Минералы осадочных пород

1. Аутигенные минералы осадочных пород

2.

Список использованных в презентации материалов
В презентации использованы фотографии шлифов из коллекции кафедры петрографии .
На фотографиях из других источников указана ссылка.
РЭМ- снимки из разных интернет –ресурсов, атласов и статей. К сожалению, у некоторых
фотографий утрачены ссылки.
Текстовая часть заимствована из учебника Наумова Виктора Афанасьевича
Наумов В. А.
Оптическое определение компонентов осадочных пород.— M.: Недра, 1989.—347 с.

3.

Основными компонентами обломочных пород являются:
кластогенный (аллотигенный) материал и аутигенные минералы.
Кластогенный или обломочный материал (аллотигенный по происхождению),
представленный по размеру обломков грубообломочными (псефитовыми),
песчаными (псаммитовыми), пылеватыми (алевритовыми) и глинистыми
(пелитовыми) фракциями. В этом случае к глинистым частицам относятся те,
которые образовались путем измельчения, раздробления, разрушения горных
пород и минералов, и накопившиеся при процессах механической
дифференциации.
Аутигенные (автигенные) минералы, которые образуются на месте в осадке или
в породе под воздействием процессов диагенеза и катагенеза, а также под
влиянием выветривания, подземных вод и начальных стадий метаморфизма.

4. Минералы группы кремнезема

• Опал
• Халцедон
• Кварц

5.

SiO2 n H2O
Аморфный.
Бесцветный
или окрашен примесями
(желтоватый, буроватый,
зеленоватый, серый).
n = 1,406-1,460.
Рельеф отрицательный.
В скрещенных николях
изотропен.
Опал в цементе песчаника. Без анализатора.
Опал является главной составной частью панцирей диатомей, спикул губок, скелетов
радиолярий, некоторых фораминифер, и мшанок. Входит в состав опок и трепелов,
образует конкреции и цемент в осадочных породах. Дает бесформенную накипь
гейзеритов и натечные формы в виде сталактитов, замещает растительные остатки, в
частности стволы деревьев, при их метасоматозе.

6.

Опал можно спутать с вулканическим стеклом. В туфогенных породах пепловые частицы иногда
имеют игловидную, клиновидную форму, очень напоминающую спикулы губок; в таких случаях
порода легко может быть принята за кремнистую. Отличить вулканическое стекло от опала можно,
прибегнув к детальному изучению формы обломков; наличие среди зерен типичных для
вулканического стекла форм в виде изрезанных, неправильных осколков с пузырчатыми
поверхностями или неправильных крестообразных обломков с закругленными внутренними углами
исключает возможность принадлежности их к опалу.
Наконец, можно прибегнуть к определению показателя преломления, который у вулканических
стекол, по данным В. Н. Лодочникова (1949), не опускается ниже 1,485, а у опала не превышает
1,46.
Очень легко также спутать опал с анальцимом, но отличительными признаками анальцима
являются спайность и более высокий показатель преломления (около 1,480).
Перечисленные ошибки могут быть допущены, конечно, только при исследовании полимиктовых
пород, особенно если они обогащены туфогенным материалом. Поэтому при работе с этими
породами надо быть особенно внимательными учитывать возможность таких ошибок.
В качестве цементирующей массы опал заполняет поровые участки в породе, обладая в этих
случаях аморфной или мелкоглобулярной структурой. Иногда опал интенсивно разъедает
обломочные зерна полевых шпатов и некоторых акцессорных минералов – граната, эпидота,
роговой обманки и др. Коррозионные формы, образующиеся на поверхности обломков, имеют
плавно округленные, как бы равномерно источенные очертания, непохожие на резко угловатые
зазубренные коррозионные формы, которые дают на обломочных зернах кальцит или пирит.

7.

Халцедон
Халцедон - волокнистая форма кристаллического кремнезема; образуется он при
раскристаллизации опала, совместно с которым часто и встречается. И. И. Гинзбург и
И. А. Рукавишникова (1951) и другие исследователи отмечают, что переходу опала в
халцедон и другие разновидности кристаллического кремнезема способствует
присутствие кальцита. С этим связано резкое преобладание в известняках
кристаллических форм кремнезема, халцедона и др. и относительная редкость
нахождения аморфного опала.
Халцедон бесцветен, показатель преломления его 1,531 – 1,539, двупреломление
слабое: 0,008 – 0,007. Встречается в виде агрегатов мелких чешуек удлиненной
формы, образующих беспорядочные или радиально-лучистые скопления. Имеет
отрицательное удлинение, что отличает его от кварцина , характеризующегося
положительным удлинением. Среди халцедоновых минералов следует отметить еще
лютецит – минерал с косым угасанием под углом 20° к направлению удлинения.
Все волокнистые минералы группы кремнезема можно спутать в шлифах с гипсом.
Отличительными признаками могут служить более высокие показатели преломления
у халцедона (у гипса всегда ниже 1,530), а также двуосная фигура у гипса, которая
может быть получена на крупных дебетах этого минерала.

8.

Радиально-лучистые агрегаты халцедона. Николи +

9.

Халцедон

10.

Кварц
Аутигенный кварц появляется на разных стадиях осадочного процесса. В зоне
окисления рудных месторождений гипергенный кварц образует корочки на различных
минералах и «кварцевые каркасы» одновременно с лимонитом, церруситом, малахитом
и другими минералами. В древних корах выветривания ультраосновных пород –
призматические кристаллики, зерна и их агрегаты, сплошные выделения. В условиях
аридного климата окварцевание сопровождается образованием в значительной мере
опала и халцедона, в условиях семиаридных и гумидных зон с кратковременными
сухими периодами исключительно широко развит только вторичный кварц.
Кварц вместе с халцедоном, люссатитом, опалом при диагенезе преобразуется в
песчаники, часто именуемые «кварцитовидными». При этом на границе обломочного
зерна и регенерационной каймы наблюдается четкая полоска Бекке, обусловленная
присутствием пленки, разделяющей обломочный и новообразованный кварц.
Применение СЭМ позволило выявить, что внутренняя часть пленки состоит из
глобулярного опала, а во внешней появляются кристаллики кристобалита. Нарастающий
на разделительную пленку кварц сохраняет оптическую ориентировку зерна, в чем
обнаруживается эффект дальнодействия кристаллической структуры ядра на
новообразование.

11.

