Вещественный состав магматических горных пород

Вещественный состав магматических пород определяется их валовым химическим составом и их минеральным составом. Оба эти качества находятся в определенной зависимости друг от дру-

га, что позволяет по химическому составу приблизительно судить о минеральном составе породы, и наоборот, зная количественные соотношения минералов, получать представления о ее химическом составе.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ

Магматические горные породы состоят в основном из девяти элементов: О, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, К, H, которые слагают все главнейшие породообразующие минералы и поэтому называются «петрогенными».

Таблица 3 Химический состав магматических горных пород

Окислы	Средние содер­жания для территории СССР, (по С. П. Соловье­ву, 1970), вес %	Возможные содер­жания для обыч­ных пород (по Ф. Кларку н Г Вашингтону, 1924), вес. %
SiO, TiOa А1А Fe203 FeO MnO MgO CaO Na,0 KJO HoO P205	63,65 0,54 14,47 2,18 3,19 0,07 3,70 4,28 3,51 2,84 1,47 0,10	24—80 0—20 0—13 0—15 0—30 0—17 0—14 0—13 0—0,3
Сумма	100,00

Результаты химических анализов даются в виде процентных содержаний весовых количеств окислов: Si0₂, А1₂0₃, Fe₂0₃, FeO, MgO, CaO, Na₂0, K2O, H₂0, сумма которых составляет более 98% всех магматических пород. Около 1,7% распределяется меж­ду Ti0₂, MnO, Р₂0₅, С0₂₎ S0₂, Cl, F; оставшиеся 0,3% включают все остальные элементы таблицы Менде­леева, в том числе редкие элементы, содержания ко­торых в породах часто так малы, что могут быть уста­новлены только с помощью специальных анализов.

Роль главных окислов в составе магматических по­род характеризуется данны­ми, приведенными в табл. 3.

Как видим из таблицы, содержания главных окис­лов ограничены определен­ными интервалами, что и обусловливает более или менее постоянный состав каждого типа магматиче­ских пород.

Установлено, что для различных магматических пород харак­терны различные редкие элементы. Так, по данным А. П. Виногра­дова, для ультраосновных пород (перидотитов, дунитов) харак­терны Cr, Со, Ni; для основных пород (габбро, базальтов) Se, V, Сг, Со, Ni; для средних пород (диоритов, андезитов) В, F, V, Rb, Sr, Zr, Ва, Pb; для кислых пород (гранитов, гранодиоритов, рио-литов) Li, Be, В, F, Rb, Zr, Ва, Та, Tl, Pb, Th, U. Геохимическая роль редких элементов очень велика, так как они часто свидетель­ствуют о металлогенической специализации магматических ком­плексов, что имеет важное поисковое значение.

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ

Ведущая роль Si02 и АЬ0₃ определяет минеральный состав магматических пород, сложенных преимущественно алюмосили­катами и силикатами.

По генетическому признаку породообразующие минералы де­лятся на первичные и вторичные. Первичные минералы кристал­лизуются из магматического расплава, вторичные минералы либо замещают первичные, либо возникают как новообразования, яв­ляясь главным образом продуктами постмагматических — пнев-матолитовых и гидротермальных процессов.

Первичные минералы по их роли в составе магматических по­род делятся на главные, второстепенные и акцессорные.

Таблица 4 Схема классификации породообразующих минералов

Первичные минералы
главные		Вторичные пост-
		магматические
фемичегкие (содержат много	салические (содержат много	акцессорные	минералы
Fe, Mg)	Si, А1)
Оливины	Натриево - кальциевые	Ильменит	Серпентин
Пироксены:	полевые шпаты (пла-	Хромит	Актинолит
эистатит	гиоклазы) : альбит—	Магнетит	Хлорит
гиперстен	анортит	Сфен	Эпидот
диопсид	Натрнево - калиевые по-	Апатит	Серицит
авгит	левые шпаты:	Циркон
эгирин	санндин	Турмалин
Амфиболы:	ортоклаз
обыкновенная	микроклин
роговая обманка	Фельдшпатиды:
базальтическая	нефелин
роговая обманка	лейцит
арфведсонит	Кварц
Слюды:
биотит
мусковит*

* Мусковит Fe и Mg не содержит. В состав фемических минералов помещен условно как компонент группы слюд.

Главные породообразующие минералы слагают основную мас­су породы и определяют ее название. По химическому составу они разделяются на две группы: салические минералы — полевые шпаты, фельдшпатиды, кварц; главными химическими элемента­ми их являются Si и А1; фемические минералы — оливины, пиро­ксены, амфиболы, слюды — характеризуются высоким содержа­нием Fe и Mg.

