое двупреломление обусловливают наличие в авгитах резкого рельефа, шагреневой поверхности и интерференционной окраски второго порядка. Особенностью титанавгитов является структура песочных часов, возникающая в свя­ зи с их зональным строением. Очень характерна для титанавгита дисперсия оптических осей — г> у и сильная наклонная дисперсия биссектрис, благодаря чему разре­ зы, параллельные (010), не погасают.

Некоторые авгиты подобно диопсидам обладают очень тонкой отдельностью по (100), к которой нередко

29