Минералы метаморфических пород

1.2.2. Салические минералы

 

Салические минералы характеризуются бесцветностью и, следовательно, отсутствием плеохроизма. Их показатели преломления, в отличие от n фемических минералов, лежат в пределах I и IV групп таблицы В.Н. Лодочникова. Они часто близки к показателю преломления канадского бальзама и потому слабо проявляют оптические эффекты рельефа, шагреневой поверхности, отражения характера спайности и трещиноватости. В связи с этим, в основной своей массе они выглядят светлыми, прозрачными. Исключение составляют индивиды, замещенные вторичными минералами, которые придают первичным сероватые и буроватые окраски. Исключением также является фельдшпатоид-лейцит. Он имеет резко выраженный отрицательный рельеф (I группа по n) и резко выраженную шагреневую поверхность, которые четко выделяют его на фоне других салических минералов.

Несмотря на первоначально кажущееся однообразие бесцветных минералов при одном николе, рекомендуется присмотреться к их оптическим и морфологическим характеристикам. При внимательном просмотре в потоке параллельных лучей света (увеличение 20х, прикрытая диафрагма и приспущенный конденсор) минералы обнаруживают разные формы и идиоморфизм сечений кристаллов, не одинаковую отчетливость проявления спайности, рельефа, шагреневой поверхности и дисперсионного эффекта В.Н.Лодочникова, а также различия в продуктах замещения последующими процессами.

В скрещенных николях все салические минералы имеют интерференционные окраски I порядка. Величины их двупреломления меняются от 0 (изотропный лейцит) до 0,013 (анортит). Они возрастают в ряду: псевдолейцит – 0–0,003, нефелин – 0,003–0,005, ортоклаз – 0,006, микроклин – 0,007, кварц – 0,009, альбит-анортит – 0,007–0,013.

В скрещенных николях хорошо проявляется характер погасания салических минералов. Он служит прекрасным их диагностическим признаком: у кварца – часто нарушенное погасание (облачное, волнистое, мозаичное и др.), у псевдолейцита и микроклина – решетчатое двойниковое, у плагиоклазов – двойниковое полисинтетическое, иногда сложное; у ортоклаза – простое двойниковое, часто нарушенное пертитовыми вростками альбита (табл.3).

Среди салических минералов наибольшую роль в породах играют полевые шпаты. Они очень важны для систематики и диагностики пород, т.к. составляют > 60% их состава.

Полевые шпаты представлены двумя изоморфными рядами: щелочными полевыми шпатами (NaAlSi₃O₈ – KAlSi₃O₈) и плагиоклазами (NaAlSi₃O₈ – CaAl₂Si₂O₈). Альбит является крайним членом обоих рядов (рис.3).

 

 

 

 

Большую группу полевых шпатов объединяют их кристаллографические свойства. Хотя они кристаллизуются в двух сингониях – моноклинной и триклинной, но образуют близкие по формам кристаллы, обычно ограниченные двумя хорошо развитыми пинакоидами и слабо развитой призмой, это придаёт кристаллам табличатопластинчатую форму с совершенной спайностью под углом 90° (моноклинная сингония) или около 93° (триклинная сингония).

 

Таблица 3

 

Характерные свойства

 

Минералы

Кварц

Лейцит

Нефелин

Полевые

шпаты

Форма

сечений

кристаллов

 

 

 

 

Кристаллы

и их форма

чаще

неправильные

изометричные,

Восьмигранные,

редко скелетные

короткопризматические,

четырехгранные,

шестигранные

таблитчатые,

призматические

Идиоморфизм

ксеноморфен

обычно

идиоморфен

идиоморфен

гипидиоморфен

гипидиоморфен

идиоморфен

Рельеф и

шагреневая

поверхность

почти не просматриваются

резко выраженные отрицательные

слабо различимые

отчетливые – от

отрицательных до положительных

Спайность

отсутствует

отсутствует

несовершенная

весьма

совершенная,

совершенная

Вторичные

минералы

отсутствует

эпилейцит

(сложный зернистый агрегат

ортоклаза, серицита, альбита, нефелина)

тонкочешуйчато–волокнистый

агрегат

слюдки

либенерита

пелит,

серицит,

соссюрит

 

Характер

погасания

однородный, часто нарушенный (облачный, волнистый, пятнистый, мозаичный)

однородный, иногда слабый решётчатый

однородный

обычно двойниковый (простой, полисинтетический, решётчатый), рябоватый за счёт пертитовых вростков

 

 

Плагиоклазы

По процентному содержанию анортитовой молекулы (CaAl₂Si₂O₈) в альбитовой (NaAlSi₃O₈) определяются минеральные виды и номер плагиоклаза (рис.3):

 

Альбит…….

