lito_kuznecov

ты обычно имеют светло-зеленый цвет и образуют тонкочешуйчатые мозаичные и розеткоподобные агрегаты.

Из всех распространенных минеральных типов глин гидрослюды, как правило, имеют наиболее крупные чешуйки. В этом случае в скрещенных николях при вращении столика микроскопа на фоне общей темно-серой массы появляются золотистые или желтые мерцающие волоски, штришки — очень крупные чешуйки. Однако все эти показатели очень косвенные, малонадежные, и при стандартных микроскопических исследованиях обычно приходиться ограничиваться лишь определением глин в целом без указания на их минеральный состав.

К глинистым относится и такой своеобразный минерал, как глауконит. По ряду своих свойств он резко отличается от других глинистых минералов и в большинстве случаев достаточно определенно диагностируется в шлифах. Минерал кристаллизуется в моноклинной сингонии, его примерная формула имеет вид IqFe3+, Al1 Fe2+, Mg)2[ (AlSi3O10I(OH)2.

В шлифах глауконит обычно наблюдается в виде округлых, овальных, яйцевидных, неправильно-лопастных, почковидных, гроздьевидных зерен, иногда с радиально расходящимися из центра темными линиями — трещинами синерезиса, образующимися при дегидратации исходного геля.

Реже встречаются отдельные пластинчатые агрегаты. Нередки его выделения в раковинах фораминифер, гастропод, замещение органических остатков — иглокожих, радиолярий, спикул губок и т.д. Известно его развитие по минеральной основе — биотиту, амфиболам, реже полевым шпатам и т.д. В ряде случаев глауконит образует цемент обломочных пород или дисперсно рассеян по породе, в частности в глинах. Цвет его зеленый различной интенсивности и оттенков, иногда си- невато-зеленый и желто-зеленый. Плеохроизм различный — от слабого до вполне отчетливого в сине-зеленых тонах.

минерал обладает заметным положительным рельефом, шагрень из-за интенсивной окраски, как правило, затушева-

ска «забивает» цвета интерференции. Весьма характерно, особенно в зернах, агрегатное угасание, обусловленное тем, что само зерно представляет собой стяжение мельчайших

70

кристалликов, каждый из которых имеет собственную оптическую ориентировку и соответственно угасание. Реже встре- чаются зерна с радиально-волокнистым или чешуйчатым с т р о е н и ем и соответствующим угасанием.

О б ы ч ны ассоциации глауконита с фосфатами, реже кар- бонатами кальция и железа. В самих зернах глауконита бы- вают включения пирита, органического вещества, кварца и других обломочных минералов. Глауконит в подавляющем большинстве случаев является минералом аутигенным — диа- генетическим и формируется в морских условиях. Наиболее распространенным путем его образования является синтез из коллоидных растворов с поглощением калия и других эле- ментов из иловых вод. Второй путь — диагенетическое же

нетические преобразования происходят в условиях слабо восстановительной или нейтральной среды (в зависимости от eh меняется соотношение ионов двух- и трехвалентного железа и соответственно цвет — при более окислительной обстановке относительно увеличивается содержание трехвалентного железа и глауконит приобретает желтоватый оттенок).

Кроме чисто морского описаны глаукониты в корах выветривания. Глауконит может быть также переотложенным, в этом случае его зерна несут следы транспортировки.

2.1.3. КАРБОНАТЫ

Минералы — соли угольной кислоты — широко распространены в осадочных породах и достаточно разнообразны. Наиболее важное породообразующее значение имеют кальцит, доломит, в меньшей степени сидерит, арагонит. Кроме того встречаются и часто имеют важное генетическое значение магнезит, магний-железо-кальциевые карбонаты, из которых наиболее известен анкерит (Ca(Fe, Mg)(CO3)2), а также стронцианит (SrCO3)1 родохрозит (MnCO3), давсонит (NaAl(CO3)(OH)2) и некоторые другие.

