СВОЙСТВА НАИБОЛЕЕ РАСПРОСТРАНЕННЫХ

ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ И АКЦЕССОРНЫХ

МИНЕРАЛОВ

Одной из главных задач изучения горных пород под микроско­пом является диагностика слагающих эти породы минералов. По оп­тическим свойствам можно не только дать название минерала, но и в ряде случаев достаточно точно установить его химический со­став. Хотя в настоящее время при петрографических исследовани­ях широко используется электронный микрозонд, с помощью ко­торого быстро и точно определяют состав минеральных зерен (см. раздел 3.1), оптические методы диагностики минералов сохраняют важное значение.

В данном разделе рассмотрены диагностические оптические свойства наиболее распространенных породообразующих и акцес­сорных минералов, слагающих магматические, метаморфические и метасоматические горные породы. Если приведенные сведения недостаточны для определения того или иного минерала, следует об­ратиться к справочной литературе, указанной в конце раздела.

Группа оливина

Химический состав. Минералы группы оливина кристаллизу­ются в ромбической сингонии и относятся к ортосиликатам с изо­лированными кремнекислородными тетраэдрами [SiO₄]⁴- и пред­ставляют собой непрерывный ряд твердых растворов, крайними членами которого являются форстерит Mg₂Si0₄ и фаялит Fe₂Si0₄. Состав оливина обычно обозначают так: Fo₈₅, Fo₇₀ и т.д. (цифры — доля форстеритовой составляющей в молекулярных процентах).

Парагенезис. Магнезиальный оливин — характерный минерал ультраосновных и основных магматических пород, в которых он встречается вместе с ромбическим и моноклинным пироксеном, ос­новным плагиоклазом, хромовой шпинелью. Фаялит появляется в средних породах повышенной щелочности (сиенитах и трахи­тах), а также в некоторых редких разновидностях гранитов и риоли-тов. Магнезиальный оливин содержится также в метаморфичес­ких и метасоматических породах: магнезиальных силикатных мраморах, магнезиальных скарнах, эклогитах. В мраморах и скар-

Рис. 2.1. Ориентировка оптической индикатрисы в кристалле оливина: а —общий вид кристалла; б—продольный разрез перпендикулярно (010);

в — продольный разрез, пер-но (100); г — поперечный разрез пер-но с

нах оливин ассоциирует с доломитом, шпинелью, флогопитом, а в эклогитах — с моноклинным пироксеном.

Диагностика.Под микроскопом оливин можно узнать по ха­рактерным продольным и поперечным сечениям кристаллов (рис. 2.1), отсутствию собственной окраски, по несовершенной спайности в одном направлении, высокому показателю преломле­ния (табл. 2.1), что определяет высокий положительный рельеф

Таблица 2.1. Оптические свойства минералов группы оливина

Часть I. Методы петрографических исследований

и резкую шагреневую поверхность, по высокому двупреломлению (интерференционная окраска до красной II порядка, иногда выше), прямому угасанию относительно граней кристаллов и трещин спай­ности. Показатели преломления и углы оптических осей оливинов зависят от соотношения форстеритового (Fo) и фаялитового (Fa) компонентов. При точном измерении этих констант на столике Федорова можно фиксировать различия в содержаниях Fo и Fa. Смена оптического знака соответствует оливину Fo₈₈.

Вторичные изменения.Оливин легко гидратируется и замещает­ся минералами группы серпентина: лизардитом, хризотилом, анти-горитом. Эти минералы имеют одинаковый химический состав Mg₃Si₂0₅(0H)₄, но несколько отличаются друг от друга строением кристаллической решетки, формами выделения и оптическими свойствами. Для лизардита, хризотила и антигорита характерны агрегаты волокнистых и чешуйчатых кристаллов, зеленоватый цвет, низкий показатель преломления и малая величина двойного луче­преломления. Скрытокристаллический, оптически почти изотроп­ный минерал называют серпофитом.

