Щелочные полевые шпаты

Систематика. В большинстве горных пород минералы этой группы представлены альбитом, а также собственно калиевыми полевыми шпатами с общей формулой KAlSi₃0₈, которой отвечают сразу несколько минералов: микроклпн, ортоклаз, адуляр, санидин. Они различаются по симметрии и степени структурной упорядоченности, которая в приведенном ряду последовательно снижается. При этом мнкроклии относится к трнклиниой синто;

НИИ, являясь максимально упорядоченным, а адуляр, ортоклаз и санидин к моноклинной.

Термин «ортоклаз» представляет собой комбш iai ипо греческих слов orthos (прямой) и klinein (наклоня л.) и отражает расположение двух преобладающих спайностей в этом минерале под прямым утлом другк другу. Угол спайноези в микроклине очень мало отклоняется от90° (он приблизительно равен 90,5°), и название «микроклин» представляет собой комбинацию слов mikros (небольшой) и klasis (излом) и означает, что угол между спагпюстями нс является прямым. Адуляр назван по горам Адуляр в Швсшдаршт. Название «санидин» происходит от 1реческих слов sanis (таблетка) и -idos (явление, вид) и указывает на типичный для этого минерала пластинчатый габиту с.

На рисунке 74 представлена идеализированная проекция структуры полевых шпатов I ш плоскость (001) с двумя главными тетраэдрическими позш ц мм и А1 и Si, относительно которых и происход гг упорядочение алюминия в структуре полевых шпат ов Т, и Т₂. Высокотемпературная разупорвдоченная модтфикация KAlSi₃0₈ называется высоким сашьдшом, а высокотемпературная моноклш в 1ая разупорядочет н 1ая мод фжация NaAlSi₃O_g — moiгальбитом. Для этих MHiiqianoB xapaicrepi ю nojmoe разупорядочение А1 и Si фавномерное распределение А1 по всем независимым позициям в моноклинной структуре). Разупорядочение о значает, что атмы AI расп]>едсте1 нл поровну в каждом из двух пар независимых плраэдровТ, и Т₂, т. е. в каждом тетраэдре i iaxoдпея по 25% атом ов А1.

Рис. 74. Идеализированная проекция структуры полевых шпатов на плоскость (001) вдоль оси с, по [Laves, 1960]. Показаны различные тетраэдрические позиции Ti (o), T,(m), Т₂(о)н Т₂(т).

С понижением температуры начинает развиваться процесс упорядочения А1 и Si в рамках моноклинной структуры. Эю означает, что атомы А1 группируются преимущественно в Т,-тетраэдрах с сохранением симметрии каркаса. Таким образом, содержание А1 в каждой позиции Т, увеличивается до 50%. Такая моноклинная структура называется низким санидином. Крупный атом К при этом препятствует «схлопываншо» моноклинного каркаса, тогда как в случае мелкого атома Na происходит замена моноклинного каркаса натриклинный. Таким образом, моноклинной формы NaAlSi₃0₈c упорядоченным (8ь-А1)-распределением не существует.

Ортоклаз является моноклинным калиевым полевым шпатом с содержанием в Т|-позиции от 35 до 50% атомов А1. Этот минерал фактически представляет собой низкий санидин с относительно высокой степенью упорядоченности. Наконец максимальная степень упорядоченности в рамках моноклинной сингонии (весь А1 сосредоточен в позиции Т,) характерна для адуляра.

Более полное упорядочение А1 возможно при понижении симметрии до триклинной (см. рис. 74), в рамках которой каждая из двух Т-позиций разбивается на две: Т,(о), Т,(т) иТ₂(о), Т₂(ш). Полное упорядочение предполагает, что в Т,(о) coq) e;u)T04iuica весь А1 (степень заполнения А1 этой позшщи 100%), тогда как в трех остальных позициях его нет. Такое состоягше соответствует максимальному микроклигiy. Разупорядочение А1 и Si в триклинной crpyKiype соответствует высокому микроклшгу и высокому альбиту. С увеличег тем раз! лп цл в содсржании А1 между Т |(о) и Т ,(ш) полного упорядочения выделяются также низкий и промежуточный альбит, а также низкий и промежуточный микроклин.

