Схема повного опису мінералу при вивченні його під мікроскопом

 

Мета роботи: визначення мінералів на основі повного оволодіння методикою роботи з мікроскопом.

 

Завдання роботи:

- знати, які оптичні властивості мінералів визначають при одному ніколі, при включеному аналізаторі та в сходженому світлі;

- вміти користуватись таблицями для визначення мінералів за оптичними властивостями;

- вміти визначати породоутворюючі мінерали за їх оптичними властивостями.

 

Теоретичні положення

 

Приступаючи до вивчення досліджуваного мінералу, необхідно уважно продивитись всю породу в шліфі з невеликим збільшенням (об’єктив х 3,7 або 3,5) при одному ніколі, в схрещених ніколях і приблизно оцінити з яких і в якій кількості мінералів вона складається. Після цього встановлюють об’єктив 8- або 9-кратний і досліджуваний мінерал описують в такому порядку:

1 Процентний вміст мінералу в породі (у відсотках приблизно, без підрахунку зерен) визначають візуально, шляхом порівняння площі, яку займає мінерал, з площею поля зору.

2 Розміри зерен мінералу. Для визначення розмірів використовують мікрометричну лінійку, а також необхідно знати ціну поділки мікроскопа при певному збільшенні (див. роботу № 2). Виміряють довжину та ширину переважаючих зерен, а також самих дрібних та крупних зерен.

3 Характеристика форми зерен мінералу (див. роботу № 2). Визначають форму зерен за ступінню ідіоморфізму та розмірами (ідіо-, гіпідіо-, ксеноморфні, ізометричні, таблитчасті, ромбовидні і т.д.)

4 Характеристика включень. Відмічають наявність або відсутність включень, їх кількість, розподіл, склад (тверді, рідкі, газоподібні).

Тверді включення відрізняються чітким ідіоморфізмом, рідкі мають неправильну або округлу форму з тонкими контурами, а газоподібні найчастіше мають округлу форму з грубими контурами.

5 Ступінь зміни мінералу. Він проявляється наявністю або відсутністю продуктів руйнування, кількістю продуктів руйнування, мінеральним складом, характером процесів руйнування, по краях зерна, по тріщинах або по всьому зерну.

6 Спайність мінералу (див. роботу № 2). Відмічають наявність або відсутність спайності, ступінь її досконалості, число напрямків, по яких проходять тріщини спайності, величину кута спайності.

7 Колір та плеохроїзм мінералу (див. роботу № 2). Для забарвлених мінералів в прозорих шліфах відмічають інтенсивність забарвлення, характер плеохроїзму.

8 Показник заломлення мінералу визначають методом порівняння його з показником заломлення канадського бальзаму (див. роботу № 4).

Всі вище названі оптичні властивості визначають з одним ніколем, тобто з виключеним аналізатором. Наступні визначення проводять при схрещених ніколях.

9 Ізотропність або анізотропність мінералів.

Оптично ізотропні мінерали (кристали кубічної сингонії і мінерали аморфної будови) не володіють подвійним променезаломленням (n=const, D=0) і з включеним аналізатором всі їх зерна при повороті столика мікроскопа залишаються темними, погаслими.

Вивчення ізотропних мінералів на цьому завершується. Наведені нижче визначення стосуються тільки анізотропних мінералів.

Оптично анізотропні мінерали (кристали середніх і нижчих сингоній) характеризуються наявністю подвійного променезаломлення (D¹0), в результаті чого в схрещених ніколях вони володіють інтерференційним забарвленням і при повороті столика мікроскопа то просвітлюються, то погасають.

10 Силу подвійного променезаломлення визначають в зернах з найвищим інтерференційним забарвленням за допомогою таблиці Мішель-Леві (див. роботу № 5).

11 Характер погасання мінералів.

Для мінералів з рівномірним погасанням визначають кут погасання, оптичну орієнтировку і знак видовження (див. роботу № 6).

При описуванні мінералів з нерівномірним погасанням слід відмітити тип погасання: закономірне - просте або складне двійникове, зональне або незакономірне - хвилясте, агрегатне, волокнисте та ін.

12 Вісність, оптичний знак - і приблизно величину кута 2V визначають в зернах з мінімальним інтерференційним забарвленням (не вище темно-сірого або сірого першого порядку, див. роботу № 7).