Серпентинизация оливина начинается с краев кристалла и вдоль трещин, между которыми часто остаются реликты первичного ми­нерала. Так возникает петельчатая структу­ра, характерная для частично серпентинизи-рованного оливина (рис. 2.2). Дальнейшее развитие процесса приводит к полному псев-доморфному замещению оливина минерала­ми группы серпентина, которые обычно образуются в последовательности: серпен-тин-лизардит—хризотил-антигорит. Сер­пентинизация оливина сопровождается вы­делением мелких кристаллов магнетита, которые скапливаются в осевых частях про­жилков или пропитывают все зерно оливи­на в виде рудной пыли. Кроме минералов группы серпентина, по оливину могут разви­ваться тальк и карбонат.

Часто оливин замещается скрытокрис-таллическим или аморфным веществом пе­ременного состава, состоящим из смеси многих минералов. Среди продуктов изме­нения оливина широко распространен, на-

2. Диагностические оптические свойства породообразующих и акцессорных минерсыов

пример, иддингсит — красновато-коричневое или оранжевое кри­сталлическое вещество с высоким показателем преломления (n = 1.60-1.90) и высоким, но непостоянным двупреломлением. Иддингсит представляет собой смесь смектита (Mg-содержащего глинистого минерала из группы монтмориллонита), хлорита, сер­пентина и гетита. Последний минерал, вероятно, и определяет яр­кую окраску иддингсита. Смесь смектита, хлорита и серпентина зеленого цвета с более низким показателем преломления (n= 1.50-1.60) и слабым двупреломлением получила название боу-лингит, а близкое по составу колломорфное, оптически изотропное вещество желтого или зеленого цвета — хлорофеит. Иддингсит, бо-улингит и хлорофеит, которые развиваются по оливину, служат важным диагностическим признаком этого минерала под микроско­пом.

Группа пироксенов

Химический состав.Пироксены относятся к метасиликатам с не­прерывными цепочками кремнекислородных тетраэдров. Общая формула пироксенов W_1-p(X,Y)_1+pZ₂O₆, где

W-Ca,Na;

X-Mg, Fe²⁺, Mn,Ni;

Y-Al,Fe³⁺, Cr,Ti;

Z-Si,Al.

Пироксены, в которых р = 1, a X = Mg, Fe²⁺, кристаллизуются в ромбической сингонии; пироксены, в которых 0 < р < 1, относят­ся к моноклинной сингонии.

Ромбические пироксены (ортопироксены) представляют собой не­прерывный ряд твердых растворов, крайними членами которых яв­ляются энстатит (En) Mg₂Si₂0₆ и ферросилит (Fs) Fe₂Si₂0₆. А.Пол-дерваарт и Х.Хесс (1951 г.) выделили в этом ряду разновидности по содержанию En (мол.%): энстатит (100-88¹), бронзит (88-70), ги-

¹ В классификации А. Полдерваарта и X. Хесса граница между энстатитом и бронзитом проведена по En₉₀. Нами в качестве граничного состава принят Еn₈₈, так как именно на этот состав приходится смена оптического знака ромбических пирок­сенов: энстатит является оптически положительным, бронзит и более железистые пи­роксены — отрицательными (табл. 2.2). Иногда границу энстатит-бронзит прово­дят по Еn₈₅. В систематике пироксенов, разработанной Н.Моримото и др. (1988 г.), предлагается называть энстатитом все минералы с En > 50 мол.% и ферросилитом — все минералы с En < 50 мол. %.

Часть I. Методы петрографических исследований

перстен (70-50), феррогиперстен (50-30), эвлит(ЗО-Ю), ферроси-лит(Ю-О).

Наиболее распространены ромбические пироксены, обогащен­ные магнием (En > 50). Ферросилит (En < 10) получен только син­тетическим путем и в природе не встречается.

Моноклинные пироксены (клинопироксены) представляют собой твердые растворы, которые чаще всего состоят из энстатита (En), ферросилита (Fs) и волластонита (Wo) Ca₂Si₂0₆². В классифика­ции А.Полдерваарта и X. Хесса (рис. 2.3, а) по мере увеличения до­ли волластонитового минала выделяются:

1) ряд клиноэнстатит-клиноферросилит (Wo_0-5); 2) пижонит (Wo₅_₁₅); 3) субкальциевый авгит (Wo_I5_₂₅); 4) авгит (Wo₂₅_₄₅); 5) ряд диопсид-геденбергит (Wo_{45 50}); промежуточные разновидности этого ряда называются салитами.