№ 0–10

}

кислые плагиоклазы

Олигоклаз…

№ 10–30

Андезин……

№ 30–50

}

средние плагиоклазы

Лабрадор…..

№ 50–70

}

основные плагиоклазы

Битовнит…..

№ 70–90

Анортит…...

№ 90–100

 

Номер плагиоклаза необходимо знать для классификации и номенклатуры горных пород. Его указывают, обозначая минерал и процентное количество в нём анортитового (An) компонента. Например, состав плагиоклазов c 25% анортитовой молекулы обозначают так: олигоклаз № 25 или олигоклаз – An₂₅.

Содержание SiO₂ в плагиоклазах изменяется от 68,8% в чистом альбите, до 43,3% – в чистом анортите. В соответствии с количеством SiO₂ альбит и олигоклаз относят к плагиоклазам кислым, андезин – средним, а лабрадор, битовнит и анортит – к основным.

Все плагиоклазы легко диагностируются по характерной для них низкой интерференционной окраске I порядка – от серой (0,007) до желтоватой (0,013), а, главное, по характеру погасания – двойниковому полисинтетическому. Он несколько меняется у плагиоклазов разной основности, что отражено на рис.4. Изменение основности плагиоклазов накладывает отпечаток и на их оптические свойства.

 

 

Рис. 4. Характер погасания некоторых плагиоклазов

 

С увеличением основности плагиоклазов закономерно увеличиваются: показатели преломления (от 1,52 – у альбита до 1,58–1,59 – у анортита); сила двойного лучепреломления – (0,007 – 0,013); углы максимального симметричного погасания в зоне ^OIO. Все указанные оптические константы используются для определения степени кислотности – основности плагиоклазов и уточнения их номера. Так, кислые плагиоклазы (An 0–20) имеют показатели преломления ниже канадского бальзама, некоторые из них имеют и более низкое двупреломление: например, минимальное двупреломление (0,007) характерно для олигоклаза (An 10–30).

Для более точного определения плагиоклазов и их номера используют ряд методов. В частности, используются методы измерения углов погасания в различных сечениях минерала – метод Мишель-Леви и метод Бекке-Беккера.

Одним из наиболее простых методов является метод Мишель-Леви – метод измерения угла симметричного погасания минерала в зоне перпендикулярной второму пинакоиду (^OIO) плагиоклазов. Этот метод является статистическим и требует измерений углов погасания в нескольких зернах.

Метод Мишель-Леви

Определение номера плагиоклаза этим методом рекомендуется производить в следующем порядке.

1. Выбрать зерно, сдвойникованное по альбитовому закону и перпендикулярное (OIO). Для таких зерен характерны четкие двойниковые швы и тонкие трещинки спайности, а также исчезновение двойниковой структуры (т.е. одинаковая интерференционная окраска обеих систем двойников) при положении шва параллельно нитям окуляра и под <45° к ним. В таких зёрнах при вращении на столике микроскопа на 360°, 8 раз исчезает двойниковая структура.

Рис. 5 Схема определения угла симметричного погасания

альбитовых двойников плагиоклазов.

Заштрихованы индивиды, находящиеся на погасании.

 

2. В выбранном сечении поставить двойниковый шов параллельно вертикальной нити и взять отсчет по лимбу столика микроскопа (рис. 5,б).

3. Повернуть столик до погасания одной системы двойников (например, первой, как на рис. 5,а. взять отсчет. Разница первого и второго отсчетов покажет угол погасания (Np´:OIO) одной системы двойников.

4. Повернуть столик в противоположную сторону до погасания другой системы двойников (рис. 5,в). Взять отсчет. Разница первого и третьего отсчетов покажет угол погасания второй системы. Разница в полученных углах погасания не должна превышать 4–6°. Определить средний

угол погасания в данном сечении.

