Полевые шпаты в гранитах
Любой гранит содержит щелочной полевой шпат: ортоклаз, микроклин или плагиоклаз, близкий к альбиту. Обычно он ассоциирует с известково-натровым плагиоклазом, олигоклазом или андезином. Ортоклаз и микроклин имеют формулу KAlSi3O8. Плагиоклазы составляют изоморфную серию, которая идет от альбита NaAlSi3O8 до анортита CaAl2Si2O8 и которую в первом приближении можно рассматривать как непрерывную (непрерывную при высокой температуре; см. ниже). Обычно эту серию условно расчленяют по молекулярному соотношению смеси альбита и анортита (An) со следующими классическими наименованиями:
Когда известково-натровый плагиоклаз преобладает в количественном отношении над щелочным полевым шпатом, гранит переходит в гранодиорит, а затем в кварцевый диорит. Когда он представлен бескальциевым членом (альбитом), мы имеем щелочной гранит. Преобладание калиевого полевого шпата или плагиоклаза отличает калиевые граниты от натровых. Эти замечания подчеркивают важность полевых шпатов для классификации гранитов, к которой мы вернемся.
Калиевый полевой шпат. Калиевый полевой шпат гранитов является либо микроклином (триклинным), либо чаще всего промежуточной разностью. Степень триклинности полевых шпатов определяют отклонением лучей дифрактограмм, соответствующих граням 131 и 131 кристалла, которые разделяются в триклинном полевом шпате, но совпадают в моноклинном. Если D0 представляет собой отклонение для идеального микроклина и D — для измеряемого полевого шпата, тогда степень триклинности условно равна T=(D/D0)x100. Опыт показывает, что в одном и том же граните часто сосуществуют два различных калиевых полевых шпата: например, промежуточный полевой шпат с T близким к 20—30 и микроклин с четкими решетчатыми двойниками, у которого T равно 80. Кажется, что по крайней мере одна из двух форм в породе находится в метастабильном состоянии. Их сосуществование показывает сложность и продолжительность образования гранита. Другой возможностью отличия микроклина и ортоклаза является измерение угла оптических осей (2V), значительно меньшего у ортоклаза, чем у микроклина. Однако этот метод не всегда хорошо согласуется с предыдущим.
Присутствие ортоклаза или микроклина в данном гранитном массиве имеет систематический характер. Если сосуществуют оба минерала или два промежуточных типа, их соотношение в гранитном массиве сохраняет довольно постоянный порядок величины. Часто устанавливается, что глубинные граниты (например, чарнокиты) и граниты малых глубин образования (например, субвулканические граниты) являются ортоклазовыми. Обычные, наиболее многочисленные граниты (батолиты в мезозоне метаморфизма; гранитные мигматиты) содержат более или менее триклинный микроклин.
Обычно принимается, что триклинность связана со степенью упорядоченности Si и Al в кристаллической решетке минерала, при этом микроклин оказывается более упорядоченной формой. Температура образования является, вероятно, главным фактором. С другой стороны, ограничение свободы во время кристаллизации, возможно, благоприятствует образованию микроклина. По С. Вилельм (устное сообщение), обе составные части в калиевых полевых шпатах промежуточной триклинности, по-видимому, имеют неправильное мозаичное строение и чрезвычайно чувствительны к механическим деформациям горной породы. Различные авторы рассматривали также роль давления водяных паров, которое, возможно, облегчает достижение равновесия в ходе кристаллизации. Частичная замена К на Na в кристаллической решетке может также принять участие в изменении Т. Участие этих различных факторов трудно оценить и необходимы более глубокие исследования.
Ортоклаз гранитов часто является более или менее натровым и молекулярное количество альбита может достигать 40% , обычно же порядка 15—20%. Угол оптических осей 2V возрастает от 35 до 75°, при изменении содержания альбита от 0 до 40%. Существуют также натровые микроклины аналогичного состава, но их угол оптических осей как будто остается между 80 и 90°.
Кристаллы калиевого полевого шпата гранитов часто имеют частично и реже полностью пертитовую микроструктуру. Эта структура характеризуется пропитыванием полевого шпата альбитом или олигоклазом в виде очень тонких неправильных, субпараллельных зонок, или микропрожилков, или неправильных пламеневидных вростков или вростков, расположенных другим образом. Пертит является первоначальным либо, большей частью, образован в результате последующего изменения гранита. Смотря по обстоятельствам, это объясняют распадом натрового ортоклаза или микроклина, гомогенных при высокой температуре [348], или же частичным замещением ортоклаза или микроклина натровыми микрорастворами, пришедшими извне. Первый случай встречается особенно в гранитах гиперсольвус, т. е. гранитах, кристаллизовавшихся при температуре выше температуры распада твердого раствора KAlSi3O8 — NaAlSi3O8, причем такой раствор существует при температуре свыше 650—700°С в зависимости от давления. Во втором случае замещение альбитом иногда выявляет характерную структуру такого альбита, называемую «структурой шахматной доски», вызванную, вероятно, решетчатым рисунком двойников первоначального микроклина. С другой стороны, случается, что некоторые кристаллы калиевого полевого шпата, имеющие однородный вид под микроскопом, обнаруживают пертитовое строение на рентгеновских диаграммах: это — криптопертиты.
Некоторые ортоклазы из гранитов имеют заметное содержание бария, достигающее 0,5—1%. Известно, что гиалофан является калиево-бариевым полевым шпатом, содержащим до 30% и более молекулы цельзиана BaAl2Si2O8. Присутствие бария в некоторых гранитных ортоклазах объясняется более высокой температурой кристаллизации этих ортоклазов.
В гранитах калиевые полевые шпаты обычно не имеют кристаллографических форм, в противоположность плагиоклазам, которые проявляют тенденцию их иметь. Тем не менее в порфировидных гранитах, в которых калиевые полевые шпаты имеют более крупные размеры (1—15 см), чем зерна окружающей породы, эти полевые шпаты образованы лучше, чем те же полевые шпаты в основной массе, и часто идиоморфны с двойниками по карлсбадскому закону.
Плагиоклазы. Чаще всего олигоклаз. Плагиоклаз является более основным в гранодиоритах и кварцевых диоритах и более натровым (альбит) в щелочных гранитах. Некоторые граниты имеют плагиоклазы различной основности. Плагиоклаз гранитов иногда бывает зональным с более щелочной внешней частью кристалла; но это явление выражено значительно слабее, чем в более основных плутонических и в вулканических породах. Тем не менее оно отмечается в гранитных породах с эндоморфизмом, где в последовательных зонах роста плагиоклаза даже можно видеть реккуренции содержаний анортита. В других случаях отсутствие зон, возможно, возникает при медленной кристаллизации или перекристаллизации в устойчивых условиях, позволяющих уже сформированным кристаллам приспособиться к медленно изменяющемуся химическому составу непосредственно прилегающей среды.
Известно, что каждый плагиоклаз представлен двумя разновидностями со слегка отличающимися свойствами; одна из них, называемая высокой (высокотемпературной), свойственна преимущественно вулканическим породам, другая, называемая низкой (низкотемпературной), встречена преимущественно в метаморфических породах и в большинстве плутонических пород. Лучше стоило бы говорить соответственно: форма неупорядоченная (вместо высокой) и форма упорядоченная (низкая). Естественно, существуют также плагиоклазы с промежуточными свойствами. Можно определить «показатель промежуточности», варьирующий от 100 для упорядоченности низкой формы до 0 для отсутствия упорядоченности высокой формы, по более или менее значительному разделению в диффрактометре двух особых лучей.
Еще слаборазвитые исследования подтвердили, что плагиоклазы гранитов имеют значительное преобладание повышенных значений «показателя промежуточности». Ho эти показатели в одном и том же граните имеют, однако, некоторую дисперсию значений. Более или менее значительная дисперсия с центром, несколько отличающимся от величины показателя, могла бы, может быть, характеризовать отдельные гранитные массивы. Замечательный факт — японские граниты неогенового возраста в пределах вулканических формаций имеют одновременно низкие и высокие плагиоклазы, причем последние преобладают.
Некоторые авторы, как О.Ф. Таттл, объясняют преобладание низкого плагиоклаза гранита последующей перекристаллизацией полевого шпата, кристаллизовавшегося вначале в высокой форме; другие, как Р. Перрен и М. Рубо, видят в этом доказательство такого способа образования гранита, который радикально отличается от магматической кристаллизации вулканической породы. Для того чтобы сделать заключение, необходимы, по-видимому, другие исследования, тем более что при кристаллизации той или иной разновидности следует принимать во внимание не одну температуру, но также и давление водяных паров и других пневматолитов.
Только высокий ряд плагиоклазов образует непрерывный твердый раствор. В низкой серии существует интервал несмесимости между альбитом и олигоклазом с 25 % An. В этом интервале существует смесь нескольких фаз, называемая перистерит. Эта ассоциация обычно настолько тонкая, что неразличима под оптическим микроскопом, а только лишь в диффрактометре. Под микроскопом в первом приближении получают оптические свойства, промежуточные между двумя крайними членами смеси. Это явление устанавливается, вероятно, во многих гранитах.
Статистическими оценками установлено, что плагиоклазы гранитов часто имеют двойники по карлсбадскому закону или его комбинации с альбитовым законом; редко встречаются только альбитовые и периклиновые двойники или отсутствие двойников. Этот факт сближает полевые шпаты гранитов с калиевыми полевыми шпатами вулканических пород и отделяет их от метаморфических пород. Однако, по данным М. Горай, некоторые мигматиты Японии с этой точки зрения аналогичны метаморфическим породам.
Окраска полевых шпатов. Она часто характерна для данного интрузивного массива и придает породе свой общий тон, часто упоминаемый в описаниях. Макроскопически гранитные полевые шпаты редко оказываются прозрачными. Их молочный облик возникает вследствие тонкой пигментации, обусловленной включениями или тонкими пластинками, вызывающими рефлексы света. Цвет щелочных полевых шпатов меняется в зависимости от гранитов: розовый, желтый, красноватый, серый, молочно-белый. Первые из этих окрасок связаны с микроскопическими включениями гематита, либо первичного (шеллеризация), как, например, в розовом граните Пиана, Корсика, либо обязанного вторичному изменению; последние — изменением, при котором кристалл пропитывается мелкими глинистыми или серицитовыми чешуйками. Некоторые гранитные микроклины — криптопертиты имеют голубые опалесцирующие рефлексы, напоминающие «лунный камень», известный на о. Шри Ланка как драгоценный камень. Несомненно, речь идет о световой интерференции в агрегате кристаллических пластинок. Наконец, зеленый цвет некоторых микроклинов из пегматитов («амазонит») объясняется присутствием в их решетке закисного железа или других элементов-примесей. Плагиоклазы в гранитах обычно менее окрашены, чем щелочные полевые шпаты: белые до темно-серых. Они становятся зеленоватыми в начале изменения с образованием микроскопических хлорита, циозита или эпидота (соссюритизация). Обычно они могут подвергаться серицитизации. В чарнокитах — гиперстеновых гранитах — все полевые шпаты имеют темную серовато-зеленую окраску в свежей породе и коричневую при слабом начале изменения. Она, по-видимому, обязана распаду твердого раствора пигмента окислов железа и алюминия в ходе кристаллизации полевых шпатов.