Во многих случаях аутигенный кварц появляется на стадии катагенеза.
Он создает
пленки регенераций на обломочном кварце;
выполняет поры между обломками в песчаниках и алевролитах;
образует псевдоморфозы по терригенным компонентам;
в виде правильных ограненных кристаллов встречается в известняках и доломитах, а
также выполняет в них трещины и метасоматически развивается по кальциту;
в идиоморфных кристалликах приурочен к сульфатно-карбонатно-глинистым
включениям между кристаллами каменной соли, а также свободно «плавает» в
галите;
совместно с микрокриптокристаллическим кремнеземом, агрегатами халцедона и
кварцина входит в состав кремней;
встречается в жеодах сидеритовых и кальцитовых конкреций и продольных пустотках
фосфоритовых конкреций;
образует иногда разрастания обломочных зерен кварца в ядрах карбонатных оолитов.
На стадии метагенеза широко представлен прожилковидный кварц.

12.

Среди перечисленных форм наиболее распространены регенерационный кварц и
кварц, выполняющий поры между обломками или замещающий обломки. Первый, по
наблюдениям И. М. Симановича, появляется, по-видимому, в условиях свободного роста,
образует каемки шириной в доли миллиметра вокруг обломочного кварца, отделяясь от
него включениями минералообразующей среды либо оксидов железа и глинистых
минералов. Иногда включения отсутствуют и тогда обломочные контуры
регенерированных кварцевых зерен неразличимы под обычным поляризационным
микроскопом.
Зерна обломочного кварца (аллотигенного) и развитые вокруг них
кварцевые каемки (аутигенный кварц) в песчанике. Николи +.

13.

Кварц поровых пространств и замещения других минералов, по наблюдениям А. В.
Копелиовича в 1965 г., морфологически разнообразен. В крупных свободных порах
образует крупнозернистый (0,05 – 0,20 мм) роговиковый агрегат с правильными
ограничениями кристаллов, шиповатым обликом и ромбоэдрическими вершинками.
Довольно часто встречаются тонкозернистые (0,04 – 0,10, реже 0,15 – 0,20 мм)
роговиковые мозаично-бластовые агрегаты неправильной, несколько удлиненной
формы с лапчатыми, реже правильными ограничениями; они сохраняют реликты
корродированных и регенерированных обломков кварца и полевых шпатов.
Наконец, в порах с глинистым веществом образуется наиболее тонкий (0,006 – 0,660 мм)
агрегат с неправильными, обычно лапчатыми ограничениями зерен, такой кварц
содержит включения мелких, до дисперсного размера, глинистых частиц и гидроксидов
железа.
Роговиковые мозаично-бластовые агрегаты
кварца в метапесчанике. Николи +.

14.

15.

16.

17.

18.

19.

20.

21.

22.

23.

This beautiful vase-like structure is the skeleton of
a single-celled organism called a radiolarian.
Radiolarians live in large quantities as part of the
ocean's plankton. When the radiolarian dies, it's
shell sinks to the bottom. After millions of years of
radiolarian shells "raining down" on the sea floor,
they accumulate in great quantities. Much of the
sea floor of the deep oceans are covered in this
radiolarian "ooze".
The shells of radiolarians, single-celled
animals, come in many fantastic, beautiful
designs. Too small to be noticed by the naked
eye, it takes a microscope to bring its beauty
to light.

24.

Карбонатные минералы
Кальцит
Доломит
Сидерит
Родохрозит

25.

Минералы карбонатной группы являются наиболее распространенными из всех
минералов, слагающих осадочные породы.
В шлифах карбонаты чаще всего бывают бесцветны (кальцит, доломит) или слабо
окрашены в желто-бурые (сидерит) или розовато-бурые (родохрозит) тона.
Для всех карбонатов характерно очень высокое двупреломление (0,172 для
кальцита, 0,177 для доломита, 0,242 для сидерита и 0,223 для родохрозита),
обусловливающее перламутровую интерференционную окраску. Наличие такой
окраски является одним из самых характерных признаков всех карбонатных
минералов.
Другим характерным признаком карбонатов является наличие у их кристаллов
ярко выраженной псевдоабсорбции. Явление псевдоабсорбции связано с
большой разницей между показателями преломления в различных направлениях.
В силу этого в одном положении погасания (по Np) у минералов появляется
отрицательный рельеф и низкое светопреломление, меньшее чем у канадского
бальзама (исключение составляют сидерит и родохрозит, у которых во всех
направлениях показатель преломления значительно выше, чем у канадского
бальзама); в другом положении затемнения (по Nm) преломление становится
гораздо выше, чем у канадского бальзама, минералы приобретают шагреневую
поверхность и сероватую окраску. Для всех карбонатов очень характерна весьма
совершенная спайность по основному ромбоэдру (1011).

26.

Кальцит – один из наиболее часто встречающихся минералов из группы карбонатных
образований. Размер кальцитовых зерен меняется в широких пределах: от 0,001 мм до
нескольких миллиметров и более. Характерным признаком кальцита является отсутствие
или исключительная редкость идиоморфных ограничений его зерен. В микрозернистых
агрегатах кальцита отдельные зерна становятся неразличимыми. Порода (или цемент),
состоящая из такого агрегата, не обнаруживает при скрещенных николях полного
угасания, а дает характерную агрегатную поляризацию в высоких желтоватых тонах.
Иногда наблюдается оолитовое или сферолитовое строение, связанное с
концентрическим или радиальнолучистым расположением мельчайших кристалликов
кальцита в основной массе породы или в цементе обломочных образований.
В перекристаллизованных зернах часто обнаруживаются двойники полисинтетического
строения, развивающиеся по косым граням, чаще всего по граням (0112). В породах,
подвергшихся значительному динамическому воздействию, иногда наблюдаются
деформированные полоски полисинтетических двойников – так называемые «двойники
скольжения»; коноскопическое исследование таких зерен обнаруживает в них четкую
двуосную фигуру.
Ромбическая модификация карбоната кальция носит название арагонита. Для названного
минерала характерен игольчатый габитус со следами спайности, параллельной
удлинению. Оптические константы арагонита: угол 2V=18°; Ng = 1,685; Nm = 1,681; Np =
1,530; Ng-Np = 0,155. В шлифе бесцветен. Игольчатые кристаллы имеют отрицательное
удлинение. От кальцита отличается двуосностью и характерной игольчатой или
волокнистой формой.

27.

Кальцитовый цемент в песчанике. Николи +.

28.