Таким образом, щелочные полевые пшаты можно подразделил" на следующие четыре серии, отличающиеся по оптическим свойствам и последовательно сменяющие друг друга при снижении темперапуры:

• 1) высокий альбит — высокий санидин;
• 2) высокий альбит — низкий санидин;
• 3) низкий альбит ортоклаз;
• 4) низкий альбит — микроклин.

Химю.м. В ряду щелочных полевых пшатов (KAlSi₃0g-NaAlSi₃0₈) характерна постоянная примесь CaAl₂Si₂0₈ (см. рис. 72). Содержание анортита в твердом растворе очень мало: для составов Ог₁₀₀-АЬ₀ (чистый ортоклаз) — ОгзоАЬя (по 50 мол.% ортоклаза и альбита) оно нс превышает 5 мол %, немного увеличиваясь к натровому кошту ряда. Могут присутствовать также небольшие примеси Ва, Ti, Fc³⁺, Fe²⁺, Mg, Sr и реже Mn. В таблице 34 приведены характерные анализы щелочных полевых пшатов, пересчитанные на 5 катионов. Считается, что Ва в этой группе минералов замещает К, a Fe³⁺ — А1. Следует отметить важность последнего замещения с точки зрения макроскопической диагностики полевых шпатов. Выветривание щелочных полевых Таблица 34.

Химические и j. ieKipomm-ioiuoitbie анализы щелочных полевых шпатов (мас.%).

Анализы 1 -6-(Дир. мдр., 1966]: 1 -шатровый ортоклаз-крннтопертнтнзпнолитнефепинового сиенита, Синква, Могок, Бирма; 2-прозрачные крисгаллы «железистою ортоклаза», Итронгсй, Мадагаскар; 3 — микроклин-пертнт из хнбинита, Хибинский массив, Кольский полуостров; 4 — санидин, Дранхсльс])сльс, Знбснгебнрге, Ренн; 5 — анортоклаз изтрахнриолита, Бештау, Северный Кавказ; 6 — адуляр, Готтард, Швейцария; анализы 7,8 элсктроино-зондовысанализыортоклаза (7)спертитами альбита (8)измиаскитов, Ильменские горы, Южный Урал, Camscan — МГУ, аналитик Н. Н. Коротасва. Крнс1'аллохимнчсскискоэ (|х|л1Циснты полевых шпатов рассчитаны на 5 катионов. Or, ЛЬ, Ли — содержания орюклазового, альбитового и анортнтового компонентов в полевом шпате (мол.%).

шпатов из-за присутствия Fe³⁺ нередко обуславливает их красную окраску. Са, входящий в состав полевых шпатов в виде анортнтового компонента, может замещаться Mg и очень небольшими количествами Fe²⁺, Sr и редко Мп.

Как уже отмечалось, выше температуры Т=700°С в системе щелочных полевых шпатов наблюдается полная смесимость. Кристаллизация большинства м a I’M этических горных пород, содержащих эти минералы, начинается обычно при более высокой температуре. В результате последующего остывания пород достигается область распада твердых растворов и в калиевом полевом шпате образуются тонкие, закономерно ориентированные вростки альбита — пертиты (названы по месторождению Перт в Квебеке, где они впервые были описаю"!). При остывании породссущественио натровым полевым шпатом образуются антипертиты, представляющие собой вростки ортоклаза в альбите.

Таким образом, присутствие №₂Ов ортоклазе и микроклине связано нс столько с замещением К на Na, сколько с присутствием Na₂0 (вместе с СаО) в плагиоклазовой фазе, выделяющейся в форме вростков. Эта фаза всегда в той или иной степени отмечается в зернах полевых шпатах и чаще всего очень богата натрием: в основном это чистый альбит, хотя встречаются и более основные пертиговые включения.

