Акцессорные минералы кислых интрузивных пород реферат

Обновлено: 06.07.2024

Данные семейства объединяют кислые и ультракислые породы с предельно высокой суммой Na2O + К2О, которая может достигать 10-14 мас.%. Отличительной особенностью является присутствие, кроме кварца и щелочных полевых шпатов, Na-пироксенов (эгирин) и амфиболов (арфведсонит, рибекит и др.). В кислых породах цвет­ные минералы относятся к разряду главных: их содержание состав-

6. Кислые и ультракиоше породы

ляет 5-10 об.%, в ультракислых породах цветные минералы явля­ются второстепенными. Кислые интрузивные породы представле­ны щелочными граносиенитами и гранитами, а ультракислые по­роды — щелочными аляскитами. Эффузивными аналогами первых являются щелочные трахидациты и пантеллериты, вторых — комен-диты.

Щелочной гранит

Минеральный состав.Щелочные граниты состоят из кварца (20-40 об.%), щелочного полевого шпата (50-70%) и цветных ми­нералов, представленных преимущественно Na-амфиболами (арф-ведсонит, рибекит, редко гастингсит) и пироксенами (эгирин), а иногда биотитом, мусковитом, Li-слюдами. Характерно обилие и разнообразие акцессорных минералов (танталит-колумбит, пирох-лор, торит, циркон, энигматит, эльпидит, астрофиллит, флюорит, криолит и многие другие).

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

но почти не содержащих алюминия. Если кроме этих минералов в щелочных гранитах содержится много слюд, то коэффициент аг-паитности понижается до 1.0—0.8.

Многие щелочные граниты, особенно микроклин-альбитовые, обогащены Nb, Та, Zr, редкоземельными элементами, а также F и Li (литий-фтористые щелочные граниты).

Внешний обликЩелочные граниты окрашены в разные цвета: серые, красноватые, розоватые, зеленоватые. Структура от мелко-до крупнозернистой, иногда пегматоидная. Однополевошпатовые щелочные граниты обычно обладают более равномернозернистым строением по сравнению с микроклин-альбитовыми, которые ча­сто характеризуются весьма неравномерным распределением поро­дообразующих минералов вплоть до обособления мономинераль­ных пятен, полос, шлиров. Общий облик кварц-полевошпатового агрегата близок к структуре описанных выше слюдяных микро-клин-альбитовых гранитов и аляскитов.

Микроструктура.Однополевошпатовые щелочные граниты со­стоят из панидиоморфнозернистого или аллотриоморфнозернис-того агрегата зерен кварца и полевого шпата и ксеноморфных по от­ношению к ним выделений поздних цветных минералов. Часто наблюдается обрастание щелочного амфибола эгирином или наобо­рот. Структурные соотношения между минералами отражают как одновременный рост кристаллов из расплава, так и перекристалли­зацию и автометасомагическое преобразование породы после ее полного затвердевания.

Условия залегания ираспространенность. Щелочные граниты развиты главным образом в тектонически стабильных блоках (кра-тоны, срединные массивы), где они слагают обособленные интру­зивные тела, а также встречаются в ассоциации с другими интрузив­ными и вулканическими породами повышенной щелочности. Размеры гранитных массивов варьируют от крупных, измеряемых тысячами квадратных километров (щелочные граниты Кейвских тундр на Кольском полуострове) до небольших трещинных тел мощностью в первые метры.

Происхождение.Щелочные граниты являются продуктом за­твердевания кислых и ультракислых магм, которые образуются при частичном плавлении кварц-полевошпатового корового вещест­ва, испытавшего перед этим метасоматическое преобразование с обогащением натрием, калием, фтором, редкими металлами. В процессе кристаллизации щелочно-гранитная магма испытыва-

6. Кислые и ультракислые породы

ет дифференциацию, а твердые щелочные граниты подвергаются пе­рекристаллизации и автометасоматическим изменениям. Темпе­ратура магм, затвердевших в виде однополевошпатовых щелочных гранитов, была выше, чем температура расплавов, давших при за­твердевании микроклин-альбитовые граниты.

Практическое значение.Щелочные граниты могут служить ру­дой, из которой извлекаются Nb, Та, Zr, лантаноиды и другие ред­кие металлы.

Щелочной аляскит

Щелочной аляскит отличается от щелочного гранита мини­мальным содержанием цветных минералов, не превосходящим 3-5 об.%, большим количеством кварца (~40 об.%) и как следствие это­го, предельно высоким содержанием SiO2, соответствующим груп­пе ультракислых пород.