Кальцит CaCO3. Кристаллизуется в тригональной сингонии, образует таблитчатые, ромбоэдрические и скаленоэдрические формы, которые можно наблюдать в шлифе в случае свободного роста кристаллов по стенкам трещинок и каверн, в межформенных пустотах и т.д. В сплошных зернистых массах обычно он не дает правильных кристаллографических

71

ограничений и образует агрегаты зерен неправильной изометричной, лапчатой формы. Специфична форма выделения кальцита в оолитах, сферолитах, стенках раковин и скелетах каркасных организмов — игольчатая, тонкопластинчатая, тонкофибровая и т.д.

Без анализатора минерал бесцветен, но благодаря резко выраженной псевдоабсорбции он становится сероватым. В крупных зернах может быть хорошо видна ромбоэдрическая спайность в двух направлениях под углом 75°. Показатели преломления резко различны: п0 = 1,6584, пе = 1,4864, поэтому в некоторых сечениях наблюдается либо положительный, либо отрицательный рельеф, прежде всего в виде четких ограничений зерна. Кальцит имеет очень высокое двупреломление (п0 — пе = 0,172), что обусловливает высокую интерференционную окраску — белую и серую высшего порядка, т.е. выходящую за пределы стандартной таблицы Мишель— Леви. Строго говоря, подобная истинно белая окраска практически отсутствует, она слегка желтоватая, розоватая или, точнее, перламутровая. Это хорошо видно по радужным переливам, если слегка вращать в обе стороны столик микроскопа. По краям зерен появляются многочисленные цветные каемки. Более точное отличие серой интерференционной окраски высшего порядка от таковой первого порядка устанавливается при введении компенсатора: минерал с белой и серой интерференционной окраской первого порядка становится окрашенным (окраска повышается); для минерала с белой окраской высшего порядка цвет его не меняется. Угасание симметричное относительно трещин спайности. Оптическая ориентировка: Np || с; Ne = Np.

При крупных размерах зерен, и особенно в известняках, подвергшихся давлению, отмечается полисинтетическое двойникование. В отличие от двойникования плагиоклазов (с которыми студенты нередко путают такие зерна кальцита), где ширина двойниковых кристаллов примерно одинакова, их ширина в кальците резко различна и в шлифе видно чередование узких и значительно более широких полос.

Арагонит CaCO3. Арагонит кристаллизуется в ромбической сингонии и этим отличается от кальцита, имеющего тот же состав. Минерал имеет длиннопризматические, игольчатые, волокнистые кристаллы, которые образуют плотные агрегаты. Из-за мелких размеров и вытянутости кристаллов спайность обычно не видна, тем более что она несовершенная. В шлифе арагонит бесцветный. Рельеф часто наблюдается, и прежде всего по четким ограничениям кристаллов

72

цветные высшего порядка, в отличие от белых перламутро-

вых У кальцита (л9 — пр = 0,155 — 0,156). Погасание прямое, у д л и н е н ие отрицательное. Минерал двуосный, оптически отрицательный, угол 2V = 18°. Ориентировка оптической ин-

дикатрисы: Np [I с, Nm К a, Ng И Ь.

От кальцита арагонит отличается формой кристаллов, от- сутствием или, точнее, слабо выраженной спайностью, а главное — своей двуосностью, но последнюю удается установить лишь при наличии достаточно крупных кристаллов.

Арагонитом сложены скелеты многих организмов — некоторых гастропод, птеропод, головоногих, кораллов, пелеципод, водорослей, им же образованы многие оолиты и сферолиты, известны цементы, где на карбонатных зернах нарастают кристаллы арагонита (мелководно-морские и рифовые обстановки). В целом арагонит широко развит в современных мелководно-морских отложениях. Вместе с тем этот минерал является неустойчивой метастабильной модификацией карбоната кальция и очень быстро, уже в диагенезе, превращается в устойчивую тригональную модификацию — кальцит. Поэтому в древних отложениях арагонит практически не известен. Его былое присутствие устанавливается или, точнее, предполагается по формам кристаллов — псевдоморфозам кальцита по арагониту.