Оптические свойства. Триклинные полевые шпаты лишь незначительно отклоняются от моноклинной симметрии, в результате чего общий облик кристаллов примерно одинаков как для триклинных, так и для моноклинных полевых шпат ов. Габитус наиболее распространенных кристаллов определяется хорошо развитыми формами (001) и (010), а присутствие дополнительной грани (110) часто дает четкую призматическую зону, параллельную оси с. Иногда, например, в случае полевошпатовых микролитов, кристаллы вытянуты вдоль оси а, и призматический облик придают им плоскости (010) и (001). Такой призматический габитус характерен для ортоклаза и микроклина, в то время как санидин обычно дает пластинчатые кристаллы. Кристаллы альбита зачастую имеют вид пластинок, параллельных (010), иногда эти пластики вытянуты вдоль оси Ь. Кристаллы адуляра выглядят почт ромбическими, так как в i птх углы, образовшп гыс плоскостях! и (001) и (101) с осью с, приблизительно равны 90°. Высокотемпературный богатый натрием полевой шпатанортокпаз — часто встречается в виде ромбовидных кристаллов.

В шлифах щелочные полевые шпаты представлены таблитчатыми зернами с четкими кристаллографическими очертаниями (в эффузивных породах) либо округлой или неправильной формы (в ряде шпрузивных ма! магических и метаморфических пород). Неизмененные минералы этой группы обычно бесц ветны.

Полевые шпаты обладают совершенной спайностью по (001) и (010). В моноклинных кристаллах эти системы спайности пересекаются под прям!, гм углом, а в триклинных полевых шпатах угол между' спайностями несколько отличается от 90°. Однако в шлифах спайность по (010) очень плохо выражена и часто нс видна.

Важнейшим диапюсшчсским свойсгвом калиевых полевых шпатов, отличающих их о г кварца и большинства плагиоклазов (более основных, чем олигоклаз), является их рельеф, который всегда ниже, чем у канадского баш,;

зама. При наблюдении с прикрытой диафрагмой видна слабая ишрсневая поверхность, отвечающая низкому отрицательному рельефу.

Интерференционная окраска минералов этой группы (за исключением альбита) низкая (темно-серая, серая) и редко превышает /^-//,=0,007, а у санидина может иногда опускаться до 0,003.

Оптическая ориентировка калиевых полевых шпатов показана на рисунке 75. В низкотемператур! u. ix мш крал ах (ортоклазе и адуляре) плоскость оггшческих осей перпендикуляр! ia (010). В некоторых самых высокотемпфатурных earn щш iax эта плоскость craiювигся параллелыюй (010), и угол оптических осей 2V становится близким к 0°. Таким образом, угол опшческих осей и ориентировка плоскости опшческих осей могут бьпъ использованы для отличия щелочных полевых шпатов, образовавшихся при высоких температурах и при быстром охлаждении (малый угол 2V) от полевых шпатов, образовавшихся при низкой температуре и медленном охлаждении (большой угол 2V). Как видно из таблшты 35, значения углов 2V широко варьируют и не могут служить достовфным признаком для различия щелочных полевых шпатов, за исключением, пожалуй, высокотемпфатурных санидинов, у кот орых угол 2V мал и уменьшается до 0°. Зависимость угла опшческих осей щелочных полевых шпатов отстепени их упорядоченности наиболее четко отражена на диаграмме рисунка 76. Значение 2V последовательно повышается в ряду высокий санидин низкий санидш! — высокий ортоклаз — промежуточный орт оклаз — низкий ортоклаз, крипторешетчатый микроклю I.

Подавляющее большинство калиевых полевых шпат ов оптически отрицательны, что может также слу жит!" их хорошим диагностическим признаком. Лишь изред ка для ортоклаза (так называемого изоортоклаза) возможен положительный оптический знак. Дисперсия оптических осей слабая, реже ясная и обычно выражается формулой r>v.

Рис. 75. Оптическая ориентировка калиевых полевых шпатов [Дир и др., 1966]. а — ортоклаз; б — санидин; в анортоклаз; г — микроклин.

Таблица 35.

