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

ломления, меньшие значения 2 V и большие углы погаса­ ния и двупреломления относятся к магнезиорибекиту, в

котором Fe2+ замещен M g): ng = 1,668—1,717, пт= 1,662—

N m — сине-серый, по Np — очень темно-синий. Схема аб­ сорбции: Np>Nm>Ng.

Глаукофан и рибекит в шлифах легко отличаются от других минералов благодаря своей синей окраске. Их можно спутать только с турмалином, но последний не имеет спайности и является одноосным минералом. Глау­ кофан от рибекита отличается более светлой окраской, меньшим светопреломлением и углом оптических осей, а также положительным удлинением.

Арфведсонит— Na2,5Ca0,5(Fe2+, Mg, Fe3+, Al)5[Si7,5, A1o,50 22][OH, F]2 — характерный минерал щелочных маг­ матических горных пород, кристаллизуется в моноклин­ ной сингонии, образует призматические кристаллы. Спай­ ность по (ПО) с углом 56°, наблюдается отдельность по (010). Двойники простые и полисинтетические по (100). Плоскость оптических осей перпендикулярна (010). Оп­ тические свойства колеблются в связи с непостоянством химического состава: ng=>l,686—1,710, пт= 1,679—1,709, лР = 1,674—1,700; ng—np= 0,005—0,012; с Np = 0—30°; 2 V отрицательный —■от 0 до 50°; дисперсия очень силь­ ная, r<v. Плеохроизм резкий: по Ng — синевато-серый, по Nm — буровато-желтый, по Np — темный сине-зеле­ ный. Схема абсорбции: Np>Nm>Ng, иногда Nm'<Np =Ng.

Очень характерной особенностью арфведсонита яв­ ляется сильная дисперсия осей оптической индикатрисы, в связи с чем разрезы по (010), на которых видны тре­ щины спайности одного направления, не могут быть пол­ ностью погашены в белом свете.

Арфведсонит в шлифах имеет сходство с турмалином, от которого отличается наличием спайности, косым по­ гасанием, двуосностью. От всех амфиболов он отличается низким двупреломлением, резким плеохроизмом, сильной дисперсией осей индикатрисы.

50

Z — в основном Si и А1, но возможно также Fe+3 и Ti. По кристаллохимической структуре слюды относятся

к слоистым алюмосиликатам. Кремнекислородные и алюмокислородные тетраэдры в них, скрепленные ионами

Рис. 27. Слои кремнекислородиых тетраэдров. Элементарная ячейка состоит из четырех Si и десяти О (Si — черные точ­ ки, О — белые кружки)

кислорода, образуют плоские слои (рис. 27). Элементар­ ная ячейка слоя из трех Si, одного А1, десяти О и двух ОН, и анионная группа, таким образом, имеет следующий вид: [Si3AlO10]5-[OH]22-.

Разнообразие катионов, входящих в состав слюд, обус­ ловливает появление многочисленных минеральных ви­ дов в этой группе. Мы рассмотрим оптические свойства наиболее распространенных слюд — мусковита, флогопи­ та и биотита, которые являются породообразующими ми­ нералами многих магматических и метаморфических гор­ ных пород, и лепидолита — самого распространенного из литиевых минералов, встречающегося в составе гранит­ ных пегматитов.

Для всех слюд характерны некоторые общие свойства, которые определяются их общей кристаллохимической структурой. Все слюды кристаллизуются в моно­

51

клинной сингонии. Облик кристаллов таблитчатый, псевдогексагональный; агрегаты — пластинчатые, чешуйча­ тые. Все слюды обладают весьма совершенной спай­ ностью по (001), обусловленной их слоистым строением. В плоскости третьего пинакоида (001) лежат слои крем­ некислородных тетраэдров, которые прочно связаны че­ рез кислород; связь слоев друг с другом, осуществляе­ мая через катионы, является менее прочной. Благодаря слоистому строению слюды имеют резкое отличие пока­ зателей преломления в двух направлениях (вдоль слоев

Рис. 28. Ориентировка оптической индикатрисы в слюдах: А — мусковит, Б — флогопит, В — биотит

и перпендикулярно к ним) и обладают высоким двупреломлением. В то же время различия в показателях пре­ ломления в плоскости слоя очень небольшие и поэтому два показателя преломления (ng и пт) в слюдах близки по значению.