Пантеллерит

Порода названа по острову Пантеллерия в Средиземном море (у берегов Сицилии).

Минеральный состав. Впантеллеритах с порфировой структурой вкрапленники образованы анортоклазом или санидином, содержащи­ми 70—60 мол.% альбитового компонента, кварцем, клинопироксеном и энигматитом Na2Fe5TiSi6O20, который является главным цветным минералом. Основная масса стекловатая или полукристаллическая с микролитами щелочного полевого шпата, энигматита и эгирина.

Внешний облик.Пантеллериты — темные зеленоватые, нередко почти черные стекловатые породы с порфировой или афировой структурами. Часто встречаются пантеллеритовые игнимбриты.

Микроструктура.Среди вкрапленников преобладают крупные, хорошо образованные таблитчатые кристаллы щелочного полево­го шпата, призматические кристаллы энигматита с характерным для него плеохроизмом от красно-коричневого до черного цвета,

Часть Н. Магматические горные породы (петрография)

встречаются более редкие фенокристаллы кварца. Щелочной поле­вой шпат может срастаться с энигматитом. Основная масса состо­ит либо только из вулканического стекла, либо содержит также ми­кролиты щелочного полевого шпата и цветных минералов. В стекле базиса наблюдаются неоднордности, свойственные игнимбритам. При девитрификации стекла возникает кварц-полевошпатовый аг­регат с фельзитовой, сферолитовой, гранофировой структурами.

Условия залегания и распространенность.Пантеллериты слагают лавовые потоки, пирокластические накопления, а также нередко за­легают в виде субвулканических даек и пластовых интрузивных за­лежей. Характерны контрастные сочетания пантеллеритов и ба­зальтов. Пантеллериты обычно занимают небольшие объемы и распространены в пределах кратонов, в том числе и на океаниче­ских островах, а также образуются на заключительных этапах тек-тономагматического развития подвижных поясов.

Происхождениепантеллеритов связывают с кристаллизацион­ной дифференциацией базальтов или с частичным плавлением ме-тасоматически преобразованных мантийных и коровых субстра­тов. Учитывая тесное родство пантеллеритов и щелочных гранитов, последняя модель, вероятно, наиболее близка к реальности.

Практическое значение.Пантеллериты так же, как и щелочные граниты, обогащены редкими металлами, но не несут промышлен­ного оруденения.

Комендит

Комендит — эффузивный аналог щелочного аляскита. Порода, названная по местности Коменде на о-ве Сардиния, близка к пан-теллериту. Отличается меньшим количеством цветных минералов, более высоким содержанием кварца и предельно высокой кремне-кислотностью, которая соответствует ультракислым породам (SiO2 > 74 мас.%). Суммарное содержание Na2O + К2О обычно не­сколько ниже, чем в пантеллерите.

КАРБОНАТИТЫ

К карбонатитам относят существенно карбонатные породы маг­матического происхождения, которые отличаются по составу и ус­ловиям залегания как от известняков, доломитов и других осадоч­ных пород, так и от гидротермально-измененных пород, в состав которых входят карбонаты.

Минеральный состав. Главными минералами являются каль­цит, реже доломит и анкерит. Известны карбонатиты с сидеритом, бастнезитом [Се, La, . (CO3)F), а также содовые карбонатиты, со­стоящие из карбоната натрия. Доля карбонатов составляет 50-100% объема породы. В качестве второстепенных минералов присутству­ют магнезиальный оливин (Fo98_92), флогопит, клинопироксен, апатит, магнетит. Характерные акцессорные минералы — пирохлор и другие танталониобаты. В некоторых разновидностях карбонати-тов содержания этих минералов превышают 5 об.%, и они приоб­ретают значение главных минералов.

Химический состав.Карбонатиты относятся к несиликатным магматическим породам. Они содержат не более 1-10 мас.% SiO2. В кальцитовых карбонатитах преобладают СаО (40-50 мас.%) и СО2 (25—40 маc. %). Характерны высокие содержания Р2О5 (2-4 мас.%), заключенного главным образом в апатите, а также повышенные концентрации редкоземельных элементов, ниобия и других ред­ких металлов.

Внешний облик.Карбонатиты — породы с мелко-, средне- или крупнозернистой структурой, окрашенные в белый или серый цве­та с разными оттенками. В образцах напоминают кристаллические известняки или мраморы, за которые карбонатиты долгое время и принимали.