_r liiai нос шческие свойства калиевых молевых шпатов, по (Tpeiep, 1958|.

Рис. 76. Схема изменения угла оптических осей щелочных полевых шпатов в зависимости от их степени упорядоченности [Марфу нин, 1962].

Для полевых шпатов часто устанавливается двойниковое строение, причем для санидина и ортоклаза характерны простые карлсбадские двойники, а в альбите и анортоклазс чаще встречаются полисинтетические альбитовые двойники. В скрещенных николях двойниковое строение щелочных полевых шпатов хорошо распознается по неравномерному погасанию зерна минерала: одна его половина погасает, в то время как другая в этот момент остается светлой. Лучше всего д войники видны на разрезах, параллельных кристалломафической оси Ь.

Особо следует остановиться на резко выраженной решетчатой структуре микроклина, которая обусловлена гем, что его зерна состоят из большого количества веретеновидных тонких волокон, пересекающихся по двум взаимно перпендикулярным направлениям, что хорошо видно в скрещенных николях по неодновременному погасанию этих волокон. Решетчатая структура особенно резко выступает в разрезах, параллельных (001), в то время как в разрезах, параллельных (010), наблюдается волокнистая структура без решетки. Появление решетчатой структуры обусловлено полисинтетическим сложением микроклина по альбитовому и од новременно периклиновому законам. Области с альбитовыми и периклиновыми двойниками очень тонко переплетаются между собой, создавая гак нпшнясмую микроклиновуюрешетку. В некоторых участках решетчатая структура микроклина может становиться все более тонкой вплоть до полного ее исчезновения, и такие участки под микроскопом неотличимы от ортоклаза. Поэтому при диагностике калиевых полевых шпатов имеет смысл выделять санидин (с малым углом 2V), микроклин (с решетчатой структурой) и нерешетчатый полевой пшат, который может быть как ортоклазом, так и микроклином.

В калиевых полевых шпатах (микроклине, ортоклазе, реже санидине) могут наблюдаться нертиты распада — тончайшие вростки плагиоклаза альбиг-олигоклазового состава, ориентированные вдоль плоскостей спайности или отдельности в минерале-хозяине. Пертиты легче всего наблюдай в скрещенных николях. Вращая столик микроскопа, следует добиться исчезновения двойникового или решетчатого строения полевого шпа га; тогда на фоне однообразной интерференционной окраски калншпата станутвилны вростки альбита с иной ишерфереинионной окраской, причем при вращении столика микроскопа все вросткнпогасают одновременно. Таким образом, можно видеть, чгокалишпаг прорастает одним скелетным инд ивидом плагиоклаза.

Для того, чтобы убедиться, чго мы имеем дело именно с пертшами, необходимо дополнительно проверить рельеф минералов. Так как рельеф калин шага ниже, чем у альбита и тем более олигоклаза, то полоска Беккс при увеличении фокусного расстояния в данном случае должна сместиться в сторону альбита, г. е. будет наблюдаться сужение контуров вростков. Кроме того, целесообразно использовать здесь так называемый эффект Лодочником. В калишпате с пертигами при одном шгколе и прикрытой диафрагмесам минерал-хозяин будет' казаться очень слабо розоватым, апертиты — зеленоватыми.

Рис. 77. Пертнты замещения в ортоклазе из биотитовых гранитов. Зарисовка микрофотографии шлифа в скрещенных николях. Увел. а~ 40^х; б — 30^х.

Гораздо чащетонких ориеншрованныхпертигов распада в щелощюм полевом шпате встречаются более крупные простои (рис. 77), имеюпще форму относительно правильных прямоугольников (шахматный альбит), ленточек (струйчатый пертит, очень характерный для гнейсов высоких ступеней метаморфизма), веретен и г. п., причем все вростки в минералс-хозяине представляют собой единый монокристалл, что устанавливается по их одновременному погасанию. Иногда эти образования имеютсовершенно неправильную изогнутую форму. Альбиг этих вростков может быть полисинтетически сдвойникован. Ясно, иго формирование подобных вростков не может быть результатом распада. Такие образования шзьтштгертиташ замещения. Они, по-вццимому, формируются при постмагм этических процессах альбитнзации пород, которые в первую очередь охватываюткалиевый полевой шпат. Другой взпвщна генезис пертигов предцолги аег одаоврема п 1ю крисга;шшацщо ка; 1иевого полево1 о шпага и альбиш.