Сидерит FeCO3. Наряду с «чистым» железистым сидеритом, часты минералы с примесью магния или марганца, что определяет наличие изоморфных рядов сидерит — магнезит (последовательно: сидерит—сидероплезит — пистомезит — мезитин —брейннерит — магнезит) и сидерит — родохрозит (соответственно: сидерит—манганосидерит — олигонит — понит — родохрозит). Сидерит кристаллизуется в тригональной сингонии. Встречается в виде зернистых масс с ромбоэдрическими зернами с закругленными гранями, а также таблитчатых, призматических и скаленоэдрических форм, либо, наконец, сферолитов и оолитов. В шлифах бесцветный, точнее, сероватый или желто-бурый. Серый цвет и матовый облик зерен обусловлен резкой псевдоабсорбцией, а также высоким рельефом и заметной шагренью, поскольку показатели преломления минерала существенно выше, чем у канадского бальзама (п0 = 1,872-1,875, пе = 1,612-1,633). Желтоватый оттенок, а часто бурые цвета по краям зерен и по трещинам обусловлен окислением двухвалентного железа и образованием лимонита. Спайность, как правило, отсутствует, но мо-

73

жет наблюдаться в двух направлениях по ромбоэдру под углом 73°. Окрашенные разности обладают слабым плеохроизмом. В скрещенных николях цвета интерференции высокие перламутровые (п0 — пе = 0,239 — 0,242). Погасание прямое, минерал одноосный, отрицательный. Оптическая ориентировка Np Il с, Ne = Np. От других осадочных карбонатов отличается значительно большим показателем преломления.

Сидерит в виде слоев, линз и конкреций встречается в угленосных отложениях, в битуминозных глинах, в качестве цемента песчаников и алевролитов, в виде включений в более редких образованиях — гематит-шамозитовых рудах, кремнях, железистых фосфатах, реже известняках. В качестве одного из характерных аутигенных минералов сидерит установлен в металлоносных осадках Красного моря.

Магнезит MgCO3. Минерал тригональной сингонии, образует кристаллы ромбоэдрической, реже призматической, таблитчатой или скаленоэдрической формы, но обычно встречается в виде зернистых агрегатов с гипидиоморфными формами.

В шлифе без анализатора бесцветный или серый за счет псевдоабсорбции, редко коричневатый; в последнем случае отмечается плеохроизм. Показатели преломления резко различны (п0 = 1,700—1,719, ле = 1,509—1,527), поэтому шагрень и рельеф видны не во всех сечениях. Спайность совершенная по ромбоэдру под углом 72 — 73°. Поскольку сила двойного лучепреломления очень велика (п0 — ле = 0,191—0,192 и выше при наличии примесей железа и перехода к брейнериту),

санализатором отмечается белая (перламутровая) окраска высшего порядка. Минерал одноосный отрицательный. Уга-

сание прямое. Оптическая ориентировка Np || с, Ne = Np. От кальцита отличается отсутствием тонкопластинчатых двойников, от доломита — большим показателем преломления.

Минерал встречается в эвапоритовых толщах — в каменной и калийных солях морского происхождения, в соленых озерах и лагунах в ассоциациях с доломитом и ангидритом.

Вдокембрии образуются мощные толщи собственно магнезитовых пород в ассоциации с доломитами.

Доломит CaMg(CO3)2. Доломит кристаллизуется в тригональной сингонии и, как правило, образует кристаллические массы относительно равномернозернистой структуры с ромбовидными, реже призматическими кристаллами. В микротонкозернистых породах кристаллики обычно изометричные

сзакругленными углами (это хорошо видно при увеличениях, несколько больше стандартных, т.е. при использовании объ-