В интервале Wo_I5_₂₅ происходит изменение структуры кристал­лической решетки пироксенов и возникают разрывы смесимости в твердых растворах. Вследствие этого не существует пироксенов, составы которых попадают в заштрихованные поля (см. рис. 2.3, а), а твердые растворы, отвечающие по составу пижониту и субкальци­евому авгиту, возникнув при высокой температуре, испытывают затем распад в процессе охлаждения (см. ниже).

Классификация А. Полдерваарта и X. Хесса была позднее упро­щена Н.Моримото (1988 г.); в предложенной им систематике выде­ляются клиноэнстатит—клиноферросилит, пижонит, авгит и ди­опсид-геденбергит (рис. 2.3, 6).

Щелочные моноклинные пироксены представлены твердыми рас­творами жадеита (Jd) NaAlSi₂O₆ и эгирина³ (Aeg) NaFe³⁺Si₂O₆, к ко­торым добавляется то или иное количество En, Fs, Wo (рис. 2.3, в).

Парагенезис.Пироксены — широко распространенные породооб­разующие минералы. Они входят в состав всех групп магматических горных пород от ультраосновных до кислых, возникают на высшей ступени регионального и контактового метаморфизма, принимают участие в строении метасоматических пород (скарны, фениты).

Магнезиальные ортопироксены характерны для ультраоснов­ных-ультрамафических изверженных пород, в которых они ассо-

² Кристаллохимическая формула волластонита отвечает пироксену, однако
структура кристаллической решетки этого минерала отличается от типичных пирок-
сеновых структур. Волластонит кристаллизуется в триклинной сингонии и относит­
ся к так называемым пироксеноидам.

³ Синоним эгирина — акмит.

Часть 1. Методы петрографических исследований

циируют с оливином, диопсидом, авгитом. Более железистые орто-пироксены встречаются в основных, средних и кислых магматиче­ских породах в ассоциации с плагиоклазом и другими минералами, а также в метаморфических породах.

Клинопироксены, отвечающие по составу диопсиду и авгиту, распространены в ультраосновных, основных и средних магмати­ческих породах совместно с оливином, ортопироксеном, плагиок­лазом, роговой обманкой. Пижонит типичен для вулканических пород, затвердевавших при высокой температуре. В породах щелоч­ного ряда, содержащих щелочные полевые шпаты и фельдшпатои-ды, появляются клинопироксены ряда диопсид—геденбергит (сали-ты), титан-авгит, эгирин.

Диопсид в ассоциации с плагиоклазом, ортопироксеном, рого­вой обманкой, гранатом входит в высокотемпературные амфиболи-

Рис. 2.4. Ориентировка оптической индикатрисы в кристаллах ромбичес­кого (а—в) и моноклинного (г-е) пироксенов: а, г — общий вид кристаллов, б, д — продольные разрезы, в, е — поперечные разрезы

2. Диагностические оптические свойства породообразующих и акцессорных минералов

ты, гранулиты, пироксеновые роговики. Для эклогитовой фации ме­таморфизма характерен омфацит. В скарнах развиты клинопирок-сены, отвечающие по составу геденбергиту, фассаиту Ca(Mg, Fe³⁺, Al)(Si, Al)₂O₆ и йохансениту CaMnSi₂O₆.

Диагностика.Все пироксены имеют характерную призматичес­кую форму и две системы спайности, которые на поперечных раз­резах пересекаются почти под прямым углом (рис. 2.4). В восьми­угольных разрезах с гранями призмы (ПО) видно, что трещины спайности параллельны этим граням. К граням пинакоидов (100) и (010) трещины спайности подходят под углом, близким к 45°. По­казатели преломления, равные 1.65—1.80, определяют высокий по­ложительный рельеф и резкую шагреневую поверхность пироксенов.