Доломит, по сравнению с кальцитом, имеет несколько меньшее распространение.
Размеры его зерен также изменяются в широких пределах, однако доломитовые
породы с пелитоморфной структурой встречаются значительно реже, чем
известняки.
В шлифах доломит чаще всего представляет собой мозаичный агрегат из более
или менее однородных по величине ромбоэдрических зерен. В отличие от
кальцита, его неделимые обычно представлены идиоморфными ромбиками и
реже образуют зерна неправильной формы. В центральной части ромбоэдров
доломита часто наблюдается непрозрачное включение из глинистого или
железистого материала. Аналогичные включения «наблюдаются иногда и в виде
отдельных зон, повторяющих внешние очертания ромбоэдров.
Двойники у доломита встречаются редко, причем их шов совпадает с плоскостью
спайности (1011). Характер двойникования позволяет отличать доломит от
кальцита, у которого двойникования по ромбоэдру не наблюдается. Но вообще
различать в шлифах кальцит и доломит бывает обычно трудно. Надежная
диагностика осуществляется с помощью хроматических реакций в открытых
шлифах; проведение хроматических реакций особенно желательно в случае
одновременного присутствия в породе кальцита и доломита.

29.

Магний доломита может изоморфно замещаться железом, причем содержание
последнего изменяется в довольно широких пределах. Вхождение в решетку минерала
иона Fe2+ сильно повышает его светопреломление и двупреломление. В том случае, когда
свыше 25% магния замещены железом, минерал относится к анкериту. В осадочных
породах анкерит встречается чаще всего в виде тонкозернистого агрегата; реже он
образует отдельные ромбоэдрические кристаллики чечевицеобразного облика. Следует
отметить, что надежное определение анкерита можно осуществить либо с помощью
хроматической реакции, либо в иммерсии.
Доломит

30.

Сидерит является широко распространенным минералом. В шлифе сидерит узнается
по высоким перламутровым тонам интерференции, очень большому показателю
преломления Nm = 1,875) и наличию среди его вторичных продуктов разложения
лимонита и других железосодержащих минералов. Неделимые сидерита часто
обладают характерной формой ромбоэдрических кристалликов с закругленными
гранями, на поминающей форму просяных зерен. Размеры сидеритовых зерен
меняются в широких интервалах: от сотых долей миллиметра до нескольких
миллиметров и более. В крупнозернистых перекристаллизованных породах
неделимые сидерита образуют по плоскости (0112) простые или полисинтетические
двойники. В тонкозернистых породах мельчайшие кристаллики сидерита образуют
радиальнолучистые или оолитоподобные агрегаты. При скрещенных николях в таких
породах обнаруживается неясное сферолитовое строение с характерными черными
крестами, проходящими через центральные участки отдельных сферолитов.
Иногда сидерит бывает тонко пронизан распыленным глинистым веществом; в этом
случае он плохо раскристаллизован, имеет бурую окраску и тонкоагрегатную
поляризацию.
В состав сидерита может изоморфно входить магний, замещая в решетке минерала
ион двухвалентного железа. В зависимости от содержания в минерале молекул FeCОз
выделяются следующие разновидности:
сидероплезит (70 – 95% FeCO3), пистомезит (50 – 70% FеСОз), мезит (30 – 50% FeCO3),
и брейнерит (менее 30% FeCO3).

31.

Зерна сидерита в цементе. Николи+.

32.

Родохрозит является наиболее редким из всех описанных карбонатных минералов. В шлифах он бесцветен или
окрашен в слабые розовато-желтые тона. Часто встречается в ассоциации с минералами, содержащими
марганец, что помогает отличить его от сидерита и кальцита. В осадочных породах родохрозит образует
мелкокристаллические, гроздевидные или шаровидные агрегаты; в кристаллах встречается очень редко.
Родохрозит может образовывать изоморфные смеси с сидеритом и кальцитом. В зависимости от содержания
железа и кальция показатели преломления родохрозита увеличиваются или уменьшаются.
Все карбонаты и особенно кальцит интенсивно разъедают обломочные зерна кварца, полевых шпатов и ряда
акцессорных минералов: роговых обманок, пироксенов, эпидота, граната и др. Формы разъедания обломочных
зерен и характер их замещения карбонатом обусловливаются кристаллохимическим строением разъедаемых
компонентов.
Зерна родохрозита. Николи+.

33.

Глинистые минералы
Глинистые минералы играют в составе осадочных толщ очень большую роль, являясь основным
компонентом глинистых пород и участвуя в качестве цемента в породах обломочных. Их нельзя
отнести к группе аутигенных минералов в строгом смысле слова. Глинистые минералы поступают в
осадок как обломочные компоненты, однако свое минералогическое «оформление,
сопровождающееся частичной или полной перестройкой кристаллической решетки, они
приобретают в основном в диагенетическую, а также в эпигенетическую стадии, отражая вместе с
другими аутигенными минералами характерные черты обстановки, в которой протекает
формирование осадочной породы. Это обстоятельство определяет целесообразность
рассмотрения глинистых минералов в группе аутигенных образований.
Спецификой глинистых минералов является их высокая дисперсность, обусловливающая
необходимость использования специальных методов исследования; поэтому изучение глинистых
минералов в шлифах с целью их диагностики может иметь сравнительно небольшое применение.
Особенно это относится к собственно глинам, где глинистые минералы имеют очень мелкую
размерность. Лучшие результаты получаются при изучении глинистых минералов в цементе
песчаных пород. Как правило, в песчаных породах глинистое вещество значительно лучше
раскристаллизовано и минералы часто доступны оптическому определению.
Исследование глинистых минералов цемента песчаников представляет значительный интерес,
позволяя более уверенно подойти к диагностике минералов собственно глинистых пород, обычно
встречающихся совместно с песчано-алевролитовыми. Поэтому литологам, занимающимся
специальным изучением глин, рекомендуется обязательно прибегать к оптическому исследованию
цемента песчано-алевритовых пород, присутствующих совместно с глинами.

34.

Среди глинистых минералов наибольшее распространение имеют минералы группы
каолинита, гидрослюды и группа монтмориллонита. Для всех глинистых минералов
характерны слоистые структуры кристаллических решеток и высокая способность к
образованию изоморфных смесей. При этом образование изоморфных смесей в данном
случае связано не только с заменой отдельных катионов в тетраэдрических или
октаэдрических слоях решетки, но и со «сращиванием» отдельных пакетов решеток,
принадлежащих различным минералам: например, гидрослюдам и монтмориллониту,
гидрослюдам и каолиниту и т. д. Этим обусловлено большое разнообразие состава
глинистых минералов и наличие переходных минеральных видов между различными
группами (например, монотермит).
Разумеется, оптический метод оказывается бессильным при необходимости точного
определения указанных особенностей в строении глинистых минералов. Важнейшее
значение здесь приобретает рентгеновский, химический, а иногда и термический
анализ. Однако и оптический метод изучения глинистых минералов может дать ценные
результаты, позволяя во-первых, точно диагностировать отдельные «чистые» минералы
и, во-вторых, установить переходы одного минерала в другой (например, гидрослюд в
каолинит, каолинита в монотермит, биотита в монтмориллонит и хлорит и т. д.).
После того как подобные изменения и переходы минералов зафиксированы в шлифе
(подчеркнем, что обычно это удается сделать только при изучении глинистых минералов
в цементе песчаников), исследователь может со значительно большей уверенностью
перейти к расшифровке данных рентгеновского, химического, термического и
оптического анализов тонкой фракции собственно глинистых пород, находящихся в
единой парагенетической ассоциации с песчаниками.

35.

Каолинит в цементе песчаников и в некоторых глинах бывает хорошо
раскристаллизован и легко поддается оптическому определению.
Минерал бесцветен, имеет пластинчатую форму, совершенную спайность по (001),
светопреломление 1,567 – 1,561, двупреломление низкое: 0,006 – 0,007.
Встречается часто в виде чешуйчатых, лепестковых, иногда розеткоподобных
агрегатов; очень характерно стопочковидиное строение отдельных чешуек и их
веерообразная
или
червеобразная
(вермикулитополидная)
форма.
В
тонкодисперсных глинах, особенно обогащенных органическим веществом,
каолинит раскристаллизован плохо, в скрещенных николях поляризует очень слабо,
иногда кажется почти изотропным.
Каолинит часто образуется при разложении слюд – мусковита и биотита; нередко
можно наблюдать постепенные переходы от мусковита к гидрослюде и каолиниту,
выраженные в уменьшении светопреломления минерала (по Ng) и понижении
интерференционной окраски до серых тонов. В породах, подвергшихся действию
начального
метаморфизма,
наоборот,
иногда
удается
наблюдать
«гидрослюдизацию» каолинита и переход его, по-видимому, в монотермит:
отдельные чешуйки в агрегате начинают более сильно поляризовать, появляются
белые и даже желтые цвета интерференции, характерные для гидрослюд.
Каолинит в цементе песчаников можно спутать с халцедоном, который имеет
близкое двупреломление и агрегатную структуру. Отличительным признаком
каолинита является более высокое светопреломление и характерная форма чешуек.

36.

Агрегаты каолинита в цементе песчаника. Николи+.

37.

Каолинит в глинистой породе

38.

а)
б)
Агрегаты каолинита в глинистой породе: а) - при одном николе, б) – николи скрещены

39.

а)
Агрегаты каолинита в глинистой
породе: а) - при одном николе, б) –
николи скрещены
б)

40.

Агрегаты каолинита

41.

Агрегат каолинита. Снимок РЭМ.
Источник фотографии:
http://lithology.ru/system/files/images/kaolinite.preview.jpg

42.

Evolution of the habit of kaolin
minerals as a function of burial
depth.
(A) <1000 m, mixture of
authigenic vermiform crystals and of
anhedral crystals.
(B) 3000 m, vermiform kaolinite.
(C) 3000 m, elongation within the ab
plane of the crystals building up
kaolin booklets and thickening of
stacks along the c axis.
(D) 3500 m, intercalation of blocky
crystals between stacks of partly
dissolved pseudohexagonal plates.
(E) 4500 m, blocky dickite crystals
whose spatial organization seems
inherited from pre-existing booklets.
(F) 5000 m, aggregates of large
dickite crystals showing no traces of
inherited booklet organization.
ClayMinerals (2002)37, 1–22

43.

РЭМ-фотография образца глинистого
осадка (ила) со дна Черного моря с
ячеистой микроструктурой; увеличение
2000*.
РЭМ-фотография образца озерного суглинка
со скелетной микроструктурой;
увеличение 1500*.

44.

РЭМ-фотография образца морской глины с
матричной микроструктурой;
увеличение 1000*
РЭМ-фотография образца синей
кембрийской глины с турбулентной
микроструктурой; увеличение 1000*.

45.

РЭМ-фотография образца глинистого сланца с
ламинарной микро- структурой;
увеличение 1000*.

46.

Минералы группы монтмориллонита
подразделяются на собственно монтмориллониты,
бейделлиты и нонтроннты (или железистые монтмориллониты). Среди бейделлитов в свою
очередь выделяются бейделлит и железистый бейделлит. Химический состав минералов этой
группы отличается большим разнообразием вследствие широкого изоморфизма в
кристаллической решетке как отдельных катионов, так и пакетов различного состава. Разнообразие
химического состава обусловливает и большой диапазон· изменений оптических свойств
минералов этой группы.
Монтмориллонит является основным компонентом бентонитовых глин, образующихся за счет
разложения вулканического пепла. Нередко при этом в основной массе породы сохраняется
витрокластическая туфовая структура. В глинах, образовавшихся не за счет вулканического
материала, монтмориллонит чаще всего встречается в смеси с другими минералами. Иногда
монтмориллонит может служить цементирующим минералом в песчаниках.
Монтмориллонит в шлифах легко определяется по низкому светопреломлению: оно значительно
ниже, чем у канадского бальзама. Показатели преломления монтмориллонита обычно колеблются
в значительных пределах: Ng = 1,525 – 1,490; Np = 1,505 – 1,476. Чаще всего минералы имеют
высокое двупреломление (0,020 – 0,035) и поляризуют в желтых и желто-оранжевых тонах, но
встречаются и слабо раскристаллизоватные низкодвупреломляющие разности.
Железистые монтмориллониты и бейделлиты отличаются более высоким светопреломлением: Ng
= 1,532—1,570; Np = 1,520—1,542. При повышении содержания железа светопреломление
минерала постепенно увеличивается и у некоторых нонтронитов достигает Ng = 1,610; Np = 1,590.
Чаще всего в осадочных породах железистые монтмориллониты имеют светопреломление и
двупреломление в тех же интервалах, что и гидрослюды, и в шлифах они практически неотличимы
от последних.

47.

Монтмориллонит. Без анализатора (а)
Николи + (б)
[Фортунатова Н.К., Агафонова Г.В. Песчаники.
а
б
Состав, структура, классификация,
макроописание и изучение в шлифах, 2012]

48.

Гидрослюда
Гидрослюды – это большая группа минералов, имеющих очень широкое
распространение среди глинистых пород.
От собственно слюд гидрослюцы отличаются пониженным содержанием калия и
повышенным содержанием воды. Изменения в химическом составе определяют и
изменения в оптических свойствах гидрослюд. Классификация гидрослюд этой группы
минералов имеются разности, близкие по структуре к каолиниту (например,
монотремит), и разности, близкие к монтмориллониту; последние, по-видимому,
представляют собой смешаннослойные срастания гидослюды и монтмориллонита.
Гидрослюды бесцветны или окрашены в слабо-зеленоватый цвет; некоторые разности
обладают очень слабым плеохроизмом в зеленоватых тонах (гидробиотиты).
Диагностическим признаком гидрослюд является высокое двупреломление (Ng – Np =
0,020 – 0,035), определяющее желтоватую или желто-оранжевую поляризационную
окраску даже тонкочешуйчатых гидрослюдистых глин. Светопреломление гидрослюд
колеблется в широких пределах: Ng = 1,598 – 1,565; Np = 1,560 – 1,540.

49.

В глинистых породах гидрослюды имеют вид тонких чешуек размером от 0,001 – 0,002 до
0,005 мм и больше. Нередко все чешуйки имеют одинаковую оптическую ориентировку и
порода гаснет, как монокристалл. В глинах с тонкоагрегатной структурой,
минералогический состав которых под микроскопом бывает неопределим, гидрослюды
обычно выделяются своим чешуйчатым габитусом и высоким двупреломлением.
В цементе песчаников гидрослюды часто образуют яркополяризующие каемочки вокруг
обломочных зерен полевых шпатов и кварца. В поровых участках гидрослюды имеют
чешуйчатую и иногда лапчато-вермикулитоподобную структуру.
В породах, подвергшихся действию начального метаморфизма, гидрослюды переходят
в мелкочешуйчатую разновидность мусковита – серицит. Для серицита и близких к нему
разностей гидрослюд часто бывает характерна сноповидная структура: тонкоигольчатые
кристаллики минерала как бы собираются в отдельные пучки.
Гидрослюды часто замещают полевые шпаты (кислые плагиоклазы) и кварц. По
полевым шпатам гидрослюды развиваются по трещинам спайности или по периферии
зерен, как бы истачивая поверхность зерна и проникая в его тело тонкими зубчиками.
Последний тип замещения характерен также для кварцевых зерен.

50.

да
Гидрослюдистый цемент в песчанике. Николи+.

51.

Глауконит широко распространен среди пород самого разнообразного состава – песчаников, глин, кремнистых
пород, фосфоритов и известняков. Характерной особенностью глауконита является то, что он, как правило, не
образует больших концентраций, встречаясь в породах лишь в виде более или менее значительной примеси.
Очень редко глауконит может составлять до 40 – 50% в песчаных породах и до 70% в глинах.
Глауконит легко определяется в шлифах по интенсивной окраске (ярко-зеленой, желто-зеленой или зеленоватожелтой), округлой форме зерен и тонкоагрегатной поляризации при скрещенных николях. Иногда он встречается
в виде пластинчатых слюдоподобных образований. Светопреломление минерала колеблется в широких
пределах (Ng = 1,57 – 1,66; Np = 1,545 – 1,630), двупреломление высокое (Ng – Np = 0,025 – 0,030).
Глауконит в обломочных породах может быть не только аутигенным, но и переотложенным. Указанием на
первичность глауконита может служить: I) более крупный размер зерен по сравнению с терригенными
обломками; 2) наличие трещин, рассекающих зерно на несколько частей (естественно, что зерна с глубокими
трещинами не могли быть принесены, как обломочные; возникновение трещин связано с уменьшением объема
зерен при старении коллоида); 3) свежесть зерен и отсутствие выветрелых бурых оболочек; 4) замещение
глауконитом органических остатков, пластинок биотита, иногда полевых шпатов и даже кварца; 5) присутствие
тонкорассеянного «пигментирующего» глауконита, окрашивающего участки породы в зеленоватый цвет.
Зерна глауконита в песчанике.

52.

Хлориты. Железистые хлориты
Хлориты представляют собой сложную минеральную группу, характеризующуюся
переменным химическим составом и широким диапазоном условий образования.
Широко распространены метаколлоидальные, существенно железистые хлориты,
образующиеся в начальные стадии диагенеза, и магнезиально-железистые хлориты,
возникающие в основном в более поздние этапы, при эпигенезе и начальном
метаморфизме. В последнем случае хлориты образуются в породах геосинклинального
разреза за счет переработки первичного глинистого материала. Магнезиальножелезистый тип хлоритов приближается по своему строению и составу к широко
распространенным хлоритам в собственно метаморфических породах – филлитах и
кристаллических сланцах. Железистые хлориты собственно осадочного происхождения
(шамуазит, гриналит, гюрингит и др.) часто объединяются под общим названием
лептохлоритов.
В шлифах хлориты имеют вид плохо раскристаллизованиых, чешуйчатых или аморфных
агрегатов, часто с характерной конкреционной (оолитовой) структурой. Встречаются они
и в виде мелких пластинок, лейсточек или лепестково-пластинчатых агрегатиков. В
подавляющем большинстве случаев минералы окрашены в зеленые цвета с различными
оттенками и вариациями в густоте окраски. Реже встречаются бесцветные, светложелтые, бурые и темно-бурые хлориты.

53.

Темно-зеленые и бурые тона характерны для собственно осадочных хлоритов, встречающихся
в виде плохо раскристаллиэованных или аморфных агрегатов с характерной оолитовой
структурой. Зеленые и светло-зеленые тона свойственны хлоритам песчано-слаицевых пород
геосинклинальных разрезов. И, наконец, бесцветные или почти бесцветные разности, по
данным В. Н. Лодочникова, встречаются чаще всего среди кристаллических известняков.
В случае крупных размеров пластинок зеленого хлорита в них наблюдается ясный плеохроизм
от зеленого до светло-желтого цвета. Схема абсорбции света такая же, как у биотита, т. е.
максимальное поглощение – по удлинению (независимо от знака и ориентировки
индикатрисы).
Хлориты обладают совершенной спайностью (по 001) и прямым угасанием (исключение
составляет клинохлор, у которого угол угасания может достигать 8 – 9°). Преломление у всех
хлоритов колеблется в пределах 1,56 – 1,68, повышаясь с увеличением содержания в минерале
железа.
Агрегаты лептохлорита в цементе песчаника.

54.

Гидроксиды железа
Гётит, FeOOH. Ромбический. Оптические свойства: Ng = 2,398 – 2.515; Nm=2,393 – 2,409;
Nр=2,260 – 2,275; Ng – Np=0,138 – 0,140. Двуосный, оптически отрицательный: - 2V=0
– 27°. Дисперсия крайне резкая. Погасание прямое. Спайность по (010) совершенная,
по (100) плохая. В решетку гётита частично входит Al. Обычными примесями являются
Si, Ca, Mg, Р, S, Cr, Mn. Адсорбированная вода содержится в гидрогётите.
Кристаллы встречаются редко и имеют игольчатый или столбчатый облик. Иногда
наблюдаются коленчатые двойники, подобные двойникам рутила. Гётит обычен в
натечных, почковидных или сталактитовых агрегатах с тонким параллельно- или
радиально-волокнистым строением, в чешуйчатых, охристых или землистых массах, в
конкрециях, пизолитах, оолитах, жеодах. Его цвет темно-бурый до черного, также
желтовато- и красновато-бурый.
В шлифах гётит имеет в пористых волокнистых агрегатах буровато-желтый цвет.
Плеохроирует: по Ng – оранжево-желтый, по Nm – буровато-желтый, по Np – яркожелтый. Абсорбция: Ng>Nm>Np.
В природных условиях гётит и гидрогётит, так же как и лепидокрокит, подвергаются
растворению серной, гуминовыми кислотами, углекислотой. При диагенезе и
начальном катагенезе гётит устойчив, а в зоне глубинного катагенеза переходит в
гематит (Наумов, 1989).

55.

Гидрогётит (лимонит). FeO×ОН×хH2O (х до 4). Аморфный или скрытокристаллический. Оптические
свойства: n =2,0-2,1. Его можно охарактеризовать как гётит с избыточной водой. Он дает
преимущественно скрытокристаллические выделения. Рентгенограммы отвечают гётиту, но
отличаются размытостью линий. В зарубежной литературе гидрогётит нередко описывается под
названием лимонит. Некоторые исследователи (А. А. Годовиков, И. Костов и др.) лимонитом
называют смесь гидратированных минералов: гидрогематита, гидрогётита, лепидокрокита и др., в
которых один из них преобладает.
Кроме различных количеств воды в гидрогётите часто отмечают присутствие других элементов,
обусловленное тонкой смесью водных оксидов железа с коллоидальным кремнеземом, фосфатами,
глинистыми минералами, продуктами разложения органики, небольшими количествами
гидроксидов алюминия. Гидрогётит наблюдается в бурых (до черного), а также охристо-желтых
агрегатах: сталактитовых, гроздевидных, смолоподобных, землистых, порошковатых, хлопьевидных,
охристых, ноздреватых, напоминающих лаковые пленки, в пизолитах, оолитах и т. п.
В шлифах в проходящем свете он желто-красно-бурый, нередко колломорфный. С анализатором
гидрогётит изотропен, а в отраженном свете серый. Внутренние рефлексы желто-бурые, густота их
зависит от содержания воды. При переходе в яснокристаллический гётит появляется
двупреломление.
Гидрогётит – это широко распространенный продукт изменения железосодержащих минералов:
сульфидов, карбонатов, силикатов и других, в которых железо присутствует в двухвалентной форме.
Этот продукт возникает либо на месте выветривания последних (в том числе образует по ним
псевдоморфозы), либо переходит в растворы, из которых извлекается в процессе коагуляции
коллоидов в морских условиях или с помощью бактерий в озерах и болотах. При дегидратации он
переходит в гётит, гидрогематит или гематит.(Наумов, 1989).

56.

Гётитовые оолиты в известняке. Без анализатора.

57.

Гидроксиды железа в цементе песчаника / железистый цемент. Николи II.

58.

Гидроксиды алюминия
Гиббсит. Al(OH)3. Моноклинный. Оптические свойства: Ng= = 1,587 – 1,589; Nm= 1,566 – 1,568; Nр=
1,566 – 1,568; Ng – Np =0,021.
Двуосный, оптически положительный: -2V=0 – 40. Спайность по (001) весьма совершенная. Легко
растворяется в холодной HCl. Допускается, что некоторое количество Fe3+ и, возможно, других
ионов могут замещать Al в структуре гиббсита, но ряд оксидов, безусловно, присутствует в виде
примесей. Кристаллы псевдогексагональные и таблитчатые параллельно·(001). Двойники простые
и полисинтетические. Гиббсит часто встречается в виде агрегатов призматических кристаллов,
неправильных масс, пизолитов, более крупных конкреций и цемента между ними. Реже он
наблюдается в виде выполнения пор и псевдоморфоз по полевым шпатам, кварцу, темноцветным
минералам, каолиниту и материнским породам. Хорошо образованные кристаллы наблюдаются
только в порах. В составе неправильных масс гиббсит рентгеноаморфен, скрытокристаллический и
микрокристаллический . Первые две формы являются алюмогелем.
В агрегатах чистый гиббсит белый, но изоморфные и механические примеси придают ему желтый,
розовый, красный и бурый оттенки.
Гиббсит – распространенный минерал латеритов, входит в состав многих латеритно-осадочных и
карстовых бокситов. Как показал в 1977 г. Г. И. Бушинский, для его появления необходимы
длительное промывание алюмосиликатных пород маломинерализованной, бескремнистой или
малокремнистой теплой дождевой водой и вынос кремнезема, щелочей и щелочных земель в
условиях тропического, субтропического и семиаридного климатов. Небольшие скопления
гиббсита возникают при воздействии серной кислоты, образующейся при окислении сульфидов, на
силикатные породы и нейтрализации сульфатов алюминия карбонатными породами. При
выветривании нефелина и цеолитов он образуется и в холодном климате.
В позднем катагенезе гиббсит переходит в бёмит, в зоне гипергенного воздействия вод
соответствующего состава он замещается каолинитом, сидеритом, кальцитом, хлоритом, а в
океанических осадках преобразуется в хлорит.

59.

Гиббсит в шлифах бесцветный, а с анализатором его кристаллические зерна ввиду малой
толщины имеют не фиолетовые цвета интерференции второго порядка, а белые и
желтые первого порядка. Лучше всего их наблюдать в полускрещенных николях.
Аморфные, скрыто- и микрокристаллические формы слабо действуют на
поляризованный свет и содержат богатую примесь гидроксидных минералов железа,
каолинита, галлуазита, гелей кремнезема и др. Это затрудняет изучение гиббсита под
микроскопом и заставляет прибегать к термическому, а затем и рентгеноструктурному
методам.
Агрегаты гиббсита в боксите

60.

Диаспор. AlO(OH). Ромбический. Оптические свойства: Ng = 1,730—1,752; Nm = 1,705 – 1,725; Np=
1,682—1,706; Ng – Np = 0,040 – 0,050. Двуосный, оптически положительный: +2V=84 – 86. Погасание
прямое. Удлинение положительное или отрицательное. Спайность по (010) весьма совершенная,
по (110), (210) и (100) менее обычна. В диаспоре в виде изоморфной примеси присутствуют до 11 %
Fe2O3, до 6,5% Cr2O3, небольшие количества Mn. Присутствие TiO2, MgO, СаО, SiO2 связано с
механическими примесями.
Форма кристаллов меняется по мере понижения температуры и пересыщения железом от
плоскопризматической к призматической и игольчатой. Кристаллы чаще всего наблюдают в порах и
трещинах бокситов. Диаспор обычно распространен в листоватых и тонкочешуйчатых агрегатах с
размером частиц менее 0,1 мм, иногда скрытокристаллический; часто образует оолиты. Его цвет
белый, сероватый, в присутствии железа или марганца – зеленый, желтый, розовый, красный,
коричневый.
Диаспор – это один из основных компонентов бокситов. К. Ф. Teрентьева, исследовав в 1958 г.
изменение минерального состава бокситов при различных преобразованиях, пришла к выводу, что
диаспор появляется лишь на стадии динамометаморфизма. На стадии глубокого термального
метаморфизма он переходит в корунд, а при гипергенезе, в случае присутствия в промывной воде
высоких концентраций кремнезема, преобразуется в каолинит.

61.

В шлифах диаспор бесцветный. При содержании железа или марганца –
коричневатый, розоватый или зеленоватый со слабым плеохроизмом по схеме
Np<Nm<Ng. Рельеф высокий. Цвета интерференции яркие – напоминают мусковит и
ангидрит. В случае скрытокристаллического состояния диаспор почти изотропен.
Изучение под микроскопом часто затруднено в связи с тем, что в породе он
присутствует в виде смесей с бёмитом, каолинитом, оксидами и гидроксидами
железа, пиритом, рутилом, хлоритоидом. Надежным способом определения в этом
случае являются только рентгенограммы.
Зерна диаспора в боксите

62.

Бёмит. AlO(OH). Ромбический. Оптические свойства: Ng= 1,65 – 1,67; Nm= 1,65 – 1,66; Np = 1,64
– 1,65; Ng – Np = 0,013 – 0,015. Двуосный, оптически положительный: +2V=80.
Химический состав бёмита изучен слабо. Наиболее чистые и дополнительно очищенные
образцы содержат до 5 % SiO2, до 4 % Fe2O3 и до 4 % TiO2. Неясно, входят ли эти компоненты в
кристаллическую решетку и в каком количестве.
Кристаллики очень мелкие, форма их разнообразная – ромбоэдрическая, чечевицеобразная,
призматическая, игольчатая, микроволокнистая, шестиугольные таблички. Они встречаются в
трещинах, порах бокситов и продуктах разложения нефелина. Бёмит обычно бесцветный или
белый, в зависимости от примесей желтоватый, розовый или зеленоватый. В шлифах он
бесцветный. Светопреломление ниже, чем у диаспора, но выше, чем у гиббсита.
Двупреломление ниже, чем у диаспора. Часто вследствие очень мелких размеров зерен бёмит
кажется почти изотропным. В этом случае диагностика его под микроскопом затруднительна, а
точнее определение можно дать лишь рентгеновскими методами.
Бёмит совместно с гематитом, гётитом, гиббситом, диаспором и бертьерином является
распространенным компонентом бокситов.
Из факта связи половины мировых бокситовых месторождений с карбонатными породами
следует, что образованию бёмита способствует щелочная среда, однако эта же среда
увеличивает скорость преобразования бёмита в диаспор. К. Ф. Терентьева, исследовавшая
изменение минерального состава бокситов при различных преобразованиях, показала в 1958
г., что в бокситах, находящихся на стадиях диагенеза и раннего эпигенеза, бёмита мало.
Минерал распространен и устойчив на стадиях позднего эпигенеза и динамометаморфизма. В
начальной стадии термального метаморфизма он переходит в корунд, а в процессе
гипергенеза, в случае присутствия в промывной воде высоких концентраций кремнезема,
преобразуется в каолинит.

63.

Фосфаты
Минералы группы фосфатов играют среди всей массы осадочных пород очень небольшую роль.
Эти минералы участвуют в строении пластовых и желваковых фосфоритов, слагая в них основную
цементирующую массу или образуя всевозможные псевдоморфозы по животным и растительным
остаткам. В относительно невысоких концентрациях фосфатное вещество встречается в качестве
цемента в песчаниках и алевролитах. Незначительная фосфатизация наблюдается иногда в
аргиллитах и в сидеритовых породах.
В шлифах фосфаты имеют вид либо изотропной колломорфной массы, либо волокнистых,
тонкоигольчатых агрегатов с очень низким двупреломлением (0,002 – 0,008).
Изотропный фосфат чаще всего окрашен в желтые или бурые цвета и легко диагностируется по
высокому показателю преломления (выше 1,600). Тонкоигольчатые кристаллические фосфаты
образуют в породе ρадиальнолучистые агрегаты или крустификационные оболочки вокруг
терригенных зерен. Обе разности фосфата часто присутствуют в породе одновременно. В
песчанистых фосфоритах или фосфатизироваиных песчаниках фосфатные минералы образуют
порово-пленочный, часто базального типа цемент. При этом пленки имеют крустификационное
строение и слагаются тонкоигольчатым фосфатом с ориентировкой иголочек, перпендикулярной к
поверхности терригенных зерен, а промежутки между зернами выполняются изотропным
фосфатом.
В более древних фосфоритах наблюдается перекристаллизация фосфатного вещества, в результате
чего изотропные разности , сменяются микрокристаллическим агрегатом, а крустификационные
оболочки перекристаллизовываются в оторочки из кристалликов апатита. В массе
фосфатизированных пород часто встречаются сгустковидные образования бурых капролитов.
Точную диагностику фосфатных минералов произвести в шлифе затруднительно. Наиболее
распространенными минералами среди фосфатной группы являются подолит, франколит, курскит и
коллофан, а в перекристаллизоваиных и частично метаморфизованных фосфоритах появляется и
собственно апатит (фторапатит).

64.

Обломки фосфатных пород, сцементированные кальцитом.

65.

66.

Сульфаты
Гипс – один из наиболее распространенных минералов группы сульфатов. В шлифах
гипс бесцветен, обладает хорошей спайностью по двум направлениям;
светопреломление низкое, во всех сечениях ниже, чем у канадского бальзама; Ng=
1,530, Nm= 1,523, Np = 1,521, двупреломление 0,009; интерференционная окраска в
серых и белых тонах. Гипс является породообразующим минералом, слагающим иногда
мощные толщи пород, но он может присутствовать и в виде цемента в песчаниках и
алевролитах, а также в виде вторичных выделений – отдельных кристаллов и
прожилков в карбонатных и глинистых породах.
Гипс, слагающий мощные пласты пород, имеет обычно кристаллически-зернистую,
лепидобластовую или радиальнолучистую структуру. В цементе песчаников гипс чаще
всего имеет пойкилитовую структуру и образует крупные неделимые (до нескольких
сантиметров), вмещающие многочисленные зерна обломочных минералов. Такой
цемент иногда называют цементом типа репетекских гипсов (Закаспийские степи). Реже
гипс, играющий роль цемента, имеет кристаллически-зернистую структуру и
концентрируется в поровых участках породы.

67.

Следует иметь в виду, что гипс легко дегидратизируется и переходит в ангидрит.
Частичная дегидратация гипса может иметь место даже притом незначительном
нагревании, которое происходит при изготовлении шлифов. При дегидратации гипс
переходит в новую минеральную модификацию – полугидрат гипса (2CaSО4 × H2O),
обладающую более высоким светопреломлением и двупреломлением. Минерал
приобретает очень характерную тонкоигольчатую параллельно ориентированную
структуру.
М. С. Швецов (1948) указывает, что в шлифах при дегидратации гипса могут возникать
тонкие смеси гипса, его полугидрата и ангидрита. Последние два минерала легко
отличаются от гипса более высокими показателями преломления и яркой
интерференционной окраской.
Гипсовый цемент часто бывает вторичным и образуется по карбонатному или
глинистому цементу; в этом случае он обычно содержит мелкие включения кальцита
или глинистого вещества, являющиеся реликтами первичного цемента. Гипс энергично
разъедает обломочные зерна кварца, полевых шпатов, роговой обманки и пироксенов.
Часто гипс присутствует в карбонатных и глинистых породах в виде вторичных
образований: заполняет прожилки, образует иногда прекрасно ограненные кристаллы
моноклинного габитуса или двойниковые сростки, известные под названием
«ласточкиных хвостов». В прожилках гипс обычно имеет тонковолокнистую структуру с
ориентировкой игольчатых кристаллов, перпендикулярной к стенкам прожилка.
Нередко гипс заполняет поровые участки в карбонатных породах; в этих случаях его
можно принять за вторичный кварц.

68.

Кристаллы гипса в оолитовом доломите

69.

Ангидрит, так же как гипс, является породообразующим минералом и слагает мощные пласты в
соленосных толщах. Гораздо реже ангидрит встречается в виде цемента в обломочных породах
являясь в этом случае почти всегда вторичным образованием. Ангидрит бесцветен, прозрачен,
имеет хорошо выраженную спайность по двум направлениям под прямым углом, высокий
показатель преломления (Ng= 1,614; Np=1,570), высокое двупреломление (Ng - Np = 0,044) и
характерную пеструю, радужную интерференционную окраску.
Для ангидритовых пород характерна кристаллически-зернистая (мозаичная) лепидобластовая или
радиальнолучистая структура. Ангидрит легко определяется в шлифах по призматическому
габитусу кристаллов, прекрасной спайности и пестрым цветам интерференционной окраски.
Ангидрит
Гипс
Гипс-ангидритовый агрегат. Ангидрит отличается от гипса высокими цветами интерференции. Николи +.

70.

Вулканические стекла
Вулканические стекла – это закаленные силикатные расплавы. Образование стекол
связано с вязкостью и скоростью охлаждения расплавов. Они обычны для богатых
кремнеземом лав, пемзовых и пепловых толщ. Базальтовые стекла менее
распространенные, и для них необходимы специфические условия закалки расплава в
подводных или иных условиях.
Вулканические стекла, образующиеся при эксплозивной вулканической деятельности,
отличаются разнообразием их вещественного состава и структуры. Причины
разнообразия определяются многими факторами. Так, И. И. Гущенко в 1965 г. отметил,
что показатели преломления и морфология частиц стекла в пеплах северной части п-ова
Камчатка зависят от типа извержения.
Н. П. Кураленко на примере Камчатки и Армении пришел к выводу, что важнейшие
особенности пирокластики обусловлены прежде всего составом исходного расплава,
характером вулканизма и типами извержений.
Так, вулканические пеплы извержений гавайского типа образуются в небольшом
количестве и состоят в основном из фигурных, удлиненных частиц, капель прозрачного
коричневого стекла с n = 1,55 –1,60.
В пеплах эксплозий стромболианского типа преобладают клочковатые, неправильные
фигурные частицы пористого прозрачного стекла с примесью обломков лав, шлаков,
кристаллов.

71.

В пеплах эксплозий вулканского типа, обычно доминируют непрозрачные и
полупрозрачные частицы тахилита, лав, реже минералов и прозрачного стекла.
Тефра направленных взрывов андезитовых вулканов состоит преимущественно из
обломков лав и кристаллов.
Пеплы плинианских (сильных вулканических) эксплозий этих вулканов состоят в
основном из ювенильного материала – идиоморфных кристаллов песчаной и
алевритовой размерности и тонкой витрокластики, что обусловлено высокой
газонасыщенностью магмы.
Тефра мощных плинианских (кальдерообразующих) извержений главным образом
также ювенильная, но состоит почти исключительно из пористой витрокластики. При
этом разности, сопровождающие формирование спекшихся туфов и игнимбритов,
характеризуются наличием очень тонких пластинок, рогулек обычно бледно
окрашенного стекла с n= 1,50—1,52.
При наблюдении с анализатором свежие вулканические стекла изотропны. Вблизи
кристаллической фазы и в гидратированных каемках появляется анизотропия. Точное
определение состава стекол возможно химическим методом, относительное – по
показателям преломления и плотности.

72.

Вулканические стекла являются метастабильной фазой. Для них характерны
вторичные изменения, обусловленные многими причинами: длительностью
преобразования, ландшафтными условиями, термодинамическими параметрами
диагенеза-метагенеза, составом исходного материала, тектоническим режимом
бассейна седиментации. Первостепенное значение при этих изменениях имеют
давление и температура, а также гидрохимия реликтовых вод. Как показал в 1974
г. Г. Н. Бровков, исходный состав не всегда является основным показателем для
минералогии новообразований.
Зависимость характера изменения кислого стекла от изменения химических
свойств среды показал в 1977 г. В. В. Наседкин на примере геотермальных систем
п-ова Камчатка и о-ва Кунашир.
В кислой среде с сульфатным анионом происходит накопление кремнезема и
образование ассоциаций, типичных для вторичных кварцитов: каолинит +
гидрослюда, опал + алунит, опал.
В щелочной среде наблюдаются растворение и вынос кремнезема. Характерной
ассоциацией является морденит или клиноптилолит + монтмориллонит.
Минералообразованию предшествуют реакции гидратации и ионного обмена.
Гидратация происходит под действием слабощелочных растворов. Следует
отметить, что даже в случае полного изменения вулканического стекла основные
черты его (размеры и форма обломков, контуры газовых пустот и вкрапленников)
благодаря неоднородности цвета и структуры заместившего его глинистого
вещества сохраняются в породе и различаются в шлифах.

73.

Вулканическое стекло (витрокласты). Белое - бесцветные обломки
вулканического стекла. Без анализатора.

74.

ФОТОГРАФИИ ШЛИФОВ