74

ектйва № 20 или № 40), в более крупнозернистых сплошных кристаллических массах кристаллы гипидиоморфные, а по стенкам каверн и в виде отдельных зерен в известняках — часто идиоморфные. Минерал прозрачный, бесцветный, но часто в той или иной мере серый, «мутный». С одной сторо- HbIi это связано с псевдоабсорбцией, с другой — с наличием тончайших включений реликтового кальцита. Подобные включения нередко определяют зональное строение кристалла, где чистые каемки чередуются с более мутными. Такое строение и наличие включений обусловлено условиями обра- зования доломита как минерала. Дело в том, что даже в так называемых седиментационных доломитах непосредственно доломит не осаждается. Вероятно, первоначально осаждаются карбонат кальция и магнезиальные соли либо, в лучшем случае, протодоломит — карбонат с неупорядоченной кристал- лической структурой и избытком CaCO3. В диагенезе происходит кристаллизация доломита, что определяет наличие относительно правильных кристаллов, а избытки карбоната кальция частично выносятся, частично остаются в кристалле, фиксируя, в частности, стадии его роста (зональность). В еще большей степени это относится к вторичным метасоматическим доломитам, когда исходный кальцит, реагируя с магнийсодержащими водами, замещается доломитом (процесс доломитизации).

Спайность доломита совершенная по ромбоэдру с углом

личении содержания железа. Погасание минерала прямое, двойникование наблюдается редко, и, в отличие от кальцита, двойники параллельны короткой диагонали ромба. Сила

двойного лучепреломления высокая (л0 — пе = 0,178—0,185), т.е. интерференционная окраска белая высшего порядка, перламутровая. Минерал одноосный отрицательный. Угасание прямое. Ориентировка оптической индикатрисы Np || с, Ne = Np.

В массе своей доломиты связаны с мелководными бассейнами несколько повышенной солености, полуизолированными водоемами, щелочными (содовыми) озерами. В палеозое нередки доломиты в центральных частях обширных морских водоемов, но связаны с крайним мелководьем и частым осушением. В докембрии в связи с эволюцией условий и обстановок осадконакопления доломиты могли быть осадками нормальных для того времени водоемов и обычны биохемогенные — строматолитовые — доломиты. Часто встречаются

75

вторичные доломиты, особенно в первично проницаемых известняках, в том числе рифогенных образованиях. Подробнее об образовании доломитов, равно как и других карбонатных минералов, см. гл. 7.

** •

Таким образом, все карбонатные минералы являются преимущественно аутогенными — седиментационными, диагенетическими и катагенетическими. Механизм их формирования хемогенный, органогенный (скелеты организмов) и биохемогенный (строматолиты и другие подобные микробиальные образования). Известны также обломочные карбонаты, т.е. карбонатные минералы или их агрегаты перенесены от места их образования к месту накопления. Этот перенос, однако, в большинстве случаев относительно невелик и происходит в пределах одного и того же водоема.

Заканчивая рассмотрение карбонатных минералов, надо сделать два замечания. Оптические свойства и константы минералов могут быть определены в шлифе, если зерна имеют относительно крупные размеры, по крайней мере не менее 0,05 мм. В этом случае размер зерна больше стандартной толщины петрографического шлифа, свет проходит лишь через этот кристалл, преломляется, происходит его разложение за счет двупреломления и все константы, в принципе, могут быть определены (рис. 2.2).