Все слюды оптически отрицательны и имеют неболь­ шие углы оптических осей, а биотит является почти одно­ осным. Ось Np оптической индикатрисы во всех слюдах почти перпендикулярна плоскости спайности (001). Плос­ кость оптических осей в биотите и флогопите параллельна (010), а в мусковите и парагоните перпендикулярна к этой плоскости (рис. 28).

Разрезы слюд, перпендикулярные плоскости (001), как правило, имеют удлиненную форму, и именно на них прекрасно видна спайность. Удлинение таких разрезов положительное. Погасание прямое или почти прямое, причем характерно, что при погасании разрезы слюд ис­ крятся.

Слюды могут быть сдвойникованы. Плоскостью сра­ стания двойников является (001), двойниковой осью — на­ правление [310] («слюдяной закон» двойникования).

52

Мусковит — KAl2[Si3A10io][OH]2 — бесцветный мине­ рал, обладающий псевдоабсорбцией. пе= 1,588—1,624,

оптических осей относятся к разностям мусковита, содер­ жащим изоморфную примесь железа. Высоким светопре­

ского изменения плагиоклаза. Химический состав серици­ та сходен с мусковитом, но в ряде случаев он отличается несколько большим содержанием воды, кремния, магния и пониженным — калия.

Мусковит—’Минерал гранитов, аплитов, пегматитов, а также многих метаморфических пород. Он может кри­ сталлизоваться из гранитной магмы при давлении свыше 1500 атм, но чаще образуется в результате метасоматического замещения биотита и полевых шпатов.

В шлифах мусковит имеет большое сходство с таль­ ком и пирофиллитом, от которых его можно отличить по величине угла оптических осей: 2 V в тальке меньше (0—30°), а в пирофиллите больше (53—60°), чем в мус­ ковите. Скаполит, похожий на мусковит на некоторых разрезах, имеет отрицательное удлинение, призматиче­ скую спайность и является одноосным. Канкринит, также иногда сходный с мусковитом, отличается от него по бо­ лее низкому светопреломлению.

Мусковит трудно отличить в шлифах от литиевой слю­

очень близки. Для достоверной диагностики необходим химический или спектральный анализ на щелочи, или по­ рошковая рентгенограмма.

Парагонит— редкий минерал, не встречающийся в магматических породах. Он обнаружен в осадочных и ме­ таморфических породах, а также в кварцевых жилах и является устойчивым в значительном диапазоне темпера­ тур и давлений.

Флогопит— KMg3[Si3A10io][OH, F]2— в шлифах бес­ цветный, светло-зеленый или светло-буроватый. ng —

53

= 1,558—1,637, «,„= 1,557—1,637, np=il,530—1,590; ng—

—np= 0,028—0,047; 2 V от —0 до —15°; r>v. Более вы­ сокие цифры показателей преломления относятся к раз­ ностям, содержащим примесь железа.

Флогопит похож на мусковит, от которого отличается меньшим углом оптических осей.

Биотит— K(Mg, Fe)3[Si3A10ю][ОН, F]2 — в шлифах бурый, разных оттенков. Встречается также биотит зеле-

FeO + Мп О

Рис. 29. Колебания химического состава биотитов и флогопитов в зависимости от типа пород (У. А. Дир и др., 1966)

ного цвета преимущественно в метаморфических поро­ дах. Характерная особенность биотита — его чрезвычай­ но сильный плеохроизм со схемой абсорбции N g ^ N m > >Np, причем по Np цвет очень слабый, почти бесцвет­ ный, тогда как по Ng и Ntn цвет густой бурый или зеле­ ный. В биотитах, содержащих включения циркона, мона­ цита, ортита и некоторых титанитов и апатитов, наблюда­ ются плеохроичные оболочки — более густые окраски вокруг включений, возникающие благодаря воздействию радиоактивных примесей, имеющихся в составе включе­ ний. Показатели преломления, а также двупреломление биотитов возрастают с увеличением в их составе железа.