5. Аналогичным путем выбрать новые разрезы и определить в них углы N_p¢:OIO. Из всех средних углов взять максимальный и по соответствующей кривой диаграммы Фёдорова-Никитина определить состав плагиоклаза. Например, если были получены углы 18, 15, 16, 25, 19, 20°, то для определения номера плагиоклаза нужно взять угол 25°, как максимальный, отбросив все остальные.

6.Величину угла следует отложить на оси ординат диаграммы, затем провести горизонтальную линию до пересечения с кривой Фёдорова-Никитина и внизу прочитать № Pl. Для более точного определения необходимо измерить как можно больше сечений, особенно если значения углов заметно различаются.

7.Если угол погасания минерала имеет величину 0°–18°, необходимо дополнительно определить показатель его преломления. В случае, если он ниже канадского бальзама, то его величину нужно отложить вниз от 0° на оси ординат диаграммы, если больше – вверх. Также следует провести горизонтальную линию до пересечения с кривой диаграммы Фёдорова-Никитина и под или над точкой пересечения, прочитать № Pl.

Щелочные полевые шпаты

 

К ним относятся ортоклаз, санидин, микроклин, анортоклаз. Первые два кристаллизуются в моноклинной сингонии, последние – в триклинной. Все минералы имеют низкий показатель преломления в пределах второй группы таблицы В.Н. Лодочникова. Их рельеф и шагреневая поверхность, а также весьма совершенная спайность почти не заметны.

Возникающий в параллельном свете дисперсионный эффект на границе минералов с окружающей средой окрашивает их в слабые желтовато-розовые или голубовато-зеленые тона.

 

Таблица 4

 

 

 

 

Продолжение табл.4

 

 

Сила двойного лучепреломления у щелочных полевых шпатов обычно мала: у ортоклаза – 0,006, у микроклина – 0,007, у анортоклаза и санидина – до 0,009–0,011. Интерференционная их окраска тёмно-серая, серая (ортоклаз, микроклин), до белой, водяно-прозрачной – у санидина.

У ортоклаза обычно проявляются простая двойниковая структура, отличающая его от однородного нефелина и от плагиоклазов, имеющих, в основном, полисинтетические двойники. Легко диагностируется и микроклин: он сдвойникован по двум законам (альбитовому и микроклиновому), дающим неделимые структурные части, пересекающиеся между собой почти под прямым углом. В результате получается очень чёткая и своеобразная, так называемая «микроклиновая» решётка.

Известно, что щелочные полевые шпаты имеют различное распределение ионов алюминия и кремния в кристаллической решётке – упорядоченное и неупорядоченное. Наименее упорядоченным является санидин, наиболее – микроклин.

Микроскопическое изучение щелочных полевых шпатов показывает, что многие из них содержат примесь альбита в виде включений разных размеров, форм и количеств. Их называют пертитовыми вростками. Причину явления видят в том, что из магматического субстрата кристаллизуется такой минерал, который в процессе эволюции распадается на два – ортоклаз и альбит. Иногда последнего может быть и больше, чем ортоклаза. Такое минеральное образование называют «антипертитом». Пертиты и антипертиты имеют структуру «ряби», перемежаемости ортоклаза с тёмно-серой интерференционной окраской (n_g–n_p=0,006) и альбита, имеющего более высокие (n_g–n_p до 0,013) интерференционные окраски. Наличие пертитовых структур в щелочных полевых шпатах указывает на высокую щёлочность исходного субстрата.

Все полевые шпаты легко подвергаются вторичным изменениям – появлению каолинита и серицита. Последние окрашивают минералы в буроватые и сероватые окраски.

Систематизированные морфологические и оптические свойства салических минералов представлены в табл. 4.