Микроструктура.Карбонаты образуют аллотриоморфнозерни-стый агрегат, в котором заключены кристаллы оливина, флогопи­та, магнетита, апатита и других минералов.

Условия залегания и распространенность.Карбонатиты чаще все­го слагают интрузивные тела, которые имеют форму штоков, коль­цевых, конических даек, отделенных от вмещающих пород резки­ми контактами. В карбонатитах встречаются ксенолиты тех пород, которые они прорывают.

Карбонатиты ассоциируют со щелочными ультраосновными породами (мельтейгитами-ийолитами и др.), нефелиновыми и лей-цитовыми сиенитами и вместе с этими породами принимают уча-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

стие в строении магматических комплексов центрального типа, со­стоящих из внутреннего штока и окаймляющих его кольцевых и ко­нических даек. Карбонатиты всегда затвердевают позднее сопряжен­ных с ними силикатных магматических пород. Карбонатитам нередко предшествуют своеобразные магматические породы — фо-скориты, или камафориты, состоящие из оливина, магнетита и апа­тита, в которых обособляются почти мономинеральные линзы и по­лосы (магнетититы, апатититы и др.).

Карбонатиты могут быть и продуктами вулканической деятель­ности. В Танзании находится знаменитый вулкан Олдоньо-Лен-гаи, который извергает натриевые (содовые) карбонатиты, затвер­девающие в виде лавовых потоков и пирокластических накоплений.

По сравнению с силикатными магматическими породами кар­бонатиты редки, но среди несиликатных магматических пород они являются самыми распространенными. Карбонатитовые массивы известны в Африке, где расположены и почти все карбонатитовые вулканы, в Канаде, Бразилии, Европе. В России карбонатиты обна­ружены на Кольском полуострове, на Алданском щите и в других провинциях.

Происхождение.Некоторые карбонатиты представляют собой затвердевшие солевые расплавы, возникшие глубоко в мантии за счет частичного плавления карбонатизированных перидотитов. На меньшей глубине карбонатитовые расплавы могут отделяться от силикатных мантийных магм вследствие несмесимости силикатных и карбонатных жидкостей. Температура карбонатитовых магм со­ставляет не менее 750-500 °С, фоскоритов — 950-700 °С. При бо­лее низких температурах карбонатиты испытывают метасоматиче-ские преобразования, находясь в твердом состоянии. Чисто метасоматические породы с большим количеством карбонатного материала не следует называть карбонатитами.

Практическое значение.Карбонатиты разрабатываются для до­бычи магнетита, апатита, флогопита, а также служат важным источ­ником получения ниобия, тантала и других редких металлов.

Образование. Пока еще до конца не выяснено, каким образом освобождается пространство для таких гигантских объемов магмы. Одни геологи считают, что при подъеме сильно нагретой магмы ею поглощаются и затем в ней растворяются (ассимилюються) большие пропорции породы. При этом процессе, названном магматическим разрушением, крупные блоки породы видчленовуються от кровли, которая дробится и разрушается. Обломки падают в более легкий магматический расплав и там частично растворяются или опускаются на глубину. За счет этого магматический резервуар, естественно, расширяется, и магма продвигается дальше вверх в земную кору. Наличие частично ассимильованих пород, в которые происходило вторжение, в значительно удаленных от краев внутренних частях батолитов доказывает, что разрушение действительно происходит; однако количественная роль этого процесса остается неясной.

Другие геологи считают, что батолиты вторгаются подобно инъекции, с силой. Это - подходящее объяснение для случаев сообразного залегания батолитов в региональной структуре. Большая масса магмы просто втискивается в древние породы, с силой раздвигая их в стороны при своем движении вверх. Если легкая магма поднимается сквозь тяжелые вмещающие породы, сила вторжения может быть обусловлена ??гравитацией. Вообще любая магма имеет меньшую плотность, чем изверженные породы того же состава. Следовательно, должна существовать общая тенденция, которая заставляет образованы магматические расплавы передвигаться вверх и занимать выше расположение в поле силы тяжести. Это особенно справедливо для кислых магм (какой является магма батолитов), поскольку средняя плотность вещества изверженных пород уменьшается с повышением содержания кремнезема. Поскольку большинство крупным батолитов связана с зонами деформации земной коры, магматическое тело может также вижиматися под действием деформирующих сил.