Проведені дослідження морфологічних особливостей мінералів і його оптичних констант дозволяють віднести мінерал до певної групи і визначити його назву. Для цього можна скористатись круговою діаграмою, а потім уточнити одержані дані за детальною характеристикою оптичних властивостей мінералів, приведеною в одному з підручників та учбових посібників.

 

Контрольні питання

 

1 Які оптичні властивості мінералів визначають при виключеному аналізаторі?

2 Назвіть оптичні властивості, які визначаються в схрещених ніколях.

3 За яким ознаками знаходять розрізи для визначення сили подвійного променезаломлення?

ЛАБОРАТОРНА РОБОТА № 9

ВИЗНАЧЕННЯ СВІТЛОЗАБАРВЛЕНИХ МІНЕРАЛІВ (КВАРЦ, ПОЛЬОВІ ШПАТИ) І ПРОДУКТІВ ЇХ ЗМІНИ

Мета роботи: визначення світлозабарвлених мінералів (кварцу, польових шпатів) і продуктів їх зміни на основі оптичних властивостей.

Завдання роботи:

- знати, які мінерали належать до групи польових шпатів;

- знати, які мінерали належать до групи плагіоклазів;

- знати, які мінерали належать до групи фельдшпатоїдів;

- вміти за оптичними властивостями визначати мінерали під мікроскопом.

Теоретичні положення

До світлозабарвлених мінералів належать кварц, польові шпати та інші.

Кварц

Хімічна формула SiO₂. Тригональний. Одноосний. Ne=1,553; No=1,544; Ne-No=0,009. Оптично додатний. Густина - 2,65.

Виділяють низькотемпературний b-кварц і високотемпературний a-кварц.

Низькотемпературний кварц як правило утворює призматичні кристали з гранями ромбоедра, трапецоедра і ін. Кристали утворюються в пустотах і тріщинах вивержених порід, у тріщинах кристалічних сланців і осадових порід.

Другий a-кварц утворюється за високих температурах з переходом у b-кварц і навпаки, b-кварц в a-кварц, при температурі 575 ⁰С.

Критичний момент, коли a-кварц не може формуватись, наступає на глибинах у 21 км, що відповідає t=639⁰ і Р=5272 ат.

У більшості випадків a-кварц, як і b-кварц утворює неправильні зерна. Нерідко знаходиться у скелетних формах проростання у польові шпати, як у пегматитах. Безколірний до молочно-білого, димчастий, інколи блакитний або рожевий, без спайності з мушлевидним зламом, з жирним блиском.

У шліфах зовсім безколірний і прозорий. Часто вміщає значну кількість включень, переважно газів і рідин. Показники заломлення невеликі: Ne-1,553, No-1,544 завдяки чому немає шагреневої поверхні і майже не видно лінії Бекке. Сила подвійного променезаломлення Ne-No = 0,0091, кольори інтерференції біло-сірі, у більш грубих шліфах - жовті. Погасання часто хвилясте, тобто одна частина зерна погасає, друга залишається світлою.

Відрізняється від подібних мінералів: від польових шпатів відсутністю спайності, продуктів вивітрювання і одноосністю; від кордієриту, з яким його легко змішати - відсутністю спайності, одноосністю і відсутністю плеохроїчних оболонок.

Кварц наявний в різноманітних породах: вивержених, осадових, метаморфічних, як головний або другорядний породоутворюючий мінерал.

 

Група польових шпатів

Польові шпати - головні породоутворюючі мінерали більшості вивержених і деяких осадочних порід. Походження назви пов'язане з тим, що брусочки і скалочки (швед. spath) цих мінералів були знайдені на ріллі (швед. jeldt), розміщеній на поверхні гранітних масивів Швеції.

На польові шпати припадає близько 50 % усієї маси земної кори. За своїм хімічним складом - це алюмосилікати Na, K, Ca, рідше барію. У дуже малих кількостях шпати містять Li, Rb, Cz, а також стронцій, що заміщує кальцій та барій, який в свою чергу може заміщуватись калієм. Особливістю польових шпатів є їх здатність утворювати ізоморфні, головним чином, бінарні ряди.

Основним елементом структури польових шпатів є паралельні ланцюжки, які складаються з кільцевих ланок, утворених чотирма тетраедрами у вигляді каркаса. У каркасі між ланцюжками з кремнелюмокисневих тетраедрів існують великі порожнини, в яких розміщені іони натрію, калію, кальцію. Властивості польових шпатів дуже близькі.