Ромбические пироксены обладают не очень высоким двупрелом-лением, прямым угасанием, положительным удлинением (см. табл. 2.2). Поскольку угасание ромбических пироксенов пря­мое, их часто называют ортопироксенами. Однако энстатит, брон-

Часть I. Методы петрографических исследований

зит, гиперстен нередко обнаруживают и косое угасание (с: N_g до 10°) из-за наличия субмикроскопических вростков моноклинного пи­роксена. Иногда тонкие вростки моноклинного пироксена в ром­бическом, параллельные (100), различимы при скрещенных нико-лях, и в сечениях, перпендикулярных к (100), кристаллы ортопироксена приобретают волокнистое, струйчатое строение. В редких случаях появляются двойники по (101).

Магнезиальные разновидности ортопироксенов бесцветны, а гиперстен окрашен в бледные зеленоватые и розоватые тона и сла­бо плеохроирует. Угол оптических осей является функцией соста­ва ромбического пироксена. Энстатит оптически положителен, а бронзит и гиперстен оптически отрицательны. Смена оптическо­го знака соответствует составу En₈₈.

Моноклинные пироксены по форме кристаллов и направлению спайности неотличимы под микроскопом от ромбических пирок-сенов. Во многих случаях проявлена диаллаговая (100) и малаколи-товая (001) отдельности. Нередко трещины отдельности выражены более ясно, чем трещины спайности (110). Вдоль трещин отдельно­сти часто развиваются тонкие пластинки ильменита.

Моноклинные пироксены обладают более высоким двупрелом-лением (сравн. табл. 2.2 и 2.3) и косым угасанием, причем макси­мальные углы угасания с : Ng в плоскости оптических осей у Са—Fe—Mg-пироксенов составляют около 45°, а у авгита достига­ют 50—55°. Для эгирина характерны небольшие углы угасания с : N_p = 2—8°. Поскольку моноклинные пироксены обладают ко­сым угасанием, их часто называют клинопироксенами. Однако не следует забывать, что в моноклинных пироксенах b = N_m (см. рис. 2.4, г—е) так, что на разрезах в плоскости (100) моноклинные пироксены гаснут прямо.

В диопсиде и авгите нередко можно видеть простые и полисин­тетические двойники по (100) и (001).

Пижонит, авгит, диопсид бесцветны либо имеют слабый буро­ватый (авгит) или зеленоватый оттенок. Для клинопироксенов ря­да диопсид—салит—геденбергит характерна зеленая окраска, ин­тенсивность которой возрастает по мере увеличения содержания железа. Яркие зеленые окраски и резкий плеохроизм типичны для эгирина. В отличие от других клинопироксенов эгирин оптически отрицателен и имеет отрицательное удлинение.

Пижонит может быть определен по малому углу 2V (см. табл. 2.3).

Таблица 2.3. Оптические свойства моноклинных пироксенов

Часть I. Методы петрографических исследований

Следует подчеркнуть, что авгит и диопсид обладают очень близ­кими оптическими свойствами. Незначительное увеличение угла угасания в авгите по сравнению с диопсидом, а также некоторая раз­ница в силе двупреломления (у диопсида она чуть выше) далеко не всегда могут быть однозначно установлены из-за неточной ориен­тировки разрезов. Поэтому отличить диопсид от авгита под микро­скопом, как правило, не удается.

Авгит с высоким содержанием Ti (титан-авгит) окрашен в ко­ричневато-бурые тона, часто с фиолетовым оттенком. Характерно зональное, пятнистое, секториальное угасание (фигура песочных ча­сов), обусловленное сильной дисперсией биссектрис и оптических осей этого минерала.

Как уже отмечалось, пижонит и субкальциевый авгит обладают неустойчивой структурой кристаллической решетки, и при низких температурах твердые растворы такого состава распадаются на две фа­зы, одна из которых образована Fe-Mg-пироксеном со структурой пижонита или гиперстена, а другая — существенно Са-пироксеном со структурой диопсида. В результате возникают кристаллы ромби­ческого пироксена с вростками авгита-диопсида, ориентированны­ми вдоль (001) и (100) или, наоборот, кристаллы моноклинного пи­роксена с вростками гиперстена вдоль (100) и пижонита вдоль (001).