Некоторые геологи придерживаются мнения, что гранитные породы батолитов формируются на месте путем 'гранитизации', при которой глубоко погружены осадочные породы, вулканические туфы и лавы сначала подлежат перекристаллизации и затем, продолжая изменяться под действием горячих растворов и мигрирующих ионов, превращается, даже без полного расплавления , в гранулированную (зернистую) массу, имеющую форму батолиты и гранитный состав. В мягком, структурно уступающем состоянии такая масса может вести себя в определенной степени как магма. Полосатые породы у краев батолитов с постепенными переходами от слоя к слою, своеобразные структурные особенности и реликтовые текстуры свидетельствуют в пользу гипотезы гранитизации. Но наблюдаемые в других случаях резкие январе контакты, признаки разрушения и механического скучування, относительно массивный характер допустим интрузивного тела, состав и последовательность кристаллизации образующих его минералов противоречат этой теории.

Через противоречивость аргументов вопрос о относительное значение магмы и гранитизации при образовании батолитов продолжает широко обсуждаться. Если гранитная магма образуется непосредственно при частичном или полном плавлении пород с участием водяного пара под большим давлением, как в лабораторных экспериментах, то отпадает проблема замещения других пород. Более того, возможны оба процесса - и гранитизации, и вторжение магмы. Граниты, залегающие на месте генерации магмы, наз. автохтонными, а граниты, связанные с перемещением магмы, - аллохтоннимы. Состав автохтонных гранитов зависит от состава вмещающих пород. Формирование аллохтонних гранитов происходит в несколько этапов - фаз вторжения. При этом ранние вторжения характеризуются более основным составом.

Магматические интрузивные породы

Структуры интрузивных пород определяются условиями их образования (медленное охлаждение и кристаллизация магмы при повышенных температурах и давлениях) и часто бывают ривномирнозернистимы и неривномирнозернистимы. Среди последних выделяют породы крупнозернистых (размер зерен минералов от 1 до 0,3 см), среднезернистые (0,3 - 0,1 см), мелкозернистые (0,1 - 0,05 см) и тонкозернистые (менее 0,05 см) . Самыми распространенными текстурами интрузивных пород являются массивные и плотные, для которых характерно плотное прилегание минералов друг к другу без всякой ориентации в их размещении.

В состав магматических пород входят породоутворювальни минералы и акцессорные. Основными минералами магматических интрузивами является биотит, кварц, калиевый полевой шпат, роговая обманка, оливин, пироксены, амфиболы, слюды. Акцессорни: циркон, апатит, хромит, магнетит, рудный минерал.

Все магматические породы по содержанию кремнекислоты разделяются на кислые, средние, основные и ультраосновные.

Кислые породы характеризуются светлой окраской, вследствие преобладания в их составе полевых шпатов и кварца. Наиболее распространенными породами являются гранит и его эффузивный аналог - липариты.

Гранит -интрузивные породы с зернистой (ривномирнозернистою или неривномирнозернистою) структурой. Текстура плотная массивная. Основные минералы - полевой шпат и кварц, в небольшом количестве - мусковит. Биотит, роговая обманка составляют не более 10% .. Акцессорные минералы - гранат, апатит, циркон, магнетит подобное. Цвет обусловлен окраской полевых шпатов - может быть ясно-серый, желтоватый, розовый, красный. Залегает в виде батолитов, штоков, лакколиты, реже образует дайки. Широко используется как строительный и облицовочный материал. Гранит - очень распространенная в земной коре порода. Большие залежи его известны в пределах Украинского щита (на Житомирщине, Приднепровье, Приазовье) и на Кольском полуострове. С залежами гранита часто связаны ценные полезные ископаемые - вольфрамит, молибденит, редкоземельные металлы и т.п..

Средние породы также характеризуются в основном ясным окраской. К этой группе относятся пары диорит-андезит и нефелиновый-трахита.

Диорит - интрузивные породы зернистой структуры, чаще - мелкозернистая. Текстура массивная, реже полосатая. Составлен полевым шпатом, роговой обманкой, иногда присутствует биотит. В том случае, когда содержит кварц (до 10%), наз. кварцевых диоритов. Цвет серый, темно-серый, иногда с зеленоватым диорит. Составляет краевые зоны многих гранитных массивов. В таких случаях образуются переходные к граниту разновидности - гранодиориты. Залегает также в виде штоков, лакколиты, жил. Используются диориты как облицовочный материал, бутовый камень. Районы залегания: Приазовья, Побужье, Волынь, Подолье, Урал. С диориты часто связаны месторождения золота, железа, цветных металлов.