1.2.3. Вторичные минералы

Название группы минералов отражает их происхождение – они развиваются по первичным, как об этом было сказано ранее. Их возникновение стимулируется движением флюидов. Флюиды могут подниматься из глубин земной коры и даже мантии в процессах их эволюции. Они могут проникать и с поверхности, продолжая мигрировать по более глубоким горизонтам, трещинам и тектонически ослабленным зонам в породах

Фото 2. Плагиоклаз серицитизированный. Николи +. На фоне двойниковой структуры первичного минерала просматривается рассеянный, разной степени уплотнения, агрегат вторичных чешуек серицита (белое)

Фото 1. Ромбический пироксен. Николи +. Видны закономерные белые включения клинопироксена. Они выкристаллизовались при изменении термодинамических параметров окружающей среды. В ассоциации видны плагиоклазы с полисинтетическими двойниками

OP_x

OP_x

OP_x

Pl

Pl

 

 

 

 

Таблица 5

 

 

 

Продолжение табл.5

 

 

 

Флюиды имеют самый разнообразный химизм, который определяется составом вод, газов, окружающих пород. Они могут менять температурный режим и режим давления. Движение флюидов создаёт новые физико-химические условия среды существования минералов и предопределяет возникновение вторичных минералов и проявление некоторых их особенностей.

Новообразованные вторичные минералы обычно имеют мелкие размеры зёрен, укрупняющиеся в условиях наиболее активного воздействия флюидов. Развиваются они на фоне первичных минералов, но тяготеют к их ослабленным участкам – к спайности, отдельности, трещиноватости, зонам дробления (фото 1). Обильнее они развиваются в межзерновых промежутках, на контактах минералов, в зонах дислокаций. Среди вторичных минералов преобладают слоевые силикаты. Они редко идиоморфны и среди них много волокнистых, чешуйчатых, листоватых форм.

Химический состав новообразованных минералов несёт черты того минерала, по которому развивается, но содержит элементы и компоненты привнесённых флюидами веществ. В частности, новообразованные минералы интенсивнее обводнены и имеют в своём химическом составе или группу (OH) или nH₂O. Как правило, имеется и газовая составляющая, которая не всегда может быть установлена в новых минералах оптически, но обнаруживается рядом других методов. Стоит подчеркнуть, что начавшиеся процессы новообразований затрагивают обычно всю минеральную массу породы. Увидев, например, серицитизированный плагиоклаз (фото 2), стоит обратить внимание на щелочные полевые шпаты, не пелитизированы ли они и не хлоритизированы ли тёмноцветные минералы.

Наибольшая часть новообразований вызвана движением флюидов с CO и CO₂ и обусловлена их диссоциацией в воде и проявлением углекислотного метасоматоза.

Систематизированные морфологические и оптические свойства вторичных минералов приведены в табл. 5.

1.2.4. Акцессорные минералы

 

К акцессорным минералам, в соответствии с их определением, следует относить все редко встречаемые минералы. Однако в петрографии к ним относят те, которые наиболее часто сопровождают распространённые в природе минеральные ассоциации. Традиционно среди них выделяют прозрачные минералы, а также слабопрозрачные и непрозрачные.

Прозрачные акцессорные минералы – это алмаз, шпинель, многие оксиды (корунд, периклаз, касситерит, перовскит и др.), минералы группы гранатов, цирконов, апатитов, турмалинов, а также титансодержащих минералов, минералы редких земель и др. Наиболее распространённые из них представлены в табл. 6 и 7.

Анализ морфологических и оптических свойств акцессорных минералов, представленных в таблицах, а также опыт работы с ними, позволяет сделать вывод о том, что часто для диагностики достаточны такие признаки как форма кристаллов (по совокупности сечений), показатели преломлений и сила двойного лучепреломления (табл.6).

 

Таблица 6

 

Яркие диагностические признаки прозрачных акцессорных минералов

 

Минералы

Гранат

Gr

Циркон

Zr

Сфен

Sf

Апатит

Ap

Турмалин

Tur

Формы

Показатели преломления

VII группы таблицы В.Н.Лодочникова

Очень резко выраженный рельеф и шагреневая поверхность

V группа

таблицы В.Н.Лодочникова

Ясный рельеф, отчетливая шагреневая поверхность

n_g - n_p

0 - 0,005

~ 0,050

~ 0,150

~ 0,005

0,025 ± 0,015

Слабопрозрачные акцессорные минералы – это оксиды титана (рутил, анатаз, брукит), титансодержащий ильменит (FeTiO₃), некоторые шпинели и шпинелиды (фото 5).

Непрозрачные акцессорные минералы – магнетит, хромит, титаномагнетит, гематит, пирит, а также металлоорганические соединения (например, тухолит), метамиктные образования (мелакон, циртолит).

Изучая породы в прозрачных шлифах, предварительное определение непрозрачных минералов проводят в отраженном свете, направляя свет на шлиф сверху. Если в проходящем свете непрозрачные минералы все одинаковы (чёрные), то в отражённом они имеют разные цвета или оттенки, что и позволяет различать их. Магнетит в отражённом свете чёрный с металлическим блеском, иногда с красновато–коричневым оттенком; ильменит, особенно лейкоксенизированный, выглядит серовато-белым со слегка желтоватым оттенком и обычно окружённым белым ватоподобным продуктом разрушения – лейкоксеном; титаномагнетит в отражённом свете выглядит серым и очень похожим на магнетит, но, в отличие от него при изменении замещается лейкоксеном; гематит – стально-серый, с сильно выраженным металлическим блеском, с тонкими пластинками этого минерала, которые просвечивают кроваво-красным цветом; пирит – светло-желтый или золотисто-желтый с металлическим блеском. Свежий ильменит походит на магнетит, но, как правило, не магнитен и лишь имея структуру распада с включениями магнетита, становится магнитным.

 

Фото 3. Перовскит. Без анализатора. Непрозрачный акцессорный минерал изометричной формы часто с идиоморфными очертаниями. Виден высокий рельеф кристаллов и слабопросвечивающяя кайма

Фото 4. Гранаты. Без анализатора. Видны идиоморфные кристаллы изометричной формы, с высоким рельефом и резко выраженной шагреневой поверхностью

Фото 5. Гранаты. Николи +. Как кристаллы кубической сингонии они изотропны, не имеют двойного лучепреломления и выглядят чёрными

Gr

Gr

Gr

Gr

Gr

Gr

 

 

 

 

Таблица 7

 

 

Общей особенностью акцессорных минералов является их высокая кристаллизационная способность. Этой особенностью минералов обусловлен их идиоморфизм и склонность к формированию кристаллов высокой степени симметрии высшей и средней категорий (фото 3, 4, 5). С нею же связаны и большой удельный вес минералов, высокая их твёрдость и прочность, а также устойчивость к внешним механическим воздействиям и химическим изменениям (истирание, растворение, замещение вторичными минералами).

Перечисленные особенности способствуют сохранению акцессорных минералов в условиях гидротермально-метасоматических и гипергенных преобразований пород и предопределяют их последующее перемещение в более молодые осадочные породы, а затем, возможно, в метаморфические и метасоматические комплексы пород. Детальное изучение акцессориев способствует более точной интерпретации генезиса пород.

Высокая сила кристаллизации акцессорных минералов отражается и в их сильном блеске – нередко металловидном, металлическом, алмазном, а также в проявлении высоких показателей преломления света в них. Последнее обстоятельство обусловливает интерес к акцессорным минералам, как минералам ювелирного производства.

Большое внимание к акцессорным минералам привело к разработке специальных методов их выделения и диагностики. В основе методов лежит выделение и разделение минералов по удельному весу, магнитности, показателю преломления, а также по целому ряду оптических и морфологических признаков. При этом используются тяжелые жидкости, бинокулярная микроскопия, магниты и магнитные сепараторы, иммерсионный метод анализа. Последний сопровождается определением морфологических особенностей и точных оптических констант минералов (табл.7).

Для уточнения химического состава минералов и их строения применяются методы рентгеноструктурного и рентгеноспектрального анализов, методы локального микроанализа с применением электронного микрозонда.

В цирконах с помощью ионного микроанализатора можно определять абсолютный возраст урано–свинцовым методом, что даёт существенную информацию для фундаментальных исследований в петрологии.

 

 

Минералообразование в метаморфических породах связано с изменением температуры и давления, а также физико-химических параметров среды формирования минералов. При изменении только температуры и давления в закрытых геохимических системах в породах происходят реакции изохимического метаморфизма. При этом минералы меняют только кристаллическую решетку, не изменяя свой химический состав. Например, ромбический андалузит (Al₂SiO₅) преобразуется в триклинный дистен (Al₂SiO₅).

В природе минералообразование чаще протекает в открытых флюидных системах с меняющимися химическими составами, фазовыми состояниями компонентов, режимами Eh и pH. Наиболее интенсивные минеральные преобразования возникают там, где к поверхности земной коры поднимаются из ее глубоких горизонтов флюиды и особенно флюиды, содержащие углеводороды. Последние, окисляясь до СО и СО₂, переходят в новое фазовое состояние, способствуют повышению давления в области флюидомиграции и часто вызывают формирование высокобарических минералов.

Насыщая водоносные горизонты, флюиды вступают в реакции диссоциации и вызывают падение pH. Изменение рН среды приводит к нарушению геохимического равновесия компонентов и способствует миграции многих из них и, в первую очередь, катионов щелочных и щелочноземельных элементов. В кислой среде из широко распространенных полевых шпатов выносится К, Na, слабее Са. При этом полевые шпаты в породах замещаются каолинитом, серицитом, соссюритом. В щелочной среде подвижным становится даже кремнезем. Минералы кварца в таких условиях корродируются и растворяются. При выносе SiO₂ в породах образуются поры, каверны, крупные полости. Заполнение их подвижным кремнеземом может впоследствии приводить к формированию агатов, занорышей, друз кварца.

В то же время тектонические нарушения могут приводить к раскрытию геохимических систем и выбросу газообразных компонентов в атмосферу или в природные резервуары по ослабленным зонам. Это приводит к снижению давления в системе, в том числе парциального давления СО₂ и резкому изменению рН. При этом происходит сбрасывание многих металлов из растворов и кристаллизация карбонатных минералов. Изменение Eh также оказывает существенное влияние на процессы вторичного минералообразования.

 

 

 

 

Таблица 8

 

 

 

 

 

Продолжение табл. 8

 

 

 

 

В целом, любые изменения температуры, давления, состава и фазового состояния флюидов ведут к нарушению равновесия в системе, а при достижении некоторых критических состояний – к перекристаллизации пород. Новые минералы при этом образуются в виде зародышей стабильной, обычно твердой, кристаллической фазы. Они первоначально представляют собой мельчайшие частицы, которые играют роль центров последующей кристаллизации минералов.

До недавнего времени считалось, что наиболее важными факторами метаморфизма являются температура и давление. Однако, с уточнением представлений о закономерностях развития земной коры и роли захороненного органического вещества, с осознанием многообразия фазовых преобразований во флюидных системах с углеводородами, акцент сместился в сторону большей значимости фактора смены физико-химических параметров среды.

Многообразие условий формирования минеральных ассоциаций в метаморфических породах, а также разнообразие исходных пород приводит к появлению большого количества новообразованных минералов. Среди них встречаются минералы, характерные для осадочных и магматических пород, но есть и минералы, которые встречаются, в основном, в метаморфических породах. Их перечень, с характерными для них кристаллохимическими, морфологическими и оптическими свойствами приведен в табл. 8.

При рассмотрении табличных данных нельзя не обратить внимание на большое количество минералов глинозема и минералов, содержащих его в значительных количествах. Таких минералов в таблице 75% . Их обилие указывает на благоприятность условий формирования метаморфических минералов за счет алюмосиликатных высокоглиноземистых и первую очередь темных глинистых исходных пород, обогащенных водой и органическими веществами. При анализе таблицы следует также обратить внимание на кристаллизацию многих минералов в ромбической сингонии, что указывает на довольно совершенную их кристаллическую решетку среди прочих алюмосиликатов, низшей категории симметрии.

Из минералов не ромбической сингонии, типичных для метаморфических пород и приведенных в таблице, можно отметить достаточно большой процент принадлежности их к сингониям высшей и средней категории симметрии. Это свидетельствует о сравнительно высокой кристаллизационной силе минералов. Она отражается и на структурных особенностях тех минералов, которые в процессе активного роста включают в себя и окружающие породы, и минералы, и захороненное органическое вещество. Так для ряда минералов – кордиерита, андалузита, граната и д.р. – характерны ситовые, диабластовые, пойкилобластовые структуры, симплектитовые прорастания. Для андалузита, например, весьма характерны включения тонкорассеянного органического вещества.