Склад більшості польових шпатів можна розглядати як потрійну систему Na[AlSi₃O₈] - K[AlSi₃O₈] -Ca[AlSi₃O₈]. Мінерали проміжні за складом між Na[AlSi₃O₈] і Ca[AlSi₃O₈]- називаються плагіоклазами, а мінерали, проміжні між Na[AlSi₃O₈] і K[AlSi₃O₈] - лужними польовими шпатами.

 

Група польових шпатів

 

Назва	Хімічна формула	Ng	Nm	Np
Лужні (К-Na-єві польові шпати)
Ортоклаз	(K,Na)AlSi3O8	1,526	1,524	1,519
Санідин	(K,Na)AlSi3O8	1,524-1,526	1,523-1,525	1,517-1,520
Мікроклін	(K,Na)AlSi3O8	1,527-1,549	1,526-1,549	1,522-1,536
Анортоклаз	(K,Na)AlSi3O8	1,536-1,541	1,526-1,549	1,522-1,536
Плагіоклази (Са - Na - єві польові шпати)
Альбіт Анорит	NaAlSi3O8 CaAl2Si3O8	1,536-1,541 1,582-1,588	1,529-1,536 1,577-1,583	1,525-1,532 1.571-1,575
Барієві польові шпати
Цельзіан	BaAl2Si3O8	1,594	1,589	1,583
Гіалофан	Ва - К плагіоклази	1,534-1,547		1,529-1,542

 

Польові шпати утворюють дуже важливу групу мінералів, окремі члени якої являють собою алюмосилікати калію, натрію, кальцію, рідше барію. Ці алюмосилікати можуть змішуватись одні з другими в різних співвідношеннях, утворюючи ізоморфні суміші (тверді розчини).

Польові шпати кристалізуються у формах частково моноклінної, частково триклінної сингонії. Різниця величини кутів між рівнозначними або відповідними гранями у всіх членів коливається в межах декількох градусів. Всі члени володіють досконалою спайністю по другому пінакоїду (010)м і по третьому пінакоїду (001)р з прямим кутом між цими площинами у моноклінних і кутом 87-88⁰ у триклинних. Твердість їх всіх 6, густина 2,54-3,84.

Величезну кількість польових шпатів, що входять до складу гірських порід, представлена трьома основними типами, які у вигляді мінералів (спрощених молекул) зображують таким чином:

1 KAlSi₃O₈ ортоклаз Oz, oz; густина 2,54; SiO₂ 64,7 %;

2 NaAlSi₃O₈ альбіт Ab, ab; густина 2,61; SiO₂ 68,8 %;

3 CaAl₂Si₃O₈ анортит An, an; густина 2,765;

SiO₂ 43,2 %;

До цих мінералів приєднуються також мінерали барієвого польового шпату:

4 BaAl₂Si₃O₈ цельзіан Cn, cn; густина 3,84;

SiO₂ 32,0 %.

Останній самостійно трапляється дуже рідко; відіграє другорядну роль, як домішки до інших польових шпатів.

Польові шпати відіграють важливу роль у складі земної кори, являючись головними складовими частинами більшості магматичних і метаморфічних порід, наявні у деяких осадових породах, виключення складають барієві польові шпати, які дуже рідко трапляються в гірських породах, часто утворюючи ізоморфні суміші з іншими польовими шпатами.

Серед польових шпатів, що утворюють одні з другими ізоморфні суміші або тверді розчини, є дві дуже поширені в земній корі групи, котрі відрізняються одні від інших своїми хімічними, кристалографічними і оптичними властивостями.

Це такі групи:

1 Калієво-натрієві (лужні) польові шпати, які складаються з ізоморфної суміші мінералів ортоклазу (oz) і альбіту (ab). Кут між площинами спайності по (001) і (010) в моноклінному ортоклазі 90⁰, в триклінному відрізняється від прямого приблизно на 20´.

2 Вапняково-натрієві польові шпати (плагіоклази) являють собою ізоморфні суміші альбіту (ab) і анортиту (an). Всі члени цієї серії триклінні. Кути між площинами спайності у них 86⁰30´ + 20´.

3 Барієво-калієві польові шпати (зустрічаються рідко).

Вапняково-натрієві і калієво-натрієві польові шпати входять до складу багатьох вивержених порід як головні складові компоненти, часто наявні в метаморфічних, рідше трапляються в осадових гірських породах.

Калієво-натрієві польові шпати як головні мінерали входять до складу гранітів і сієнітів, а також кварцових порфіритів, ліпаритів, трахітів та ін.

Ортоклаз

(K,Na)AlSi₃O₈. Моноклінний. n: Ng = 1,526; Np = 1,519; Nm = 1,522; ∆Ng-Np = 0,007. Оптично від'ємний, рідко додатний.

2V = 69-72⁰, b = Ng; a: Np +5 - +12⁰; c: Nm = -14⁰ до 21⁰.

Обриси ортоклазу в деяких випадках ясно кристалографічні в порфірових породах, таблитчасті за (010) або видовжені за а, з переважаючими (010) і (001) частіше неправильні, інколи трапляються у вигляді неправильних або округлих зерен, розміри різноманітні; від дрібних мікролітів до крупних індивідумів, діаметром в декілька метрів. В шліфі спайність має вигляд тонких тріщинок, що ідуть в одному напрямку або за двома взаємно перпендикулярними. Спайність краще виражена за (001), трохи гірше за (010).

Завдяки малим показникам заломлення спостерігається дуже слабка шагренева поверхня. Помітна слабка лінія Бекке на границі між ортоклазом і канадським бальзамом, що пересувається при піднятті тубуса на канадський бальзам.

Інтерференційне забарвлення дещо нижче, ніж у кварцу і зазвичай сірувато-біле У санідину Ng = Np інколи знижується до 0,003.

Напрям погасання в розрізах, паралельних (001), паралельний тріщинам спайності по (010) (пряме); у розрізах паралельних (010), утворює з тріщинами спайність по(001) кут, рівний 5⁰ і до 12⁰ залежно від вмісту Na₂O.

Наявність двійників розрізняється по тому, що все зерно погасає в простому кристалі зразу, а в двійниках половина погасає, а половина залишається світлою і навпаки.

Ортоклаз легко змішати з кварцом в тому випадку, якщо він водянопрозорий; відрізняється меншим показником заломлення і сіруватим забарвленням при опущеному конденсорі або затемненій діафрагмі; крім того, калієві польові шпати мають менший показник заломлення, ніж канадський бальзам.

Від нефеліну ортоклаз відрізняється двоосністю, дещо більшим показником заломлення, а також тим, що продукти руйнування в калієво-польовому шпаті часто слабо буруваті, у нефеліну - сіруваті; відрізняється також формою зерен у тому випадку, якщо нефелін або ортоклаз має хоча б якісь сліди кристалографічних обрисів. Від подібного кордієриту ортоклаз відрізняється меншим показником заломлення, меншою силою подвійного променезаломлення (див. кордієрит).

Легко змішати ортоклаз і з олігоклазом, який не має полісинтетичних двійників. Деякі породи, зокрема граніти, часто вміщають не ортоклаз, а олігоклаз, який має менший показник заломлення, ніж показник заломлення канадського бальзаму.

Мікроклін

(K,Na)AlSi₃O₈. Триклінний. n: Ng = 1,525 - 1.530; Np = 1,518 - 1,522; Nm = 1,518 -1,522; ∆: Ng-Np = 0,007. 2V = 77-84⁰. Оптично від'ємний.

Мікроклін в шліфі відрізняється від подібного ортоклазу лишень у схрещених ніколях. На площинах спайності за (001) погасання рівне 15-20⁰ стосовно до тріщин спайності за (010). Погасання на площині (010), як і в ортоклазу, між тріщинами спайності за (001) рівне 5⁰. Інтерференційне забарвлення сірувато-біле першого порядку.

Найбільш характерною відмінністю мікрокліну від ортоклазу і інших польових шпатів є його різко виражена решітчаста структура ("мікроклінова решітка"), обумовлена тим, що все зерно мікрокліну складається з величезної кількості веретеноподібних тонких волокон, що погасають неодночасно і перерізаються за двома взаємоперпендикулярними напрямках. Решітчаста структура особливо різко виступає в розрізах, паралельних (001). В розрізах, проведених паралельно (010), спостерігається волокниста структура без решітки. Поява решітчастої структури обумовлена полісинтетичним складом мікрокліну по альбітовому закону. На деяких ділянках решітчаста структура може ставати все більш тонкою, і, на кінець вона зникає. Такі ділянки за оптичними властивостями не відрізняються від ортоклазу.

Всі інші властивості мікрокліну аналогічні до вище описаних в ортоклазу

Анортоклаз

(Na,K)AlSi₃O₈. Триклінний. n: Ng = 1,527 - 1.541; Np = 1,523 - 1,536; Nm = 1,526-1,539; ∆: Ng-Np = 0,005 - 0,007. 2V = 43-54⁰. Оптично від'ємний.

Площина оптичних осей майже перпендикулярна до (010). Це ізоморфна суміш переважаючого натрієвого польового шпату з калієвим і невеликою кількістю кальцієвого. Найвищий вміст СаО близько 3 %. Густина 2,56-2,62.

Кристали призматичні по вертикальній осі або ж таблитчасті по (010); інколи в поперечних розрізах мають форму ромба завдяки розвитку площин (101), (110) і (201); інколи у зернах, часто спостерігаються дуже тонкі полісентитичні двійники за альбітовим законом, які інколи ледь помітні навіть при самих сильних збільшеннях. Погасання на площині (001) рівне 1,5-6⁰, на площині (010) рівне 4-10⁰; тупа бісектриса Ng направлена косо до (010), гостра Np майже перпендикулярна до (201). Наявні в багатьох вивержених породах, багатих на натрій, а в цілому мінерал досить рідкісний.

Від плагіоклазів відрізняється малим кутом оптичних осей (біля 50⁰), легко змішати з мікрокліном, від якого відрізняється оптичною орієнтировкою, зокрема малим кутом погасання по площині (001).

Плагіоклази

Плагіоклази є одними із самих важливих породоутворюючих мінералів. Вони зтрапляються у всіх магматичних і метаморфічних силікатних породах, за винятком тих, які складаються з олівіну і піроксенів або тільки з амфіболів.

Плагіоклази є ізоморфною сумішею двох крайніх компонентів – альбіту NaAlSi₃O₈ і анортиту CaAl₂Si₂O₈, які змішуються між собою у всіх можливих співвідношеннях як в рідкому, так і твердому стані.

Для плагіоклазів характерно те, що їх кристалографічні, кристалооптичні і інші фізичні властивості поступово змінюються від одного крайнього члена (альбіту) до другого (анортиту).

Існує декілька класифікацій плагіоклазів. Досить зручна класифікація Калкінса (1917р.), згідно якої ці мінерали поділяються за процентним вмістом альбітової та анортитової молекул:

 

Ав АН

Альбіт 100-90 % 0 -10 % кислі плагіоклази Олігоклаз 90-70 % 10 -30 %

 

Андезин 70-50 % 30-50 % - середній плагіоклаз

Лабрадор 50-30 % 50-70 %

Бітовніт 30-10 % 70-90 % основні плагіоклази

Анортит 10-0 % 90-100 %

 

Є. С. Федоров запропонував склад плагіоклазів за вмістом анортитового компоненту виражати номерами (від № 1 до № 100). Група плагіоклазів з номерами від 1 до 10 отримала назву альбіту, від № 10 до № 30 – олігоклазу, від № 30 до № 50 – андезину, від № 50 до № 70 – лабрадора, від № 70 до № 90 – бітовніту, і, накінець, від № 90 до № 100 – анортиту.

Так, наприклад, плагіоклаз, який вміщає у своєму складі 37 % анортитового компонента, буде мати № 37 і назву андезин.

Назва альбіту походить з латинського albus – білий; олігоклазу – з грецьких слів – олігос – незначний і клясис – розщеплення (спайність цього мінералу дещо гірша, ніж у інших польових шпатів); андезин – від гір Анд (Пд. Америка), де вперше був описаний; лабрадор і бітовніт – за місцем знаходження (п-ів Лабрадор і р-ще Байтаун у Канаді); назва анортиту від грецьких анортос – непрямий (мається на увазі його кристалізація у триклінній сингонії).

Ряд плагіоклазів від № 1 до № 30 відносяться до кислих, від № 30 до № 50 – до середніх, від № 50 до № 100 – до основних. Цей поділ відповідає класифікації магматичних гірських порід за вмістом SiO₂ на кислі,середні та основні, де відповідно, в кислих породах є кислі плагіоклази, в середніх – середні і в основних – основні.

У прямій залежності від складу знаходиться і температура кристалізації плагіоклазів: для альбіту вона рівна 1100˚С, для анортиту 1550˚С.

Їх оптичні властивості, як і хімічний склад поступово змінюються, але залишаються близькими.

У плагіоклазах майже завжди є домішки (до декількох відсотків барію, стронцію, заліза). Сингонія триклінна, високотемпературний альбіт може бути моноклінним.

Плагіоклази утворюють зернисті агрегати у багатьох вивержених породах. Деякі породи повністю складаються з плагіоклазів (лабрадорит).

Плагіоклази у шліфах являють собою прозорі безкольорові зерна таблитчастої форми, часто з округлими кутами. Так, як і калієві польові шпати, вони мають два напрямки спайності (під кутом 87˚). Їх загальною характерною рисою є полісентитичні двійники за альбітовим або іншим законом. Показник заломлення зростає поступово від 1,529 - 1,539 (альбіт) до 1,576 – 1,584 (анортит) і не може бути використаний для точної діагностики плагіоклазів у шліфах (за винятком альбіту, у якого лінія Бекке при підніманні тубуса мікроскопа зміщується у бік бальзаму). Сила подвійного променезаломлення плагіоклазів коливається у межах 0,007 - 0,013, що відповідає інтерференційному забарвленню від сірого до білого з жовтуватим відтінком. Для діагностики плагіоклазів ця константа мало допомагає. Більше надійним для цього може бути метод визначення за кутом погасання в орієнтованих розрізах.

Залежність між величиною кута погасання і складом плагіоклазу виражена графічно, приводиться нижче.

 

Таблиця 9.1 - Оптичні властивості плагіоклазів

 

Назва мінерала	№-№ плагіо-клазів	Група плагіо-клазів	Спайність	Показник заломлення	Характер погасання	Сила подвійного промене-заломлення - ∆
Альбіт Олігоклаз Андезин Лабрадор Бітовніт Анортит	1-10 10-30 30-50 50-70 70-90 90-100	кислі   середній   основні	Досконала у двох напрямках під кутом близьким до 90˚ (під мікроско-пом спосте-рігається рідко)	1,529-1,539   1,576-1,584	Складне двійнико-ве смугасте або, рідше, зональне	0,010-0,011 0,008 0,008 0,010 0,010-0,011 0,013

 

Досліджуване зерно встановлюють у центрі поля зору так, щоб двійниковий шов співпадав з вертикальною ниткою окуляра (рис. 9.1, б) і роблять перший відлік на лімбі столика. Потім повертають столик до моменту повного погасання однієї із системи двійників (рис. 1, а) і беруть другий відлік. Різниця між першим і другим відліками відповідає величині кута погасання α₁ (рис. 1). Потім повертають столик мікроскопа в протилежний бік до повного погасання другої системи двійникових смуг (рис. 1, в) і знову роблять відлік. Різниця першого і останнього відліків відповідає величині кута погасання α₂. Кути погасання α₁ і α₂ повинні бути рівними або відрізнятись не більше ніж на 2-3˚. Потім взяти середню величину (α₁ + α₂) / 2. Вимірювання кутів погасання проводять у декількох розрізах, не менше трьох. Із отриманих значень кута погасання вибирають максимальне і по ньому визначають номер і назву плагіоклаза за діаграмою на рис. 2 (крива G). При цьому слід брати до уваги, що якщо величина кута погасання не перевищує 12-15˚, необхідно порівняти показник заломлення плагіоклаза і канадського бальзаму. Для кислих плагіоклазів (приблизно до № 20) показник заломлення менше n_к.б. і знак погасання вважається від'ємним; у більш основних за складом плагіоклазів показники заломлення більші n_к.б. і знак погасання додатній.

Рисунок 9.1 - Розріз плагіоклазу із симетричним погасанням

 

 

Рисунок 9.2 - Діаграма визначення складу плагіоклазів у розрізі зі симетричним погасанням

Вміст анортиту, %

 

Дуже важливою ознакою для плагіоклазів є наявність двійників, за якими ці мінерали легко розпізнаються під мікроскопом.

В ефузивних і гіпабісальних породах, які формуються в умовах швидкого зниження температури, часто утворюються кристали, які мають зональну будову. Внутрішні зони таких кристалів мають склад, який відповідає більш основним високотемпературним різновидам, зовнішні – більш кислим, низькотемпературним.

Продукти зміни плагіоклазів різні: по кислих і середніх розвивається серицит і каолініт, по основних – альбіт з домішками кальциту і серициту.

Як уже відмічалось, плагіоклази широко розповсюджені у магматичних породах. Альбіт характерний для лужних і кислих порід, олігоклаз є в кислих магматичних породах – гранітах, гранодіоритах; середні плагіоклази є складовими діоритів, гранодіоритів, андезитів, основні плагіоклази характерні для габро-базальтів. Таким чином, різні за складом плагіоклази властиві різним групам магматичних порід, що визначає їх важливе класифікаційне значення і викликає необхідність визначати їх номер. У тих випадках, коли достатньо визначити групу плагіоклазів – кислі, середні, основні, можна орієнтуватись на такі ознаки.

 

 

Таблиця 9.2 - Характер погасання плагіоклазів

 

Погасання мінералів	Кислі плагіоклази	Середні плагіоклази	Основні плагіоклази
1. Характер погасання   2. Склад вторинних продуктів     3. Мінеральна асоціація	Тонке смугасте     Каолініт, серицит   Велика кількість кварцу, каліє-вого польового шпату, інколи з лужним піроксен-егірином.	Часто зональне     Серицит   Велика кількість рогової обманки (звичайної або базаль-тичної) або біотиту.	Двійникові смуги, часто широкі   Альбіт, клиноцоїзит, кальцит, серицит   З олівіном і піроксенами ромбічними та авгітом.

Нефелін

Нефелін разом з лейцитом належить до безводневих каркасних силікатів недонасичених кремнекислотою.

(Na, K) AlSiO₄. Гексагональний.

N_o = 1,532 – 1,544; N_e = 1,537 – 1,549;

∆ = N_e - N_o = 0,003 – 0,005.

Оптично від'ємний.

Нефелін належить до групи фельдшпатоїдів. Колір переважно сіро-, м'ясо-рожевий з жовтуватим, іноді зеленуватим відтінком, напівпрозорий. Непрозорі різновидності носять назву елеоліту. Є типовим продуктом магматичних процесів і входить до складу лужних порід.

У шліфах безкольоровий. Слабка шагренева поверхня, інколи її немає зовсім. У схрещених ніколях спостерігаються сіруваті кольори інтерференції, значно нижчі, ніж у присутніх поряд польових шпатів. Погасання пряме.

Не зустрічається разом з кварцом, оскільки при насиченні кремнекислотою переходить частково або повністю в альбіт.

 

 

Порядок проведення роботи

Приступаючи до вивчення досліджуваних мінералів, необхідно уважно передивитись всю породу у шліфі спочатку при одному ніколі, а потім у схрещених ніколях і приблизно оцінити, з яких породоутворюючих мінералів вона складається. Після цього за схемою повного опису мінералу (робота № 8) описують мінерали у віповідному порядку.

 

Контрольні запитання

1 Як поділяються мінерали за їх кількісним вмістом у гірських породах?

2 Назвіть головні діагностичні властивості кварцу, за якими його можна визначити під мікроскопом?

3 Чи має кварц плеохроїзм?

4 Які властивості характерні для α і β-кварцу?

5 Чи може до складу магматичної породи одночасно входити кварц і нефелін?

6 У яких породах кварц часто буває ідіоморфної форми?

7 Назвіть найбільш поширені мінерали групи калієвих польових шпатів.

8 Що спільного і які відмінності в оптичних властивостях мінералів із групи плагіоклазів і калієвих польових шпатів?

9 У якій сингонії кисталізуються плагіоклази?

10 Назвіть основні оптичні властивості плагіоклазів, які є найбільш надійними при їх діагностиці.

11 У якому напрямку переміщається лінія Бекке на контакті канадського бальзаму з ортоклазом і мікрокліном?

12 За якими ознаками можна відрізнити ортоклаз від мікрокліну, олігоклазу, кварцу?

13 Що утворюється у процесі зміни калієвих польових шпатів?

14 Яке значення мають плагіоклази при класифікації магматичних порід?

15 Назвіть найбільш поширені мінерали із групи фельдшпатоїдів.

ЛАБОРАТОРНА РОБОТА № 10