Рис. 2.2. Схема прохождения луча через кристаллы разного размера в шлифе

76

Вместе с тем во многих случаях размер индивидуальных кристаллов в осадочных породах существенно меньше. Сюда относятся все микрозернистые и пелитоморфные доломиты (а это весьма частая для них структура), мел и мелоподобные известняки, стенки многих раковин и скелеты организмов и т.д· При этом размер индивидуальных минеральных зерен меньше 0,03 мм, и в сечении шлифа попадает несколько зерен. На каждой границе, в том числе между индивидуальными кристалликами, свет преломляется, луч раздваивается и в итоге рассеивается (см. рис. 2.2). В этом случае шлиф оказывается не прозрачным бесцветным, хотя все минералы прозрачные и бесцветные, а окрашенным — серым, желтоватым, иногда темно-серым. Ясно, что определение показателя преломления, спайности, силы двойного лучепреломления (и т.д.) в таких случаях невозможно. Аномальной будет картина при работе с анализатором. Поскольку каждый кристаллик в се- чении шлифа ориентирован по-разному, при введении анали- затора часть из них может оказаться в положении угасания, но другие будут прозрачны. В связи с тем, что каждый от- дельный кристаллик из-за своих размеров не различим, полного затемнения не получается, участок становится только более темным, чем без анализатора, но не черным. При вращении столика микроскопа затемняется другой кристаллик, но этот, ранее угасший, выходит из положения угасания. В итоге участок микрозернистого или пелитоморфного карбоната с анализатором постоянно темно-серый и не меняет своего цвета и тем более полностью не угасает при вращении столика микроскопа. Так, к примеру, выглядят стенки раковинок многих фораминифер.

Далее. Как видно из приведенных выше описаний, основные оптические константы большинства карбонатных минералов достаточно близки друг к другу (табл. 2.2) и при стандартных массовых петрографических исследованиях различаются с трудом. Для точной диагностики используются специальные методы анализа — термический, рентгеноструктурный и т.д.

Самым простым, но, к сожалению, наименее достоверным является разделение минералов по некоторым морфологическим признакам, которые частично указаны при описаниях отдельных минералов. Для разделения наиболее важных и наиболее распространенных минералов — кальцита и доломита — можно воспользоваться следующими показателями. В кристаллических агрегатах кальцит образует неравномернозернистые структуры с неправильной «лапчатой» формой

77

зерен и криволинейными очертаниями. Напротив, доломит характеризуется относительно равномернозернистой структурой и относительно правильной ромбовидной формой кри- сталлов; это не означает, что он образует идеально правильные ромбы, как правило, кристаллы гипидиоморфны, углы закругленные, но ромбовидность намечается достаточно часто и четко. Кристаллы кальцита прозрачные, доломита мутные, нередко зональные, в мелких кристалликах часто заметно более темное пятно в центре. В ряде случаев у кальцита, особенно в крупных кристалликах, наблюдается двойникование, у доломита двойники редки и располагаются параллельно короткой диагонали ромба.

Несколько более определенное различие кальцита и доломита, особенно в смешанных известково-доломитовых породах, можно получить с помощью микрохимических реакций, основанных на различной реакционной способности кальцита и доломита. Достаточно подробно эти реакции описаны в книгах Г.И. Теодоровича (1958), В.А. Наумова (1989) и соответствующем разделе «Справочного руководства...» (1958). Наиболее простым оказывается метод С.В. Тихомирова, но он, к сожалению, надежен лишь для относительно крупнозернистых разностей. Поскольку изучение проводится в шлифе под микроскопом, саму пластинку породы после изготовления шлифа не изолируют покровным стеклом, и шлиф остается непокрытым. При определенном навыке можно удалить покровное стекло с уже изготовленного шлифа. Для этого шлиф нагревают в пламени спиртовки или газовой горелки, с тем чтобы канадский бальзам размягчился и стал текучим. После этого покровное стекло осторожно сдвигается. Через некоторое время после остывания и стабилизации поверхность породы осторожно промывается бензолом или техническим спиртом, чтобы удалить остатки бальзама. Окрашивающим реактивом является подкисленный раствор метилвиолета. Сам раствор интенсивно фиолетового цвета; в него добавляют несколько капель 5%-ной соляной кислоты до тех пор, пока он не станет грязно-синего или зеленого цвета. Полученный раствор капают на непокрытую поверхность шлифа и после 1 —2-минутной выдержки аккуратно промокают фильтровальной бумагой. Кальцит реагирует с соляной кислотой, нейтрализует ее, а его поверхность становится микрокавернозной, где и фиксируется метилвиолет, т.е. зерно приобретает фиолетовый цвет. Доломит, как менее ре- акционно-способный, остается неизмененным и не окра шенным. Таким образом, те места, где находится кальцит,

79