Второстепенные минералы находятся в породе в незначитель­ном количестве (1—5%). Их присутствие не отражается на об-74

щем названии породы. В числе второстепенных могут быть лю­бые минералы из состава главных.

Акцессорные минералы содержатся в породах обычно в нич­тожно малых количествах в виде единичных мелких зерен и лишь в редких случаях образуют существенные скопления, иногда представляющие промышленный интерес (например апатит в нефелинсодержащих породах или магнетит в рудном габбро).

В табл. 4 отражена схема классификации породообразующих минералов в соответствии с вышеизложенными принципами.

Таблица 5 Средний минеральный состав магматических горных пород (по Т.Барту)

Содержа­ние, вес. %

Минералы

Роль различных породообразующих минералов в составе маг­матических пород иллюстрируется табл. 5, составленной Т. Бар­том на основании многих сотен анализов. Как видим, основная масса магматиче­ских пород сложена щелоч­ными полевыми шпатами и плагиоклазами, на втором месте стоят кварц и пиро-ксены.

12,4

Кварц ...................................... Щелочные полевые шпаты (ор­ токлаз, альбит) ..................... Плагиоклазы................................. Оливин Пироксены ....................... Роговая обманка ..................... Биотит Мусковит ............................ Нефелин ................................. Магнетит, гематит, ильменит Апатит Сфен ..................................... Хлорит, серпентин . . . .

ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛАВНЫХ

31,0
29,2
2,6
12,0
1,7
3,8 1,4
0,3 4,1
0,6 0,3 0,6
100,0

ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ

МИНЕРАЛОВ

МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ

ПОРОД

Сумма

Подавляющее большин­ство главных породообра­зующих минералов магма­тических пород (оливины, пироксены, амфиболы, слю­ды, полевые шпаты) пред­ставляют собой изоморфные ряды переменного химиче­ского составе. Одновремен­но с изменением состава изменяются их свойства: цвет, твердость, плотность, показатели преломления, двупреломление, ориентировка оптической индика­трисы и другие, что делает условной границу между двумя сосед­ними минералами одного изоморфного ряда. Для правильной диагностики минералов необходимо учитывать всю сумму их свойств. Важно также знать, что минералы, слагающие горную породу, представляют собой не случайные сочетания, а законо­мерные парагенетические ассоциации, образовавшиеся одновремен­но при общем процессе. Зная парагенетические ассоциации, можно избежать многих грубых ошибок при определении минералов. Большинство породообразующих минералов магматических пород играет существенную роль также и в составе метаморфических пород, что будет отмечаться в каждом конкретном случае.

Ниже приводится характеристика важнейших представителей породообразующих минералов магматических пород, знать кото­рые необходимо для видового определения породы, выявления особенностей ее образования и объяснения присущих ей физико-механических свойств.

Фемические минералы

Группа фемических минералов представлена железо-магне­зиальными силикатами и алюмосиликатами.

Существенной особенностью минералов этой группы является темная окраска — черная или зеленая различных оттенков, что позволяет называть их «цветными» или «меланократовыми» (греч. «меланос» — темный).

В количественном отношении фемические минералы значи­тельно уступают салическим (см. табл. 5), однако в отдельных типах пород они слагают большую их часть, а иногда целиком или почти целиком всю их массу.

Группа оливина

Оливин

(Mg, Fe)2[Si0₄]. Ромбический.

п₈= 1,669—1,975; п_т= 1,651 —1,865; п_р = 1,636—1,827.

п_е—п_р = 0,033—0,048.

Оптически двуосный. 2V около 90°.

Ориентировка оптической индикатрисы: n_g\\a\ п_т\\с.

Оливин является членом изоморфного ряда двух минералов — форстерита—Mg2Si0₄ и фаялита — Fe2Si0₄. По структуре мине­ралы этой группы относятся к островным силикатам, основой которых являются изолированные тетраэдры, с плотнейшей упа­ковкой кислородных ионов, обусловливающей большую плотность минералов и высокий показатель преломления. По мере увеличе­ния железистости от форстерита к фаялиту закономерно увели­чивается твердость, плотность, светопреломление и двупреломле-ние минералов.