Зональность щелочных полевых шпатов выявляется довольно редко, причем исключительно в вулканических породах. В литературе есть описания [Hsu, 1954] зональных кристаллов санидина из дацитов, краевые часта которых содержат повышенную (по сравнению с центральными частями) примесь Na. Угол оптических осей 2V в них повышается к краю с 15 до 30°.

Изменения. Продуктами разрушения калиевых полевых шпатов является пылевидная смесь го неопознаваемых под микроскопом буроватых глинистых частиц, что придает минералу замутненный облик. Процесс такого изменения Ф. Ю. Левинсон-Лессинг назвал иелитизацией, достаточно четко отразив его суть. Серицит и мусковит как продукты разрушения калиевых полевых шпатов, в отличие от плагиоклазов, присутствуют лишь в малом количестве и сравнительно редко.

При некоторых метасомахических процессах (в частности, грейзенизации) неред ко наблюдается замещение щелочного полевого шпа га агрегатом мускоBIпа и квар! щ. Иногд, а по калишпату развиваются вторичтплс эпидот, калыцгг.

О ыичия от oiinniccKii сходных минералов. В шлифах щелочной полевой шпатможно спутать с кварцем, не (|)елином, кордаеритом и плагиоклазом.

Кварц не имеет спайности и практически не замещается вторичными минералами, а потому не имеет мутновато! о облика. В случае же водяно прозрачныхразностей полевых i платов (санцлцнаи адуляра), главным отличием является показатель преломления, который у квар! ia во всех сечашях больше, а у калиевых полевых шпатов меньше, чем у канадского бальзама. Необходимо помншъ, что кварц всегда одноосный и положгпельный, в то время как из всех полевых шпатов одноосным можетбьггь только саннлии; приэтом оптичеоап! знак минерала отрицательный. Наконец, при ощшаковой толщине шлифа (г/=0,03 мм) двупреломление кварца (/^-/^=0,009, светло-серая, белая ш перфере! п uioi п гая окраска) всегда выше, чем у калиевых полевых шпатов (см. табл. 35).

Нефелин всегда о;цтоосен, т ак что спутать с ним можно только санидин, двупреломление нефешша никогда нс поднимается выше n_g /^=0,005, и потому в шлифах нормальной толщины минерал дает серые и темно-серые цвета интерференции. Показатель преломления нефелина в отличие от щелочного полевого шпата в зависимости от сечения может быть то выше, то ниже, чем у канадского бальзама. Нефелин отличается о г полевых шпат ов также по форме кристаллов, давая в шлифах в основном сечения прямоугольной или квадратной формы (в случае продольного сечения) или даже правильные шестиуголъники (в случае поперечного сечения). Наконец для нефелина как минерала гексагональной сингонии всегда устанавливается прямое или симметричное погасание, в то время как дня щелочных полевых шпат ов (моноклинных и триклшптых) характерно косое погасание.

Откордиери’га калиевые полевые шпаты отличаются более низким показателем преломления: лишь самые низкие значения у кор;щсрита могут быть ниже, чем у канадского бальзама. Двупреломление кордиери га /^-^=0,010, что обычно выше, чем у щелочных полевых шпатов. И самое важное, пожалуй, отличие заключается в продуктах изменения минералов. Так, полевой шпатникогда не замещается пиит ом, что очень характерно для кордиерша.