Распределение Са и Mg между сосуществующими пироксенами является функцией температуры и может использоваться как гео­термометр для оценки условий образования магматических и мета­морфических горных пород. Столь же важны сведения о содержа­ниях в пироксенах А1 и некоторых других химических элементов. Установить точный химический состав пироксенов оптическими методами во многих случаях не удается, и для этого широко ис­пользуется электронный микрозонд (см. раздел 3.1).

Вторичные изменения.Магнезиальные ромбические пироксе-ны обычно замещаются пластинчатой разновидностью серпентина с образованием полных псевдоморфоз, которые получили название бастита. Реже по ромбическим пироксенам развиваются тальк и минералы из группы амфиболов.

Моноклинные Са— Mg-Fe-пироксены замещаются волокнис­тым зеленым амфиболом (уралитом), хлоритом, эпидотом, карбо­натами. По диопсиду могут развиваться тремолит и актинолит. Бо­гатые железом пироксены, например, эгирин, замещаются гематитом или лимонитом.

2. Диагностические оптические свойства породообразующих и акцессорных минералов

Группа амфиболов

Химический состав.Амфиболы образуют сложную группу мета-силикатов с непрерывными двойными цепочками (лентами) крем-некислородных тетраэдров. Общая формула амфиболов

A_0-1X₂Y₅Z₈O₂₂(OH, F, С1)₂, где:

A-Na, К;

X - Са, Na, Fe²⁺, Mg, Mn, Li;

Y - Al, Cr, Fe3+, Fe2+, Mg, Mn, Ti;

Z - Si, Al, Cr, Fe3+, Ti.

Наиболее распространенные амфиболы перечислены в табли­це 2.4.

Парагенезис.Амфиболы — широко распространенные мине­ралы, которые входят в состав магматических, метаморфических и метасоматических горных пород. Антофиллит и другие Fe—Mg-амфиболы возникают при метаморфизме и метасоматиче-

Таблица 2.4. Наиболее распространенные амфиболы

Часть I. Методы петрографических исследований

ском преобразовании пород, богатых железом и магнием. При этом амфиболы часто замещают пироксены, иногда оливин.

Роговая обманка и паргасит кристаллизуются из водосодержащих магм основного, среднего и кислого составов. Амфиболы ассоци­ируют с плагиоклазом (преимущественно средним), ромбическим и моноклинным пироксенами, биотитом, кварцем, калиевым поле­вым шпатом. Роговая обманка образуется также на средних ступе­нях метаморфизма пород, достаточно богатых известью (СаО). Тре­молит и актинолит характерны для низших ступеней метаморфизма таких пород, а также для метасоматитов. Гастингсит встречается в магматических породах, богатых натрием, а керсутит — в ще­лочных породах, обогащенных титаном.

Арфведсонит и рибекит являются продуктом кристаллизации щелочных магм, а также образуются при щелочном метасоматозе. Они встречаются вместе с эгирином, нефелином, альбитом, кали­евым полевым шпатом. Глаукофан — характерный минерал мета­морфических пород высокого давления. В парагенезисе с ним мо­гут находиться лавсонит, альбит, жадеит.

Диагностика. Для амфиболов характерны вытянутые призма­тические кристаллы с двумя системами трещин спайности (рис. 2.5), пересекающихся под углом 56° (отличие от пироксена), которые хорошо видны на поперечных ромбовидных сечениях с фанями призмы (110), а также иногда второго пинакоида (010).

Рис. 2.5. Ориентировка оптической индикатрисы в кристалле роговой об­манки: а — общий вид кристалла; 6 — продольный разрез; в — поперечный разрез

2. Диагностические оптические свойства породообразующих и акцессорных минералов

На всех разрезах моноклинных амфиболов, кроме пер-но (010), на­блюдается косое угасание, причем углы угасания с : Ng не превыша­ют 30° (табл. 2.5). Иногда появляются простые и полисинтетичес­кие двойники по (100). Угол оптических осей большой и почти всегда отрицательный. Все наиболее распространенные амфиболы, кроме тремолита, который почти бесцветен, окрашены в зеленые или бурые тона и обнаруживают отчетливый плеохроизм. По этим признакам амфиболы хорошо отличаются от пироксенов. Кроме то­го, амфиболы обладают более низкими интерференционными ок­расками, чем моноклинные пироксены (сравн. табл. 2.3 и 2.5).