Макроскопически оливин узнается по темной, желтовато-зеленой или темно-зеленой окраске, стеклянному или жирному блеску, неровному, часто раковистому, излому, отсутствию спай­ности. Твердость 6,5—7. Плотность 3,21—4,34. Во вкрапленниках эффузивных пород оливин выделяется в виде короткопризматиче-ских кристаллов; в интрузивных породах образует зернистые агре­гаты.

В шлифе оливин бесцветный. Форма зерен изометричная, реже ромбовидная, иногда осложненная короткими пинакоидальными гранями по (010). Оливин во вкрапленниках эффузивных пород обнаруживает тонкие прерывистые трещинки спайности в одном направлении; в интрузивных породах, как правило, спайность не наблюдается. Рельеф минерала высокий, VI группы. Цвета интер-76

ференции яркие, до третьего порядка. Относительно трещин спай­ности пли направления, перпендикулярного пинакоидальным гра­ням (010), дает прямое погасание.

Оливин минерал нестойкий. Под действием водных растворов легко изменяется. В эффузивных породах он замещается преиму­щественно красновато-бурым биотитоподобным минералом — иддннгситом, в интрузивных породах — серпентином. Серпентин обычно развивается по извилистым трещинкам в оливине, с обра­зованием весьма характерной петельчатой структуры. Часто про­цессы серпентинизации настолько интенсивны, что оливин почти весь замещается серпентином, в массе которого сохраняются лишь небольшие реликтовые зерна свежего оливина.

Оливин -отожнет спутать с бесцветным моноклинным пироксеном и эпидотом. От первого он отличается формой зерен, отсутствием четко выраженных трещин спайности, прямым погасанием во всех разр_езах, более высоким двупреломлением, оольшим углом опти­ческих осей и продуктами вторичных изменений. Специфической особенностью эпидота в отличие от оливина является наличие слабого плеохроизма в желтовато-зеленоватых тонах и высокие, яркие, аномальные цвета интерференции, пятнами распределяю­щиеся по зерну.

Оливин характерен для основных и ультраосновных пород в парагенезисе с пироксенами и основными плагиоклазами. Форсте­рит— минерал контактово-метаморфических пород.

Группа пироксенов

Пироксеиы образуют изоморфные ряды ромбических и моно­
клинных минеральных видов, многочисленных и непостоянных по
химическому составу. По крнсталлохимической структуре мине­
ралы этой группы относятся к цепочечным силикатам, кремнекис-
лородные тетраэдры которых соединены через ионы кислорода в
непрерывные цепочки, вытянутые вдоль оси с. В полном соот­
ветствии с внутренней структурой характерен удлиненный призма­
тический габитус минералов и совершенная спайность по приз­
ме (ПО), образующая систему трещин, пересекающихся под
углом 87°. Все пироксены имеют рельеф VI группы и оптически
двуосны. i

Из группы пироксенов будут рассмотрены энстатит, гиперстен, диопсид, авгит, згирин.

Энстатит

Mg₂[Si20₆]. Ромбический.

n_g= 1,660; «_m= 1,653; п_р= 1,651; n₄—n_v = 0,009. Оптически двуосный, положительный. 2V=54°. Ориентировка оптической индикатрисы: n_g\\c. Минерал бесцветный, серовато-белый с зеленоватым оттенком, реже буровато-зеленый. Блеск стеклянный, на плоскостях спай-

ности с перламутровым отливом. Спайность совершенная. Плот­ность 3,1—3,3. Твердость 5,5. В горных породах энстатит образует слабо удлиненные зерна.

В шлифе минерал бесцветный. Спайность обнаруживает в од­ном и в двух направлениях, что зависит от направления среза минерала плоскостью шлифа. Рельеф резкий. Цвета интерферен­ции не выше белого. Погасание прямое. Удлинение положитель­ное. Нередко энстатит образует закономерно ориентированные тончайшие пластинчатые вростки в моноклинном пироксене, имею­щие сходство с полисинтетическими двойниками. Такие срастания рассматриваются и как продукт распада твердого раствора и как результат двойникования. В процессе вторичных изменений энста­тит замещается серпентином. От_ гиперстена отличается отсутст­вием _гглеохроизма, оптическим знаком и углом оптических осей. От моноклинных пироксенов— прямым углом погасания и низ­кими цветами интерференции.

Энстатит — породообразующий минерал ультраосновных и ос­новных пород — перидотитов, габбро-норитов. Встречается в базальтах и андезитах. г-~_———™—-~i

| Гигщ)£хеи I

(Mg, Fe)₂[Si₂0₆]. Ромбический.

n_g= 1,731; п_т= 1,728; п_р= 1,718; n_g—/г_р = 0,013.