Сиенит - интрузивные породы с ривномирнозернистою или порфировидною структурой. Текстура массивная, гнейсоподибна. Основной минерал - полевой шпат. В небольшом количестве присутствуют роговая обманка, пироксен, биотит. Отличается от гранита отсутствием или очень малым количеством (до 5%) кварца. Цвет розовый, красный, светло-серый. Залегает в краевых зонах гранитным массивам или в виде штоков. Используется в основном как строительный материал. Районы распространения: Приазовье, Среднее Приднепровье, Урал, Кыргызстан.

Основные породы благодаря наличию в них значительного количества темноцветных минералов отличаются темной окраской. Породы этой группы: габбро, базальт, лабрадорит.

Габбро - интрузивные породы. Структура преимущественно средне-и крупнозернистая. Текстура массивная. Составленная в основном из лабрадора, пироксена, оливина. Редко имеющиеся роговая обманка и биотит. Цвет от темно-зеленого до черного. Залегает в виде дайок, штоков, лакколиты. Используется как строительный и облицовочный материал, для изготовления памятников, лестниц и т.д.. Распространена в Приазовье, Нижнем Поднепровье, Крыму, на Урале, в Карелии.

Лабрадорит - мономинеральных интрузивные породы. Структура преимущественно средне-и крупнозернистых. Текстура массивная. Составлен минералом лабрадором. Цвет темно-серый, почти черный с характерным синеватым отливом на плоскостях спайности (иризация). Залегает в виде штоков. Применяется как облицовочный, декоративный минерал. Крупные месторождения лабрадоритов известны в Житомирской области, а также в Черкасской и Кировоградской областях.

Ультраосновные породы - это преимущественно интрузивные отмены. Темноокрашенные. Наиболее распространенными среди них являются перидотит и дунит.

Перидотит - интрузивные породы с мелко-или среднезернистой структурой. Текстура массивная, плотная. Составлен оливином и пироксен. Из второстепенных минералов могут присутствовать серпентин, биотит, гранат, титаномагнетита. Цвет черный, темно-зеленый, желто-зеленый. Вязкий. Составляет штоки. Используется для изготовления щебня, как облицовочный материал. Залегает в районах Побужье, Приазовья, Нижнего Приднепровья. С перидотит часто связаны месторождения платины, никеля, кобальта.

Дунит - интрузивные породы с зернистой структурой. Текстура массивная, сливная. Состоит в основном из оливина. Акцессорные минералы - хромит, магнетит. Цвет темно-зеленый или желтовато-зеленый. Применяется как ценное огнеупорная сырье. Районы залегания: Побужье, Приднепровье (Киевская обл.). С дуниты могут быть связаны месторождения никеля, кобальта, платины.

Теперь рассмотрим реакционный ряд образования минералов. Реакционный принцип, разработанный Боуэном (1928 г.) предусматривает реакции между кристаллами и жидкой магмой (рис.5). Зализомагниеви минералы образуют дискретный реакционный ряд, начинающийся с оливина и заканчивается биотит. С магмы, богатой магний и железо, сначала кристаллизуется оливин. Жидкая магма, оставшаяся при остывания реагирует с кристаллами оливина, образуя пироксен, с пироксен - образуя амфибола, с амфибол - образуя биотит. Если реакции не доходят до конца, в ядрах более поздних кристаллов сохраняются остатки оливина, пироксена или амфибола.

Минералы, расположенные на рис. 5 на одном уровне, имеют тенденцию кристализуватися примерно одновременно, отсюда ассоциация пироксена и лабрадора в базальте, амфиболов и андезину в андезито, биотита и олигоклаз или альбит (вместе с ортоклазом) в граните.

В 1962 г. Барт, известный Норвежский петролог, добавил третий ряд, включающий калиевые полевые шпаты, взаимодействующих с минералами плагиоклазного ряда.

Когда кристаллизация минералов этих реакционных рядов близка к завершению, может кристаллизоваться кварц. Остаточные водяной пар и горячие водные растворы могут продолжать взаимодействовать с минералами, что ведет к образованию таких минералов, как хлорит, серпентин, пеолиты, кроме того, эти растворы могут вызвать замещение ранее образованных пород или проникать в трещины и формировать пегматитовых дайки, кварцевые жилы и рудные тела.