Очень часто щелочной полевой шпат труд, но отличить от плагиоклаза в том случае, когда послсдшш нс гшест полис! диетического двойникового схроения. Здесь наряду с продуктами вторичного замещения (мутноватыйгопкодиспсрсный глинистый агрегат по калиг плату и серицит, соссюрит по плагиоклазу) необходимо определял" показатель преломления минерала. У плагиоклазов, более основных, чем олигоклаз, он всегда выше, чем у канадского бальзама, и лишь в кислых плагиоклазах можег опускаться ниже величины п= 1,535. В случае подозрения па наличие в кислых породах (например, граштгах) и ортоклаза, и ошп оклаза необходимо использован, уже упоминавшийся выше ;mcnq)cnoinibiri эффект Л одочникова.

Парагенсзисы. Калий-натровые полевые шпаты — важнейшая составная часть щелочных и кислых магматических пород. Особенно широким распространением они пользуются в сиенитах, гранитах, граиодиорптах и их эффузивных аналогах. Редко они могут появляться и в более основных породах, что свидетельствует о повышенной щелочности таких пород. В интрузивных породах щелочные полевые шпаты в основном представлены ортоклазом и микроклином, а в эффузивных породах — санидином или анортоклазом. В магматических породах кислого состава характерна ассоциация щелочного полевого шпата с кислым плагиоклазом, кварцем и биотитом, а в щелочных породахкалий-натровый полевой шпа г встречается совместно с нефелином и щелочными темноцветными минералами.

На рисунке 78 представлена упрощенная м шрам ма устойчивости системы альбит-ортоклаз, иллюстрирующая зависим осп" содержания калиевого компо;

Рис. 78. Диаграмма устойчивости системы альбит ортоклаз [Дир и др., 1966], иллюстрирующая зависимость содержания калиевого компонента в сосуществующих щелочных полевых шпатах и плагиоклазах от температуры кристаллизации, установленной по их парагенезису с использованием геотермометра Барта [Barth, 1951].

1 iei п, а в cocyiцествуюпдix щелочных полевых шпатах и плагиоклазах оттемпературыкристаллизации. Эга зависимость намечается кривой сольвуса, ниже которой устоГгошылва полевых шпага альбиги ортоклаз или микроклин, а вьппе щелочной полевой шпат, представляющий собой смесь калиевого и натровог о компонентов (пертиты). Отсюда следует, чго кислые и щелочные пор одел, содержащие, кроме калиевого полевого шпата, существенно натровый плапюклаз, кристаллизовались при более низкой температуре, чем гранты, сиениты и I юфет-п ювыс сие" шты, в которых присутствует ТОЛЬКО ОДШ11ЦСЛОЧЕ юй полевой шпаг, представляют* до собой смесь калиевого и i татрового компо*iei ггов. Последние породы принято называть гиперсолъвусными (надсольвусными).

Щелочные полевые шпаты — главные минералы пегматитов. В большинстве пешатигов наблюдаются прораста*шя щелоч*еых полевых шпатов и кварца, обуславливая так называемую графическую (письменную) структуру. Полевой шпат в пегматитах обычно представлен микроклином с пертитовмми вростками альбига и натрового ортоклаза. Голубовато-зеленый микроклин пегматитов получил название амазоншпа, его окраска связывается с присутствием ионов Pb Fe³⁺ и Fe²⁺ [Амазониг, 1989].

Калий-натровыс полевые шпаты (в частности, ортоклаз) встречаются в гидротермальных образованиях, причем как высокотемпературных, так и низкотемперагур* u, ix.

Щелочные полевые шпаты характерны д ля метам орфических пород метапелигового ряда многих тейсов кислого и среднего состава. Калий-натровый полевой шпат стабилен в условиях гранулитовой фа! дон метаморфизм а. В метаморфических породах встречаются ортоклаз и преобладающий микроклин, для высокотемпературных породхараюерно присутствие пертигов.

Калий-натровые полевые шпаты осадочных пород кристаллизуются на небольшой глубине при низких температурах. Они часто встречаются в песчаниках (преимущественно аркозовых), алевролитах, глинистых сланцахи известняках. Кристаллизация полевого шпата идет либо одновременно с образованием осадка, либо происходит при более позднем его диагенезе. Аутогенный калиевый полевой шпат почти всегда встречается в виде маленьких округлых зерен или каемок.