Обыкновенная роговая обманка — самый распространенный ам­фибол. Минерал окрашен в густой, преимущественно зеленый, иногда коричневый цвет и обладает резким плеохроизмом.

Базалыпическая роговая обманка слагает вкрапленники в вулка­нических породах и отличается красноватой окраской (плеохро­изм и формула абсорбции те же). Величина двупреломления возра­стает, а угол угасания уменьшается; базальтическая роговая обманка нередко обнаруживает прямое или почти прямое угасание. Такие же оптические свойства характерны для богатого титаном керсутита.

Тремолит — продукт изменения магнезиальных силикатов (оли­вина, пироксена) — образует радиально-лучистые и волокнистые аг­регаты сильно вытянутых кристаллов. Минерал узнается по отсут­ствию собственной окраски в сочетании с довольно высоким двупреломлением, косым угасанием и положительным удлинени­ем. Увеличение содержания железа определяет переход от бесцвет­ного тремолита к актинолиту, который окрашен в светлые зелено­ватые тона и обнаруживает слабый плеохроизм.

Арфведсонит и рибекит встречаются в щелочных магматических и метасоматических породах. Диагностическими признаками арф-ведсонита являются голубовато-зеленая или сине-зеленая окраска по N_p, резкий плеохроизм (N_p >N_m> N_g), низкое двупреломление и отрицательное удлинение. Рибекит окрашен в еще более яркие то­на; по оси N наблюдается густой синий, часто почти черный цвет; плеохроизм очень резкий - от почти черного по N_p до светлого жел­товатого по N_g (N_p >N_m> N_g). Двупреломление очень низкое, угол угасания мал, удлинение отрицательное (см. табл. 2.5).

Оптические константы амфиболов меняются в зависимости от химического состава минералов. Поскольку амфиболы представляют собой твердые растворы с переменными количествами многих кати­онов, находящихся в разных кристаллохимических позициях, соотно-

		Таблица 2.5.	Оптические свойства моноклинных амфиболов
Свойства	Тремолит	Актинолит	Обыкновенная роговая обманка	Базальтическая роговая обман­ка	Арфведсонит	Рибекит
Форма кри­сталлов	Длинные призмы с характерными поперечными сечениями, ограниченными (110) и (010)
Ориентировка индикатрисы	b = Nm; Ng и Np b плоскости (010)
Цвет	Бесцветный	Светло-зеленым	Зеленый, иногда коричневый	Красновато-коричневый	Голубовато-зеленый	Сине-зеленый, желтовато-зеле­ный
Спайность	Две системы трещин совершенной спайности по призме (ПО) пересекаются под углом 56° (124°)
Показатели преломления	1.6-1.63	1.62-1.65	1.63-1.70	1.67-1.76	1.69-1.70	1.69-1.70
Угол оптиче­ских осей, 2V	-85°	-80°	-(60-80)°	-(60-85)°	±90"	(90 ± 10)°
Величина дву-преломления,	0.024-0.029	0.019-0.020	0.019-0.026	0.026-0.072	0.004-0.010	0.004
Угасание	с:Ng=10-20°	с: Ng=10-20°	с: Ng= 12-25°	с: Ng=0-12°	c:Np= 7-28°	с:Np= 1-8°
Удлинение	Положительное	Отрицательное
Плеохроизм и формула аб­сорбции	Нет	Слабый в зеленоватых тонах Ng>Nm>Np	Ng— зеленовато-бурый, зеленый; Nm— зеленый, бурый; Np— жел­товато-зеленый Ng>Nm> Np	Ng— темно-ко­ричневый, Nm— красновато-ко­ричневый, Np— желтый Ng>Nm >NP	Ng— бледно-зе­леный, желто­вато-зеленый; Nm— зеленый; Np— сине-зеле­ный Np>Nm>Ng	Nt— желтовато-зеленый, Nm— зе­леновато-синий, Np— синий, почти черный Np>Nm> Ng

2. Диагностические оптические свойства породообразующих и акцессорных минералов

шения состав-оптические свойства оказываются неоднозначными и в большинстве случаев не могут быть сведены к простым диагнос­тическим диаграммам. Для конкретных минералов, например, для ро­говой обманки, тремолита—актинолита, арфведсонита и других, мож­но оценить пропорции Fe и Mg по показателю преломления, который растет по мере увеличения доли Fe в твердом растворе. Измерение по­казателей преломления производится иммерсионным методом. Зна­чительно быстрее и точнее можно установить состав амфиболов с по­мощью электронного микрозонда. При отсутствии точных сведений о составе минерала в петрографических описаниях обычно указыва­ется наличие амфибола с теми или иными оптическими свойствами. Следует помнить, что роговая обманка — это лишь одна из разновид­ностей амфибола (правда, весьма распространенная), и термины ам­фибол и роговая обманка не являются синонимами.

Вторичные изменения.Наиболее распространенными продукта­ми изменения роговой обманки являются актинолит, хлорит, эпи-дот, карбонат, магнетит. При изменении амфибола, содержащего титан, появляются сфен и лейкоксен. При изменении арфведсони­та и рибекита образуется много оксидов и гидроксидов железа (ге­матит, гетит, лимонит).

Вкрапленники роговой обманки в вулканических породах обыч­но кристаллизуются на достаточно большой глубине. При подъеме магмы к поверхности и выделении из нее рас­творенной воды в виде пузырьков водяного па­ра роговая обманка ста­новится неустойчивой и разлагается с образо­ванием агрегата зерен пироксена, плагиокла­за, магнетита. Такие аг­регаты часто псевдо-морфно замещают кристаллы роговой об­манки с сохранением их первичной формы. Кро­ме того, при доступе кислорода воздуха вкрапленники роговой

Часть I. Методы петрографических исследований

обманки замещаются с краев или полностью непрозрачным магне­титом, гематитом, гетитом, лимонитом. Этот процесс носит назва­ние опацитизации. Опацитовые каймы часто окружают вкрапленни­ки роговой обманки в лавах (рис. 2.6). В тех случаях, когда опацитизацией захвачены кристаллы роговой обманки целиком, о ней остается судить лишь по характерной форме кристаллов, в ос­новном по их ромбовидным поперечным сечениям.

Группа слюд

Химический состав.Слюды относятся к листовым алюмосили­катам и имеют общую формулу XY_2-3Z₄O₁₀(OH, F)₂, где

X - К, Na;

Y - Fe²⁺, Mg, Mn, Li, Fe3+, Al;

Z-Si,Al.

Пропорции химических элементов межслоевых катионов (X), октаэдрической (Y) и тетраэдрической (Z) групп варьируют в ши-

Таблица 2.6. Наиболее распространенные слюды

2. Диагностические оптические свойства породообразующих и акцессорных минералов

роких пределах, что определяет большое разнообразие слюд. Наи­более распространенные минералы перечислены в таблице 2.6. Сингония кристаллов моноклинная.

Парагенезис.Слюды распространены в магматических, мета­морфических и метасоматических породах. Среди темных слюд с преобладанием железа и магния в катионной группе Y чаще все­го встречается биотит. Магматический биотит характерен глав­ным образом для кислых изверженных пород, в которых он ассоци­ирует с кварцем, калиевым полевым шпатом, кислым плагиоклазом. Такой же минеральный парагенезис свойственен и метаморфиче­ским породам, в которых биотит распространен столь же широко, как и в магматических (слюдяные сланцы, гнейсы, роговики). В ме-тасоматитах биотит встречается вместе с калиевым полевым шпа­том и другими минералами.

Существенно магнезиальная слюда — флогопит — характерна для ультраосновных—ультрамафических магматических пород, где она ассоциирует с оливином и пироксенами, а также для некоторых типов метасоматитов, например, для магнезиальных скарнов.

Калиевые и натриевые светлые слюды — мусковит и параго­нит — развиты преимущественно в метаморфических породах низ­шей и средней ступеней, а также в разнообразных метасоматитах стадии кислотного выщелачивания, в которых они псевдоморфно замещают биотит и возникают в результате гидролиза полевых шпа­тов, обычно ассоциируя с кварцем. Мусковит может быть продук­том глубинной кристаллизации кислой магмы, содержащей боль­шое количество растворенной воды. В процессе в