Определение знака удлинения (или знака главной зоны)
жүктеу/скачать 0.69 Mb.
|
- Бұл бет үшін навигация:
- 2.Описание минералов
- Группа оливина
- Группа пироксенов
- Амфиболы
- Биотит
- Группа полевых шпатов
- Литература
1.2.Оптические дисперсииДисперсия в кристаллооптике – это зависимость оптических свойств минерала от длины волны света. Дисперсия силы двупреломления. Благодаря дисперсии показателей преломления оказывается возможной дисперсия силы двупреломления, т.е. разная величина силы двупреломления одного и того же вещества для света различных длин волн. Дисперсия силы двупреломления свойственна всем анизотропным минералам, но у большинства веществ она настолько мала, что практически не поддается наблюдению. Большая дисперсия силы двупреломления вызывает появление аномальных интерференционных окрасок. Нормальные интерференционные цвета – это всем известные «ньютоновы» цвета обычного цветового спектра. При наличии дисперсии при интерференции света получаются аномальные окраски, отсутствующие в нормальной ньютоновской шкале Своеобразные фиолетово-синие, оливково-зеленые, коричневые, тускло-красные аномальные интерференционные цвета служат хорошим диагностическим признаком некоторых минералов, обладающих резко выраженной дисперсией силы двупреломления (цоизит, мелилит, везувиан, титан-авгит и др.). Дисперсия угла оптических осей. Дисперсия показателей преломления обеспечивает также дисперсию угла оптических осей, т.е. разную величину угла оптических осей в кристалле для света разных длин волн. Для света разных длин волн величины осей индикатрисы различны. Однако если формы этих индикатрис сохраняют равные пропорции, то круговые сечения для света различных длин волн сохраняют свое положение, и дисперсия угла оптических осей не возникает. Почти всегда индикатрисы для света разных длин волн не вполне подобны друг другу, следствием чего является несколько различное положение круговых сечений и дисперсия оптических осей. У большинства минералов эта дисперсия выражена довольно слабо. Следствием дисперсии угла оптических осей является то обстоятельство, что двуосный кристалл в разрезе, перпендикулярном к оптической оси, в скрещенных николях не погасает, а имеет серую окраску, сохраняющуюся при вращении столика. Причина этого явления состоит в том, что разрез перпендикулярен оптической оси только для какого-нибудь одного цвета, который и погасает, тогда как лучи других цветов проходят с малой разностью хода5. Чем более высокое двупреломление у минерала, тем отчетливее проявится в нем эта дисперсия. Дисперсия положения главных осей индикатрисы. Эта дисперсия связана с симметрией кристалла и с дисперсией показателей преломления для волн разной длины. Заключается она в том, что оси индикатрисы для волн разной длины занимают различное положение в кристалле. Эта дисперсия возможна только для кристаллов моноклинной и триклинной сингоний. Резко выраженная дисперсия осей индикатрисы проявляется в неполном погасании кристалла при вращении столика микроскопа при скрещенных николях. Погасание не наступает одновременно для всех частей спектра. В тот момент, когда направления колебаний для красного света совпадают с нитями (и для красных волн наступает погасание), направления колебаний для синего света образуют с ними некоторый угол, и кристалл имеет синеватую окраску. И, наоборот, если погасить синие лучи, то кристалл приобретает красную окраску. Если дисперсия не столь резкая, то погасание имеет место, но приближаясь к положению погасания, кристалл меняет оттенок своей интерференционной окраски, становясь по одну сторону погасания синеватым, а по другую – красноватым.
Минералы этой группы характерны в основном для магматических пород. Кристаллизация из расплава для различных членов ряда происходит при разных условиях. Так, Fo кристаллизуется при 1890º С, а Fa – при 1205º С. Такой диапазон температур плавления и обусловливает то, что Fo встречается в ультраосновных породах, а Fa – в кислых. Сингония – ромбическая. Это означает, что относительно спайности, граней вертикальной призмы или пинакоидов будет наблюдаться прямое погасание. Форма зерен. Оливин чаще развивается в виде неправильных (овальной формы) зерен, не имеющих кристаллографических очертаний и спайности (рис. 54). Редко в форме широкотаблитчатых, несколько удлиненных кристаллов с пирамидальными окончаниями (только в вулканических породах). Цвет минерала в шлифе и плеохроизм. Обычно оливин в шлифе бывает совершенно бесцветным или чуть желтоватым (фаялит) в отличие от очень слабо окрашенных в различные оттенки коричневого или зеленого пироксенов. Показатель преломления высокий и изменяется по ng от 1.670 у форстерита до 1.879 у фаялита, а по np – от 1.635 до 1.827. Это означает, что у оливина всегда наблюдается отчетливая шагреневая поверхность, высокий рельеф и хорошие ограничения зерен, а также отчетливо видна характерная трещиноватость. Двупреломление у оливина высокое (0.035 – 0.052) (яркая интерференционная окраска второго и третьего