54

оптических осей отрицательный, близок к 0° и очень ред­ ко превышает 10° (только в биотитах щелочных пород и лампрофиров).

Установлено, что химический состав и в связи с этим и оптические свойства биотитов из разных типов пород

Рис. 30. Прямые для определения общей железистости био­ титов

FeCH-2Fe2O3 + MnO)-100 \ _

FeO + 2Fe20 3 + MnO + MgO j '

кристаллических сланцев амфиболитовой фации; 5, 6 — из пород гранулитовой фации; 7 — из пород эпидот-амфиболитовой фации

имеют некоторые отличия. Чем кислее породы, тем более железистыми являются биотиты, содержащиеся в их со­ ставе (рис. 29). На рис. 30 приведена диаграмма, показы­ вающая зависимость показателя преломления (пт ) био­ титов от их общей железистости:

/Fe0+2Fe20 3-f-Mn0

'Fe0-f-2Fe20 34-M n0+M g0

Из данных диаграммы следует, что биотиты из раз­ ных пород при одинаковом значении показателя прелом­

55

ления могут иметь разную железистость. Объясняется это тем, что величина показателя преломления зависит не только от железистости минерала, но также от содержа­ ния других компонентов, присутствие которых в составе минерала определяется условиями формирования поро­ ды (например, от количества А1 в четверной и в шестер­ ной координации, примеси Ti, F и др.). Поэтому при оп­ ределении общей железистости биотита следует учиты­ вать его парагенезис.

В результате изменения биотита при процессах вы­ ветривания за счет его образует­ ся монтмориллонит или вермикулит. Под воздействием гидротер-

мальных растворов он чаще всего переходит в хлорит, но также в

мусковит, глинистые минералы, кальцит, эпидот, лейкоксен, рутил и рудные минералы. Хлорит не­ редко образует полные псевдо­ морфозы ;по биотиту. Этот про­ цесс сопровождается образова­ нием полупрозрачных землистых агрегатов мелкозернистого эпидота и лейкоксена, располагающих­ ся в виде линзовидных скоплений вдоль трещинок спайности биоти­

та. Землистые скопления имеют высокий рельеф, а при скрещенных николях в них удается увидеть высокие цве­ та интерференции. Иногда вдоль трещинок спайности отлагаются также гидроокислы железа и зернышки кар­ боната. При хлоритизации биотитов, содержащих значи­ тельную примесь титана, выделяются тонкие иголочки рутила— сагенита, располагающиеся под углом 60° (рис. 31). Биотиты, находящиеся в виде порфировых вы­ делений в эффузивных породах, подвергаются подобно амфиболам опацитизации.

В шлифах биотит имеет сходство с базальтической роговой обманкой, от которой отличается прямым пога­ санием, наличием только одной системы трещин спайно­ сти, углом оптических осей, близким к нулю. Зеленый биотит похож на хлорит, но последний имеет низкое двупреломление и аномальные цвета интерференции. Иногда биотит похож на турмалин, от которого отличается поло­ жительным знаком удлинения и спайностью, которая у

56

турмалина отсутствует. Биотит можно спутать также с ортитом. Однако последний имеет более высокие показа­ тели преломления, большой угол оптических осей и косое погасание. Похож биотит в шлифах на слюдообразный минерал — стильпномелан, встречающийся в метаморфогенных железорудных месторождениях и в кристалличе­ ских сланцах, богатых магнием и железом. Стильпноме­ лан в отличие от биотита имеет менее совершенную спай­ ность по (001) и вторую неясную спайность (010). Для него характерно также наличие яркого золотисто-желтого оттенка по Np и пятнистости, обнаруживающейся при по­

гасании.

Лепидолит — K(Li2-xAli+x) [Si4_2xAl2xOio][F, ОН]2— в

шлифах бесцветный. В связи с постоянным присутствием

всоставе лепидолитов примесей Na, Rb, Cs, Mn, Fe, Mg и других элементов оптические константы их колеблются

вшироких пределах. Для наиболее распространенных разновидностей определены следующие значения: ng—

от 1,555 до 1,568, пт— от 1,552 до 1,565, пр — от 1,529 до

(по «слюдяному закону»), плоскостью срастания их яв­ ляется (001), двойниковой осью — [310].

Как уже отмечено выше, лепидолит в шлифах очень похож на мусковит, от которого он отличается лишь меньшим светопреломлением.

ГРУППА ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ

Полевые шпаты—самые распространенные минера­ лы земной коры. Они составляют около 50% земной коры по массе. Приблизительно 60% их заключено в магмати­ ческих горных породах, около 30% — в метаморфических и остальные 10% — в осадочных породах. Наличие или отсутствие полевых шпатов, количество и состав их кла­ дется в основу минералогической классификации магма­ тических горных пород. В связи с этим определение соста­ ва полевых шпатов — одна из главных задач при изуче­ нии горной породы.

По химическому составу полевые шпаты являются алюмосиликатами К, Na, Са, в редких случаях — Ва. По кристаллохимической структуре они представляют собой каркасные алюмосиликаты: это постройки, в которых

57

кремнекислородные и алюмокислородные тетраэдры со­ единены между собой кислородом таким образом, что у каждого отдельного тетраэдра нет кислорода, принадле­ жащего только ему. Каждая вершина любого тетраэдра является общей с другим тетраэдром, расположенным с

ним рядом.

Основу строения пространственного каркаса полевых шпатов можно представить себе в виде ячейки из четы­

встанет А1, анион будет иметь вид [Al2Si20 8]2~, т. е. будет иметь две отрицательные валентности, и тогда в решетку

а также К (1,ЗЗА) и Ва (1,36А) обусловливает наличие в полевых шпатах явлений изоморфизма.

В соответствии с особенностями химического состава полевые шпаты можно разделить на три подгруппы:

1)натри-кальциевые полевые шпаты, или плагиокла­

58

Из этих полевых шпатов главную роль как породооб­ разующие минералы играют натри-кальциевые и натрикалиевые полевые шпаты. Кали-бариевые полевые шпаты являются редкими метаморфическими минералами, ас­ социирующими в большинстве случаев с марганцевыми породами.

ПЛАГИОКЛАЗЫ

Плагиоклазы представляют собой твердые растворы двух компонентов: альбита — Na[AlSi308] и анортита —

Ca[Al2Si20s].

В соответствии с химическим составом (процентным содержанием в составе плагиоклаза анортита) различа­ ются следующие минеральные виды:

Е. С. Федоров предложил рациональную номенклату­ ру плагиоклазов: обозначение номером процентного со­ держания анортита в составе минерала. Так, плагиоклаз № 15, по Е. С. Федорову, представляет собой олигоклаз с 15% анортита, плагиоклаз № 72— битовнит с 72% анортита и т. п.

Среди плагиоклазов различаются также кислые, сред­ ние и основные разности по относительному содержанию в составе их кремнезема — Si02. К кислым относятся плагиоклазы № 0—30 с относительно большим содержа­

Другие примеси ничтожны. Среди них отмечены Ti, Fe3+, Fe2+, Мп, Mg, Ва и Sr.

Основные плагиоклазы более высокотемпературные минералы, чем кислые. Анортит кристаллизуется при температуре 1550° С, альбит —1100° С. Процесс кристал­

59