Ильменит (титанистый железняк) FeTiO3 – тригональный, образует таблитчатые и ромбоэдрические кристаллы. В шлифе черный, непрозрачный. В отраженном свете желто-бурый. Замещается лейкоксеном (мелкозернистым агрегатом сфена). Развит в магматических породах ультраосновного и основного состава, где иногда образует промышленные скопления.

Хромит – FeCr2O4 - кубический. Цвет черный. Обычно встречается в виде неправильных зерен. В шлифе в отраженном свете – серый, непрозрачный. Постоянный компонент ультраосновных пород. Встречается в парагенетической ассоциации с минералами группы платины.

Магнетит Fe +2 Fe2 +3 О4 – кубический. Цвет железно-черный. В шлифе в отраженном свете – серый. Широко распространен в породах различного генезиса. В основных и ультраосновных породах нередко играет роль глав­ного породообразующего минерала.

Сфен (титанит) — CaTi[SiO4] - моноклинный. В шлифе буроватый, слабо плеохроирующий, иногда бесцветный. Рельеф и шагреневая поверхность высокие. Цвета интерференции – белые высшего порядка. Широко распространен в магматических и метаморфических породах.

Апатит Са5(РО4)3(ОН,F,C1) - гексагональный. В шлифе обнаруживается в виде удлиненных прямоугольных и шестиугольных разрезов или неправильных зерен. Рельеф и шагреневая поверхность отчетливые. Цвета интерференции темно-серые. Погасание прямое. Удлинение отрицательное. Минерал стойкий. В качестве акцессорного минерала встречается во всех группах магматических пород. В щелочных породах образует сплошные зернистые массы, дающие промышленные концентрации, встречается также в метаморфических и осадочных породах.

Циркон Zr[SiO4] – тетрагональный. Часто содержит примеси радиоактивных элементов. В шлифе бесцветный. Рельеф высокий. Цвета интерференции яркие, высокие Погасание прямое. Удлинение положительное. В биотите и роговой обманке вокруг кристаллов циркона обычно образуются темные плеохроичные ореолы вследствие разложения радиоактивных примесей. Циркон распространен в кислых и щелочных породах. Минерал стойкий, поэтому при разрушении магматических пород попадает в россыпи.

Турмалин Na(FeMg)3А13[ВзА1зSi6О27ОН3] – сложный боро-силикат переменного химического состава, тригональный. В шлифе окрашен в коричневые, реже синие и зеленые цвета различных оттенков, иногда зонально распределяющиеся в кристалле. Отличается резким плеохроизмом с сильным поглощением обыкновенного луча, поэтому кристалл, поставленный удлинением перпендикулярно к плоскости световых колебаний поляризатора, становится темным, вдоль плоскости колебаний – светлым. Рельеф и шагреневая поверхность резкие. Цвета интерференции до второго порядка. Погасание прямое. Удлинение отрицательное. Минерал стойкий. Широко распространен в пегматитах, встречается в гранитах, а также в некоторых метаморфических породах.

Апатит — типичный распространенный акцессорный минерал маг­матических пород. Он встречается в щелочных, кислых и основных пегматитах, а также в некоторых высокотемпературных железнорудных месторождениях, в высокотемпературных гидротермальных жилах, в контактовометаморфизованных породах. Наиболее апатита содер­жится в нефилиновых сиенитах. Кристаллы апатита удлиненно-приз — матические до игольчатых, реже таблитчатые. Цвет апатита обусловлен наличием примесей или дефектами структуры: голубой, сине-зеленый, желто-зеленый, розовый, синий, серый, темно-красный и черный. Блеск апатита стеклянный, жирный. Он имеет плотность от 2900 до 3800 кг/м3. Кристалы — призматические шестиугольники. Распростра­нены зернистые, мелкокристаллические сахарноподобные массы.