порядков). Двупреломление повышается вместе с увеличением содержания в минерале железа. По двупреломлению оливин отличается и от моноклинного пироксена, двупреломление которого обычно не выше 0.030, и тем более от ромбического пироксена, двупреломление которого не выше 0.020. Спайность в оливинах из вулканических пород может быть ясной по (010), но в оливинах из плутонических пород практически отсутствует. Двойники встречаются редко. У деформированных зерен оливина иногда в плоскости NpNm при скрещенных николях проявляется полосчатое погасание, тогда как в обыкновенном свете никакой неоднородности не наблюдается. Эти полосы возникают в результате нарушений в кристаллической решетки под воздействием тектонических напряжений, возникающих при внедрении пород. Удлинение (знак главной зоны) в зависимости от разреза может быть и положительным и отрицательным, т.к. ось Nm совпадает с преобладающим удлинением. Угол оптических осей изменяется от – 47º до + 84º, переходя через 90º при составе около 14-13 % Fe2SiO4, причем магнезиальные члены ряда имеют оптически положительный, а железистые – отрицательный знак. Вторичные изменения. Наиболее характерными продуктами замещения оливина являются серпентин и иддингсит. Первый развивается преимущественно по магнезиальному оливину, второй – по железистому. Иногда наблюдается переход оливина в тальк, мусковит, хлорит, карбонаты. При замещении выделяется магнетит, в сопровождении бурых окислов железа. Характерные особенности – это округлая (овальная) форма без элементов огранки, отсутствие окраски, высокий рельеф, характерная беспорядочная трещиноватость, «петельчатое» замещение серпентином, иддингситом, кальцитом и выделение пылеватого магнетита по периферии зерен и по трещинам. Кроме того, следует учесть, что неизмененный оливин в породах встречается достаточно редко и если имеется порода, сложенная, как вам кажется, почти нацело оливином, то необходимо внимательно проверить, не клинопироксенит ли это. Похожие минералы. Оливин можно спутать с моноклинным пироксеном. Однако последний никогда не бывает таким бесцветным, как оливин, и исключительно редко сопровождается бурыми окислами железа (в пироксене могут присутствовать тонкие пластинчатые включения титаномагнетита или ильменита в качестве продуктов распада, но они всегда будут ориентированы по спайности пироксена). Прямое погасание, плохая спайность и большее двупреломление отличают оливин от клинопироксена. От ромбических пироксенов оливин отличается отсутствием окраски и гораздо более высоким двупреломлением. Происхождение. Оливин – магматический минерал, типичный для основных и ультраосновных пород (габбро, диоритов, базальтов, дунитов, перидотитов и др.). Гораздо реже он встречается в метаморфических магнезиальных породах (сланцеватых серпентинитах). Парагенезис. Форстерит может встречаться совместно с клинопироксеном, ортопироксеном, флогопитом, хромшпинелидами, перовскитом, гранатом (альмандин-пиропового ряда), магнетитом, ильменитом, редко с основным плагиоклазом, фельдшпатоидами (лейцитом, нефелином). Фаялит может встречаться с кварцем, биотитом, средним и кислым плагиоклазом, калиевым полевым шпатом. Группа пироксеновМинералы группы пироксенов разделяются на моноклинные и ромбические подгруппы. Между ними наблюдается резкая разница в составе. По кристаллохимической структуре пироксены относятся к цепочечным силикатам с анионной группой (Si2O6)6 ¯. Ромбические пироксены представляют собой метасиликаты магния и железа (R2Si2O6), где R – Fe, Mg. В составе моноклинных пироксенов присутствует много кальция (до 24 % CaO) и алюминия (алюминий в виде ионов, замещающих кремний), а также немного натрия – для компенсации валентности.
Среди моноклинных пироксенов (клинопироксенов7- cPx) выделяют ряды родственных представителей (твердые растворы). Различают ряды диопсида – геденбергита (CaMgSi2O6 – CaFeSi2O6), авгита (Ca(Mg,Fe,Al)[(Si,Al)Si2O6]), пижонита (Ca,Mg) (Mg,Fe)[Si2O6], щелочных пироксенов (например, эгирин – Na,Fe3+ [Si2O6]), каждый из которых представляет собой изоморфный ряд с ограниченной смесимостью. Кроме того, и между рядами существуют взаимопереходы. Приведем оптические свойства наиболее распространенных типов моноклинных пироксенов – ряда диопсида – геденбергита и авгита. Сингония – моноклинная. Форма зерен. Разнообразная (часто неправильная) форма, но чаще в виде короткопризматических кристаллов, реже отмечаются удлиненные призмы. Цвет минерала в шлифе и плеохроизм. Прозрачные; диопсид бесцветный, геденбергит буровато-зеленоватый (со слабым плеохроизмом Ng – светло-сине-зеленый, Nm – желтовато-зеленый, Np – светло-зеленый). Цвет авгита изменяется от светло-зеленого до бурого и фиолетового в Ti-содержащих разновидностях (по Ng – зеленоватый, красноватый; по Nm – слабо коричневый или светло-фиолетовый, по Np – зеленовато-желтоватый; схема плеохроизма Nm<Np< или > Ng). Ti-авгиты часто окрашены зонально (имеют структуру «песочных часов») и обладают отчетливым плеохроизмом. Показатель преломления высокий, но ниже, чем у оливина. Изменяется по ng от 1.69 до 1.76, по np от 1.66 до 1.735, по пm от 1.67 до 1.74. Наблюдается отчетливая шагреневая поверхность, высокий рельеф и хорошие ограничения зерен. С ростом содержания железа показатели преломления увеличиваются. Двупреломление сравнительно высокое (0.018 – 0.031) и уменьшается вместе с увеличением содержания железа. Схемы оптической ориентации клинопироксенов приведены на (рис. 55). Угол погасания (с:Ng) колеблется от 37 до 44º у диопсидов, 47º у геденбергитов, у авгитов колеблется от 38 до 55º. Удлинение (знак главной зоны) положительное. Спайность у всех пироксенов ясная (по призме – 110); два ряда трещин спайности, пересекаются почти под прямым углом (93º). Двойники простые и полисинтетические с небольшим количеством полос по (100). Оптический знак и угол 2V. Минерал положительный, угол 2V изменяется от 56 до 63º. Вторичные изменения. Наиболее характерными продуктами замещения клинопироксена являются тремолит, актинолит, роговая обманка (уралит), хлорит, серпентин, кальцит и эпидот. Наблюдаются включения стекла, магнетита, ильменита, ориентированные по спайности. Характерные особенности – это призматические, часто полигональные (с хорошими прямыми границами) зерна с двумя системами трещин спайности, пересекающихся почти под прямым углом. Часто имеют тонкопластинчатые экссолюционные включения рудных минералов, ориентированные по спайности. Высокие цвета интерференции (красный, синий, зеленый), отличают моноклинные пироксены от ромбических, имеющих серые, белые, желтые или желто-оранжевые цвета интерференции. Происхождение. Авгит, диопсид – магматические минералы. Могут встречаться в породах любого состава, но особенно характерны для основных и ультраосновных пород. Диопсид более характерен для контактово-метаморфических пород. Геденбергит – исключительно метаморфический минерал. Парагенезис. В магматических породах моноклинный пироксен ассоциирует с основными плагиоклазами, биотитом, оливином, ромбическим пироксеном, магнетитом. В метаморфических – с гранатом, волластонитом, везувианом и др. Ромбические пироксены Среди ромбических пироксенов (ортопироксенов – rPx или oPx) выделяют ряд энстатита - ферросилита. Наиболее распространенными членами ряда являются гиперстен (Fe2Si2O6), бронзит ((FeMg)2Si2O) и энстатит (Mg2Si2O6). Магнезиальные члены ряда образуются при более высокой температуре, чем железистые, но не выше, чем 1570º С. При более высокой температуре вместо энстатита из расплава выделяется оливин (форстерит). Сингония – ромбическая. Форма зерен. Разнообразная (часто неправильная) форма, но чаще в виде призматических кристаллов, удлиненных или таблитчатых. Цвет минерала в шлифе и плеохроизм. Прозрачные; энстатит бесцветный, бронзит и гиперстен чуть окрашены и обладают слабым плеохроизмом (окраски по Ng – бесцветная до светло-зеленой, Nm – бесцветная, до желтовато-зеленоватой, Np – бесцветная до розовой). Цвет ромбических пироксенов зависит от содержания в их составе железа, чем его больше, тем более окрашен пироксен. Показатель преломления высокий, но ниже, чем у оливина. Изменяется по ng от 1.661 до 1.788, по np – от 1.652 до 1.768, по пm от 1.653 до 1.770. Наблюдается отчетливая шагреневая поверхность, высокий рельеф и хорошие ограничения зерен. Двупреломление среднее (0.009 – 0.020), что обеспечивает в скрещенных николях серые, белые, желтые и оранжевые (оранжево-красные) цвета. Схемы оптической ориентации ортопироксенов приведены на (рис. 56). Угол погасания (с:Ng) равен нулю – на разрезах вдоль зоны (001) – с одной системой спайности, перпендикулярной плоскости шлифа. В некоторых случаях (если трещины спайности расположены косо к плоскости шлифа) угол погасания может достигать 10 – 15º (до 35º). Удлинение (знак главной зоны) положительное. Спайность у всех пироксенов ясная по призме; два ряда трещин спайности, пересекаются почти под прямым углом (93º). Двойники простые и полисинтетические с небольшим количеством полос по (100). Оптический знак и угол 2V. Минерал положительный, угол 2V изменяется от 50 до 80º. Вторичные изменения. Наиболее характерными продуктами замещения ортопироксена являются серпентин с выделением магнетита, реже тальк, тремолит, хлорит, иногда в сопровождении карбонатов и кварца. Уплощенные псевдоморфозы серпентина по энстатиту называются баститом. Часто наблюдаются включения мелких пластиночек клинопироксена, магнетита, ильменита, ориентированных по спайности (часто в центральной части минерала). Характерные особенности – это призматические, часто полигональные (с хорошими прямыми границами) зерна с двумя системами трещин спайности, пересекающихся почти под прямым углом. Прямым (или близким к прямому) погасанием. Низкие цвета интерференции (серый, желтый, оранжевый), отличают ромбические пироксены от моноклинных, имеющих красные, синие и зеленые цвета интерференции. Происхождение. Энстатит, бронзит и гиперстен – магматические минералы. Могут встречаться в породах любого состава, но особенно характерны для основных и ультраосновных пород (богатых магнием и железом). Гиперстен иногда встречается в продуктах регионального метаморфизма высоких ступеней (гранулитах и чарнокитах). Парагенезис. В магматических породах моноклинный пироксен ассоциирует с основными плагиоклазами, биотитом, оливином, моноклинным пироксеном, магнетитом. В метаморфических – с гранатом, волластонитом, везувианом и др. АмфиболыНаиболее важной химической особенностью амфиболов, по которой они отличаются от пироксенов, является наличие в их составе группы [OH]¯, нередко замещенной F¯ и Cl¯. Эта особенность обуславливает то, что амфиболы могут кристаллизоваться лишь из расплавов, содержащих летучие компоненты, и возникать лишь при тех метаморфических процессах, которые протекают при участии минерализаторов. Поэтому амфиболы наблюдаются в породах сформировавшихся на глубине, под давлением, которое препятствовало удалению летучих компонентов. Температура плавления магматических амфиболов ниже, чем пироксенов, и колеблется в пределах 1025 – 1085º С. по кристаллохимической структуре амфиболы относятся к ленточным силикатам (состоят из сдвоенных цепочек кремнекислородных тетраэдров) с анионной группой (Si4O11)6 ¯. Наиболее типичным представителем амфиболов являются роговые обманки. Согласно номенклатуре это название используется для обозначения составов серии амфиболов, имеющих общую формулу Ca2Na· (Mg, Fe)4 (Al, Fe) [(Si, Al)4 O11 ]2 (OH)2. В природе редко встречаются конкретные члены различных «роговых обманок», но по свойствам какой-либо конкретной роговой обманки можно предположительно судить о преобладании той или иной формы изоморфного замещения. Чтобы определить точное название минерала, необходимо проводить полный химический анализ. Сингония – моноклинная. Форма зерен. Обычно имеет форму широкотаблитчатых или удлиненных призм, реже короткопризматических или шестигранных кристаллов. Цвет минерала в шлифе и плеохроизм. Прозрачные, плеохроируют (табл. 3). Таблица 3 Изменение окраски роговых обманок в шлифе в зависимости от оптической ориентировки.
Схема плеохроизма у роговых обманок, как правило, имеет вид Ng > Nm > Np. Цвет роговых обманок в основном зависит от присутствия и соотношения в их составе Fe2+ (зеленые цвета) и Fe3+(коричневые цвета). Показатель преломления высокий, но ниже, чем у пироксенов. Изменяется по ng от 1.63 до 1.73, по np от 1.61 до 1.70, по пm от 1.62 до 1.72. Наблюдается отчетливая шагреневая поверхность, высокий рельеф и хорошие ограничения зерен. Двупреломление среднее или высокое (0.014 – 0.030), что обеспечивает в скрещенных николях желтые, красные, синие цвета второго порядка (часто маскируются собственным цветом). Схемы оптической ориентации клинопироксенов приведены на (рис. 57). Угол погасания (с:Ng) колеблется от 14 до 25º (это разрезы с наивысшей интерференционной окраской). Однако на разрезах перпендикулярных Np (и в то же время параллельных Ng) – с одной системой спайности, угол погасания будет равен нулю – этот разрез можно узнать по низкой интерференционной окраске (серой). Удлинение (знак главной зоны) положительное. Спайность у всех амфиболов совершенная по призме; две системы трещин спайности пересекаются под углом 56º. Двойники простые и полисинтетические с небольшим количеством полос. Оптический знак и угол 2V. Оптически отрицательный; 2V обычно составляет 60-90º. Однако некоторые разновидности (например, паргасит) являются оптически положительными. Вторичные изменения. Наиболее характерными продуктами замещения роговых обманок являются актинолит, хлорит, иногда в ассоциации с эпидотом, карбонатами, сфеном. Реже по ней развивается биотит, тальк, серпентин или эпидот. Характерные особенности – это широкотаблитчатые, часто удлиненные зерна с двумя системами трещин спайности, пересекающихся под углом 56º. Минерал с косым погасанием в разрезах с высокой интерференционной окраской. Отчетливый плеохроизм в зеленых или коричневых тонах. Отрицательный оптический знак при положительном удлинении. Происхождение. Обыкновенные роговые обманки – типично магматические минералы. Могут встречаться в породах любого состава, но особенно характерны для средних и основных пород (богатых железом). Встречается и в метаморфических породах (амфиболовых сланцах, гнейсах, амфиболитах). Парагенезис. Встречается совместно со средним и основным плагиоклазом, пироксенами, биотитом, калиевым полевым шпатом, магнетитом, титаномагнетитом, ильменитом, реже кварцем. БиотитГруппа слюд. По структуре биотит относится к листоватым, или слоистым, алюмосиликатам с формулой K (Mg, Fe)3 [Si3AlO10] (OH, F)2. Из магмы они кристаллизуются позже других фемических минералов, когда в ней сконцентрируется достаточно щелочей и глинозема, а также летучих компонентов. При разрушении слюды переходят в осадочные горные породы, среди которых существуют слюдистые пески и песчаники. Сингония – моноклинная. Форма зерен. Встречается в виде неправильных или вытянутых по спайности пластинок, табличек, листочков, розеток, чешуек; редко в форме радиально-лучистых или спутанно-чешуйчатых агрегатов, изометричных кристаллов. Цвет минерала в шлифе и плеохроизм. Обычно бурый разных оттенков и интенсивности. Иногда буровато-красный, оранжево-красный или почти черный. От бурой окраски наблюдаются переходы к зеленой или желтовато-зеленой. Очень редко имеет синеватый оттенок. Обладают сильным плеохроизмом в разрезах, перпендикулярных спайности(окраски по Ng = Nm – бурая, темно-коричневая, темно-зеленая, оранжево-коричневая; по Np – серо-желтая, коричнево-зеленая, оранжево-коричневая). Показатель преломления сильно колеблется в зависимости от содержания железа. ng = 1.610─1.697, np = 1.571─1.616, пm = 1.609─1.696. на разрезах, перпендикулярных спайности наблюдается отчетливая шагреневая поверхность, относительно высокий рельеф и хорошие ограничения зерен. Двупреломление ng ─ np = 0.039 ─ 0.081. интерференционная окраска второго и третьего порядка (часто маскируется собственным цветом). Угол погасания (с:Ng) равен нулю – на разрезах, где видна спайность. В скрещенных николях имеет «искристое погасание», т.е. наблюдаются разноцветные точки, неоднородность цвета. Удлинение (знак главной зоны) по спайности положительное. Спайность весьма совершенная по третьему пинакоиду. Двойники наблюдаются в биотитах из лампрофиров и щелочных пород. Оптический знак и угол 2V. Минерал отрицательный, псевдоодноосный, в редких случаях угол 2V может достигать 35º. Вторичные изменения. Биотит легко изменяется, при этом окраска его бледнеет и минерал обесцвечивается. Наиболее характерный продукт изменения – хлорит, реже, мусковит. В биотите часто наблюдаются включения акцессорных минералов: циркона, монацита, которые бывают оторочены темными каемками – «плеохроичными двориками8». В эффузивных породах для биотита характерна «опацитизация» - замещение тонкозернистым агрегатом магнетита. Характерные особенности – коричневый цвет различных оттенков, хороший плеохроизм, весьма совершенная спайность в одном направлении. Погасание прямое, «искристое». Происхождение. Биотит типичный магматический минерал. Однако широко распространен в породах различного генезиса – магматических, метаморфических и осадочных. Парагенезис. В магматических породах ассоциирует с кварцем, калиевым полевым шпатом, кислым плагиоклазом, магнетитом и другими акцессорными минералами. В метаморфических породах часто сопровождается амфиболом, мусковитом, минералами эпидот-цоизитовой группы. Группа полевых шпатовПолевые шпаты являются самыми распространенными минералами земной коры. Они составляют около 50 % ее массы. Приблизительно 60 % их заключено в магматических породах, около 30 % – в метаморфических и 10 % – в осадочных. Наличие или отсутствие полевых шпатов, количество и состав их положено в основу минералогической классификации магматических пород. В связи с этим определение состава полевых шпатов является одной из главных задач при изучении горной породы. По химическому составу полевые шпаты являются алюмосиликатами K, Na, Ca, в редких случаях – Ва. По кристаллохимической структуре полевые шпаты представляют собой каркасные алюмосиликаты с анионной группой (AlSi3O8)¯. Если же в двух тетраэдрах на место Si встанет Al, анион будет иметь вид (Al2Si2O8)2 ¯ и тогда в решетку полевых шпатов войдут двухвалентные катионы Ca или Ва. Близость ионных радиусов Na (0.98 Å) и Са (1.01 Å), а также К (1.33 Å) и Ва (1.36 Å) обусловливают в полевых шпатах явление изоморфизма. В соответствии с особенностями химического состава полевых шпатов их разделяют на три подгруппы:
Из этих полевых шпатов главную роль играют плагиоклазы и калиевые полевые шпаты (КПШ9). Плагиоклазы Плагиоклазы (Plg) представляют собой изоморфный ряд минералов с полной смесимостью двух крайних членов – альбита (Alb) – Na(AlSi3O8) и анортита (An) – Са(Al2Si2O8). Различают шесть минералов среди этого непрерывного ряда, причем границы между ними являются условными, но общепринятыми (табл. 3). Составы плагиоклазов по содержанию An компонента выражаются номерами деление плагиоклазов на кислые, средние и основные близко совпадает с делением магматических пород по содержанию SiO2 на кислые, средние, основные и ультраосновные. И обычно составы Plg распределяются по соответственным группам пород. Промежуточные члены ряда Plg называются также промежуточными терминами, например, альбит-олигоклаз, олигоклаз-андезин ит.д. Таблица 3
Основные плагиоклазы являются более высокотемпературными минералами, чем кислые. Анортит кристаллизуется при температуре 1550º С, альбит – при 1100º С. Положение оптической индикатрисы в Plg закономерно изменяется с изменением состава и внутренней структуры. Их оптические свойства также постепенно изменяются, как и составы изоморфных смесей. Эта постепенность позволяет по оптическим свойствам определять составы Plg под микроскопом без их химического анализа. Сингония – триклинная. Форма зерен. Образуют таблитчатые или таблитчато-призматические кристаллы, а также встречаются в виде неправильных зерен. В шлифах разрезы Plg часто имеют характерную прямоугольную форму. Plg глубинных пород образует короткие, а гипабиссальных – узкие и длинные прямоугольники. В основной массе излившихся пород Plg приобретает игольчатую форму. Цвет минерала в шлифе и плеохроизм. Бесцветный, часто замутнен вторичными изменениями. Показатель преломления постепенно увеличивается от ng = 1.539, np = 1.529, пm = 1.532 – у альбита до ng = 1.589, np = 1.576, пm = 1.584 – у анортита. По направлению движения полоски Бекке относительно канадского бальзама (п = 1.54) можно ориентировочно определить, с основным или кислым плагиоклазом мы имеем дело: альбит имеет более низкий п, олигоклаз – п равный канадскому бальзаму, а п олигоклаза-андезина, андезина и т.д.– больше канадского бальзама. Двупреломление изменяется от 0.011 у альбита до 0.008 у олигоклаза и андезина, а далее снова возрастает, достигает 0.013 у анортита. Низкое двупреломление обусловливает наличие серых и белых или желтовато-белых (у анортита) цветов интерференции. Угол погасания (b:Ng). Погасание косое. Только у одного из членов ряда, олигоклаза, наблюдается близкое совпадение оси b с Ng. Удлинение (знак главной зоны) по. Спайность совершенная по грани второго (010) и третьего (001) пинакоидов. Угол между трещинами спайности равен 87º. Двойники. Из кристаллографических свойств Plg очень важно наличие простых и полисинтетических двойников, по которым эти минералы сразу же узнаются под микроскопом. Все многообразие двойниковых законов сводится к двум типам:
Часто встречаются зерна, в пределах которых развиты совместно несколько законов, например, альбитовый и карлсбадский и т.д. Номер плагиоклаза. 1. Наиболее просто, но менее точно, определяют номер Plg на разрезе, перпендикулярном (010). Эти разрезы легко узнать по тому, что на них наиболее резко выступает двойниковое строение полисинтетического альбитового закона. Двойниковые швы между полосками должны быть очень тонкими и резкими и проектироваться вертикально на плоскость шлифа. Так как оптические индикатрисы в обоих системах полосок наклонены симметрично двойниковому шву, то когда зерно поставлено двойниковым швом параллельно нити, вся система полосок должна иметь одинаковую степень освещенности. Поэтому и угол погасания относительно двойникового шва должен быть одинаков. Только две соседние полоски гаснут при повороте на один и тот же угол в противоположные стороны. Это метод «симметричного погасания». Измерив угол погасания, можно приблизительно судить о составе минерала. Недостатком этого метода является то, что определение будет сделано неточно, если его провести на одном зерне. Определение надо сделать на нескольких зернах и наибольший угол даст наиболее близкие результаты. Знак угла погасания, который необходимо установить для всех углов, имеющих значение меньше 18º, определяется путем сравнения показателей преломления Plg с показателем преломления канадского бальзама. Если п Plg будет больше п канадского бальзама, то знак угла погасания считается положительным, если меньше или равен, то отрицательным. Определяют номер Plg, пользуясь кривой максимальных углов для высокотемпературных Plg в случае исследования Plg из эффузивных пород, и кривой для низкотемпературных Plg в случае исследования Plg из интрузивных пород. Пользуются диаграммой, составленной по методу Мишель-Леви . 2. Более точно, определяют номер Plg сдвойникованного по альбитовому закону, на разрезах, перпендикулярных (010) и (001). Это разрезы, в которых имеются трещинки спайности по (001), идущие под косым углом поперек двойниковых пластинок. Угол погасания определяется так же, как и в разрезе зоны симметрии, но при этом достаточно одного определения, которое даст состав зерна. Так как смещение индикатрисы в кристалле происходит в одном направлении, то Np ее при переходе от альбита к андезину постепенно переходит с одной стороны кристалла на другую. В момент погасания Np у альбита оказывается в тупом, а у андезина в остром углу между двойниковым швом и спайностью по (001). У олигоклаза (№ 21) момент погасания параллелен двойниковому шву, и погасание прямое. У альбита оно равно 22º, а у анортита 80º, но в остром углу. Если угол больше 22º, то погасание положительное. 3. Определение № Plg на разрезах, перпендикулярных (010) и (001). Этот разрез отличается тем, что кроме тонких двойниковых швов по (010) видны трещинки спайности по (001), идущие под косым углом поперек двойниковых пластинок. Закон двойникования в этом разрезе не важен, поэтому при совмещении полосок с вертикальной нитью окулярного креста они могут приобретать одну интерференционную окраску (по альбитовому закону), а могут разную (по другим законам). Для определения состава Plg берут угол погасания (010) : Np, измеренный в той половине двойника, где находятся трещинки спайности по (001). Измерив величину угла (010) : Np, обращаемся затем к диаграмме, составленной по методу Бекке и Беккера и определяем состав Plg. На диаграмме приведены кривые для определения низко- и высокотемпературных Plg. По первой кривой определяют Plg глубинных и метаморфических, по второй – излившихся пород. Если измеренный угол погасания меньше 15 – 18º, необходимо выяснить знак угла погасания. Если при погасании вертикальная нить окулярного креста окажется в остром углу (87º), то погасание положительное, если в тупом углу (93º) – отрицательное. Удлинение (знак главной зоны) может быть положительное и отрицательное. Оптический знак и угол 2V. Двуосный, оптически положительный, угол 2V 75 – 90º. Вторичные изменения. Кислые плагиоклазы серицитизируются (серицит – чешуйчатый мусковит), каолинизируются, а основные замещаются соссюритом (агрегатом минералов эпидот-цоизитовой группы, альбита и др.). В Plg, содержащих некоторую примесь К(AlSi3O8) могут встречаться структуры распада твердых растворов – антипертиты (мелкие выделения микроклина в основной массе Plg). Характерные особенности. Полисинтетические двойники, показатель преломления выше канадского бальзама, характерные продукты замещения, иногда (в эффузивных породах) имеют зональное строение. Происхождение. Магматические и метаморфические минералы. Богатые Alb плагиоклазы находятся в лейкократовых кислых породах (гранитах, аплитах и др.), богатые An – в основных (габбро, базальтах и др.). Парагенезис. Богатые Alb плагиоклазы ассоциируют с кварцем, КПШ, биотитом. Богатые An – с пироксенами, амфиболами, сфеном, эпидотом, различными акцессорными и рудными минералами. Калиево-натриевые полевые шпаты Представлены двумя группами минералов. Одни из них кристаллизуются в моноклинной, другие – в триклинной сингониях. Моноклинные – санидин и ортоклаз, триклинный – микроклин. Химический состав К(AlSi3O8). Натрийсодержащие моноклинный натронсанидин и триклинный анортоклаз (Na,К)(AlSi3O8) состоят из двух фаз – альбита и ортоклаза. Так как ионные радиусы Na (0.98 Å) и К (1.33 Å) существенно различаются друг от друга, то полная смесимость между К(AlSi3O8) и Na(AlSi3O8) возможна только при высокой температуре. При низких температурах смесимость их ограниченна, благодаря чему непрерывные твердые растворы, образовавшиеся при высоких температурах, с понижением ее распадаются и образуют пертиты – закономерные срастания калиевого и натриевого полевого шпата. Также, как и плагиоклазы, кали-натриевые полевые шпаты могут быть высокотемпературными или низкотемпературными, т.е. могут иметь неупорядоченную и упорядоченную структуру. Санидин и анортоклаз – это высокотемпературные, а ортоклаз и микроклин – низкотемпературные разности КПШ. Форма зерен. Кристаллы редки – таблитчатые или столбчатые – вытянутые вдоль оси а, но чаще встречаются зерна неправильной формы. Цвет минерала в шлифе. Бесцветный, слегка мутноватый. Показатель преломления ng = 1.524 – 1.535, np = 1.518 – 1.528, пm = 1.522 – 1.533 – у ортоклаза. У микроклина: ng = 1.521 – 1.530, np = 1.514 – 1.523, пm = 1.518 – 1.526. Такой низкий показатель преломления у КПШ обусловливает низкий рельеф и ясную линию Бекке по границе между ним и кварцем, плагиоклазами или канадским бальзамом. Полоска Бекке является хорошим способом отличить КПШ от других минералов с низким показателем преломления. Для КПШ очень хорошо наблюдать дисперсионный эффект. Они будут казаться розоватыми на общем фоне. Так становятся заметными даже мельчайшие их зернышки. Двупреломление у санидина, ортоклаза и микроклина ng ─ np = 0.006 – 0.008, что проявляется в скрещенных николях в виде серых, светло-серых и белых цветов интерференции первого порядка. У анортоклаза двупреломление может повышаться до 0.013. Угол погасания (а:Nр) от 5 до 12º, (с:Nm) – от 14 до 21º, (b:Ng) = 0 – у ортоклаза. У микроклина угол погасания в зависимости от среза колеблется от 5 до 19º. Удлинение (знак главной зоны) может быть положительное и отрицательное. Спайность весьма совершенная по граням (001) и ясная или несовершенная по (010) и (110). Двойники встречаются простые двойники по карлсбадскому, манебахскому и бавенскому законам – у ортоклаза. В микроклине шире распространены полисинтетические микродвойники в двух направлениях (микроклиновая решетка) по альбитовому и периклиновому законам (полосы в решетке не резкие, расплывчатые в отличие от сходных полос в плагиоклазе). Иногда решетка располагается участками (пятнистый микроклин). В зависимости от среза системы двойников пересекаются то почти под прямым углом, то под сильно скошенным. Оптический знак и угол 2V. Минерал двуосный, отрицательный, в редких случаях положительный, угол 2V колеблется от 30 до 84º. Вторичные изменения. Главными и единственными продуктами замещения КПШ является каолинизация (или пелитизация), в результате которой минерал мутнеет и становится буроватым (из-за способности каолинита сорбировать гидроокислы железа). В отличие от плагиоклаза КПШ не подвергается серицитизации. В КПШ часто содержатся включения акцессорных минералов, чешуйки слюд. Часто встречаются структуры распада твердых растворов – пертиты (веретенообразные, округлые, мелкие включения альбита, часто ориентированные по спайности). Характерные особенности – неправильные формы, низкий показатель преломления (розовая дисперсионная окраска), характерная микроклиновая решетка, буроватые продукты замещения и помутнение. Происхождение. КПШ являются одной из главных составных частей в магматических породах кислого и щелочного состава (гранитах, сиенитах, граносиенитах, пегматитах). Микроклин и ортоклаз могут быть и гидротермально-метасоматического происхождения. Парагенезис. Кварц, кислые плагиоклазы, амфиболы, биотит, мусковит, магнетит, редкие акцессорные – монацит, ортит, ксенотим и др. КварцОдин из самых распространенных минералов на поверхности Земли. Кварц (Q) встречается в породах различного генезиса – изверженных, метаморфических и осадочных. Сингония тригональная (низкотемпературный) и гексагональная (высокотемпературный). Цвет минерала в шлифе. Бесцветный, чистый, ясный. Форма зерен в основном неправильная. Идиоморфные кристаллы Q встречаются только в кислых лавах. Показатель преломления ng = 1.553, а np = 1.544. Показатель преломления канадского бальзама близок к этой величине и при одном николе кварц не выдается на окружающем его фоне. Двупреломление Q имеет сравнительно низкое 0.009. В скрещенных николях он имеет желтовато-белую интерференционную окраску. Оптический знак. Кварц легко отличается от других минералов, благодаря одноосности и оптически положительному знаку. Спайность отсутствует. Погасание. Так как кварц одноосный минерал, то, в случае правильных кристаллографических форм, он будет иметь прямое погасание. Деформированные зерна Q при скрещенных николях гаснут не одновременно, как будто через зерно пробегают тени. Такое явление называется волнистым погасанием. Вторичные изменения. Кварц является примером очень устойчивого минерала. В нем не бывает вторичных изменений. Часто содержит газово-жидкие включения и включения различных минералов. Парагенезис. Ассоциирует с кислыми и средними плагиоклазами, КПШ, биотитом, мусковитом, акцессорными (циркон, апатит, монацит, ксенотим и др.) и рудными минералами. ЛитератураКузнецов Е.А. Краткий курс петрографии магматических и метаморфических пород. – М.: Изд-во МГУ, 1970. – 325 с. Лодочников В.Н. Главнейшие породообразующие минералы. М.-Л., Госгеолиздат, 1947. Херлбат К. С., Клейн К. Минералогия по системе Дэна: Пер. с английского – М.: Недра. 1982. – 729 с. Батти Х., Принг А. Минералогия для студентов. Пер. с англ. – М.: Мир, 2001. – 429 с. Сиротин К.М. Определитель минералов. М., Высшая школа, 1970. – 265 с. Татарский В.Б. Кристаллооптика и иммерсионный метод исследования минералов. – М.: Недра, 1965. – 306 с. Трегер В.Е. Оприческое определение породообразующих минералов. Пер. с нем. М.:Недра, 1967. – 200 с. Даминова А.М. Породообразующие минералы. М.: Высшая школа, 1963. – 155 с. Учебное издание Штефан Лариса Васильевна ОСНОВЫ КРИСТАЛЛООПТИКИ Учебное пособие по курсу «Основы кристаллооптики» для студентов специальности Т.20.01.00 – «Геология и разведка полезных ископаемых» Редактор Технический редактор Корректор
Печать офсетная. Усл. печ. Л. 9,9. Тираж 100 экз. Зак. Белорусский государственный университет. Лицензия ЛВ № 315 от 14.07.98. 220050, Минск, пр. Ф. Скорины, 4. Отпечатано в Издательском центре БГУ. 220030, Минск, ул. Красноармейская, 6. 1 Чтобы компенсация наблюдалась отчетливо, необходимо точно соблюдать параллельность между направлениями колебаний в кристалле и в клине. Для этого поворотом столика микроскопа кристалл ставится на погасание (в этот момент направления колебаний в кристалле параллельны колебаниям в николях), после чего столик поворачивается ровно на 45º. 2 Угол погасания определяют только в ориентированных разрезах – разрезах, параллельных плоскости оптических осей двуосных минералов и оптической оси одноосных минералов. Такие разрезы характеризуются наиболее высокой интерференционной окраской из всех возможных для данного минерала. 3 При наводке на фокус следует помнить, что объектив с большим увеличением имеет короткое фокусное расстояние. Чтобы не раздавить шлиф, необходимо, поднимая столик винтом грубой наводки, смотреть сбоку. Как только между шлифом и линзой объектива не останется просвета, наводку на резкость производят микрометренным винтом, медленно опуская столик. 4 Более подробно с теорией коноскопии можно ознакомиться в монографиях В.Б. Татарского «Кристаллооптика и иммерсионный метод» и Х. Батти и А. Принга «Минералогия для студентов». 5 Более подробно об оптических дисперсиях можно узнать у В.Б. Татарского (1965). 6 Здесь и далее будут приводиться сокращенные обозначения минералов, используемые в литературе. 7 Моноклинные пироксены по-другому называются клинопироксенами (т.к. имеют косой угол погасания), а ромбические пироксены – ортопироксенами (т.к. имеют прямой угол погасания). 8 Возникают в результате радиоактивного распада циркона, монацита, ортита, танталит ксенотима и др. 9 КПШ – распространенное сокращение кали-натриевых полевых шпатов. жүктеу/скачать 0.69 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|