Лекция 1.Главные минералы горных пород (стр. 1 )

Лекция 1.Главные минералы горных пород

Породообразующие минералы – это составные части горных пород, отличающиеся друг от друга химическим составом и физическими свойствами. Горные породы по происхождению бывают магматическими, осадочными и метаморфическими.

По своей роли в составе горных пород минералы разделяются на две группы – главные и второстепенные. Главными называют те, которые принимают большое участие в составе пород. Так, кварц – главный минерал в гранитах, в габбро встречается лишь в виде второстепенной примеси. Апатит играет второстепенную роль в составе многих пород, но иногда, например, в апатитовых породах Хибинских тундр, он приобретает значение главного и служит предметом добычи для удобрения.

Понятие акцессорные минералы близко второстепенным. Это минералы, которые встречаются в виде незначительной примеси, но являются необходимой принадлежностью данной группы пород. Таковы циркон и ортит в гранитах, апатит в различных породах и др. Количество их обычно не превышает одного, а чаще измеряется десятыми и сотыми процента, хотя может достигать и 5 %. Обычно это минералы, содержащие в своем составе летучие компоненты, редкие, рассеянные и редкоземельные элементы. Кристаллизуются они из порций магм, насыщенных флюидами, обычно при завершении затвердевания расплава. Среди акцессорных выделяют рудные минералы, обычно это оксиды и сульфиды железа, титана и других металлов – магнетит, хромит, ильменит, гематит, пирит, халькопирит, касситерит и др. Изредка они играют большую роль в составе пород, и тогда порода становится рудой для добычи из нее металла.

Породообразующие минералы бывают первичными и вторичными. Первичные минералы образуются при процессах, происходивших при формировании самой породы. Вторичные возникают позднее во время геологических процессов при различных реакциях за счет первичных минералов. В зависимости от генезиса пород первичные и вторичные минералы могут быть различными. Так, карбонаты в магматических породах являются большей частью вторичными, тогда как в осадочных породах они могут быть первичными и образуют часто огромные толщи известняков и доломитов. Кварц в песчаниках считается первичным минералом, т. к. он отложен при образовании толщ этих пород. В гранитах он также первичен, т. к. кристаллизуется из магмы. А при процессах окварцевания он является наложенным и вторичным. Характерно то, что химический состав вторичных минералов тесно связан и вытекает из состава первичных.

Для пород магматического происхождения главными породообразующими минералами являются силикаты. В осадочных горных породах к ним присоединяются карбонаты. В метаморфических породах эти две группы минералов одинаково важны.

Силикаты в горных породах представлены главным образом минералами двух групп – магнезиально-железистыми и известково-щелочными силикатами. В известково-щелочных большую роль играет также алюминий, хотя он встречается и в железомагнезиальных силикатах (особенно в слюдах).

Выделенные две группы получили особые названия, а именно магнезиально-железистые минералы называются мафическими (или фемическими), а известково-щелочные – салическими. Большинство минералов первой группы обладают темными окрасками, т. к. содержат в своем составе элементы-хромофоры – железо, иногда титан, марганец и др., поэтому их называют еще темноцветными или цветными, тогда как салические – светлыми, светлоцветными. Эти термины условны, т. к. среди фемических минералов есть светлые разности, например, чисто магнезиальный оливин, флогопит, белый диопсид, литиевый пироксен – сподумен, белый кальциевые и магнезиальные амфиболы – антофиллит, тремолит и др. И, наоборот, бывает, что салические минералы – полевые шпаты окрашены в темно-серые, бурые, зеленые тона. Окраска этих минералов вызвана тонко распыленными темными включениями, они не содержат железа.

В группе главных минералов мы рассмотрим сначала фемические (оливин, пироксены, амфиболы, биотит), а затем салические (кварц, полевые шпаты, фельдшпатоиды), некоторые вторичные минералы (хлорит, серпентин, актинолит, кальцит, эпидоты, мусковит) и наиболее распространенные акцессорные (апатит, циркон, сфен, гранат).

Минералы группы оливина

Группа оливина обладает составом (Mg, Fe)2SiO4. Оливины – это изоморфный ряд форстерит – фаялит. К форстеритам относятся минералы, содержащие до 5 % фаялитового компонента. При содержании его от 5 до 50 % их называют хризолитами, от 50 до 95 % гортонолитами и от 95 до 100 % – фаялитами.

Минералы этой группы характерны преимущественно для магматических пород, иногда полностью слагая породы – дуниты, оливиниты. Их можно встретить в габбро, базальтах в виде крупных порфировых вкрапленников. Железистый член изоморфного ряда – фаялит встречается в кислых породах – гранитах рапакиви, некоторых пегматитах, обсидианах, широко распространен в шлаках металлургического производства. Магнезиальные члены ряда встречаются обычно в дунитах, перидотитах и габбро.

Кристаллизация из расплава для различных членов ряда происходит при разных условиях. Так, форстерит кристаллизуется при 1890º, фаялит – при 1205º. Такой диапазон температур кристаллизации и является причиной того, что оливин встречается в различных породах от ультраосновных дунитов до кислых гранитов. Меняется лишь состав минерала, тогда как структура остается устойчивой в широком диапазоне физико-химических условий.

Общие свойства минералов из группы оливина таковы. Кристаллизуются в ромбической сингонии. Выяснить это не всегда удается, т. к. оливин развивается чаще в виде неправильных (оплавленных по краям) зерен, не имеющих правильных кристаллографических очертаний и спайности. В базальтах оливин встречается в виде вкрапленников, правильных кристаллов. Реже – это неправильные зерна, микролиты.

Оптические свойства. Минералы группы оливина отличаются высоким двупреломлением (0,035–0,052). Чем больше в оливинах железа, тем выше двупреломление. Показатель преломления также очень сильно зависит от железистости оливина и состав его можно точно определить путем измерения в иммерсионной жидкости показателя преломления. ng изменяется от форстерита к фаялиту от 1,670 до 1,879, а np – от1,635 до 1,827. Состав оливина также определяют по углу оптических осей 2V, который изменяется от – 47 до +84º, переходя через 90º, при содержании 13–14 % фаялита, причем магнезиальные члены ряда имеют положительный оптический знак, а железистые – отрицательный.

Вторичные изменения. Для оливина характерно образование сетки вторичного серпентина и трещиноватости. Серпентин развивается в виде петель сначала по краю зерен. Иногда замещается иддингситом (слюда), который узнается по яркому оранжево-красному цвету. Иногда замещается карбонатом – сидеритом или магнезитом.

Парагенезис оливина. Оливин (магнезиальный) встречается преимущественно с минералами ультраосновных и основных пород – ромбическим и моноклинным пироксеном, магнезиальным биотитом или флогопитом, основным плагиоклазом. Железистый оливин (фаялит) встречается с минералами кислых пород – кварцем, железистым биотитом, микроклином, кислым плагиоклазом.

Минералы группы пироксенов

Минералы группы пироксена разделяются на моноклинные и ромбические подгруппы. Между ними наблюдается резкая разница в составе. В то время как ромбические – это метасиликаты магния и железа (R2Si2O6), в составе моноклинных пироксенов наблюдается большое количество кальция (CaO до 24 %). В то же время в их состав входит алюминий в виде Al2O3 в виде ионов, замещающий кремний, а потому для компенсации валентности они содержат также немного щелочных металлов, преимущественно натрия. Для всех пироксенов характерна спайность по призме с углом между трещинами около 87º на поперечных разрезах. Форма пироксенов (цепочечных силикатов) – обычно вытянутая вдоль оси с призма.

Ромбические пироксены

Представлены тремя минеральными видами – энстатитом, бронзитом и гиперстеном. Между ними нет резких границ, т. к. они являются цепочечными силикатами магния и железа с непрерывной смесимостью. В реальности предел смесимости есть – около 72 % Fe2Si2O6, после чего вместо ромбического пироксена в породах совместно кристаллизуется фаялит с кварцем, которые уже не реагируют друг с другом.

Ромбические пироксены встречаются в магматических и метаморфических породах. Магнезиальные члены ряда образуются при более высоких температурах, чем железистые (но не выше, чем 1570º). При более высоких температурах ромбический пироксен не может кристаллизоваться, а вместо него выделяется оливин (форстерит). При таких высоких температурах, даже при избытке SiO2 в расплаве, реакции оливина с кремнеземом не происходит.

Оптические свойства. Двупреломление у ромбических пироксенов в отличие от оливинов низкое. У энстатита 0,008, у бронзита 0,009–0,011, а у гиперстена достигает 0,018–0,020. поэтому при нормальной толщине шлифа максимальная интерференционная окраска для энстатита и бронзита не поднимается выше белой – светло-желтой, а у гиперстена оранжево-красные (но не выше фиолетового цвета первого порядка). Показатель преломления у ромбических пироксенов такой же высокий, как и у оливинов (от 1,656 до 1,731), а потому рельеф их высокий, трещины спайности резко выступают на зернах. Поперечные разрезы имеют трещины спайности, пересекающиеся почти под прямым углом. Продольные разрезы имеют трещины спайности, параллельные друг другу. По оптическому знаку можно сделать выводы о химическом составе ромбического пироксена (ищем темно-серые разрезы): если минерал оптически положителен, то он содержит меньше 14 % железистого компонента, если отрицателен, то – больше. Если балка изогиры прямая (2V=90º), то содержание Fe2Si2O6 составляет 14 %.

Ромбические пироксены можно отличить друг от друга по цвету при одном николе. Так, при одном николе энстатит и бронзит бесцветные, тогда как гиперстен окрашен в слабые розоватые или зеленоватые цвета при плеохроизме Ng– розовый или розовато-буроватый, Np – светло-зеленоватый.

Погасание разрезов с одной системой спайности чаще всего прямое, но в силу того, что либо ромбические пироксены имеют не истинно ромбическую структуру, либо разрез не точно перпендикулярен к трещинам спайности, наблюдается не совсем прямое погасание – угол может составлять 15º (в редких случаях до 30º).