Гранат—один из наиболее распространенных в породах акцес­сорных минералов. В зависимости от состава цвет граната меняется: бесцветный, травяно-зеленый, изумрудно-зеленый, сине-зеленый, корич­невый, черный, желтый, розовый, буровато-красный, оранжево-крас — 232 ный, темно-красный, лиловый (пироп). Пиропы к тому же являются дихроичными — розовыми при электрическом освещении и зеленые или голубые при дневном. Блеск граната стеклянный, усиливается до алмазного. Спайность в гранате практически отсутствует, от­мечается отдельность, плотность 3570—4300 кг/м3. Наукой установ­лено, что по мере развития метаморфизма в гранате увеличивается содержание пиропового компонента. К гранатам относят целую группу минералов, из которых наиболее распространенными являются пироп, альмандин, спессартин и гроссуляр. Твердость граната высокая и изменяется от 6,5 до 7,5 по шкале Фридриха Мооса. Спайность граната несовершенная или она вовсе отсутствует, излом неровный. Наиболее распространенной формой кристаллов граната является легко заметный ромбический додекаэдр, хотя встречаются и сплошные массы. Чаще всего гранаты распространены в зоне контакта маг­матических и осадочных карбонатных пород, в пегматитах, кристал­лических сланцах и в кислых магматических породах.

Одним из акцессорных минералов с сильно выраженной радиоак­тивностью является анатаз, представляющий одну из трех природных полиморфных модификаций рутила. Кристаллы анатаза призматичес­кие, столбчатые до игольчатых. Иногда анатаз представляет иголь­чатые и волосяные вростки в кварц и гранат, а также срастания с магнетитом, ильменитом и гематитом. Вростки анатаза в пиропный гранат, рубин и другие минералы обусловливают астеризм (эффект мерцающей звезды) у этих минералов. Иногда анатаз, как и другие модификации рутила, встречаются в виде мелко — и крупнозернистых сплошных масс. Окраска красно-бурая, темно-бурая, желтоватая, синеватая, черная, реже зеленая. Твердость анатаза 6,5, плотность 4200 кг/м3. Чаще всего встречается в кварцитах, гнейсах, метамор­фических сланцах.

В базальтах широко распространены ксенолиты мантийного ве­щества, захваченные магмой в процессе ее движения к земной поверхности. По составу наиболее часто встречаются ксенолиты (модули) шпинелевые, реже гранатовые. Малоглубинные ксенолиты имеют угловатую форму, глубинные — часто округлые. Редким, но весьма радиоактивным акцессорным минералом гранитов является ксенотим. Его цвет бывает желтый, белый, желтовато-бурый, корич­невый. Твердость составляет 4—5, а плотность около 4300 кг/м3. Блеск ксенотима смоляной. Минерал очень хрупок, устойчивый, при разрушении пород переходит в россыпи. Кристаллы ксенотима призматические, дипирамидальные. Специалисты относят ксенотим к классу фосфатов, но минерал содержит также тяжелые лантаноиды. В гранитах его чаще всего можно встретить в пегматитах в виде крупных кристаллов в ассоциации с ортитом, апатитом, монацитом, цирконом. Скопления ксенотима являются сырьевыми источниками для получения иттрия и тяжелых лантаноидов, иногда урана.

Радиоактивным акцессорным минералом является также ортит, относящийся к классу силикатов. Ортит — структурный редкоземель­

Ный аналог эпидота. В нем содержатся редкоземельные элементы преимущественно цериевой группы в количестве 15—28%. Встречается также иттриевая разновидность ортита, именуемая иттроортитом. Облик кристаллов столбчатый, пластинчатый. Цвет буровато-черный, черный. Минерал хрупкий и имеет смолянистый блеск. В гранитах, сиенитах и других изверженных и метаморфических породах ортит образует вкрапленность мелких изометрических кристаллов. В пег­матитах ортит представлен крупными призматическими (реже иголь­чатыми) кристаллами (до 0,5 м в длину) и сростками. В скарнах ортит встречается в виде выделений неправильной формы и сливных агрегатов. В подавляющем большинстве ортит является метамиктным минералом, т. е. минералом, вещество которого при сохранении внешнего облика кристалла переходит полностью или частично из структурно упорядоченного кристаллического состояния в особое стеклоподобное агрегатное состояние. Физическая сущность метамик — тизации состоит в нарушении внутренней структуры под действием частиц, возникающих при распаде радиоактивных элементов данного минерала или минералов, находящихся с ним в контакте. В карб — онатитах и альбититах ортит обычно неметамиктный, имеет повышен­ную плотность и тонкопластинчатый облик кристаллов.

Из класса рудных радиоактивных акцессорных минералов необ­ходимо выделить магнетит, пирит и ильменит. Магнетит — минерал подкласса сложных оксидов, состав и свойства которого изменчивы и зависят от условий образования. Цвет железно-черный, блеск металлический, спайность отсутствует, сильно магнитен. Магнетит имеет твердость по шкале Мооса 5,6—6, плотность 5200 кг/м3. Чаще всего магнетиты встречаются в габбро, дунитах, сиенитах, ультраосновных щелочных породах.