Оптически двуосный, отрицательный. 2V=45°.

Ориентировка оптической индикатрисы: n_g\\c.

Минерал темно-зеленого и буро-черного цвета. Блеск стеклян­ный, иногда металловидный. Спайность совершенная по призме. Плотность 3,3—3,5. Твердость 5—6.

В шлифе слабо плеохроирует от светло-зеленоватого цвета по n_g до светло-розового по п_р. Рельеф высокий. Цвета интерферен­ции до оранжевого первого порядка. Погасание в удлиненных разрезах с тонкими трещинами спайности — прямое; в остальных разрезах угол погасания может достигать 10°. Удлинение положи­тельное. Образует срастания с моноклинными пироксенами, ана­логичные описанным для энстатита. Продукты вторичных измене­ний — серпентин, магнетит. От моноклинных пироксенов отличается слабым плеохроизмом, прямь1м~по?1Гс1шием и низкими цветами интерференции.

Гиперстен — минерал основных и ультраосновных пород, где он ассоциирует с моноклинными пироксенами, оливином и основ­ными плагиоклазами. Встречается в контактово- и регионально-метаморфизованных породах.

y-~~s—Дцопсид

Са, Mg[Si20₆].VMoHOMHHHbiH.

n_g= 1,695—1,721Ы±щ^1£&—1,701; п_Р= 1,664—1,695;

ng—rip = 0,024—0,031.

Оптически двуосный, положительныи_ч_2У==58—60°^

Ориентировка оптической индикатрисы: cn_g=^S8—46°.

Цвет минерала серовато-зеленый или серый. Блеск стеклян­ный. Плотность 3,27—3,38. Твердость 5,5—6. Хрупкий. Спайность совершенная в двух направлениях. Кристаллы имеют коротко-призматический габитус.

Минерал в шлифе бесцветный, иногда слабо-зеленоватый или сероватый. Образует неправильные слегка удлиненные зерна. В удлиненных разрезах наблюдается спайность в одном направ­лении, в поперечных разрезах — в двух направлениях под углом 87°. Рельеф высокий, положительный. Цвета интерференции до желтых второго порядка. Угол погасания косой. Знак удлинения не характерен. Наблюдаются простые и полисинтетические двой­ники.

В качестве продуктов вторичных изменений по диопсиду раз­вивается светло-зеленая волокнистая роговая обманка (уралит), хлорит, эпидот, кальцит.

Диопсид в шлифах похож на авгит, но последний обычно окрашен интенсивнее. Если эти минералы образуют хорошо огра­ненные кристаллы, то, как показал В. Н. Лодочников, они легко отличаются на разрезах, перпендикулярных удлинению, где авгит имеет вид равностороннего восьмиугольника, а диопсид характе­ризуется четырьмя сильно развитыми гранями пинакоида и че­тырьмя короткими гранями призмы (рис. 45).

На разрезах, параллельных (100), диопсид имеет прямое погасание и поэтому в этом случае его можно спутать с ромбическим пироксеном, от которого он отличается более высо­кими цветами интерференции. Кроме того, разрез по (100)—исключение, тогда как во всех остальных сечениях

минерал обнаруживает косые пога- Рис 45. Сечения моноклинных

_сания пироксенов в разрезах, перпен-

„ ' дикулярных к оси с (а — ав-

Диопсид встречается в ультраос- ^_т> б —диопсид).

новных и основных породах совместно

с оливином, ромбическими пироксенами и основными плагиокла­зами, а также в метаморфизованных карбонатных породах.

Авгит

(Са, Mg, Fe+², Fe+³, Ti, Al)₂[(Si, A1)₂0₆]. Моноклинный. n_g = 1,703—1,761; n_m= 1,672—1,741; n„= 1,671—1,735; n_g — n_p = = 0,018—0,033.

Оптически двуосный, положительный. 2V=58—62°. Ориентировка оптической индикатрисы: cn_g = A3—44°. Цвет минерала черный, иногда с зеленоватым или буроватым

оттенком и сильным стеклянным блеском на гранях. Спайность по призме. Плотность 3,2-—3,6. Твердость 5—6. Образует коротко-столбчатые кристаллы с одинаково развитыми гранями призмы и пинакоидов. В интрузивных породах выделяется в виде непра­вильных зерен.

В шлифе слегка зеленоватый или буроватый. Спайность отчет­ливая; в разрезах, перпендикулярных призме, угол между тре­щинами спайности равен 87°.

Рельеф высокий, положительный. Цвет интерференции до зеле­ного второго порядка. Угол погасания, близкий к 45°, и поэтому удлинение нехарактерно. Авгит из глубинных магматических по­род иногда содержит закономерные вростки пироксена иного со­става, образовавшиеся в результате распада твердого раствора. Во вкрапленниках эффузивных пород встречаются зональные авгиты.

В постмагматическую стадию авгит замещается светло-зеле­ной волокнистой роговой обманкой, иногда эпидотом, хлоритом, кальцитом.

Авгит можно принять за эпидот, но для эпидота характерны аномальные цвета интерференции и иногда слабый плеохроизм.

Авгит — типичный минерал ультраосновных и основных пород, а также андезитов — эффузивных пород среднего состава.

Эгирин

Na, Fe+³[Si20e]. Моноклинный.

n_g= 1,800—1,836; п_т= 1,780—1,820; п_Р = 1,750—1,776; n_g — п_Р = = 0,040—0,060.

Оптически двуосный, отрицательный. 2 V=60°.

Ориентировка оптической индикатрисы: сп_р = 0—10°.

Особенностью химического состава эгирина является наличие щелочного элемента — Na. Эгирин образует преимущественно длиннопризматические или игольчатые кристаллы черного и темно-зеленого цвета. Черта светло-зеленая. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по призме. Плотность 3,43—3,60. Твер­дость 5,5—6.

В шлифе густо окрашен. Плеохроирует от темно-зеленого цвета по п_р до буровато-зеленого или желтовато-бурого по п₆. Рельеф очень высокий VII группы. Цвета интерференции второго и третьего порядков. Погасание, близкое к прямому. Удлинение отрицательное.

Эгирин можно спутать с густоокрашенной зеленой роговой обманкой, от которой он отличается более высоким рельефом, высокими цветами интерференции, погасанием, близким к пря­мому, отрицательным удлинением и спайностью под углом 87°.

Эгирин характерен для щелочных магматических пород, таких как нефелиновые сиениты, щелочные граниты и др.

Группа амфиболов

Амфиболы образуют серии твердых растворов, важной хими­ческой особенностью которых является присутствие в их составе гидроксильной группы [ОН], нередко вместе с F или С1.

В структурном отношении эмфиболы относятся к ленточным силикатам, основу строения которых составляют сдвоенные цепочки кремцекислородных тетраэдров [Si₄On], вытянутые в направлении оси с. Внутренняя структура минералов находит отражение в и!х призматическом габитусе, а также в наличии совершенной спайности по призме (ПО) под углом 56°.

Наличие в амфиболах гидроксила, фтора и хлора указывает на то, что их кристаллизация как в магматических, так и в мета­морфических породах происходит при участии летучих компонен­тов. Именно этим объясняется отсутствие амфиболов в основной массе эффузивных пород, кристаллизовавшихся на земной по­верхности из лав, лишенных газов. В магматических породах часто наблюдается замещение пироксенов амфиболами, что сви- . детельствует о более поздней кристаллизации последних.

Из группы амфиболов рассмотрены обыкновенная роговая обманка, базальтическая роговая обманка и арфведсонит.

Обыкновенная роговая обманка

Ca₂Na(MgFe)₄(AlFe)[(SiAl)40n]2fOH, F]₂. Моноклинная.

n_g= 1,664—1,704; «,„=1,637—1,697; /г_р= 1,630—1,678; n« — n_v = = 0,014—0,026.

Оптически двуосная, отрицательная. 2 У от 63 до 87°.

Ориентировка оптической индикатрисы: cn_g от 15 до 27°.

Минерал окрашен в темно-зеленый, почти черный, цвет. Черта белая с зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный. Спайность совершенная. Плотность 3,1—3,3. Твердость 5,5—6. Облик кристаллов призматический.

В _шлифе плеохроирует от темно-зеленого и буровато-зеленого цвета по n_g до бледно-зеленого или зеленовато-желтого цвета по п_р, сохраняя общий тон окраски. Во вкрапленниках эффузив­ных пород идпоморфные кристаллы в сечениях, перпендикуляр­ных длинной оси, дают ромбовидные или шестиугольные разрезы с четкой спайностью под углом 56^е. В интрузивных породах обманка выделяется в виде удлиненных или неправильных зерен с "шестоватыми окончаниями. Рельеф отчетливый, положитель­ный. Цвета интерференции в зависимости от величины двупре-ломления минерала достигают оранжевого цвета первого поряд­ка и зеленого цвета второго порядка. Угол погасания обычно около15—20^е. Удлинение положительное.

В эффузивных породах вкрапленники роговой обманки неред­ко опацитизируются: замещаются черным веществом, представ­ляющим собой смесь из мельчайших зерен магнетита и пироксе-

на. Наличие опацитизации является доказательством эффузив­ного происхождения породы.

В качестве вторичных минералов по роговой обманке разви­ваются хлорит, актинолит, эпидот, кальцит.

Обыкновенная роговая обманка легко узнается по типичным для нее признакам: форме, цвету, спайности, углу погасания. Этот минерал широко распространен в диоритах, гранодиоритах, сиенитах и других магматических породах, а также является главной составной частью некоторых метаморфических пород.

Базальтическая роговая обманка представляет собой разно­видность роговой обманки с повышенным содержанием Fe₂0₃ и ТЮг, что обусловливает более густую ее окраску и сильный плеохроизм от буровато-коричневого или красновато-бурого цвета по n_g до светло-желтого по п_р. Иногда базальтическая роговая обманка имеет зональную окраску — в центральной части кристалла бурую, в краевых частях зеленоватую. Нередко она опацитизирована. Двупреломление колеблется в широких преде­лах— от 0,018 до 0,070. Угол погасания cn_g = 0—18°. Удлинение положительное. В разрезах, где видна одна система трещин спайности, базальтическая роговая обманка похожа на биотит, но на разрезах, перпендикулярных удлинению, отличается нали­чием амфиболовой спайности. Кроме того, оптически двуосна.

Базальтическая роговая обманка характерна для свежих эф­фузивных пород — андезитов.

Арфведсонит

Na₃(FeMg)₄ (FeAl) [Si₄On]₂[OH, F]₂. Моноклинный.

«£=1,698; n_m=l,696; «_p= 1,693; n_g~n_p = 0,005.

Оптически двуосный, переменного знака. 2 V около 90^е.

Ориентировка оптической индикатрисы: ся_р=14—20°.

Арфведсонит — щелочной амфибол с резко повышенным со­держанием Na. Образует столбчатые кристаллы, шестоватые агрегаты и неправильные зерна черного цвета. Черта голубовато-серая. Спайность призматическая. Плотность 3,44. Твердость 5,5—6.

В шлифе сильно плеохроирует: по п_я зеленовато-желтый или серый цвет, по п_р густо-синий или зеленый, по п_т фиолетовый, синий, бурый. Рельеф резкий. Характеризуется очень низким дву-преломлеиием, причем в скрещенных николях вследствие сильной дисперсии осей индикатрисы * не дает полного погасания, сохра­няя фиолетово-бурый цвет интерференции. Удлинение отрица­тельное.

Арфведсонит — типичный минерал глубинных щелочных маг­матических пород (нефелиновых сиенитов), где встречается в ассоциации с нефелином и эгирином.

* Объяснение этого явления следует смотреть в специальных руководствах но кристаллооптике.

Группаслюд

Минералы группы слюд представляют собой алюмосиликаты сложного переменного состава с постоянным присутствием гидро-ксила [ОН], который может замещаться F. Кристаллохимическая структура слюд характеризуется наличием плоских слоев или листов, состоящих из алюмокислородных и кремнекислородных тетраэдров, скрепленных катионом К и в отдельных минераль­ных видах — катионами Mg, Fe, Al.

Благодаря однотипной внутренней структуре кристаллографи­ческие и физические свойства всех минералов этой группы очень близки. Все они кристаллизуются в моноклинной сингонии, образуя таблички и чешуйки, расщепляющиеся на тончайшие упругие листочки.

Наличие гидроксила и фтора в составе слюд, так же как и для амфиболов, свидетельствует о глубинных условиях их кристаллизации в присутствии летучих компонентов. В интрузив­ных породах слюды образуются обычно как позднемагматиче-ские минералы.

Наиболее распространенными минералами этой группы яв­ляются биотит и мусковит.

Биотит

K2(MgFe+²)₃[Si₃A10io][OH, F]₂. Моноклинный. п_Й = п_т= 1,605—1,696; п_р= 1,565—1,625; n_g — n_P = 0,040—0,080. Оптически отрицательный, почти одноосный, 2 V близок к 0°, иногда до 10°.

Ориентировка оптической индикатрисы: an_g = 0°, иногда до 9°. Биотит черного или темно-бурого цвета, в тонких листочках слабо просвечивает. Блеск стеклянный с перламутровым отливом на плоскостях спайности Спайность весьма совершенная по [001]. Плотность 3,02—3,12. Твердость 2—3. Облик кристаллов таблитчатый псевдогексагональный. В горных породах образует обычно тонкие упругие листочки.

В шлифе, в разрезах, перпендикулярных к плоскостям спай­ности, резко плеохроирует от коричневого, темно-бурого, буро­вато-красного, темно-зеленого цвета по n_g до бледно-желтого по п_р. В разрезах, параллельных плоскостям спайности (перпенди­кулярных к оптической оси), плеохроизм минерала отсутствует _!>либо очень слабо выражен. Щёта интерференции очень высокие, ■Но маскируются собственной окраской минерала. Погасание Прямое. Вследствие тончайшего листоватого строения минерал ;ймеет неравномерное «искристое» погасание. Удлинение положи­тельное. В разрезах, параллельных плоскостям спайности, в ко-|Носкопе виден немного расходящийся крест. В биотите часто ^встречаются включения мелких зерен радиоактивных минералов, рокруг которых образуются густоокрашенные плеохроичные

ореолы. Наиболее типичным вторичным минералом по биотиту является хлорит.

В шлифе биотит можно спутать с турмалином, а также с базальтической роговой обманкой, отличительные признаки кото­рой были отмечены выше. В отличие от турмалина биотит имеет весьма совершенную спайность и высокие цвета интерференции.

Биотит очень широко распространен. Это типичный минерал кислых и средних магматических пород, а также обычный мине­рал метаморфических пород.

Мусковит

KAl₂[Si₃A10io] [ОН]₂. Моноклинный.

п₈= 1,588-1,624; п_т= 1,582—1,619; п„= 1,522—1,570; n_g— п_Р = = 0,036—0,054.

Оптически двуосный, отрицательный. 2 У от 35 до 50°.

Ориентировка оптической индикатрисы: n_k\\b, ti„ Ac.

Мусковит — бесцветная слюда, имеющая стеклянный или пер­ламутровый блеск па плоскостях спайности. Расщепляется на тон­кие прозрачные упругие листочки — чешуйки. Плотность 2,76— 3,10. Твердость 2—3.

В шлифе наблюдаются неправильные листочки, чешуйки, иногда удлиненные сечения с тонкими трещинами спайности. В этих разрезах минерал обладает отчетливой псевдоабсорбцией и высокими цветами интерференции до третьего порядка. В сече­ниях, параллельных плоскостям спайности, цвета интерференции низкие, обычно белые, желтые первого порядка. Погасание «искристое», прямое. Удлинение положительное. Минерал химиче­ски стойкшй.

В качестве первичного минерала мусковит встречается редко и только в гранитах при условии кристаллизации их под давле­нием из магмы, насыщенной водой. В этом случае он образует единичные крупные чешуйки в промежутках между другими ми­нералами. Для мусковита характерно отчетливое постмагматиче­ское происхождение, особенно в условиях пегматитового процесса. Широко распространен в метаморфических породах.

Салические минералы

К группе салических минералов относятся полевые шпаты, фельдшпатиды и кварц. Роль этих минералов в составе магмати­ческих пород резко неравноценна.

В отличие от фемических минералов все салические минера­лы, как правило, светлоокрашены, в шлифах бесцветны, имеют низкие показатели преломления и низкое двупреломление.

Группа полевых шпатов

Полевые шпаты — наиболее распространенные минералы зем­ной коры, составляющие около 60% всей ее массы и являющиеся

главными компонентами большинства магматических, метамор­фических и некоторых осадочных пород.

По химическому составу полевые шпаты представляют собой алюмосиликаты Na, К, Са, имеют каркасную структуру и обра­зуют изоморфные ряды. Макроскопически минералы этой группы мало отличаются друг от друга. Все они преимущественно свет­лоокрашенные— белые, розовые, красноватые, серые. Иногда встречаются темно-серые разности. Габитус кристаллов коротко-призматический или таблитчатый. Легко узнаются по окраске, наличию совершенной спайности в двух направлениях по (010) и (001) под углом, близким к 90°, сильному стеклянному блеску на плоскостях спайности и высокой твердости, равной 6—6,5. Плот­ность полевых шпатов колеблется в пределах 2,5—2,7.

В соответствии с особенностями химического состава полевые шпаты образуют три изоморфных ряда: натриево-кальциевые полевые шпаты, или плагиоклазы, иатриево-калиевые полевые шпаты и калиево-бариевые полевые шпаты. Последняя группа минералов не имеет существенного петрогенетического значения и поэтому здесь не рассматривается

Плагиоклазы

Плагиоклазы кристаллизуются в триклинной сингонии Пред­ставляют собой непрерывный ряд твердых растворов двух компо­нентов— альбита Na[AlSi₃Os] и анортита Ca[Al₂Si₂08]. В зависи­мости от процентного содержания анортита все плагиоклазы разделяются по номерам на следующие минеральные виды: альбит № 0—10, олигоклаз № 10—30, андезин № 30—50, Лабра­дор № 50—70, битовнит № 70—90, анортит № 90—100. Таким образом, плагиоклаз, содержащий в своем составе 55% анорти-товой составляющей, будет иметь номер 55 и называться Лабра­дором.

По количеству Si0₂ плагиоклазы делятся на кислые № 0—30, средние № 30—50 и основные № 50—100.

Крайние члены изоморфного ряда плагиоклазов характери­зуются следующими оптическими константами:

Альбит: n_g= 1,538; /г,_п= 1,531; п_р= 1,527; % — я_р = 0,010. 2 1/-+75°.

Анортит: n_g= 1,590; п_т= 1,585; /г_р= 1,577; n_g — я_р = 0,013. 2 1/=— 77°.

В прямой зависимости от состава находится температура кристаллизации плагиоклазов: для альбита она равна 1100° С; для анортита—1550° С, Установлена зависимость ориентировки оптической индикатрисы от химического состава плагиоклазов, что наглядно видно из рис. 46.

В последние годы выявлена закономерная зависимость опти­ческих свойств плагиоклазов (особенно ориентировки оптической индикатрисы) от степени упорядоченности распределения ионов

А1 и Si в алюмокислородных тетраэдрических каркасных струк­турах этих минералов, которая в свою очередь зависит от усло­вий их формирования. Так, плагиоклазы эффузивных пород, образующиеся при условии высоких температур и быстрой кристаллизации, характеризуются неупорядоченной внутренней структурой; плагиоклазы интрузивных пород, кристаллизующиеся

Лабрадор

6ито8нит

, Анортит

Рис 46. Изменение ориентировки оптической индикатрисы с изменением состава плагиоклазов. В альбите плоскость оптических осей почти перпен­дикулярна к оси с, в анортите — почти параллельна оси с, в плагиокла­зах промежуточного состава занимает промежуточное положение.

при более низких температурах и медленном охлаждении, отли­чаются более высокой степенью упорядоченности структуры. Между полностью неупорядоченными и упорядоченными плагио­клазами существуют все переходы.

В шлифе наиболее характерны для плагиоклазов прямоуголь­ные, иногда резко удлиненные сечения, однако встречаются также неправильные зерна. Спайность совершенная и прояв­ляется в виде тонких трещин в одном или двух направлениях, 86

что зависит от разреза минерала, наблюдаемого в плоскости шлифа. Показатели преломления плагиоклазов близки к пока­зателю преломления бальзама: кислые плагиоклазы относятся к III группе, средние и основные — к IV группе. Двупреломление низкое и соответственно цьета интерференции не выше белого или желтоватого цвета первого порядка. Очень типичны поли­синтетические двойники, четко выделяющиеся в скрещенных николях в виде параллельных полосок, закономерно, через одну, гасн\щих при повороте столика микроскопа.

В эффузивных и гипабиссальных породах, затвердевающих в условиях быстрого спада температур, часто образуются кристал­лы с зональным строением (см. рис. 33). Внутренние зоны таких кристаллов, как правило, имеют состав, отвечающий более основ­ным высокотемпературным разностям: внешние — более кислым, низкотемпературным. Условия образования зональных плагио­клазов рассматриваются в главе IV данного раздела.

В качестве продуктов вторичных изменений по кислым и сред­ним плагиоклазам развивается серицит, по основным — тонкозер­нистый агрегат альбита и цоизита с примесью кальцита и сери­цита, известный под названием соссюрита.

Плагиоклазы в отличие от натриево-калиевых полевых шпа­тов имеют обычно правильные кристаллографические очертания, выше показатели преломления, четкие параллельные полисин­тетические двойники и в качестве продуктов вторичных изме­нений — серицит, который по калиевым полевым шпатам, как правило, не развивается. От кварца несдвойникованный пла­гиоклаз отличается правильными очертаниями, наличием спай­ности, присутствием продуктов вторичных изменений и дву-осностью.

Плагиок