Пирит — минерал класса сульфидов, кристаллизуется в кубические сингонии. Цвет латунно — или соломенно-желтый. Блеск яркий метал­лический, спайность несовершенна, излом раковистый. Пирит хрупкий, имеет плотность 5000 кг/м3, твердость 6—6,5. Пирит — это сквозной полигенный минерал, встречающийся в самых различных генетических типах месторождений.

Ильменит — минерал подкласса сложных окислов, кристаллизуется в тригональной сингонии. Зерна ильменита неправильной формы. Известны закономерные сростки ильменитов с магнетитом, рутилом, биотитом. Цвет ильменита железно-черный, в тонких сколах про­слеживается красновато-бурый цвет. Минерал хрупкий и имеет полуметаллический блеск. Его твердость по шкале Мосса 5—6. Он имеет плотность 4800 кг/м3. Как акцессорный минерал выявлен во многих магматических породах. В породах встречается в виде вкрапленников и вростков. Чаще всего ильменит встречается в габбро и сиенитах. Иногда встречается ниобий, содержащий разновидности рутила, именуемый ильменорутил черного и красновато-бурого цвета с плотностью 4300—5600 кг/м3. Его твердость такая же, как и иль­менита. Встречается он обычно в гранитных пегматитах.

Из подкласса сложных окислов, встречающихся в облицовочных породах в виде акцессорных минералов, следует выделить также касситерит, кристаллизирующийся в тетрагональные сингонии. Струк­тура касситерита близка к структуре рутила и его изоморфной модификации — анатаза. Касситерит образует дипирамидальные, столбчатые и игольчатые кристаллы. Цвета касситерита изменяются в широком диапазоне. Есть разности коричневых оттенков, черные, серые, реже желтовато-красноватые. Он имеет большую плотность до 7000 кг/м3, характеризуется твердостью в 6—7 единиц по шкале Фридриха Мооса. Наибольшее количество касситерита как акцес­сорного минерала встречается в гранитах Коростенского массива Украинского кристаллического щита. Сильно радиоактивным акцес­сорным минералом, встречающимся в щелочных гранитоидах, ме- тасоматических щелочных гранитах и пегматитах, является самар- скит. Самарскит — минерал подкласса сложных оксидов, представляет танталониобат иттрия и иттровых редких земель. Он кристаллизуется в ромбическую или псевдоромбическую сингонии. Структура самар — скита близка к структуре других танталониобатов, таких как колумбит, фергусонит и им близкие. Кристаллы таблитчатые, а также круглые или неправильной формы зерна. Цвет самарскита черный, блеск в изломе смоляной, на гранях полуметаллический. Излом раковистый, спайности не имеет, твердость 5—6,5, плотность 5800—6200 кг/м3. Минерал очень хрупкий. Так же как и ортит, самарскит является метамиктным и замещается пирохлором, явля­ющимся также весьма сильным радиоактивным акцессорным минера­лом. При достаточных концентрациях самарскита в породах он может служить сырьем для получения тяжелых лантаноидов. Пи­рохлором называется целая группа минералов кристаллических и ме — тамиктных титано-танталониобатов. В группе пирохлора выделяют 3 подгруппы: собственно пирохлор, микролит и бетафит. Бетафит имеет зеленовато-бурый до черного цвет, непрозрачен. Остальные минералы (группа пирохлора и микролита) имеют буро-красный, буро-желтый, буровато-зеленый цвета различных прозрачных до просвечивающих оттенков. Блеск стеклянный со смоляным от­ливом. Спайности нет, излом раковистый, твердость минералов

4— 5,5 плотность у пирохлора и бетафита 3700—5000 кг/м3, а у мик­ролита 5900—6400 кг/м3.

Охарактеризованные выше минералы группы пирохлора являются потенциальными источниками для получения тантала и целого ряда редкоземельных элементов. Больше всего аккумулируются минералы из группы пирохлора в полевошпатовых, альбитизированных нефе­линовых сиенитах.

Выше нами охарактеризованы основные наиболее часто встре­чающиеся и наиболее сильнодействующие радиоактивные акцессор­ные минералы, единичные зерна и скопления которых нетрудно выявить в породе, имея определенные знания о них и навыки их обнаружения.

Читайте также: