mikroskopija magmatskih in metamorfnih kamnin

Transcription

VAJE IZ PETROLOGIJE MAGMATSKIH IN METAMORFNIH KAMNIN
MIKROSKOPIJA MAGMATSKIH
IN METAMORFNIH KAMNIN
Priročnik za vaje
iz
PETROLOGIJE MAGMATSKIH IN METAMORFNIH
KAMNIN
Matej DOLENEC in Tadej DOLENEC
Ljubljana, 2001
1
2
KAZALO
UVOD .........................................................................................................7
OPAZOVANJE MINERALOV BREZ ANALIZATORJA ......................9
1. Velikost zrn - merjenje dolžin............................................................................9
2. Oblika zrn in habitus........................................................................................11
3. Razkolnost........................................................................................................13
4. Beckejeva črta..................................................................................................14
5. Relief................................................................................................................15
6. Pleohroizem .....................................................................................................15
7. Psevdoabsorbcija..............................................................................................16
OPAZOVANJE MINERALOV PRI NAVZKRIŽNIH NIKOLIH.........17
1. Določanje optičnih lastnosti mineralov v presevni svetlobi ............................17
2. Optična indikatrisa ...........................................................................................19
3. Efekti anizotropnosti in interferenčne barve....................................................22
4. Konoskopsko opazovanje ................................................................................25
5. Conarnost .........................................................................................................29
6. Dvojčki.............................................................................................................31
7. Določanje nihajnih smeri ng in np v podolgovatih presekih ...........................32
8. Določanje dvoloma ..........................................................................................35
MINERALNA SESTAVA MAGMATSKIH KAMNIN ..........................37
MINERALNA SESTAVA METAMORFNIH KAMNIN.......................43
GLAVNI KAMNINOTVORNI MINERALI MAGMATSKIH IN
METAMORFNIH KAMNIN TER NJIHOVE MIKROSKOPSKE
ZNAČILNOSTI........................................................................................46
TEKTOSILIKATI....................................................................................... 46
MINERALI KREMENICE - SiO2 ...................................................................46
Kremen.........................................................................................................57
Tridimit ........................................................................................................58
Kristobalit ....................................................................................................59
Kalcedon, lutecit ..........................................................................................60
Opal..............................................................................................................61
Vulkansko steklo, tahilit ..............................................................................62
3
GLINENCI .........................................................................................................63
Alkalni glinenci...............................................................................................66
Ortoklaz, pertit.............................................................................................68
Mikroklin, mikroklinpertit ...........................................................................69
Sanidin .........................................................................................................71
Anortoklaz....................................................................................................73
Plagioklazi.......................................................................................................74
Albit .............................................................................................................82
Oligoklaz......................................................................................................83
Andezin ........................................................................................................85
Labradorit.....................................................................................................86
Bytownit.......................................................................................................87
Anortit ..........................................................................................................89
GLINENČEVI NADOMESTKI .......................................................................90
Nefelin, kalsilit.............................................................................................90
Leucit ...........................................................................................................92
Cancrinit-Vishnevit......................................................................................94
MINERALI SODALITOVE SKUPINE ..........................................................96
Sodalit, Nosean, Haüyn, Lazurit ..................................................................96
ZEOLITI.............................................................................................................98
Analcim......................................................................................................100
Natrolit, scolecit, mesolit ...........................................................................101
Thomsonit ..................................................................................................103
Stilbit..........................................................................................................104
Chabasit......................................................................................................106
Heulandit....................................................................................................107
Laumontit ...................................................................................................109
OSTALI TEKTOSILIKATI .................................................................... 110
Cordierit, indialit, osumilit.........................................................................110
INOSILIKATI ........................................................................................... 113
PIROKSENI .....................................................................................................113
Rombični pirokseni......................................................................................117
Enstatit - ortoferosilit, broncit, hipersten...................................................119
Monoklinski pirokseni .................................................................................121
Diopsid - hedenbergitova skupina .............................................................121
Diopsid.......................................................................................................123
Hedenbergit................................................................................................125
4
Avgit, titanavgit, dialag.............................................................................127
Pigeonit ......................................................................................................130
Omfacit ......................................................................................................132
Egirin (Acmit)............................................................................................134
Egirin-avgit ................................................................................................136
Jadeit ..........................................................................................................138
Spodumen ..................................................................................................140
AMFIBOLI.......................................................................................................141
Rombični amfiboli........................................................................................144
Antofilit, gedrit ..........................................................................................144
Monoklinski amfiboli...................................................................................146
Cummingtonit, kupfferit, grünerit..............................................................146
Grünerit ......................................................................................................148
Tremolit-aktinolit, nefrit, uralit, azbesti ....................................................149
Tremolit......................................................................................................151
Aktinolit, smaragdit...................................................................................153
Rogovača....................................................................................................155
Oksidna rogovača.......................................................................................158
Arfvedsonit - eckermanit, barkevikit .........................................................160
Arfvedsonit ................................................................................................161
Eckermanit .................................................................................................163
Skupina glavkofana - riebekita ..................................................................164
Glavkofan...................................................................................................165
Crossit ........................................................................................................167
Riebeckit ....................................................................................................169
OSTALI INOSILIKATI ........................................................................... 172
Wollastonit.................................................................................................172
FILOSILIKATI ......................................................................................... 173
SLJUDE ............................................................................................................173
Biotit ..........................................................................................................175
Muskovit ....................................................................................................177
Lepidolit .....................................................................................................179
Margarit......................................................................................................180
Flogopit ......................................................................................................182
KLORITI ..........................................................................................................183
Klorit ..........................................................................................................185
SERPENTINI ...................................................................................................187
Antigorit, bastit ..........................................................................................188
Hrizotil .......................................................................................................190
5
OSTALI FILOSILIKATI......................................................................... 191
Lojevec.......................................................................................................191
ORTOSILIKATI ....................................................................................... 193
SKUPINA OLIVINA .......................................................................................193
Olivin, forsterit, fajalit...............................................................................195
Monticellit..................................................................................................198
GRANATI.........................................................................................................200
Granati (pirop, almandin, spesartin, grosular, andradit, uvarovit)...........201
SILLIMANITOVA SKUPINA .......................................................................204
Andaluzit....................................................................................................204
Sillimanit....................................................................................................207
Disten (Kyanit)...........................................................................................209
OSTALI ORTOSILIKATI....................................................................... 210
Stavrolit......................................................................................................210
Titanit (Sfen)..............................................................................................212
Topaz..........................................................................................................214
Cirkon ........................................................................................................216
SOROSILIKATI ....................................................................................... 217
SKUPINA EPIDOTA ......................................................................................217
Zoisit, thulit................................................................................................218
Klinozoisit..................................................................................................221
Epidot.........................................................................................................222
Allanit ........................................................................................................225
Piemontit ....................................................................................................227
CIKLOSILIKATI ..................................................................................... 228
TURMALINOVA SKUPINA .........................................................................228
Dravit .........................................................................................................229
Šorlit...........................................................................................................231
Elbait ..........................................................................................................233
KARBONATI ............................................................................................ 234
Kalcit..........................................................................................................235
Dolomit ......................................................................................................237
6
FOSFATI.................................................................................................... 239
Apatit..........................................................................................................239
OKSIDI....................................................................................................... 241
Rutil............................................................................................................241
LITERATURA .......................................................................................243
7
UVOD
Za geologe imajo velik pomen mikroskopske raziskave v polarizirani svetlobi, pri
katerih opazujemo minerale v presevni svetlobi. V presevni polarizirani svetlobi
raziskujemo tanke zbruske kamnin z namenom, da določimo njihovo mineralno
sestavo in strukturo, ter odnose med posameznimi minerali in zaporedje njihove
kristalizacije.
Za določitev mineralov v zbruskih je potrebno poznavanje kristalne optike in
mineralogije. Zato so v skriptih za vaje iz petrologije magmatskih in megamorfnih
kamnin najprej podane, na kratko, osnove optične mineralogije, nato pa bistvene
fizikalne in optične značilnosti glavnih mineralov - magmatskih in metamorfnih
kamnin, ki omogočajo njihovo identifikacijo v presevni svetlobi samo z
mikroskopom.
Zavedati se moramo, da zgolj z mikroskopskimi raziskavami ni mogoče vedno
povsem zanesljivo določiti posameznih mineralov. To velja zlasti za minerali mešance
(glinenci, amfiboli, olivini, pirokseni, zeoliti). V takšnih primerkih se poslužujemo
poleg mikroskopskih metod tudi rentgenske analize in analize z mikrosondo. Šele na
podlagi podatkov teh raziskav, predvsem podatkov o mineralni kemiji, ki jih dobimo z
mikrosondo lahko nato s pomočjo ustreznih klasifikacijskih diagramov mineral
natančno določimo. Skripta so sestavljena na osnovi različnih, v glavnem
najmodernejših virov in so vsebinsko usklajena z učnim programom petrologije
magmatskih in metamorfnih kamnin. Optične značilnosti posameznih mineralov so
večinoma vzete iz: Introduction to Mineralogy (W. D. Nesse, 2000), Introduction to
Optical Mineralogy (W. D. Nesse, 1991), Petrography of Igneous and Metamophic
Rocks (A. R. Philpotts, 1989), An Introduction to the rock - forming minerals (Deer et
al., 1967), Microscopic identification of minerals (E. Wm. Heinrich, 1965) in
Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale (W. E. Troger, 1956).
Pri pripravi skript so bili uporabljeni tudi drugi viri, ki so navedeni na koncu. Po
različnih virih so nekateri podatki o optičnih lastnostih posameznih mineralov med
8
seboj nekoliko razlikujejo. V skriptih so upoštevani najnovejši podatki. Za nekatere
minerale različnih izomorfnih nizov, ki jih novejša literatura podrobno ne obravnava,
pa so podatki o njihovih optičnih značilnostih, vzeti iz starejših virov.
Skripta niso dokončna, vendar upava, da bodo v pomoč pri določanju petrogenih
mineralov v okviru vaj iz petrologije magmatskih in metamorfnih kamnin.
Kakršnekoli sugestije in popravki, ki bi izboljšali končno verzijo so dobrodošli.
AVTORJA
9
OPAZOVANJE MINERALOV BREZ ANALIZATORJA
1. Velikost zrn - merjenje dolžin
Pri mikroskopski raziskavi moramo pogosto podati dimenzije mineralnih zrn. Za vsak
mineral posebej navedemo premer največjega in najmanjšega zrna, pa tudi prečni
premer. Dolžine zrn podajamo na dva načina: nekateri uporabljajo kot mersko enoto
mikrometer in pišejo, da je zrno veliko 80 mikrometrov, drugi pa milimeter in bi za
isto zrno zapisali da meri 0.08 mm. Enotnega označevanja torej ni, vsak si izbere
način, ki mu najbolj ustreza. Toda ko ga izberemo, ga stalno uporabljamo!
Kako torej merimo dolžine pod mikroskopom?
okularni µm
1mm
75
A
100
0
0
okularni µm
objektni µm
0
objektni µm
0
100
0.55mm
B
Slika 1. Določevanje velikosti enote okularnega mikrometra (A – pri majhni povečavi,
B – pri veliki povečavi)
Najpogosteje uporabljamo okularni mikrometer. Gre za okular, ki ima vloženo
stekleno ploščico z vgravirano razdelbo. Ko pogledamo v mikroskop, jo opazimo v
sredini vidnega polja. Razdelba obsega ponavadi 100 črtic, vsaka deseta črtica je
navadno nekoliko daljša. Ker so povečave objektivov različne, bo imela seveda enota
razdelbe okularnega mikrometra pri vsakem objektivu različno vrednost. Glede na to,
da pri mikroskopiranju objektive stalno menjavamo, moramo pred začetkom
raziskave določiti velikost te enote za vsak objektiv posebej. Pri tem si pomagamo z
objektnim mikrometrom (Slika 1). To je praviloma steklena ploščica, ki ima v sredini
10
vgravirano podobno razdelbo, kot je razdelba okularnega mikrometra. Ponavadi je
1mm razdeljen na 100 delov.
Za določanje velikosti enote okularnega mikrometra, pri manjših povečavah, zavrtimo
oba mikrometra tako, da sta vzporedna. Nato s pomočjo križne mizice objektni
mikrometer poravnamo tako, da sta začetka obeh skal v isti črti, kot kaže slika 1A in
odčitamo, koliko enot okularnega mikrometra doseže objektni mikrometer. Če ustreza
skali objektnega mikrometra, ki meri 1mm 75 enot okularnega mikrometra, potem
dobimo velikost enote okularnega mikrometra s sklepnim računom:
A
1 mm ............ 75 enot
x mm ............ 1 enota
x = 1mm×1enota/75enot = 0.0133mm.
V tem primeru je torej enota okularnega mikrometra velika 0.0133mm oziroma
13.3µm.
Pri večjih povečavah pa bo skala objektnega mikrometra v vidnem polju večja od
skale okularnega mikrometra (slika 1B). Kot je razvidno iz slike ustreza 0.55mm
objektnega mikrometra 100 enot okularnega. Podobno kot poprej, dobimo tudi v tem
primeru velikost enote okularnega mikrometra s sklepnim računom:
B
0.55 mm.......... 100 enot
x mm .......... 1 enota
x = 0.55mm×1 enota / 100 enot = 0.0055mm.
To pomeni, da je enota skale okularnega mikrometra velika 5.5 µm. Pri rutinskem
delu nas večkrat zanima le približna velikost posameznih zrn. Da ne bi stalno
menjavali okular z nitnim križem in okular z razdelbo, določimo za vsak objektiv
11
velikost radija vidnega polja. Nato premaknemo s križno mizico zbrusek tako, da
pride ustrezno zrno v zgornji del vidnega polja, in da se obenem dotika nitnega križa v
njegovem presečišču. Pri takšnem položaju zrna ocenimo njegovo velikost. Z
okularnim mikormetrom smo ugotovili, da je radij vidnega polja pri določenem
objektivu velik 400 µm, zrnu pa pripada približno ¾ radija. To pomeni, da je zrno
veliko 300 µm. Da bi se dobro naučili določevati velikosti zrn na ta način, naše ocene
v začetku prekontroliramo tako, da izmerimo velikost zrn tudi z okularnim
mikrometrom.
2. Oblika zrn in habitus
Pri opazovanju petrogenih mineralov v presevni svetlobi vidimo, da nastopajo
minerali v različnih oblikah. Nekateri pogosto kažejo lepo oblikovana, bolj ali manj
idiomorfna zrna. Drugi pa tvorijo navadno nepravilna, ksenomorfna zrna. V prvem
primeru so zrna omejena z lastnimi kristalnimi ploskvami in taka zrna imenujemo
idiomorfna ali euhedralna. V drugem primeru so kristali slabo oblikovani in ne
kažejo svojih lastnih kontur temveč zapolnjujejo prostor, ki ga omejujejo drugi
kristali. V tem slučaju govorimo o ksenomorfnih ali anhedralnih oziroma
alotriomorfnih zrnih. V kolikor je isti mineral idiomorfen z ozirom na ene in
ksenomorfen glede na druge minerale, oziroma če ima slabo oblikovane kristalne
ploskve, rečemo da je hipidiomorfen ali subhedralen (Slika 2).
Slika 2. Oblike zrn glede na stopnjo oblikovanosti kristalnih ploskev. a - euhedralen, b
- subhedralen, c - anhedralen (Nesse, 2000).
12
Glede na razmerje med debelino, širino in višino ločimo: izometrična
(ekvidimenzionalna zrna), stebričasta (nekoliko razpotegnjena zrna, bolj ali manj
izometričnih preskov),
igličasta (podolgovata, igli podobna zrna), vlaknata
(posamezna zrna imajo obliko vlaken), tabličasta (sploščena, knjigi podobna zrna
pravokotnih presekov), ploščasta (zelo sploščena zrna bolj ali manj kvadratastih
presekov), deskasta ali latasta (zelo sploščena, podolgovata zrna pretežno
pravokotnih presekov) in luskasta zrna
(zelo sploščena, luskam podobna zrna)
(Slika 3). Minerali, ki imajo večjo kristalizacijsko sposobnost in so se iz magme
izločili kot prvi običajno nastopajo v lepo oblikovanih kristalih. V zadnji fazi
strjevanja magme, ko se izločajo preostali minerali že v kaši prej izločenih kristalov,
so pravilne kristalne oblike redke. Minerali namreč zapolnjujejo prostore med bolj ali
manj idiomorfnimi kristali in imajo zato obliko prostora med prej izločenimi zrni.
Slika 3. Nomenklatura zrn glede na relativno debelino, širino in višino (s
spremembami po Nessu, 2000).
Da bi pravilno določili kristalno obliko v kateri nastopa določen mineral, moramo
vselej pregledati več njegovih zrn, kajti njihovi preseki so lahko zelo različni. Preseki,
ki jih opazimo v zbrusku so lahko: različni trikotniki in kvadrati, pravokotniki in
različni
drugi
večkotniki
(trapez,
romb,
peterokotnik,
šesterokotnik,
osmerokotnik...), pa tudi različne nepravilne oblike. Slednje lahko poimenujemo,
glede na razmerje med širino in dolžino, kot nepravilne preseke bolj ali manj
izometrične, podolgovate ali zelo podolgovate oblike, oziroma kot preseke povsem
13
nepravilnih oblik. Nekateri minerali lahko nastopajo tudi v kolomorfnih ali
natečnih oblikah. Te so običajno zgrajene iz radialno žarkovitih ali vlaknatih
mineralnih zrn.
Bolj ali manj idiomorfna zrna, ki so nastala pri metasomatskih procesih zaradi
delovanja hidrotermalnih ali drugih raztopin na prvotno kamnino imenujemo
metakristale. Idiomorfna zrna nastala pri procesih regionalne metamorfoze zaradi
prekristalizacije imenujemo idioblaste.
Zapomnimo si še: če kaže zrno lepo oblikovane ploskve je idiomorfno ali euhedralno,
če ima lepo oblikovane le nekatere ploskve je hipidiomorfno ali subhedralno, v
kolikor pa je nepravilno oblikovano je ksenomorfno ali anhedralno.
Tudi habitus s katerim označujemo relativno dolžino in širino kristala ter razvoj
ploskev je za številne minerale značilen. Pri tem moramo seveda upoštevati, da zavisi
pri nekaterih mineralih v precejšnji meri od fizikalno-kemičnih pogojev nastanka,
predvsem pa od temperature in pritiska. Določimo ga šele potem, ko ugotovimo
značilne oblike na podlagi opazovanih presekov. Za opis habitusa uporabljamo vse
izraze ki so navedeni v učbenikih mineralogije, naprimer: heksaederski, oktaedrski,
prizmatski, bipiramidalni, pinakoidalni...
Mineralna zrna so le redko povsem čista. Pod mikroskopom opazimo, da pogosto
vsebujejo vključke drugih mineralov, včasih pa tudi tekočinske vključke (vključki
raztopine in plina – plinski mehurčki). Vključki lahko nastanejo pri rasti minerala, ko
ta pri kristalizaciji vključi prej izločena zrna, ali pa kasneje, naprimer pri
hidrotermalnih procesih, pa tudi pri preperevanju. Če so vključki zelo drobni je
mineral v presevni svetlobi brez analizatorja moten.
3. Razkolnost
Razkolnost je lastnost minerala, da se pod vplivom sile cepi po določenih ploskvah,
ki so praviloma vzporedne z eno od kristalnih ploskev. Za številne minerale je to
značilna lastnost. Opazimo jo tako makroskopsko kot tudi pod mikroskopom. Vedeti
14
pa moramo, da je v nekaterih primerih makroskopsko jasno opazna razkolnost pod
mikroskopom komaj vidna in obratno.
Razkolne razpoke se kažejo pod mikroskopom v sistemu tankih vzporednih črtic, ki
leže v določenem zrnu le v eni smeri ali pa v več smereh in tvorijo med seboj različne
kote. Pri mineralih, ki imajo razvito razkolnost v več smereh opazimo često trikotne
izpade, ki so nastali na presečišču posameznih razkolnih razpok. Ti so lepo vidni pri
romboedričnih karbonatih kot so kalcit, dolomit in siderit. Ločimo minerale z izrazito
razkolnostjo (sljude), zelo dobro razvito razkolnostjo (karbonati), dobro razvito
razkolnostjo (glinenci), slabo razkolnostjo in nepopolno razkolnostjo ter minerale, ki
ne kažejo razkolnih razpok (kremen).
Razkolnost nam omogoča prepoznavanje nekaterih mineralov. S pomočjo razkolnih
razpok lahko ločimo zrna glinencev od kremena. Za glinence je značilna razkolnost v
obliki dveh sistemov vzporednih razpok, medtem ko kremen nima razkolnosti. S
pomočjo razkolnih razpok zlahka ločimo tudi amfibole od piroksenov. Amfiboli
kažejo razkolne razpoke, ki se sekajo pod kotom ≈ 120° medtem ko je pri piroksenih
ta kot ≈ 90°.
4. Beckejeva črta
Becke je pri mikroskopiranju opazil, da minerale z večjim lomnim količnikom, ki so v
stiku bodisi z minerali ali drugimi sredstvi z manjšim lomnim količnikom, obdaja
svetla črta. Ta potuje pri večanju razdalje med objektivom in preparatom na
stran minerala z večjim lomnim količnikom, pri zmanjšanju omenjene razdalje
pa na stran minerala z manjšim lomnim količnikom. Pojav Beckejeve črte
opazujemo z objektivi majhnih goriščnih razdalij - pri večjih povečavah. Pojav
Beckejeve črte je posledica totalnega odboja na meji med mineralom z večjim lomnim
količnikom in drugim mineralom ali sredstvom z manjšim lomnim količnikom.
Beckejeva črta nam torej pomaga določiti kateri izmed dveh mineralov, ki sta v stiku
ima večji oziroma manjši lomni količnik. Isto velja za stik minerala in sredstva s
katerim je zlepljen preparat.
15
5. Relief
Pri opazovanju polimineralnega zbruska se v primerih ko se lomni količnik mineralov
bistveno razlikuje od lomnega količnika kanadskega balzama pojavi relief. Minerali
katerih lomni količnik je večji od lomnega količnika kanadskega balzama (n > 1.537)
bodo imeli jasno izražene konture in lepo vidno bolj ali manj hrapavo površino,
razpoke in razkolne razpoke. Za takšne minerale rečemo, da imajo močan pozitivni
relief. Če se lomni količnik opazovanega minerala približuje lomnemu količniku
kanadskega balzama je relief vse slabši. V primeru, ko je lomni količnik minerala
enak lomnemu količniku kanadskega balzama, mineral ne kaže reliefa. Njegove meje
niso vidne, prav tako ne nepravilne razpoke niti razkolne ploskve. Za takšne minerale
pravimo, da nimajo reliefa, medtem ko za minerale katerih lomni količnik je manjši
od lomnega količnika kanadskega balzama rečemo, da imajo negativni relief.
Glede na velikost lomnega količnika ločimo:
.......................................
n ≈ 1.33
močan negativen relief .................................................
n ≈ 1.42
zelo močan negativen relief
jasen negativen relief ...................................................... n ≈ 1.50
relief ni opazen ...............................................................
n ≈ 1.54
jasen pozitiven relief......................................................... n ≈ 1.58
močan pozitiven relief ..................................................... n ≈ 1. 67
zelo močan pozitiven relief ............................................. n ≈ 1.75
6. Pleohroizem
V presevni svetlobi so minerali večinoma brezbarvni. Izjema so le minerali z močno
lastno barvo. Minerali imajo lahko svojo lastno barvo (idiohromatski minerali), ali
pa je barva posledica primesi različnih prvin naprimer kroma, titana, železa... Slednje
imenujemo alohromatske minerale.
Pri vrtenju mizice opazimo da se barva
nekaterih obarvanih mineralov spreminja. Minerali so v različnih legah različno
obarvani. Opazujemo seveda brez vključenega analizatorja. Ta pojav imanujemo
16
pleohroizem. Barva minerala je, v kolikor opazujemo v beli svetlobi odvisna od tiste
valovne dolžine, ki jo mineral v največji meri prepušča.
Optično izotropni minerali ne kažejo pleohroizma. Ta ni zaznaven tudi na
izotropnih presekih enoosnih in dvoosnih mineralov.
Pri optično enoosnih mineralih v kolikor so pleohroični opazimo dve lastni barvi.
Ena odgovarja rednemu, druga pa izrednemu žarku. V tem slučaju govorimo o
dihroizmu. Ta je toliko bolj izražen, kolikor večja je razlika v njuni hitrosti zaradi
dvoloma.
Za optično dvoosne minerale je značilno, da imajo tri glavne nihajne smeri X, Y in
Z, katerim lahko odgovarjajo tri lastne barve. V tem primeru govorimo o trihroizmu.
7. Psevdoabsorbcija
Pri velikih razlikah v
lomnem količniku za redni in izredni žarek (naprimer kalcit
nr = 1.6584 in ni = 1.486) opazimo pri vrtenju mizice razliko v spremembi jakosti
opazovanega reliefa. Ta pojav imenujemo psevdoabsorbcija. Pri tem pa moramo
poudariti, da preseki mineralnih zrn, ki so pravokotni na optično os psevdoabsorbcije
ne kažejo. Minerali, ki imajo izrazito psevdoabsorbcijo so predvsem karbonati
(magnezit, aragonit, dolomit, kalcit). V primeru kalcita pogosto opazimo zrna z
dolgimi ozkimi dvojčičnimi lamelami, ki zaradi nepopolne polarizacije svetlobe
kažejo svetlo modrikaste, rožnate in rumene interferenčne barve. Ta pojav imenujemo
psevdohroizem.
17
OPAZOVANJE MINERALOV PRI NAVZKRIŽNIH NIKOLIH
1. Določanje optičnih lastnosti mineralov v presevni svetlobi
Iz optike vemo, da gre svetloba vseh valovnih dolžin nemoteno skozi popolnoma
prozorne minerale, to je skozi minerale, katerih koeficient absorbcije (k) je enak nič.
Svetloba praktično ni oslabljena. Vsa svetloba, ki vstopa v takšne minerale, iz njih
tudi izstopa. Pri drugih , manj prozornih in polprozornih mineralih pride do določene
absorbcije svetlobe, ki se stopnjuje z dolžino poti. Če je absorbcija za različne valovne
dolžine različna, je mineral obarvan. Prozorne in polprozorne minerale lahko
opazujemo v zbruskih, ki so debeli navadno od 25 do 35 µm.
Jakost svetlobe se pri prehodu skozi polprozorne in predvsem skozi neprozorne
minerale zmanjšuje. To zmanjšanje je odvisno od dolžine poti, ki jo je napravila
svetloba, od gostote minerala – torej od koeficienta absorbcije, ter od valovne dolžine
svetlobe. Istočasno se pri prehodu svetlobe skozi takšen mineral zmanjšuje tudi
amplituda. Zmanjšanje jakosti svetlobe in amplitude zavisi le od koeficienta
absorbcije določenega minerala. Večji ko je ta koeficient, hitreje se bo svetloba
absorbirala in tudi prej se bo zmanjšala njena amplituda.
Pri prozornih mineralih so odvisne optične lastnosti predvsem od lomnega količnika
(n), pri neprozornih mineralih pa tudi od koeficienta absorbcije (k).
Tudi pri tistih prozornih mineralih, ki imajo lastno barvo, kar pove, da imajo slabo
absorbcijo, je koeficient absorbcije zelo majhen in se giblje okrog vrednosti 1×10-4.
Zato lahko optične zakone, ki veljajo za popolnoma prozorne minerale v vsakdanji
praksi razširimo tudi na prozorne minerale s slabo absorbcijo. Enako kakor lomni
količnik, je tudi koeficient absorbcije odvisen od valovne dolžine in pri anizotropnih
mineralih predvsem tudi od smeri, v kateri se širi žarek.
Poglejmo si, kakšne so razlike pri prehodu svetlobe skozi prozoren mineral. Pri
prehodu iz enega prozornega sredstva v drugo se svetloba lomi (Slika 4). To velja za
vse žarke, ki ne vpadajo na mejno površino pravokotno. Takšno spremembo smeri
18
imenujemo lom svetlobe. S pomočjo Snelliusovega zakona: sin α1 / sin α2 = n2 / n1
lahko izračunamo lomni kot, seveda če poznamo lomna količnika obeh sredstev.
Lomni količnik neke snovi
je število, ki pove, kolikokrat počasneje potuje
svetloba skozi snov kot skozi vakuum. Čim večji je lomni količnik, tem bolj optično
gostejša je snov in obratno.
Slika 4. Prehod svetlobe skozi prozoren mineral.
Svetloba potuje skozi optično gostejšo snov počasneje kot skozi optično redkejšo. V
optično izotropnih snoveh je hitrost svetlobe v vseh smereh enaka, v anizotropnih pa v
različnih smereh različna. Lomni količnik neke snovi je za različne valovne dolžine
svetlobe različen (Slika 5). Največji je za vijolično, najmanjši pa za rdečo svetlobo.
Razliko med vrednostjo lomnega količnika za rdečo in vijolično svetlobo
imenujemo disperzijo lomnega količnika. Velikost disperzije lomnega količnika je
Slika 5. Disperzija bele svetlobe pri prehodu skozi stekleno prizmo zaradi različnih
vrednosti lomnega količnika za posamezne valovne dolžine.
19
za različne minerale različna. Najmanjša je pri fluoritu (0.00868), največja pa pri
diamantu (0.05741). Za točno določanje velikosti disperzije lomnega količnika
mineralov moramo uporabiti monokromator.
2. Optična indikatrisa
V optično izotropnih (kubičnih) kristalih in drugih enolomnih snoveh kot so plini in
nekatere tekočine se polarizirana svetloba širi v vseh smereh enakomerno, pri čemer
ne pretrpi dvoloma. V vseh smereh ima torej isto hitrost, odnosno isti lomni količnik.
Optične lastnosti izotropnih kristalov lahko označujemo s koncentričnimi sistemi
krogel katerih polmeri odgovarjajo lomnim količnikom za žarke z različno valovno
dolžino. To pomeni, da je optična indikatrisa enolomnih - optično izotropnih
snovi krogla.
Optična indikatrisa je v bistvu geometrijsko telo, ki ponazarja variabilnost velikosti
lomnega količnika za svetlobo določene valovne dolžine, ki se razširja v kristalni
snovi v različnih smereh. Velikost vektorja, ki poteka od sredine do roba indikatrise
nam da velikost lomnega količnika za svetlobo določene valovne dolžine, ki niha v tej
smeri. V vseh drugih primerih, to je kadar vstopa polarizirani žarek v anizotropno
snov, svetloba pretrpi dvolom. Polarizirani žarek razpade v splošnem slučaju v dva
žarka - redni ( r ) in izredni ( i ), ki nihata pravokotno drug na drugega in imata
različni hitrosti in zaradi tega tudi različna lomna količnika.
V primeru optično enososnih kristalov (tetragonalni, heksagonalni in trigonalni)
to je v tistih z eno samo optično osjo je optična indikatrisa rotacijski elipsoid. Če
bomo merili lomna količnika, ki odgovarjata dvema nihajnima smerema za žarke
različnih smeri v enoosnem kristalu in nato nanesli na nihajne smeri odseke, ki so
proporcionalni velikostim njim odgovarjajočih lomnih količnikov ter spojili konce teh
odsekov z zakrivljeno površino, bomo dobili rotacijski elipsoid (Sliki 6 in 7). Os
rotacije je smer nihanja izrednega žarka, krožni presek elipsoida pa smer nihanja
rednega žarka. Svetloba, ki vpada pravokotno na ta presek lahko niha v katerikoli
smeri in ima enako hitrost ne glede na smer nihanja. Ta smer je optična os. Vrednosti
20
lomnih količnikov za redni žarek (r) bodo ležale na krožnici s polmerom nr, ki je
pravokotna na optično os c, medtem ko bodo vrednosti lomnih količnikov za različno
potekajoče izredne žarke (i) razvrščene po obodu elipse. V primeru, ko svetloba
potuje v smeri pravokotno na optično os in je nihajna ravnina izrednega žarka
vzporedna z optično osjo, se lomni količnik za izredni žarek (ni) najbolj razlikuje od
lomnega količnika za redni žarek (nr).
Slika 6. Indikatrisa optično enoosnih
negativnih kristalov (primer: kalcit,
monokromatska Na svetloba, nr =
1.65835, ni = 1.48640) je sploščen
rotacijski elipsoid.
Slika 7. Indikatrisa optično enoosnih
pozitivnih kristalov je razpotegnjen
rotacijski elipsoid
Sedaj si poglejmo primer, ko se polarizirana
svetloba širi skozi optično enoosen negativen
kristal v poljubni smeri, to je v smeri N (Slika
8). V tem slučaju je srednji presek optične
indikatrise pravokoten na smer širjenja svetlobe
N, elipsa. Največji premer elipse je smer (SA) v
kateri
Slika 8. Širjenje polarizirane
svetlobe skozi optično enoosen
negativen kristal v poljubni
smeri.
seka
elipsa
krožni presek optične
indikatrise, ki je pravokoten na optično os.
Njegov polmer je enak največjemu lomnemu
količniku (nr) in predstavlja nihajno smer
21
rednega žarka. Ta je vedno pravokotna na rotacijsko os elipsoida, oziroma na optično
os ali os c v kristalu. Nihajna smer drugega izrednega žarka predstavlja krajšo os (SB)
eliptičnega preseka, njena dolžina pa manjšo vrednost lomnega količnika (ni), ki
odgovarja danemu izrednemu žarku.
Vprašanje, ki si ga moramo še zastaviti je, kako ločimo optično pozitivne od
optično negativnih prozornih enoosnih mineralov. V vsakem zrnu istega minerala,
ki ga opazujemo v zbrusku bo nr stalno število, medtem ko se bo vrednost ni
spreminjala. Mineral je optično pozitiven, če je razlika ∆n = ni - nr > 0, torej če je
lomni količnik izrednega žarka večji od lomnega količnika rednega žarka. Drugače je
negativen.
Optična indikatrisa dvoosnih mineralov, ki pripadajo rombični, monoklinski in
triklinski singoniji je troosni elipsoid, ki ima dva krožna preseka in dve optični
osi pravokotni na omenjena preseka.
Oblika in velikost troosnega elipsoida sta določeni s tremi med seboj pravokotnimi
različno velikimi osmi, ki predstavljajo podobno kot pri enoosnih mineralih nihajne
smeri pravokotno na njih vpadajočih žarkov. Te tri smeri odgovarjajo glavnim
lomnim količnikom. Jasno je, da mora ena od treh smeri (Z) odgovarjati največjemu
lomnemu količniku, druga (X) najmanjšemu in tretja (Y), ki je pravokotna na smer
največjega in najmanjšega lomnega količnika, srednji vrednosti med največjim in
najmanjšim lomnim količnikom. Te smeri in lomne količnike označujemo z
označbami sprejetimi pri francoski šoli petrografov in sicer: ng (grande), np (petite) in
nm (moyenne) oziroma nz, nx, ny. Vsak presek elipsoida je v splošnem slučaju elipsa.
Izjemo predstavljata dva krožna preseka pravokotna na optični osi, ki ležita v ravnini
ZX optične indikatrise (Slika 9). Ostri kot med optičnima osema je znan kot 2V in
zavisi od treh glavnih lomnih količnikov.
22
Slika 9. Indikatrisa optično dvoosnih kristalov je troosni elipsoid s tremi med seboj
pravokotnimi glavnimi nihajnimi smermi (Z, Y, X) (Wahlstrom, 1969).
V primeru dvoosnih prozornih mineralov velja, če os Z razpolavlja kot 2V je
mineral optično pozitiven in negativen, če je razpolovnica kota 2V os X (Slika 9).
3. Efekti anizotropnosti in interferenčne barve
Z izrazom efekti anizotropnosti označujemo pojav, da kažejo petrogeni minerali pri
vrtenju mizice mikroskopa spreminjanje jakosti presevne svetlobe in celo barve, pod
pogojem, da je vključen tudi analizator.
Ko vrtimo zbrusek za 360° opazimo pri številnih mineralih, da sledijo lege
potemnitve in nato lege slabše ali močnejše svetlobe. Vsakih 90° dobimo položaj
potemnitve, vmes pa položaje razsvetlitve, pojavijo pa se lahko tudi bolj ali manj
izrazite barve. Če so potemnitve na 0°, 90°, 180° in 270°, potem so največje
razsvetlitve, oziroma najbolj izrazite barve na 45°, 135°, 225° in 315° - to je v
diagonalnih položajih. Glede na vrsto potemnitve ločimo: paralelno – to je pravo
potemnitev, poševno in simetrično potemnitev, potemnitev brez kota potemnitve
in valovito potemnitev, ki je posledica pritiskov (Slika 10).
23
Slika 10. Vrste potemnitev: a ) paralelna ali prava potemnitev - zrna potemnijo, ko so
razkolne razpoke vzporedne z vertikalo nitnega križa, b ) poševna potemnitev – zrna
potemnijo, ko razkolne razpoke oklepajo z vertikalo nitnega križa določen kot, c )
simetrična potemnitev – kota potemnitve α1 in α2 za sistem med seboj pravokotnih
razpok sta enaka, d ) potemnitev brez kota potemnitve – zrna brez razkolnih razpok
nimajo kota potemnitve.
Izotropni minerali so pri vrtenju mizice temni, pri točno naravnanih nikolih so
dejansko črni.
Pri anizotropnih mineralih imamo dve možnosti:
1. V primeru, ko je pri enoosnih mineralih (tetragonalni, heksagonalni,
trigonalni) presek pravokoten na optično os, oziroma pri dvoosnih (rombični,
monoklinski, triklinski) na eno izmed obeh optičnih osi, bodo ti preseki pri
vrtenju mizice mikroskopa črni. Preseki so namreč izotropni.
2. V večini primerov pa bomo pod mikroskopom opazovali preseke enoosnih in
dvoosnih mineralov, ki ne bodo pravokotni na optične osi. Zato bodo bolj ali
manj anizotropni in različno obarvani. Največjo anizotropnost kažejo pri
enoosnih mineralih preseki, ki so vzporedni z optično osjo, pri dvoosnih pa
preseki vzporedni s 1. in 3. kristalografsko osjo.
24
Efekti anizotropnosti so za številne minerale značilna lastnost. Razlika v poti (∆) za
redni in izredni žarek pri prehodu skozi presek dvolomnega minerala je enaka
produktu njegove debeline preseka (d) in jakosti dvoloma (nr – ni):
∆ = (nr-ni) × d
Ta enostavna enačba je bistvenega pomena pri mikroskopskih raziskavah, saj so
razlike v poti (∆) odvisne od interferenčnih barv, ki jih kažejo preseki mineralnih zrn
pod navzkrižnimi nikoli.
Če je razlika v poti v dvolomnem preseku celoštevilčni večkratnik določene valovne
dolžine svetlobe λ, 2λ, 3λ ... bodo pri navzkrižnih nikolih žarki te svetlobe povsem
uničeni. V kolikor pa je omenjena razlika enaka polovici valovne dolžine ali lihemu
večkratniku polovice valovne dolžine dane svetlobe, to je λ/2, 3λ/2, 5λ/2 ... se bo
zaradi interference svetloba te valovne dolžine pojačala.
Če je razlika v poti za dani presek dvolomnega minerala ∆ ≈ 300 µm, kar je približno
½ valovne dolžine rumenega dela spektra (rumena barva λ ≈ 589.6 µm), bo mineral
lepe rumene barve.
Interferenčne barve moramo dobro poznati, saj nam služijo pri identifikaciji
mineralov. Odvisnost interferenčnih barv od poti, to je njihovo višino določamo s
pomočjo kremenovega klina in Michel-Lévyjevega diagrama, kjer so vnešene glavne
interferenčne barve v odvisnosti od poti. Razlike v poti so podane na abcisi ter
naraščajo od leve proti desni od 0 do ≈1744 µm. Vsaka interferenčna barva odgovarja
določeni razliki v poti. Z večanjem te razlike se višajo tudi interferenčne barve, ki so
razdeljene v več redov. Ker s kremenovim klinom lahko določimo le tri, so
interferenčne barve v Michel-Lévyjevem diagramu razdeljene tudi v tri rede.
Razliki v poti od 0 do ≈ 550 µm odgovarjajo interferenčne barve prvega reda:
modrikasto siva, bela, rumena, rdeča in vijoličasta.
25
Razliki v poti od 550 do ≈ 1100 µm odgovarjajo interferenčne barve drugega reda:
modra, zelena rumena, rdeča in vijoličasta.
Razliki v poti od 1100 do ≈ 1744 µm odgovarjajo interferenčne barve tretjega reda,
ki sledijo v istem zaporedju kot v drugem redu, le da močneje izstopata zelena in
rožnata.
4. Konoskopsko opazovanje
Konoskopsko opazovanje petrogenih mineralov omogoča hitro ločitev izotropnih
presekov od anizotropnih in s tem tudi ločitev izotropnih mineralov od anizotropnih.
Da bi mogli opazovati petrogene minerale konoskopsko, moramo vključiti AmiciBertrandovo lečo. Z njo spremenimo okular v neke vrste mikroskop, s katerim
opazujemo ravnino zadnje goriščne razdalje objektiva. Uporabljamo objektive z
močnejšimi ali zelo močnimi lastnimi povečavami, ki imajo kot vemo večjo
numerično aperturo. Opazujemo v konvergentni svetlobi.
Pri konoskopskem opazovanju izotropnih petrogenih mineralov vidimo temen križ
in svetla polja. Križ ostane na svojem mestu, če zavrtimo mizico za 360°.
Pri raziskavi enoosnih prozornih petrogenih mineralov v konvergentni svetlobi
opazimo pri vrtenju mizice za 360° štirikrat širok, difuzen, temen križ in to vselej
kadar sta nihajni ravnini minerala vzporedni z nihajnima ravninama polarizatorja in
analizatorja. Križ razpade že pri zelo majhnem zasuku mizice, za par stopinj, v dve
izogiri, ki sta v nasprotnih kvadrantih. Takšna interferenčna slika se v angleški
literaturi imenuje »flash figure«. Značilna je le za preseke zrn, katerih optična os je v
ravnini mizice mikroskopa. Zrno s takšnim presekom kaže tudi najvišje interferenčne
barve. Vedeti pa moramo, da je v takem primeru zelo težko ločiti enoosni mineral od
dvoosnega z majhnim kotom 2V. Če optična os minerala nekoliko nagnjena glede na
mizico mikroskopa, vidimo temen križ v ekscentričnem položaju. Pri njenem vrtenju
26
temen križ ne bo razpadel, marveč se bo ekscentrično vrtel okrog osi mikroskopa, to
je okrog središča vidnega polja (Slika 11).
Slika 11. Interferenčne slike enoosnega minerala pri različni legi optične osi (s
spremembami po Philpottsu, 1989).
V kolikor opazujemo presek enoosnega minerala, ki je pravokoten na optično os bo
situacija podobna kot pri izotropnih mineralih (Slika 12). Sredina križa označuje
Slika 12. Interferenčna slika enoosnega minerala v izotropnem preseku (Rogers and
Kerr, 1942).
27
optično os minerala. Križ deli vidno polje na 4 kvadrante NE, SE, SW in NW. Če
vstavimo ploščico sadre ali muskovita lahko s pomočjo interferenčnih barv določimo
optične lastnosti posameznega zrna. Pri optično enoosnih negativnih kristalih sta
NW in SE kvadranta modra, NE in SW pa rumena. V kolikor je mineral optično
pozitiven pa je slika ravno obratna.
Pri enoosnih mineralih z močnim dvolom, v presekih pravokotno na optično os,
opazimo vrsto koncentričnih barvnih kolobarjev, ki imajo za svoje središče presečišče
optične osi s ploskvijo preparata in temen križ, čigar veji sta paralelni nitnemu križu,
središče pa se krije z izhodiščem optične osi (Slika 13).
Slika 13. Interferenčna slika enoosnega minerala z majhnim (A) in velikim dvolomom
(B) (Rogers and Kerr, 1942).
Optično dvoosni minerali kažejo pri konoskopski raziskavi nekoliko drugačne
slike kot enoosni. Pri dvoosnih mineralih, v presekih pravokotnih na razpolovnico
ostrega (Bx0) ali topega kota (Bxa) (Slika 9), vidimo v vidnem polju temen križ,
podobno kot pri enoosnih. Ožji krak gre skozi optične osi (OS) in določa položaj
ravnine optičnih osi (OR), drugi širši krak pa poteka med optičnima osema
pravokotno na prvi krak (Slika 14). Če mizico zavrtimo, bo križ razpadel v dve
izogiri. Oblika izogir je odvisna od orientacije indikatrise. Če je kot optičnih osi večji
so izogire manj zakrivljene. Pri kotu 90° so ravne. Kot 2V lahko določimo na podlagi
zakrivljenosti izogir pri zasuku mizice za 45° (Slika 15). Podobno interferenčno sliko
28
kažejo tudi preseki vzporedni z optično ravnino, le da je temen križ širši in bolj
difuzen. Že pri majhnem zasuku mizice razpade v dve izogiri (»flash figure«). V
presekih pravokotnih na eno izmed optičnih osi vidimo po eno izogiro s središčem v
nitnem križu. Pri vrtenje mizice rotira izogira okrog svoje osi podobno kot propeler.
Slika 14. Interferenčna slika optično dvoosnega minerala z izohromatskimi krivuljami
– lemniskatami; a – pod kotom 90°, b – zasuk mizice za 45° (s spremembami po
Nessu, 1991).
Tudi pri dvoosnih mineralih opazimo izohromatske krivulje, ki pa niso več krožnice
kot pri enoosnih mineralih namreč imajo obliko osmice ali lemniskate oziroma
eliptičnih krivulj (Slika 14).
V diagonalnem položaju, to je pod kotom 45° lahko ugotovimo tudi ali imamo v
preparatu optično pozitivni oziroma negativni mineral. Če vstavimo v mikroskop
ploščico sadre ali muskovita preide pri optično negativnih mineralih na konkavni
strani izogire siva do bela interferenčna barva znotraj prve lemniskate v modro ali
zeleno barvo. Če pa gre za optično pozitiven mineral pa v rumeno.
29
Slika 15. Glavni tipi interferenčnih slik pri dvoosnih mineralih, glede na različne
preseke zrn in zasuku za 45°. Kot 2V je možno določiti na podlagi zakrivljenosti izogir
pri zasuku mizice za 45° (s spremembami po Philpottsu, 1989).
5. Conarnost
Nekateri minerali kažejo conarno zgradbo že pri opazovanju brez analizatorja, drugi
šele pri navzkrižnih nikolih. Posamezne, navadno različno debele cone, so bolj ali
manj pravilno razvrščene okrog kristalnega jedra. Conarno zgradbo mineralov so
pogojili različni vzroki.
Mikroskopske raziskave so pokazale, da plagioklazi magmatskih kamnin, predvsem
tistih iz dioritske skupine, zelo pogosto kažejo conarno zgradbo. Ta je lahko
normalna, reverzna in oscilatorna, pri nekaterih drugih mineralih pa tudi sektorska.
1). n o r m a l n a c o n a r n o s t - jedra posameznih zrn vsebujejo več anortitske
komponente kot zunanji deli (Slika 16).
Slika 16. Normalno conarni plagioklaz (Hindman, 1972).
30
2). r e v e r z n a c o n a r n o s t - notranji deli zrn so bogatejši z albitsko
komponento v primerjavi z zunanjimi.
3). o s c i l a t o r n a c o n a r n o s t - menjavajo se 1 do 1000 µm debeli ovoji, ki
so izmenično obogateni s Ca in Na (Slika 17).
Slika 17. Oscilatorna conarnost v plagioklazu (Clarke, 1992).
4). s e k t o r s k a
c o n a r n o s t - nastane zaradi razlik v sestavi pri rasti
kristalov (Slika 18). Značilna je predvsem za piroksene.
Slika 18. Sektorska conarnost v titanavgitu (A – tešenit, B – limburgit)
( Shelley, 1993).
Conarna zgradba je posledica pogojev kristalizacije. Hitre spremembe v poteku
kristalizacije, ki onemogočajo ravnotežne pogoje ali pa mešanje prihajajočih magm v
magmatskem ognjišču s preostalo talino imajo lahko za posledico nastanek conarno
31
zgrajenih plagioklazov. Plagioklazi niso edini petrogeni minerali, ki kažejo conarno
zgradbo. V magmatskih kamninah je ta pogosto opazna tudi pri olivinu in piroksenih
v metamorfnih kamninah pa jo zasledimo pri granatih, turmalinu in stavrolitu.
Poudariti pa moramo, da so minerali nastali pri metamorfnih procesih, redko conarno
zgrajeni.
6. Dvojčki
Pri petrogenih mineralih pogosto opazujemo pod mikroskopom poleg enostavnih zrn
simetrično zraščanje oziroma preraščanje dveh ali večjega števila poedincev. Taka
oblikovanja imenujemo dvojčke, pri večjem številu poedincev trojčke itd. Eden
glavnih vzrokov nastopanja dvojčkov je ta, da se struktura kristala približuje neki višji
vrsti simetrije. Ta vzrok često povzroča tudi nastanek kompliciranih dvojčkov.
Komplicirani dvojček imenujemo tako združenje kristalnih poedincev pri katerem
opazujemo nekoliko dvojčičnih osi različne lege - nekoliko različnih dvojčičnih
zakonov. V takšnih primerih opazimo več sistemov dvojčičnih lamel, ki se sečejo pod
različnimi koti.
Polisintetski dvojčki predstavljajo združenje v katerem se ponovi večkrat samo en
zakon. Zgrajeni so iz številnih, v glavnem bolj ali manj enako debelih lamel, ki so
med seboj vzporedne.
Pri glinencih so dvojčki zelo pogosti. Večinoma gre za dvojčke nastale po albitskem,
manebaškem, karlovarskem, periklinskem, aklinskem, karlovarsko-albitskem, redkeje
bavenskem zakonu (Slika 19). Opazimo tudi polisintetske dvojčke, ki pa so redkejši.
Dvojčki so pogosti tudi pri karbonatih, zlasti pri kalcitu in dolomitu iz metamorfnih
kamnin. Medtem, ko tvori kalcit dvojčke v celotnem temperaturnem razponu, pa
mora biti temperatura za nastanek dolomitovih dvojčkov najmanj 300oC (Barber et al.
1981).
32
Slika 19. Primarni dvojčki pri glinencih (A – karlovarski dvojček pri ortoklazu, B –
dvojčične lamele v plagioklazu, C – enostavni albitski dvojček pri plagioklazu, D –
skupek conarnih plagioklazovih zrn v riolitu) (Shelly, 1993).
Pri kremenu in filosilikatih dvojčkov pod mikroskopom povečini ne opazimo, čeprav
so prisotni. Pri kremenu je namreč dvojčična os vzporedna z optično osjo, medtem ko
je pri filosilikatih dvojčična ravnina (001).
7. Določanje nihajnih smeri ng in np v podolgovatih presekih
Za določitev nihajnih smeri ng in np, ki so pomemben podatek pri določevanju
mineralov v presevni svetlobi, moramo najprej presek opazovanega zrna privesti v
položaj popolne potemnitve. Nato zasučemo mizico mikroskopa za 45°, to je v
položaj največje razsvetlitve. V tem položaju imamo eno izmed nihajnih smeri v
mineralu vzporedno z nihajno smerjo kompenzatorja.
33
Če sta smeri ng in np kompenzatorja vzporedni s smerema ng in np minerala, bo
žarek, ki je zaostajal že v mineralu, zaostajal tudi v kompenzatorju, zaradi česar se bo
razlika v poti povečala. Po izstopu iz kompenzatorja bo razlika v poti večja, kot je bila
po izstopu iz minerala. Končna razlika v poti je enaka vsoti razlik v poti v mineralu in
kompenzatorju.
∆ končna = ∆ minerala + ∆ kompenzatorja
(color increases: slow on slow)
Ker je kompenzator razliko v poti povečal, bo interferenčna barva višja od tiste, ki bi
jo imel mineral sam brez kompenzatorja. V tem slučaju bo optični značaj
razpotegnjenosti minerala negativen. V angleški literaturi imenujemo takšno
orientacijo preseka length fast oziroma negative elongation, zato ker je vzporedno
ali skoraj vzporedno z razpotegnjenostjo mineralnega zrna najmanjši lomni količnik
(Slika 20a).
Slika 20. Optični značaj razpotegnjenosti mineralnega zrna a) - negativen, b) pozitiven. Optični značaj razpotegnjenosti minerala ni isto kot optična značilnost
minerala (enoosen +/-, dvoosen +/-).
Če je smer ng kompenzatorja vzporedna s smerjo np minerala, smer np kompenzatorja
pa s smerjo ng minerala, bo žarek, ki se je v mineralu širil v smeri ng pri vstopu v
kompenzator zadel na manjši odpor in se bo zato gibal hitreje. Pri tem bo dohiteval
34
žarek, ki se je v mineralu gibal z večjo hitrostjo v smeri np, v kompenzatorju pa v
smeri ng, zaradi česar je začel zaostajati. Po prehodu skozi kompenzator, bo razlika v
poti med obema žarkoma manjša, kot je bila pri izstopu iz minerala. Končna razlika v
poti bo enaka diferenci razlik v poti v mineralu in kompenzatorju.
∆ končna = ∆ minerala - ∆ kompenzatorja (color decreases: slow on fast)
Ker je kompenzator razliko v poti zmanjšal, bo interferenčna barva nižja, kot bi jo
opazovali v mineralu, če ne bi uporabili kompenzatorja. V tem slučaju bo optični
značaj razpotegnjenosti minerala pozitiven. V angleški literaturi imenujemo takšno
orientacijo preseka length slow oziroma positive elongation, zato ker je sedaj
vzporedno ali skoraj vzporedno z razpotegnjenostjo mineralnega zrna največji lomni
količnik (Slika 20b).
Pri optično dvoosnih kristalih, pri katerih nihajna smer Y sovpada z razpotegnjenostjo
zrna, je optični značaj razpotegnjenosti istega minerala lahko pozitiven ali negativen
(Slika 21).
Slika 21. Optični značaj razpotegnjenosti dvoosnega mineralnega zrna, pri katerem
smer razpotegnjenosti sovpada z nihajno smerjo Y; a - negativen (pravokotno na Y
poteka nihajna smer Z), b - pozitiven (pravokotno na Y poteka nihajna smer X).
Pri petrografskih raziskavah uporabljamo tri vrste kompenzatorjev:
1) kremenov klin
35
2) sadrino ploščico (∆ = 5500) vijolična barva 1. reda
3) sljudno ploščico (∆ = 1500) siva barva 1. reda
Pri vseh kompenzatorjih je smer ng pravokotna na daljšo stranico kompenzatorja.
8. Določanje dvoloma
Razlika v poti (∆), to je višina interferenčnih barv, za redni in izredni žarek pri
prehodu skozi presek dvolomnega minerala je enaka produktu debeline preseka in
jakosti dvoloma (nr - ni), ki je pri enoosnih mineralih podan z ∆ = (nr - ni)×d, pri
dvoosnih pa z ∆ = (nz - nx)×d.
Velikost dvoloma zavisi od optične orientacije preseka in je pri enoosnih mineralih
največja v presekih vzporednih z optično osjo, pri dvoosnih pa v presekih v kateri h
ležita 1. in 3. kristalografska os, to je v preseku ng - np (nz - nx). Čim bolj se presek
približuje izotropnemu preseku, manjši je njegov dvolom in nižja je njegova
interferenčna barva. Čim bolj pa se presek približuje preseku ng - np, večji je dvolom,
višja je interferenčna barva. Pri isti debelini preparata je višina interferenčnih barv
odvisna samo od dvoloma preseka.
nr = lomni količnik za redni žarek
ni = lomni količnik za izredni žarek
ng (nz) = največji lomni količnik
np (nx) = najmanjši lomni količnik
∆ = razlika v poti
Največji dvolom je za dani mineral pomembna karakteristika in nam je v veliko
pomoč pri njegovi identifikaciji.
Metoda dela
V zbrusku poiščemo zrno z največjimi interferenčnimi barvami, ki pripada
neznanemu mineralu, ki ga želimo določiti. Tako zrno ima tudi največji dvolom. S
36
pomočjo barvne karte (Michel Léwyjev diagram) določimo višino interferenčnih barv
in odčitamo odgovarjajočo razliko v poti.
Vzemimo, da je za izbrano zrno značilna kot največja interferenčna barva
rumenozelena 2. reda, kar odgovarja poti okrog 750ηm.
S pomočjo ene izmed omenjenih enačb izračunamo maksimalni dvolom za znano
debelino preparata, ki naj bo v našem primeru 0.03mm (30µm)
dvolom = (nr - ni) = ∆/d = 750ηm/3⋅10−4m = 0.025
Izračunano vrednost (0.025) lahko dobimo tudi grafično s pomočjo Michel
Léwyjevega diagrama (Slika 22). Dobljena vrednost je dovolj natančna za rutinsko
delo in je dodaten parameter pri določanju mineralov.
Slika 22. Michel - Léwyjev diagram za določevanje dvoloma (Nesse, 2000).Dobljena
vrednost je dovolj natančna za rutinsko delo, in je dodaten parameter pri določanju
mineralov.
37
MINERALNA SESTAVA MAGMATSKIH KAMNIN
Vsaka kamnina je po definiciji sestavljena iz zmesi več mineralov, včasih tudi iz ene
same vrste mineralov. Čeprav poznamo več kot 1700 različnih mineralov, od katerih
jih je le okrog 50 kamninotvornih, so magmatske kamnine sestavljene iz sorazmerno
majhnega števila mineralov. To sledi tudi iz faznega pravila, ki določa maksimalno
število mineralov, ki lahko nastopajo skupaj v ravnotežju. Magme, oziroma silikatne
taline so navadno sestavljene iz zelo majhnega števila komponent, saj se mnoge
komponente med seboj izomorfno nadomeščajo. Zato vsebuje kamnina, nastala pri
strjevanju magmatske taline, upoštevajoč mineraloško pravilo faz P = C, enako
število mineralov, kot je število komponent v talini. Seveda pa obsega mineraloško
pravilo faz le minerale, stabilne (modifikacije) pri danem pritisku in temperaturi.
Večino magmatskih kamnin tvori sedem glavnih oksidov SiO2, Al2O3, FeO (Fe2O3),
MgO, CaO, Na2O in K2O, katerih vsebnost se močno spreminja. Glavni oksidi so tudi
glavne komponente v magmatski talini in bistveni sestavni deli glavnih
kamninotvornih mineralov (olivina, monoklinskih in rombičnih piroksenov, granata;
pri zelo visokem pritisku, amfibolov, sljud, kremena, plagioklazov, alkalnih
glinencev, glinenčevih nadomestkov in špinela; v glavnem magnetita). Ker se mnoge
komponente med seboj izomorfno nadomeščajo, številne magmatske kamnine v
glavnem ne vsebujejo več kot štiri glavne kamninotvorne minerale.
Po Clarku in Washingtonu (1922) in Barthu (1952) so magmatske kamnine v glavnem
sestavljene le iz mineralov, ki jih vidimo v tabeli 1.
Iz tabele 1. je razvidno, da so s 60 odstotki najbolj pogosti med minerali večine
magmatskih kamnin glinenci, nato sledijo s po 12 odstotki kremen in pirokseni,
medtem, ko imajo vsi ostali minerali običajno mnogo manjši pomen.
38
Tabela 1. Povprečna mineralna sestava magmatskih kamnin po Clarku in
Washingtonu (1922) (A) in Barthu (1952) (B).
Povprečna
Povprečna
vsebnost % (A)
vsebnost % (B)
kremen
12.0
12.4
alkalni glinenci (Or, Ab)
59.5 (glinenci)
31.0
MINERAL
plagioklazi
29.2
nefelin
0.3
olivin
pirokseni
7.9 (olivin in
ostali)
16.8
amfiboli (rogovača)
biotit
2.6
12.0
1.7
3.8 (sljude)
3.8
muskovit
1.4
neprozorni - rudni minerali
4.1
apatit
0.6
sfen
0.3
kalcit
0.6
vključki
Skupaj
100.0 %
100.0 %
To sledi tudi iz tabele 2, kjer je podana približna mineralna sestava značilnih
globočnin iz posameznih skupin .
39
Tabela 2. Približna mineralna sestava značilnih globočnin (s spremembami po
Larsenu).
mineral
granit
sienit
kremen
25
-
40
oligoklaz
granodio-
diorit
gabro
dunit
21
2
-
-
72
15
3
-
-
26
12
-
-
-
-
andezin
-
-
46
64
-
-
labradorit
-
-
-
-
65
-
biotit
5
3
3
5
1
-
amfiboli
1
7
13
12
3
-
rombični pirokseni
-
-
-
3
6
2
-
4
-
8
14
-
olivin
-
-
-
7
-
95
magnetit
2
2
1
2
2
3
ilmenit
1
1
-
-
2
-
apatit
sled
sled
sled
sled
-
-
sfen
sled
sled
1
sled
-
-
ortoklaz
mikropertit
monoklinski
pirokseni
rit
Minerale magmatskih kamnin delimo glede na njihovo zastopanost v
posameznih kamninah na bistvene ali glavne kamninotvorne minerale, značilne
in akcesorne minerale, ter slučajne ali primesne minerale.
1. Bistveni ali glavni, osnovni minerali
So tisti minerali, ki so v kamnini najpogostejši. Običajno jim pripada več kot 10 %
celotne količine in določajo pripadnost kamnine dani skupini, oziroma določajo vrsto
40
kamnine. Pri odsotnosti le enega od njih kamnina ne pripada več k tej skupini. Tako
so naprimer kremen in alkalni glinenci bistveni minerali v kamninah granitske
skupine, pirokseni, amfiboli in olivin pa v kamninah peridotiske skupine. Za granit so
torej bistveni minerali kremen in alkalni glinenci, za dunit, monomineralno kamnino,
ki spada v peridotitsko skupino, pa je bistven mineral olivin.
2. Značilni minerali so v primerjavi z bistvenimi minerali v kamnini podrejeni in
vplivajo na njeno ime. Običajno jih je pod 10 % lahko pa jih je tudi več in določajo
skupaj z bistvenimi minerali petrografski tip določene skupine. Če naprimer v dunitu,
za katerega je bistven mineral olivin, nastopa v manjši količini tudi enstatit, kamnino
imenujemo enstatitov dunit. Če nastopa značilni mineral v večji količini, se kamnini
pogosto po njem doda pridevnik, naprimer: olivinov, kremenov, biotitov.
3. Akcesorni minerali so prisotni v kamnini v količini okrog 1 % ali manj, vendar ne
vplivajo na njeno ime (apatit, cirkon).
4. Primesni minerali ali slučajne primesi, kot naprimer ortit ali topaz v nekaterih
granitih.
Z ozirom na genetsko vlogo delimo kamninotvorne minerale magmatskih kamnin na:
A) primarne magmatske minerale, nastale neposredno pri kristalizaciji magme
in
B) sekundarne minerale, ki so nastali pri kasnejših spremembah.
A. Primarni ali prvotni magmatski minerali, oziroma minerali glavne faze
kristalizacije kamnine so glavni kamninotvorni minerali, ki so nastali neposredno s
kristalizacijo magmatske taline.
B. Sekundarni minerali so minerali, ki so nastali pri kasnejših procesih iz primarnih
magmatskih mineralov. Pri pnevmatolitskih procesih so nastali, pod vplivom
preostalih raztopin ali lahkohlapnih komponent na minerale v že strjeni kamnini,
pnevmatolitski in reakcijski minerali. Večinoma so nastali metasomatsko, torej na
mestu prvotnih mineralov, včasih v prostih votlinah, npr: minerali druz. Sem spada
41
serpentin v nekaterih dunitih, klorit v diabazih, minerali skupine zoisita in epidota,
včasih skapolit v gabru itd. Sekundarni minerali lahko nastanejo tudi pod vplivom
različnih drugih dejavnikov, ki delujejo na kamnino po njenem nastanku
(metamorfoza, preperevanje).
Poleg primarnih in sekundarnih mineralov moramo omeniti tudi minerale, ki so
nastali pri asimilaciji tujih snovi iz prikamnin. To so na primer granati in wollastonit.
Minerale magmatskih kamnin delimo po njihovem osnovnem kemizmu v dve
skupini:
1. Salične ali svetle minerale: v glavnem so sestavljeni iz silicija, aluminija in
alkalij (minerali kremenice, glinenci, glinenčevi nadomestki, muskovit).
2. Femične ali obarvane minerale: to so magnezijevi in železovi silikati
(olivini, pirokseni, amfiboli in biotit).
Eden in isti mineral ima lahko zelo različen značaj v posameznih magmatskih
kamninah. Tako je naprimer kremen eden izmed bistvenih oziroma glavnih mineralov
v granitu, značilen mineral za diorit, v gabru pa je akcesoren. Nekateri minerali so
pogosti v številnih magmatskih kamninah, v nekaterih pa jih sploh ni. Naprimer
glinence najdemo v kislih, srednjih in bazičnih kamninah, medtem, ko jih ultrabazične
ne vsebujejo. Nadalje obstaja določena afiniteta, oziroma antipatija med posameznimi
minerali. Naprimer: kremen nastopa pogostoma skupaj z alkalnimi glinenci, redko z
olivinom – samo s fajalitom, s forsteritom nikoli, nikoli pa tudi z glinenčevimi
nadomestki.
Glavni kamninotvorni minerali magmatskih kamnin so silikati in oksidi.
Najenostavneje jih kemično opredelimo po WXYZ sistemu. Gre za poenostavljeno
kemijsko klasifikacijo (Tabela 3), katere podrobnejšo razlago lahko najdemo v
različnih novejših mineralogijah.
Tabela 3. Splošne formule (sistem WXYZ) glavnih kamninotvornih mineralov v
magmatskih kamninah (Ragland, 1989) .
42
43
MINERALNA SESTAVA METAMORFNIH KAMNIN
Pri opisu metamorfnih kamnin podobno, kot pri magmatskih, ločimo glavne,
akcesorne, bistvene in primesne minerale. Prav tako lahko ločimo temne in svetle
minerale. V nekaterih primerih lahko ločimo razen mineralov, ki so nastali pri
metamorfozi, tudi reliktne minerale. To so minerali nastali
v kamnini pred
metamorfozo. Podobno kot pri magmatskih kamninah govorimo tudi o sekundarnih
mineralih, ki so nastali s spremembo mineralov po procesu metamorfoze. Sem spada
naprimer klorit, ki je nastal na račun biotita ali pa sericit, ki se je tvoril na račun
andaluzita.
Najvažnejši minerali v metamorfnih kamninah so silikati. Razen njih nastopajo za
razliko od magmatskih kamnin, v nekaterih metamorfnih kamninah tudi precejšnje
količine karbonatov in oksidov.
Glavni minerali metamorfnih kamnin so:
1. Silikati (najprej so našteti nezosilikati, nato sorosilikati, inosilikati, filosilikati
in končno tektosilikati).
a) Skupina olivina: forsterit, fajalit,monticellit
b) Skupina granatov: pirop, almandin, spesartin, grosular, andradit
c) Skupina Al2SiO5: disten, andaluzit, sillimanit
d) Stavrolit
e) Skupina epidota: epidot, klinozoisit, zoisit
f) Idokraz
g) Prehnit
h) Wollastonit
i) Cordierit
j) Skupina piroksenov: diopsid, salit, hedenbergit, jadeit, omfacit,
enstatit, hipersten, avgit
k) Skupina amfibolov: tremolit, aktinolit, uralit, rogovača, glavkofan
l) Serpentin: antigorit
m) Lojevec
44
n) Skupina sljud: muskovit - sericit, biotit, flogopit, zinwaldit, lepidolit,
paragonit
o) Kloritoid
p) Klorit
q) Skupina glinencev: mikroklin, ortoklaz, plagioklazi
2. Oksidi:
r) Kremen
s) Hematit, magnetit
t) Diaspor, korund
3. Karbonati: Kalcit, dolomit
4. Prvine: Grafit
Stabilnost posameznih mineralov metamorfnih kamnin pri nižjih ali višjih
temperaturah in pri manjših ali večjih pritiskih, zavisi od vrste kristalne mreže,
odnosno od energije kristalne mreže.
Nezosilikati, katerih kristalne mreže imajo največje energije, so stabilni pri srednjih in
visokih temperaturah (razen spesartina). Sorosilikati so pravtako stabilni le pri visokih
in srednjih temperaturah. Med inosilikati imamo predstavnike, ki so značilni za visoko
temperaturo (rombični pirokseni, omfacit), kakor tudi predstavnike, ki so vezani na
nižje temperature nastanka (tremolit, aktinolit, epidot). Filosilikati so v glavnem
stabilni pri nizkih, le nekateri pa pri srednjih temperaturah (muskovit, litijeve sljude,
lojevec). Edino biotit je stabilen tudi pri visokih temperaturah. Med tektosilikati so pri
najnižjih temperaturah stabilni le minerali, v katerih ni bil silicij nadomeščen z
aluminijom (kremen), ali v katerih je nadomeščena z aluminijem le ena četrtina
silicijevih ionov, prosta valenca pa je kompenzirana z majhnimi ioni natrija (albit).
Šele pri višji temperaturi postanejo stabilne kristalne mreže, pri katerih je ena četrtina
silicijevih ionov nadomeščena z aluminijevimi ioni, prosta valenca pa je
kompenzirana z velikimi kalijevimi ioni. Hkrati postajajo stabilne z dvigom
temperature tudi kristalne strukture, v katerih je nad eno četrtino silicijevih ionov
nadomeščenih z aluminijevimi ioni, tako da so pri visokih temperaturah stabilne tudi
mreže, v katerih je polovica silicijevih ionov nadomeščenih z ioni aluminija (anortit).
45
Pri metamorfozi, kakor tudi pri kristalizaciji mineralov iz magme (reakcijski niz
mineralov), so pri najvišjih temperaturah stabilni nezosilikati in tektosilikati z
odnosom Si:Al = 1:1. Nato s padanjem temperature postanejo stabilni inosilikati in
tektosilikati z odnosom Si:Al = 1:1 do 3:1, pri še nižjih temperaturah filosilikati in
tektosilikati z odnosom Si:Al = 3:1 in več ter kremen. Z ozirom na stabilnost napram
pritisku lahko rečemo, da so pri visokih hidrostatičnih pritiskih bolj stabilni minerali z
gostejšimi kristalnimi mrežami, odnosno z večjimi specifičnimi težami.
Nekateri minerali prenašajo delovanje usmerjenih pritiskov zelo dobro in se pri
močnem pritisku celo lepše razvijajo (kloritoid, stavrolit, disten, lojevec sljude,
nekateri amfiboli...). Gre za minerali z velikimi specifičnimi težami, odnosno
»negativne minerale«. Nasprotno pa drugim mineralom, ki so nestabilni pri velikih
usmerjenih pritiskih, usmerjeni pritisk preprečuje rast (rombični pirokseni,
andaluzit, cordierit...). To so navadno minerali manjših specifičnih tež, odnosno
»pozitivni minerali«. Končno obstoji v metamorfnih kamninah tudi tretja skupina
mineralov, kot so minerali, na razvoj katerih usmerjeni pritiski nimajo bistvenega
vpliva (glinenci in kremen). Ti se pod močnim usmerjenim pritiskom lahko
deformirajo ali celo zdrobijo, vendar pa pritisk pri tem ne vpliva na njihovo mineralno
sestavo, niti ne na njihovo nadaljne tvorjenje ali pretvorbo zaradi sprememb
temperature. Te minerale imenujemo indiferentne minerale.
46
GLAVNI KAMNINOTVORNI MINERALI MAGMATSKIH IN
METAMORFNIH KAMNIN TER NJIHOVE MIKROSKOPSKE
ZNAČILNOSTI
TEKTOSILIKATI
MINERALI KREMENICE - SiO2
Kremenica je v naravi v več modifikacijah, kot α in β kremen, α in β tridimit, α in β
kristobalit, coesit, stishovite, lachatelierite in končno kot kalcedon in opal (tabela 4).
Slednja nista primarna magmatska minerala, temveč nastajata pri površinskih procesih
ali pa se izločata iz hidrotermalnih raztopin. Poleg omenjenih oblik poznamo tudi
sintetično modifikacijo - keatit, ki v naravi ne nastopa.
Tabela 4. Najpomembnejše modifikacije SiO2
α - kremen:
heksagnalna singonija B; trigonalno trapezoedrična simetrija
(32); stabilen pri nizkotemperaturnih pogojih do temperature
573°C.
β - kremen:
heksagonalna singonija A; heksagonalno trapezoedrična simetrija
(622); stabilen v temperaturnem območju od 573°C do 870°C.
Nad 870°C se lahko pojavlja kot metastabilna modifikacija.
α - tridimit:
rombična singonija; rombobipiramidalna simetrija (2/m 2/m
2/m); metastabilna modifikacija, nastopa pri nizkotemperaturnih
pogojih do temperature 117°C (nizkotemperaturni tridimit).
β1 – tridimit:
metastabilna modifikacija nastopa v temperaturnem območju med
117°C in 163°C (srednjetemperaturni tridimit).
β2 – tridimit:
heksagonalna singonija A; diheksagonalno-bipiramidalna
simetrija (6/m 2/m 2/m); stabilna modifikacija v temperaturnem
območju med 870°C in 1470°C. Kot metastabilna faza lahko
nastopa v temperaturnem območju od 163°C do 870°C in pri
temepraturah višjih od 1470°C. Tališče ima pri 1670°C
(visokotemperaturni tridimit).
α - kristobalit:
tetragonalna singonija; tetragonalno-trapezoedrična simetrija
(422); metastabilna modifikacija nastopa pri nizkotemperaturnih
47
pogojih od temperature 200°C do 275°C.
β - kristobalit:
kubična singonija, heksakisoktaedrična simetrija (4/m 32/m);
lahko nastopa kot metastabilna modifikacija v temperaturnem
območju od 200°C – 275°C do 1470°C. Nad to temperaturo
predstavlja stabilno modifikacijo. Tališče ima pri 1713°C.
coesit:
monoklinska singonija; monoklinska prizmatska simetrija (2/m);
sintetiziran 1953. leta (Coes L. 1953), 1960. leta najden v kraterju
Meteor v Arizoni. Visokotlačna modifikacija nastala pri
temperaturi med 450°C in 800°C in tlaku 38.000 barov. Najdemo
ga v kamninah, ki so bile podvržene udarcem, večjih meteoritov
(krater Meteor v Arizoni, krater Reiskissel na Bavarskem).
stishovit:
tetragonalna singonija; ditetragonalno - bipiramidalna simetrija
(4/m 2/m 2/m); visokotlačna modifikacija z gostoto = 4,35
3
g/cm . Sintetiziran pri tlaku 130.000 barov in temperaturi
1200°C (Stišov in Popova 1961). Najden v kamninah kraterja
Meteor v Arizoni, skupaj z lechteleritom in coesitom.
lachatelierit:
amorfno SiO2 - steklo; metastabilna modifikacija, ki lahko
nastopa pri sobni temperaturi in do temperature 1000°C, ko začne
intenzivno rekristalizirati. Najden v kamninah kraterja Meteor v
Arizoni.
keatit:
visokotlačna metastabilna modifikacija sintetizirana pri
temperaturi med 380°C in 585°C in pritisku 330 - 1200 barov z
3
gostoto = 25 g/cm .
kalcedon:
kriptokristalna oblika kremenice. Nastaja hidratogeno redkeje z
izločanjem iz hidrotermalnih raztopin, bolj pogosto pa z
rekristalizacijo opala.
opal:
amorfna oblika kremenice. Vsebuje približno od 3 % do 20 %
vode. Nastane s hitrim izločanjem iz nizkotemperaturnih raztopin.
α - modifikacija = nižjetemperaturna oblika
β - modifikacija = višjetemperaturna oblika
α - tridimit = nizkotemperaturni tridmit
β1 - tridimit = srednjetemperaturni tridimit,
β2 – tridimit = visokotemperaturni tridimit, ki ga v literaturi običajno označujejo kot β
- tridimit.
Kadar govorimo o tridimitu in kristobalitu gre običajno za visokotemperaturna
različka β, pri kremenu pa za nizkotemperaturno α modifikacijo.
48
Za vse modifikacije kremenice je značilna stuktura tektosilikatov, ki jo gradijo
tetraedri (SiO4)4-. Ti vsebujejo v središču po en atom Si, na vseh štirih ogliščih pa en
atom kisika. Vsak atom kisika je skupen dvema tetraedroma, odtod formula SiO2.
Tetraedri grade brezkončno trodimenzionalno mrežo - paličje. Mreža je električno
nevtralna in zelo stabilna. Pri takšni razporeditvi tetraedrov (SiO4)4- so med njimi
prazni prostori, ki so tem večji, čim večja je simetrija oziroma energija rešetke.
Najgosteje je zasedena struktura kremena, medtem ko imata tirdimit in kristobalit
slabše zasedeno strukturo z večjimi prostori, kar omogoča nadomeščanje Si4+ z Al3+ in
vgrajevanje ionov alkalij (Na, K redko Rb) in zemljoalkalij (Ca redko Ba) za
nevtralizacijo naboja rešetke. Nižjetemperaturne in nižjesimetrijske modifikacije
imajo zato tudi večjo gostoto in večji lomni količnik (tabela 5).
Prehod iz ene modifikacije v drugo ima za posledico večje ali manjše deformacije
kristalne rešetke. Pri tem pride do preureditve in tudi do porušitve vezi med tetraedri
(SiO4)4- zaradi česar se spremeni simetrija rešetke.
Tabela 5. Nekatere fizikalne lastnosti mineralov kremenice – SiO2
lomni količnik
modifikacija
singonija
spec. teža
Ng
Nm
Np
α - kremen
heksagonalna B
2.65
1.553
1.544
-
β - kremen
heksagonalna A
2.51
1.5405
1.533
-
α - tridimit
rombična
2.30
1.473
1.470
1.469
β1 - tridimit
-
-
-
-
-
β2 - tridimit
heksagonalna A
2.26
-
-
-
α - kristobalit
tetragonalna
2,27
1487
1.484
-
β - kristobalit
kubična
2.21
-
1.486
-
coesit
monoklinska
2.90
1.5990
1.5955
1.5940
stishovit
tetragonalna
4.35
1.826
-
1.799
lachatelerit
keatit
kalcedon
opal
49
amorfen
2.19
-
1.459
-
-
2.50
-
-
-
kriptokristalen
2.55-2.64
amorfen
1.9-2.5
1.40-1.46
V odvisnosti od temperature si sledijo premene ene modifikacije SiO2 v drugo takole:
α − kremen ←
→ β − kremen ←
→ β 2 − tridimit ←
→ β − kristobalit ←
→ talina
573° C
870° C
1470° C
1713° C
Hitrost premene je odvisna od razlike v notranjih energijah posameznih modifikacij,
podobnosti kristalnih rešetk in hitrosti segrevanja oziroma ohlajanja. Večinoma
potekajo zelo počasi tudi v geološkem smislu. Tako sta na primer zelo počasni
premeni β-kristobalita v β2-tridimit in β2-tridimita v β-kremen zato, lahko obstajata βkristobalit in β2-tridimit, kot metastabilni fazi pod temperaturo njune premene. Edino
premena β-kremena v α-kremen je trenutna in nastopi vedno. Pri dovolj nizki
temperaturi se izvrši prehod β-kristobalita v α-kristobalit in β2-tridimita v β1 - tridimit
ter β1-tridimita v α-tridimit:
α − kristobalit ←
 → β − kristobalit
200° C − 275° C
α − tridimit ←
→ β1 − tridimit ←
→ β 2 − tridimit
117° C
163° C
Razlika med kristalnima rešetkama β-kristobalita (kubičen) in β2-tridimita
(heksagonalen) je zelo velika, medtem ko je med rešetkama β-kristobalita (kubičen)
in α-kristobalita (tetragonalen) sorazmerno majhna. Zaradi tega je premena βkristobalita v β2-tridimit počasna in se težko izvrši, premena β-kristobalita v αkristobalit pa poteka zlahka in hitreje. Velike so tudi razlike v strukturi rešetke β2tridimita in β-kremena, zato je premena β2-tridimita v β-kremen počasna, medtem ko
je zaradi velike podobnosti rešetk α in β-kremena premena β-kremena v α-kremen
hitra. Kristalne rešetke α in β-kremena, β2-tridimita in β-kristobalita vidimo na sliki
23. Iz slike je razvidno, da pri prehodu α v β kremen pride le do zasuka tetraedrov
(SiO4)4-, pri čemer se vezi Si-O ne pretrgajo. Na splošno velja, da so prehodi α
modifikacije v β modifikacijo sorazmerno hitri in ne povzročajo dezintegracije
50
strukture rešetke. Premena β2-tridimita v β-kristobalit pa ime za posledico
prerazvrstitev tetraedrov po novem vzorcu v novo strukturo.
Slika 23. Kristalne rešetke A - β- kristobalita, B - β-tridimita, C - α-kremena in D - βkremena (Ilić in Karamata, 1963).
V odvisnosti od temperature, na kateri kristalizira kremenica, se iz taline izločajo
kristobalit, tridimit ali pa kremen kot visokotemperaturne β-modifikacije. Pri nizkih
temperaturah je stabilen le nizkotemperaturni α-kremen. Območja stabilnosti
posameznih modifikacij v odvisnosti od parcialnega tlaka in notranje energije pri dani
temperaturi vidimo na sliki 24 in 25. Iz obeh diagramov sledi, da je pri katerikoli
temperaturi najbolj stabilna modifikacija z najmanjšim parnim tlakom in najmanjšo
notranjo energijo. V kolikor kristalizira suha talina SiO2, se bo izločal pri 1713°C βkristobalit, ki bo nato pri 1470°C prešel v β2 - tridimit, ta pa pri 867°C v β-kremen.
51
Slika 24. Stabilnostni diagram mineralov kremenice v odvisnosti parcialnega tlaka
vodne pare (Fenner, 1913).
Slika 25. Stabilnostni diagram mineralov kremenice v odvisnosti od notranje energije
(Barth, 1962).
Končno se bo pri 573°C β-kremen pretvoril v nižjetemperaturno modifikacijo αkremen. V slučaju, da bo zaradi hitrega ohlajanja izpuščena točka premene βkristobalita v β2-tridimit ali β2-tridimita v β-kremen lahko dobimo nizkotemperaturne
metastabilne modifikacije kristobalita in tridimita.
52
Ker v naravi nikoli ne nastopa čist SiO2 vodi prisotnost tujih ionov in drugih
komponent do znižanja temperature kristalizacije. Prav zato se kristalizacija SiO2
navadno prične šele pri temperaturi 867°C, tako da se kot prva modifikacija običajno
izloča β-kremen. Le izjemoma kristalizira kremenica pri višjih temperaturah, ko se
lahko izloča tudi β2 - tridimit ali celo β-kristobalit.
Na stabilnost posameznih modifikacij vpliva poleg temperature in prisotnosti tujih
komponent tudi pritisk, vendar je njegov vpliv manjši od vpliva temperature. Vpliv
pritiska na zvišanje ali znižanje temperature kristalizacije ali taljenja, oziroma prehoda
ene modifikacije v drugo je podan s Clausius - Clapeyronovo enačbo:
∂P ∆S
=
= PaK −1
∂T ∆V
∂T T
= (Vβ − Vα )
∂P Q
Na p-T diagramu (slika 26) vidimo, da zvečanje pritiska zlasti močno vpliva na
stabilnost β2-tridimita in β-kristobalita. Tako pritisk v globini večji od 15 km
praktično onemogoča nastanek omenjenih modifikacij. Delovanje pritiska in vode, ki
najmočneje znižuje temperaturo kristalizacije, je torej vzrok, da nastopata tridimit in
kristobalit le redko in sicer v kamninah, ki so nastajale v zelo majhnih globinah. V
kamninah,
nastalih
v
večjih
globinah,
lahko
kristalizira
SiO2
le
visokotemperaturni β-kremen.
Slika 26. Stabilnostni diagram mineralov kremenice (Boyd and England, 1960).
kot
53
Ta nato pri znižanju preide v nizkotemperaturni α- kremen. Če je kremen kristaliziral
pri temperaturi nad 573°C pred evtektično točko in je bil pri rasti neoviran od drugih
mineralov se je lahko razvil v pravilnih idiomorfnih kristalih bipiramidalnega značaja.
Po obliki kremenovih zrn lahko sklepamo, ali so nastali nad ali pod temperaturo
inverzije. Ta znaša za prehod α v β-kremen pri tlaku ene atmosfere 573 ± 1°C.
Kremen nastal nad temperaturo inverzije (β-kremen) nastopa večinoma v obliki
bipiramide, redkeje v kombinaciji bipiramide ( 10 1 1 ) in slabo razvite prizme ( 10 1 0 )
in trapezoedra ( 51 6 1 ). Za kremen, izločen pod temperaturo inverzije so značilni
predvsem prizma ( 10 1 0 ), romboedra ( 10 1 1 ) in ( 01 1 1 ), majhne ploskvice trigonalne
bipiramide ( 112 1 ) in trigonalni trapezoeder ( 51 6 1 ). Poleg teh so lahko razvite tudi
druge ploskve. Kristali, ki so nastali s preobrazbo β-kremena v α- kremen, imajo
lahko iste oblike kot β-kremen. V tem primeru imamo psevdomorfozo α-kremena po
β-kremenu. Snov je prišla v nižjetemperaturno modifikacijo, pri čemer je zadržala
zunanjo obliko. Pri prehodu v α-kremen so lahko nastali tudi podolgovati kristali,
omejeni s ploskvami značilnimi za α-modifikacijo. Razen po kristalnih oblikah lahko
ločimo α od β-kremena tudi po značaju dvojčkov. Najbolj značilne oblike glavnih
modifikacij SiO2 vidimo na sliki 27.
temperatura
modifikacija
oblika
α - kremen
kristali z lepo razvitimi
prizmatskimi
ploskvami
β - kremen
kristali brez
prizmatskih ploskev
tridimit
majhni ploščati
heksagonalni kristali
(≤ 1mm )
kristobalit
majhni oktaedrični
kristali
(≤ 1mm ) ali majhni
kroglasti agregati
54
nastopanje
kisle do srednje
magmatske
kamnine
(globočnine),
hidrotermalne žile,
metamorfne
kamnine,
peščenjaki
kisle do srednje
vulkanske
kamnine, posebno
v razpokah in
porah
Slika 27. Najpogostejše oblike kremena v magmatskih kamninah (s spremembami po
Hyndmanu, 1972).
Nastopanje
Kremen
Kremen je za glinenci najbolj pogost mineral v zemeljski skorji in je eden glavnih
mineralov v številnih magmatskih, metamorfnih in sedimentnih kamninah. Pogost je
tudi v hidrotermalnih žilah.
V magmatskih kamninah je najpogostejša njegova nizkotemperaturna modifikacija αkremen, saj visokotemperaturni β-kremen nastopa le v nekaterih predorninah.
55
V kislih magmatskih globočninah, to je v granitih, mikrogranitih, monzonitnih
granitih, granodioritih, je kremen večinoma v ksenomorfnih zrnih. V nekaterih kislih
predorninah, naprimer v kremenovih porfirjih najdemo tudi euhedralna kremenova
zrna s pravilno razvitimi ploskvami. Gre za fenokristale kremena, ki imajo tu in tam
najedene robove, kar kaže na kasnejšo magmatsko korozijo.
Magmatske kamnine srednje sestave so revnejše s kremenom kot kisle, granitoidne
kamnine. Še manj ga vsebujejo bazične magmatske kamnine, v katerih ga je običajno
pod 5%, pri čemer je nekoliko pogostejši v nekaterih kremenovih različkih, naprimer
v kremenovih doleritih. Ker je inkompatibilen z glinenčevimi nadomestki, ga v s
kremenico nenasičenih magmatskih kamninah ni.
Prisotnost kremena v lavah pomeni kristalizacijo pri temperaturi pod 870°C.
Nadrobne mikroskopske raziskave njegovih zrn in dvojčkov so pokazale, da gre često
za psevdomorfoze α-kremena po β-modifikaciji, redko pa za psevdomorfoze po
tridimitu. V pegmatitih je nizkotemperaturni kremen običajno prvotni mineral, ki se je
izločal direktno iz talin. Na podlagi tega sklepamo, da poteka kristalizacija v lavah
zvečine v temperaturnem območju med 573° in 870°C, medtem ko je temperatura
kristalizacije pegmatitskih talin delno tudi nižja od 573°C.
Tridimit
Tridimit je značilen za kisle predornine kot so rioliti, najdemo ga tudi v dacitih,
trahitih in andezitih, kjer često zapolnjuje pore in nastopa skupaj s sanidinom, redkeje
z avgitom ali fajalitom. Vprašanje je, ali gre za primarni magmatski mineral ali za
produkt kasnejših procesov. Njegova prisotnost kaže na kristalizacijo pri relativno
majhnih tlakih, čeprav tridimit ni zanasljiv temperaturni pokazatelj. Nastaja namreč
lahko kot metastabilna oblika pri precej nižji temperaturi, če je bila kristalizacija zelo
hitra, oziroma zaradi vgrajevanja tujih ionov (Na, Al) v njegovo rešetko. Da lahko
nastane tridimit tudi pri hidrotermalnih procesih, dokazujejo njegovi vključki v
nekaterih opalih in tridimitovi kristali v skorjastih oblogah v termah Plombiéres v
Francije s temperaturo termalne vode okrog 73°C.
56
Tridimit je zelo pogost v riolitih in kremenovih latitih na območju San Juan,
Colorado, saj ga te kamnine vsebujejo okrog 25%. Pojavlja se tudi v terciarnih
riolitnih tufih na tem območju, kjer tvori vezivo in je nastal po njihovi odložitvi.
Tridimit vsebujejo tudi trahiti na območju Euganeje pri Padovi, hiperstenovi andeziti
Krakataua, avgitovi andeziti Cerra de San Cristóbala v Mehiki, Baia Mare in Kapnika
v Karpatih, bazalti Striegova v Šleziji. Najden je bil tudi na Vezuvu in Liparskih
otokih ter v nekaterih meteoritih.
Kristobalit
Podobno kot tridimit je tudi kristobalit značilen za kisle predornine v katerih je
ponekod skupaj z metastabilnim tridimitom. Najdemo ga v riolitih, zlasti v obsidianu,
dacitih, trahitih, andezitih pa tudi v olivinovih bazaltih, kjer zapolnjuje pore bodisi
sam ali skupaj z metastabilnim tridimitom. Večinoma je zadnji produkt magmatske
kristalizacije. Včasih nadomešča tridimit, najdemo pa ga tudi v paragenezi skupaj z
anortoklazom ali celo kloritom in kalcitom. Podobno kot tridimit je značilen za
magmatske kamnine nastale pri majhnih tlakih, pri tem pa ni zanesljiv temperaturni
pokazatelj.
Kristobalit je pogost v avgitovih andezitih iz San Cristóbala v Mehiki (od tod tudi ime
kristobalit). Razen v magmatskih kamninah so ga odkrili tudi v nekaterih meteoritih.
Coesit
Najden je bil skupaj s kremenom, stichovitom in SiO2 steklom v poroznih peščenjakih
iz kraterja Meteor v Arizoni. Znan je tudi iz Canyon Diabla in iz obrobja kraterja
Reiskessel na Bavarskem. Njegov nastanek povezujejo raziskovalci podobno kot
nastanek stishovita z udarci velikih meteoritov.
Kalcedon in opal nista primarna magmatska minerala.
57
Kremen
optične lastnosti
enoosen
optična orientacija
+
singonija
Kremen – SiO2
heksagonalen (trigonalno
trapezoedričen)
lomni količnik
nr = 1.544
ni = 1.553
dvolom
ni – nr = 0.009
relief
slab pozitiven
Optična os je c os. Vzdolžni preseki euhedralnih zrn so length
slow.
interferenčne barve
siva in bledo rumena 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
brez razkolnosti
oblika zrn in
habitus
anhedralna, pogosto povsem nepravilna zrna v globočninah in
metamorfnih kamninah; fenokristali, delno resorbirani v
predorninah
dvojčki
dvojčična os c
daufinejski dvojčki
potemnitev
Pri zasuku mizice potemni 4×. Izjemoma potemni tudi
simetrično in paralelno. Zaradi tektonskih deformacij kažejo
kremenova zrna pogosto tudi valovito potemnitev
trdota / gostota
dvojčična ravnina
( 11 2 0 ) brazilski
dvojčki
dvojčična ravnina
( 112 2 ) japonski
dvojčki
H = 7 G = 2.65
Ostale mikroskopske značilnosti
V mikroskopskih preparatih je kremen večinoma v obliki brezbarvnih, prozornih
ksenomorfnih zrnih, ki ne kažejo razkolnosti. Redka idiomorfna zrna rombastih in
58
šesterokotnih presekov najdemo v žilah in nekaterih predorninah, zlasti v dacitih.
Zaradi resorbcije so v slednjih pogosto zaobljena in najedena. V globočninah običajno
zapolnjuje prostore med drugimi zrni, kar kaže na to, da je kristaliziral zadnji. V
metamorfnih kamninah ima pogosto valovito potemnitev.
V mikroskopskih preparatih ga zlahka ločimo od drugih mineralov naprimer od
cordierita in glinencev, ki so optično dvoosni, pa tudi od berila in skapolita, ki sta
optično enoosna vendar negativna. Od nefelina se loči po nekoliko večjem dvolomu in
po tem, da je bolj čist. Nefelin je tudi optično negativen, z negativnim reliefom in
zrni, ki so pogosto motna.
Tridimit
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Tridimit – SiO2
rombičen (α),
heksagonalen (β)
(nad 117°C)
lomni količnik
nr = 1.469 - 1.479
ni = 1.473 – 1.483
(lomni količnik varira zaradi različne vsebnosti Al in Na)
dvolom
relief
kot 2Vz
ni – nr = 0.002 – 0.004
jasen negativen
X = b, Y = a, Z = c; optična ravnina je (100). Vzdolžni preseki
so length fast.
običajno je okrog 70° (za sintetičen navadno 43°) optična
ravnina je (100)
sivomodra 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
59
slaba prizmatska, običajno ni opazna
tabličasta zrna, radialno-žarkoviti agregati
dvojčki
pogosti
potemnitev
paralelna - prava
trdota / gostota
H = 7 G = 2.27
V mikroskopskih preparatih je tridimit podoben kristobalitu. Od njega se razlikuje po
nekoliko manjših lomnih količnikih (tridimit < 1.480 < kristobalit). Najdemo ga v
votlinicah predornin (obsidijana, riolita, trahita in andezita) pa tudi v meteoritih in
ognjevarnih materialih. V magmatskih kamninah nastopa pogosto skupaj s sanidinom.
Še vedno obstaja dvom, ali je nastal pri magmatskih procesih ali pa pri pnevmatolizi.
Najdemo ga tudi v metamorfoziranih nečistih apnencih in arkozah in sicer v
neposredni bližini kontakta z bazičnimi intruzijami.
Kristobalit
optične lastnosti
enoosni
-
singonija
Kristobalit – SiO2
kubičen (β),
tetragonalen (α)
lomni količnik
dvolom
nr = 1.487
ni = 1.484
nr – ni = 0.003
relief
60
jasen negativen
a os v β-kristobalitu pri prehodu v α-kristobalit postane c os in
s tem tudi optična os. Vlaknati različki so večinoma length
slow, redkeje length fast in imajo pravo potemnitev.
siva 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
ni razvita, včasih opazimo povite razpoke
oblika zrn in
habitus
preseki oktaedrov in kock, vlaknati agregati
dvojčki
podobno kot pri špinelu po (111)
potemnitev
paralelna - prava
trdota / gostota
H = 6.5, G = 2.32 - 2.34
V mikroskopskih preparatih je podoben tridimitu od katerega se loči po povitih
razpokah in nekoliko večjih lomnih količnikih. Nastopa skupaj s tridimitom v porah
vulkanskih kamnin kot so riolit, obsidijan, trahit, dacit, andezit in olivinov bazalt.
Dobimo ga tudi v ognjevarnih opekah. Nastaja v končni fazi kristalizacije magmatske
taline in nadomešča prej izločeni tridimit. Najden je bil tudi v metamorfoziranih
peščenjakih in ksenolitih peščenjaka v bazaltih in drugih bazičnih kamninah.
optične lastnosti
Kalcedon – SiO2
enoosen
+
singonija
heksagonalen (trigonalen)
Kalcedon
lomni količnik
dvolom
relief
nr = 1.53 – 1.544 ni = 1.53 – 1.553
ni – nr = 0.005 –0.009
slab negativen do pozitiven
61
vlakna so razpotegnjena v smeri osi a in so length fast
siva 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven do rjavkast
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
ni opazna
oblika zrn in
habitus
vlaknati agregati, kolomorfne oblike
dvojčki
potemnitev
pogosti
paralelna - prava: sferuliti kažejo pod navzkrižnimi nikoli
temen križ, ki pri vrtenju mizice miruje
poševna: (lutecit).
trdota / gostota
H = 6.5 - 7 G = 2.57 - 2.64
Kalcedon je sekundarni mineral. V vulkanskih kamninah zapolnjuje razpoke in pore.
V paragenezi nastopa skupaj s kremenom, opalom in zeoliti. V zbruskih ga zlahka
prepoznamo po slabem negativnem do pozitivnem reliefu, majhnem dvolomu in po
tem, da je vlaknat. Podoben je kristobalitu, ki je pravtako vlaknat, vendar običajno
bledozelene barve.
Opal
Opal–SiO2 n·(H2O)
lomni količnik
dvolom
relief
optične lastnosti
singonija
izotropen
amorfen
n = 1.43 – 1.46
jasen negativen
izotropen, zaradi prehoda v kalcedon kaže tu in tam
barva v zbruskih
62
brezbarven, prozoren; včasih lahko tudi sivkast ali rjavkast
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
nima
kolomorfne oblike, skorje, nepravilna polja, žilice
dvojčki
-
potemnitev
trdota / gostota
izotropen
H = 5.5 - 6.5 G = 1.9 - 2.2
Opal ločimo v zbruskih po izotropnosti in jasnem negativnem reliefu. V primerjavi z
vulkanskim steklom in analcimom ima nižji lomni količnik. Od fluorita ga ločimo po
odsotnosti razkolnih razpok. Ni primarni magmatski mineral. Izloča se iz
hidrotermalnih, pa tudi talnih vodnih raztopin. Najdemo ga v nekaterih predorninah in
plitvih intruzivih, kjer zapolnjuje razpoke in pore. Pogosto se izloča tudi v bližini
gejzirov in vročih vrelcev.
Vulkansko steklo
Je amorfno. V mikroskopskih preparatih je brezbarvno do rjavkasto. Njegova
kemijska sestava običajno odgovarja riolitu, čeprav poznamo tudi vulkanska stekla, ki
so srednje ali bazične sestave.
Lomni količnik kislih stekel: n = 1.49 – 1.51 (manjši od lomnega količnika
kanadskega balzama)
Lomni količnik bazičnih stekel: n = 1.5 – 1.61 (večji od lomnega količnika
kanadskega balzama)
Pod navzkrižnimi nikoli je vulkansko steklo temno, ker je izotropno . Zaradi notranjih
napetosti pa je lahko tudi slabo anizotropno.
63
amorfno vulkansko steklo÷ (rekristalizacija, devitrifikacija) ÷ slabo anizotropni
agregat
Nekatera vulkanska stekla imajo fluidalno teksturo, druga vsebujejo kristalite,
mikrolite, sferulite pa tudi manjše ali večje kristale. Nastala so pri hitri ohladitvi.
Najdemo jih kot osnovo v kislih predorninah (rioliti, trahiti). Tvorijo pa tudi steklaste
riolite kot so obsidian, perlit, smolnik in bazaltno steklo – tahilit.
GLINENCI
Glinenci so najbolj pogost mineral v zemeljski skorji. Nastopajo tako v magmatskih
kot v sedimentnih in metamorfnih kamninah. V magmatskih kamninah jim v
povprečju pripada okrog 59.9 %. Najdemo jih takorekoč v vseh magmatskih
kamninah, razen v ultramafičnih in v magmatskih kamninah nesilikatne skupine.
Razen tega jih ni tudi v nekaterih redkih alkalnih kamninah. Glinenci so zelo velikega
pomena za nastanek sedimentnih kamnin, saj se predpostavlja, da je kar 70 %
sedimentnih kamnin nastalo iz komponent vezanih za glinence.
V magmatskih kamninah kisle, srednje in bazične sestave, ter v alkalnih kamninah, so
glinenci glavna, bistvena sestavina. Značilni so tudi za enostavne pegmatite. Fizikalna
kemija glinencev, njihov medsebojni vpliv in reakcije z drugimi minerali so prav
zaradi njihove pogostnosti izredno pomembni v petrologiji magmatskih kamnin.
Po kemični sestavi so alumosilikati K, Na, in Ca, pri čemer so običajno sestavljeni iz
vseh treh, oziroma vsaj iz dveh osnovnih komponent: natrijeve (albitske –
NaAlSi3O8), kalijeve (ortoklazove – KAlSi3O8) in kalcijeve (anortitske – CaAl2Si2O8).
Njihovo kemično sestavo lahko ponazorimo s trokomponentnim diagramom albit (Ab
– NaAlSi3O8) – ortoklaz (Or – KAlSi3O8) – anortit (An – CaAl2Si2O8) (sliki 28 in 29).
64
Slika 28. Sesatva glinencev v trokomponentnem diagramu Or – Ab – An.
Slika 29. Prikaz izomorfnega mešanja osnovnih komponent glinencev v odvisnosti od
temperature nastanka. 1 – področje izomorfnega nemešanja, 2 – področje popolnega
izomorfnega mešanja pri najvišjih temperaturah, 3 – področje skoraj popolnega
izomorfnega mešanja pri glinencih nastalih v temperaturnem razponu približno od
600°C do 660°C, 4 – področje omejenega izomorfnega mešanja pri glinencih nastalih
v temperaturnem razponu približno od 500°C do 600°C, 5 – področje minimalnega
izomorfnega mešanja pri glinencih nastalih v temperaturnem razponu približno od
400°C do 500°C.
65
Glinenci so si po obliki in po fizikalnih lastnostih zelo sorodni, vendar jih delimo v
dve skupini:
1) alkalne glinence – to so kristali mešanci dvokomponentnega sistema albit (Ab) –
ortoklaz (Or), ki tvorijo pri visokih temperaturah zvezen niz, pri nizkih pa razpadejo v
dve trdi fazi. Ena je bogata z natrijevim, druga pa s kalijevim glinencem. Albit in
ortoklaz se namreč pri visokih temperaturah izomorfno mešata v vseh razmerjih, pri
nizkih temperaturah pa je njuno mešanje omejeno.
2) plagioklaze – to so kristali mešanci dvokomponentnega sistema albit (Ab) in (An),
ki tvorijo zvezen niz od visokotemperaturnih do nizkotemperaturnih členov, oziroma
trdo kristalno raztopino (Ab) in (An) v vseh razmerjih in pri vseh temperaturah.
Alkalni glinenci vsebujejo vedno tudi majhne količine (manj kot 5 – 10 %) izomorfno
primešane kalcijeve komponente, plagioklazi pa manj kot 5 – 10 % ortoklazove
komponente. Izjema so z Na bogati alkalni glinenci, ki lahko vsebujejo tudi nekoliko
več anortitske komponente kot alkalni glinenci z visoko vsebnostjo K. Kemično
sestavo alkalnih glinencev (brez An – komponente) in plagioklazov (brez Or –
komponente vidimo v tabeli 6.
Tabela 6. Kemična sestava idealiziranih glinencev
odstotek Or, Ab in An
komponente
utežni odstotki
K2 O
Na2O
CaO
Al2O3
SiO2
alkalni glinenci
Or100 Ab0
16.9
0.0
-
18.4
64.7
Or80 Ab20
13.5
2.4
-
18.5
65.6
Or50 Ab50
8.4
5.9
-
18.9
66.8
Or20 Ab80
3.4
9.4
-
19.2
68.0
Or0 Ab100
0.0
11.8
-
19.4
68.8
66
plagioklazi
Ab100 An0
-
11.8
0.0
19.4
68.8
Ab80 An20
-
9.3
4.3
23.1
63.3
Ab60 An40
-
6.0
8.4
26.6
58.1
Ab40 An60
-
4.6
12.4
30.0
53.0
Ab20 An80
-
2.3
16.3
33.4
48.0
Ab0 An100
-
0.0
20.1
36.7
43.2
V strukturnem pogledu uvrščamo glinence med tektosilikate. Njihova struktura je
neskončna trodimenzionalna mreža zgrajena iz tetraedrov (SiO4)4- in (AlO4)5-, ki so
med seboj povezani v vseh smereh. Negativno valenco nevtralizirajo bodisi
enovalentni kationi alkalij (Na, K), ali dvovalentni kationi zemljoalkalij (Ca, B).
Splošna formula glinencev je WZ4O8, pri čemer je W – Na, K, Ca, B; Z – Si, Al. V
manjši meri so lahko kationi komponente W nadomeščeni s Sr, Rb, Cs, Pb, B, Eu in
ostalimi redkimi elementi, izjemoma tudi z Fe2+, Fe3+, P, Ti in Mg. Za glinence, ki
vsebujejo zemljoalkalije so značilni kompleksi (Al2Si2O8), za glinence z alkalijami pa
(AlSi3O8).
Glinenci kristalizirajo monoklinsko ali triklinsko. Monoklinski so visokotemperaturni
alkalni glinenci, medtem, ko so triklinski nizkotemperaturni alkalni glinenci in vsi
plagioklazi. Čim višja je bila temperatura kristalizacije alkalnih glinencev ali
plagioklazov, tem več izomorfno primešane anortitske oziroma ortoklazove
komponente lahko vsebujejo.
A l k a l n i
g l i n e n c i
Nastajajo s kristalizacijo le iz talin, v katerih je kremenica navzoča v zadostni količini.
V kolikor v talini ni dovolj kremenice nastanejo namesto glinencev glinenčevi
nadomestki. Namesto K-glinenca (KAlSi3O8) nastane levcit (KAlSi2O8), na mesto Naglinenca (NaAlSi3O8) pa nefelin (NaAlSi2O6). Če vsebuje talina tudi večje količine
klora in sulfatov in ima poleg tega še višek natrija in kalcija nad aluminijem,
67
kristalizirajo poleg nefelina tudi minerali iz skupine sodalita [(Na8Al6Si6)(O24) Cl].
Glede na strukturne značilnosti delimo alkalne glinence na čiste K glinence, ki so
bodisi povsem čisti ali pa vsebujejo zelo malo izomorfno primešane Na komponente,
na čiste Na glinence, oziroma na Na glinence na splošno, to je na alkalne glinence
mešance dvokomponentnega sistema Or – Ab. Najpogostejše oblike kristalov alkalnih
glinencev in njihovo optično orientacijo vidimo na sliki 30.
Slika 30. Optična orientacija mikroklina, ortoklaza, sanidina in anortoklaza (Nesse,
1991).
Alkalni glinenci so trda kristalna raztopina dveh komponent: KAlSi3O8 in NaAlSi3O8,
ki se pri visokih temperaturah mešata med seboj v vseh razmerjih. Pri padanju
temperature se zmanjšuje sposobnost izomorfnega mešanja. Zaradi tega se pri
počasnem ohlajanju iz ortoklaza (pa tudi iz mikroklina) izloči višek albitske
komponente. Tako preide ortoklaz v pertit. Čim počasnejše je bilo ohlajanje tem
večja so izločena telesca. V preparatih vidimo to v obliki protastih zrnc albita, ki se
68
pojavljajo v ortoklazu. V primeru, ko se iz albita izloči višek ortoklazove
komponente, govorimo o antipertitu.
Ortoklaz
Ortoklaz je monoklinski kalijev glinenec z delno urejeno kristalno rešetko. Nastane s
preureditvijo popolnoma neurejene rešetke sanidina. Tekom časa, v geološkem
smislu, postopoma preide v mikroklin s povsem urejeno kristalno strukturo. Pri
ohlajanju pada sposobnost izomorfnega mešanja z Ab in An komponento, ki se iz
ortoklaza izločita. Ortoklaz z izločeno albitsko komponento imenujemo pertit. Z
ozirom
na
dimenzije
izločanja
ločimo
kriptopertit
(izločeni
delci
so
submikroskopski), mikropertit (izločeni delci so mikroskopski) in pertit (izločene
delce opazujemo z lupo).
optične lastnosti
Ortoklaz –
KAlSi3O8
lomni količnik
dvoosen
nx = 1.519
singonija
-
monoklinski
ny = 1.524
dvolom
nz – nx = 0.007
relief
slab negativen
kot 2Vx
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
nz = 1.526
40 – 70°; optična ravnina je pravokotna na (010) in nagnjena
pod kotom 5 - 13° glede na (001)
siva, svetlosiva 1. reda
brezbarven, pogosto moten zaradi kaolinizacije in sericitizacije
ni pleohroičen
zelo dobra {001}, dobra {010} in nepopolna {110}
anhedralna in euhedralna, tabličasta zrna s preski vzporednimi
z (010). Zrna so običajno nekoliko razpotegnjena v smeri osi c
ali a.
najbolj pogosti karlovarski, manj bavenski in manebaški
potemnitev
69
paralelna - prava z ozirom na slednice ploskve dvojčičnega
šiva. Preseki vzporedni z osjo b kažejo glede na razpoke po
(010) tudi pravo potemnitev
poševna: kot potemnitve glede na razpoke v smeri (001) in v
presekih vzporednih z (010) je 5° - 13°. Večje vrednosti so
značilne za poedince bogate z Na.
trdota / gostota
H = 6 – 6.5 G = 2.57
V mikroskopskih preparatih ga ločimo od plagioklazov po tem, da ne kaže
polisintetskih dvojčkov. Podoben je kremenu, vendar se od njega loči po tem, da je
zaradi sprememb pogosto moten. Poleg tega ima tudi slab negativen relief in je
dvoosen.
Nastopanje
Ortoklaz je bistven mineral v kamninah granitske, granodioritske in sienitske skupine,
pogost pa je tudi v pegmatitih in metamorfnih kamninah zlasti v gnajsih. Bolj redek je
v
kamninah
gabrske
skupine.
Najdemo
ga
tudi
v
lamprofirjih
in
kontaktnometamorfnih kamninah. Pogosto se zrašča s kremenom in kislimi glinenci.
Razpade v sericit in kaolinit. Lahko je nadomeščen z drugimi minerali kot so klorit,
kremen, kalcit, glavkonit, turmalin ali albit.
Mikroklin
Mikroklin je triklinska modifikacija KAlSi3O8, stabilna pri nizkih temperaturah, pod
temperaturo 500°C. Običajno nastane s preobrazbo ortoklaza, bolj redko neposredno s
kristalizacijo iz taline oziroma raztopine. Mikroklini, nastali iz ortoklaza imajo
mrežasto strukturo. V kolikor so kristalizirali neposredno iz taline,
ne kažejo
rešetkaste zgradbe. Če je vseboval ortoklaz iz katerega je nastal mikroklin precej (Ab)
komponente, se je ta z znižanjem temperature postopoma izločila in nastal je
mikroklin pertit oziroma mikroklin mikropertit. Mikroklin je pogosto v asociaciji
70
z ortoklazom in je značilen za kisle in nevtralne globočnine in za pegmatite. To
pomeni, da je pogost v granitih in sienitih ter v granitskih pegmatitih.
optične lastnosti
Mikroklin –
KAlSi3O8
lomni količnik
dvoosen
singonija
-
nx = 1.518 - 1.522
triklinski
ny = 1.522 - 1.526
dvolom
nz – nx = 0.007
relief
slab negativen
kot 2Vx
65 - 88°; optična ravnina je skoraj vzporedna z (001)
barva v zbruskih
bela do siva 1. reda
brezbarven, zaradi kaolinizacije in sericitizacije je lahko moten
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
nz = 1.525 – 1.530
odlična po {001}, dobra po {110}
V magmatskih in metamorfnih kamninah nastopa pogosto v
anhedralnih do euhedralnih, tabličastih zrnih, katerih preseki
so vzporedni z (010). Zrna imajo zaradi triklinkih dvojčkov
značilno mrežasto strukturo.
pogosti albitski in periklinski ter polisintetski dvojčki po
albitskem in periklinskem zakonu
poševna z ozirom na slednice ploskve dvojčičnega šiva,
posebno v presekih, ki se približujejo {001}. Kot potemnitve v
presekih z najvišjo interferenčno barvo z ozirom na slednico
{010} je 15°.
trdota / gostota
H = 6 – 6.5 G = 2.54 - 2.57
V mikroskopskih preparatih so zrna mikroklina običajno bolj sveža kot ortoklazova.
Zanj je značilna rešetkasta struktura, ki je posledica sočasnega dvojčičenja po
71
albitskem in periklinskem zakonu. Podoben je anortoklazu, ki ima manjši kot 2Vx in
je značilen za predornine in plitve globočnine.
Nastopanje
Mikroklin je značilen za granitoidne pegmatite, kjer tvori velike kristale. Je bistven
mineral v intruzivnih alkalnih kamninah kot so naprimer graniti, sieniti, pogost pa je
tudi v aplitih. Najdemo ga tudi v metamorfnih kamninah. Tudi v mikroklinu opazimo
izločnine albita – gre za mikroklin pertit oziroma mikroklin mikropertit, glede na
njihovo velikost. Razpade v sericit in kaolinit.
Sanidin
Sanidin je visokotemperaturni monoklinski kalijev glinenec, značilen za mlade
vulkanske kamnine – predornine bogate z alkalijami. Izloča se neposredno pri visokih
temperaturah iz magmatske taline. Pri počasnem ohlajanju pride do preureditve
kristalne rešetke, pri čemer se izloči višek Ab-komponente in s tem do preobrazbe
sanidina v ortoklaz. Prehod poteka tudi pri nizkih temperaturah, in je v geološkem
smislu, dolgotrajen. Zato sanidina ne najdemo niti v magmatskih kamninah nastalih
pri počasnem ohlajanju niti v starejših, paleotipnih predorninah. Nastopa le v
kenotipnih predorninah zlasti v riolitih, trahitih, sanidinskih dacitih, latitih in
kremenovih latitih, kjer tvori lepo oblikovane fenokristale.
Sanidini bogati z ortoklazovo komponento Or100 – O37 so monoklinski, tisti, ki
vsebujejo
več
albitske
komponente
(anortoklazi)
pa
triklinski.
Pri
visokotemperaturnih sanidinih je optična ravnina vzporedna z (010), kot 2V pa doseže
62°. Z nižanjem temperature nastanka se manjša tudi kot 2V, ki znaša pri
nizkotemperaturnih sanidinih od 0°- 20°. Kot 2V zavisi tudi od vsebnosti albitske
komponente. Če ta narašča, narašča tudi kot 2V.
72
optične lastnosti
Sanidin –KAlSi3O8
lomni količnik
dvoosen
kot 2V
ny = 1.523 - 1.527
nz = 1.524 – 1.526
slab negativen
Zrna, razpotegnjena v smeri osi a so length fast.
0 - 40° optična ravnina jepravokotna na (010)
0 – 47 ° optična ravnina je vzporedna z (010)
sivobela 1. reda
barva v zbruskih
prozoren, brezbarven
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
monoklinski
nz – nx = 0.006 – 0.007
relief
-
nx = 1.517 - 1.520
dvolom
singonija
odlična po {001} in dobra po {010}
Za sanidin so značilni bolj ali manj idiomorfni fenokristali in
tabličasta zrna vzporedna z (010) ali razpotegnjena v smeri osi
a. Njihovi preseki so pogosto kvadrati, pravokotniki, pa tudi
šestkotniki. Pogosto so conarni. V sferolitih nastopa v obliki
igličastih zrn.
dvojčki
enostavni, večkratni - najpogosteje po karlovarskem zakonu
potemnitev
poševna: kot potemnitve glede na razkolne razpoke s smerjo
(001) v presekih vzporednih z (010) je 5 - 9º
prava: preseki pravokotni na (010)
trdota / gostota
H = 6 - 6.5 G = 2.57
V mikroskopskih preparatih ločimo sanidin od kremena po manjšem lomnem
količniku in po tem, da je optično negativen. V primerjavi z ortoklazom je bolj čist
(manj spremenjen) in ima manjši kot optičnih osi. Je tudi bolj čist od nefelina.
73
Nastopanje
Sanidin je značilen za predornine riolite, trahite in dacite, kjer nastopa v lepo
oblikovanih fenokristalih. Bolj redki so njegovi fenokristali v andezitih in bazaltih. V
riolitih in obsidianih tvori sferulite z radialno žarkovitimi zrni, ki se včasih zraščajo s
kristobalitom. V sanidinitih je metasomatskega izvora. Razpade v kaolinit in sericit.
Anortoklaz
optične lastnosti
Anortoklaz –
(Na,K)AlSi3O8
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
dvoosen
-
nx = 1.519 - 1.536
singonija
triklinski; (63 – 100% ab)
monoklinski
ny = 1.522 - 1.539
nz = 1.524 – 1.541
nz – nx = 0.005 – 0.007
slab negativen
40 - 70°
siva do bela 1. reda
brezbarven
ni pleohroičen
oblika zrn kot pri ortoklazu
pogosti so kompleksni dvojčki po albitskem in periklinskem
zakonu
poševna: kot potemnitve v presekih s smerjo (010) je 4-10° in
sicer glede na razkolne razpoke po {001}. V ploskvi (001) je
kot potemnitve glede na os a, ki jo označujejo razpoke po (010)
le 1-4°.
H = 6 - 6.5 G = 2.58
74
V mikroskopskih preparatih je povsem podoben ortoklazu. Od njega se loči le po
poševnem kotu potemnitve v presekih z najvišjo interferenčno barvo z ozirom na
slednico dvojčičnega šiva (010). Ta doseže 4°. Pri mikroklinu pa 15°.
Nastopanje
Anortoklaz najdemo izključno v globočninah in predorninah bogatih z Na. Nastopa v
trahitih bogatih z Na, alkalnih riolitih, nefelinovih sienitih in alkalnih sienitih kjer
tvori bodisi fenokristale ali pa je v osnovi. Razpade v sericit in minerale glin.
P l a g i o k l a z i
Plagioklazi so izomorfna kristalna raztopina albita (NaAlSi3O8) (ab) in anortita
(CaAl2Si2O8) (an), ki lahko vsebuje majhne količine (redko več kot 5%) izomorfno
primešane ortoklazove komponente (KAlSi3O8) (or). V kolikor je bila temperatura
kristalizacije večja, je bila tudi količina izomorfno primešane ortoklazove
komponente večja. V petrologiji delimo plagioklaze glede na sestavo:
albit
(0 – 10%) an
(90 – 100%) ab
oligoklaz
(10 – 30%) an
(70 – 90%) ab
andezin
(30 – 50%) an
(50 – 70%) ab
labradorit
(50 – 70%) an
(30 – 50%) ab
bytownit
(70 – 90%) an
(10 – 30%) ab
anortit
(90 – 100%) an
(0 – 10%) ab
75
Plagioklazi kristalizirajo triklinsko, vendar se po kotih približujejo monoklinskemu
ortoklazu. Plagioklazi z 0 – 30% anortita so kisli, tisti z 30 – 60% anortita so srednji,
če pa vsebujejo 60 – 100% anortita pravimo, da so bazični. Nekateri petrologi
uvrščajo med kisle plagioklaze albit in oligoklaz reven z anortitsko komponento, med
srednje oligoklaz, ki vsebuje več anortitske komponente in andezin. Za bazične pa
smatrajo labradorit, bytownit in anortit. Optično orientacijo albita, oligoklaza,
andezina, labradorita, bytownita in anortita vidimo na sliki 31.
Slika 31. Optična orientacija albita andezina, labradorita in anortita (Nesse,
2000),oligoklaza in bytownita ( Tröger, 1956).
Lomni količnik, dvolom, kot optičnih osi in kot potemnitve so odvisni od njihove
sestave. Sestavo plagioklazov lahko določimo na podlagi kota 2V ali z merjenjem
lomnega količnika. Odstotek anortita nato odčitamo v posebnih diagramih (Slika 32).
76
Slika 32. Lomni količnik in kot 2V za plagioklaze predornin (visokotemperaturni high) in globočnin (nizkotemperaturni - low) (Smith, 1958, Burri et al. 1967 – vzeto
po Nessu, 1991).
Nadalje lahko določamo približno sestavo plagioklazov tudi z univerzalno mizico
(Fedorova metoda) ali brez nje, to je na podlagi
kota potemnitve v različnih
presekih. Gre za več metod, med katerimi bomo podrobneje omenili le Michel-
77
Lévyjevo in metodo karlovarsko-albitskih dvojčkov. Omenjeni metodi se
najpogosteje uporabljata, obstajajo pa tudi druge, ki jih po potrebi lahko poiščemo v
ustreznih priročnikih za optično določevanje mineralov.
1). Michel - Lévyjeva metoda:
Temelji na merjenju največjega kota simetrične potemnitve albitskih dvojčkov v
presekih pravokotnih na {010}, kjer vidimo razkolne razpoke ali dvojčične lamele po
albitskem zakonu {010} (Slika 33). Ker je kot potemnitve odvisen tako od orientacije
zrna, kot od lege indikatrise, ga moramo izmeriti na več zrnih (5-10). Za čimbolj
natančno določitev sestave plagioklazov, s pomočjo zato izdelanega diagrama,
vzamemo največji kot potemnitve.
Potek meritve:
Poiščemo zrno z navpično potekajočimi dvojčičnimi lamelami, po albitskem zakonu.
Tako zrno ima sledeče optične značilnosti:
a) vse dvojčične lamele so pod navzkrižnimi nikoli v smeri N-S in pod kotom 45°
enakih interferenčnih barv, b) meje med posameznimi lamelami so ostre. Če niso, in
če lamele ne kažejo enake barve, ravnina {010} ni navpična in zrno ni uporabno za
nadaljne meritve c) kota potemnitve (α1 in α2) se med seboj ne smeta razlikovati za
več kot 4°. V kolikor se, poiščemo drugo zrno.
S pomočjo izmerjenega največjega kota potemnitve α1 in α2 izračunamo za kot
potemnitve srednjo vrednost α = (α1+α2)/2, ki je večinoma manjša od 45°, razen za
bazične plagioklaze, pri katerih je lahko tudi večja. S pomočjo največje srednje
vrednosti kota potemnitve nato s pomočjo diagrama (Slika 34) določimo sestavo
plagioklazovega zrna.
78
Slika 33. Michel – Lévyjeva metoda - merjenje največjega kota simetrične potemnitve
albitskih dvojčkov v presekih pravokotnih na (010) (Nesee, 1991).
Slika 34. Sestava plagioklazov določena na podlagi največjega kota potemnitve za
dvojčične lamele po albitskem zakonu v presekih pravokotno na (010); plagioklazi
globočnin (Low), plagioklazi predornin (High) (Nesse, 1991).
2). Metoda karlovarsko-albitskih dvojčkov:
Podobna je prej omenjeni metodi. Je hitrejša, saj potrebujemo za meritev le eno zrno v
preseku pravokotnem na ravnino {010}. V tem preseku pogosto opazimo poleg
polisintetskih dvojčičnih lamel po albitskem zakonu tudi enostavne karlovarske
dvojčke (Slika 35). Taki dvojčki ne potemnijo simetrično. Najprej izmerimo kote
potemnitve α1 in α2 za sistem dvojčičnih lamel po albitskem zakonu na eni strani
dvojčka, nato pa še na drugi strani (β1 in β2). Vzamemo srednjo vrednost α in β in s
pomočjo posebnih diagramov (Tobi and Kroll, 1975) odčitamo vsebnost albitske
oziroma anortitske komponente (Slika 36).
79
Slika 35. Metoda karlovarsko-albitskih dvojčkov – zrno v preseku pravokotnem na
ravnino (010). a) – zrno z dvojčičnimi lamelami, ki so vzporedne z vertikalo nitnega
križa in kažejo enake interferenčne barve na obeh straneh dvojčka. b) – kota
potemnitve za dvojčične lamele po albitskem zakonu na levi strani dvojčka (α1, α2). c)
– kota potemnitve za dvojčične lamele po albitskem zakonu na desni strani dvojčka
(β1, β2) (Nesse, 1991).
Sestavo plagioklazov lahko določimo tudi s pomočjo kota potemnitve v preseku, ki
je pravokoten tako na {010} kot na {001}. Za tak presek je značilno, da kaže ostre
dvojčične lamele po albitskem zakonu in razkolne razpoke po {001}, ki so pravokotne
na albitske dvojčke. Potrebna je le ena meritev. Odstotek anortita odčitamo s pomočjo
izmerjenega kota potemnitve v ustreznem diagramu. Pri tem pa moramo poudariti, da
so tovrstni preseki v zbruskih sorazmerno redki.
Mikroskopske značilnosti
V mikroskopskih preparatih ločimo plagioklaze od kremena po tem, da so motni
(sericitizirani, kaolinizirani) in dvoosni ter praviloma dvojčični. Pogosto so conarni.
Kisli plagioklazi od albita do oligoklaza so značilni po slabem reliefu, ki ga pri
oligoklaz-albitu sploh ne vidimo. Pri albitu oziroma andezinu je meja med kanadskim
balzamom in mineralom popolno jasna, pri čemer se Beckejeva črta premika pri albitu
80
zaradi manjšega lomnega količnika, pri večanju razdalje med objektivom in
preparatom, v kanadski balzam, pri andezinu pa zaradi večjega lomnega količnika v
zrno minerala.
Značilni znak za ločitev plagioklazov pod mikroskopom, ne samo od drugih
glinencev, temveč tudi od večine ostalih mineralov je njihova dvojčična zgradba, ki je
le izjemoma ne vidimo. Slika dvojčičnih lamel je pri albitu in drugih plagioklazih,
razen pri oligoklazu, zelo ostra. Pri oligoklazu se lega optične indikatrise približuje
Slika 36. Diagrami za določevanje sestave plagioklazov po metodi karlovarskoalbitskih dvojčkov. Polne črte so za večji kot potemnitve in črtkane za manjši kot
potemnitve (Tobi and Kroll, 1975; Nesse, 1991).
81
monoklinski, zato dvojčičnih lamel ne moremo ostro opazovati. Posebno goste so
dvojčične lamele pri oligoklaznih albitih in oligoklaznih andezinih.
Pri bazičnih plagioklazih od labradorita do anortita so zaradi večje razlike med
lomnim količnikom minerala in kanadskega balzama razkolne razpoke jasno vidne.
Pogosto so zaradi vključkov magnetita temne. Dvojčična slika je zelo ostra, pogosto
precej zapletena. Interferenčne barve se spreminjajo od sive do bele, redkeje rumene
1. reda. Pri zrnih, ki se po sestavi približujejo anortitu, dosežejo v debelih zbruskih
rdečo 1. reda. Potemnitev je poševna, kot potemnitve pa velik.
Nastopanje
V magmatskih kamninah so plagioklazi zelo pogosti. Najdemo jih tudi v metamorfnih
kamninah (gnajsi, amfiboliti). Kisli plagioklazi so značilni za granite, sienite in
njihove efuzivne ekvivalente pa tudi za pegmatite in aplite. Oligoklaz in andezin sta
običajno prisotna v dioritih, sienitih in gnajsih. Labradorit je pogost v gabrih, noritih,
diabazih in porfiritih. V metamorfnih kamninah je labradorit redek. Bytownit,
labradorit in anortit nastopajo v olivinovih gabrih, pa tudi v bazaltih in nekaterih
andezitih. Najdemo jih tudi v kontaktnometamorfnih marmorjih. Razpadejo v sericit,
minerale glin ali zeolite. Lahko preidejo tudi v saussurit, scapolit, prehnit, pyrofilit in
kalcit. Sestavo plagioklazov najbolj značilnih magmatskih in metamorfnih kamninah
vidimo na sliki 37.
82
Slika 37. Sestava plagioklazov v glavnih magmatskih in metamorfnih kamninah (s
spremembami po Hyndmanu, 1972).
Albit
optične lastnosti
Albit –NaAlSi3O8
lomni količnik
dvolom
dvoosen
singonija
+
nx = 1.528 - 1.533
triklinski
ny = 1.532 - 1.537
nz – nx = 0.009 – 0.010
relief
slab negativen
kot 2V
76 - 82° (low albite)
54 - 55° (high albite)
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
nz = 1.538 – 1.542
belo siva 1. reda
brezbarven
ni pleohroičen
83
oblika zrn in
habitus
Prevladujejo ploščasta in latasta, redkeje tabličasta in
euhedralna zrna, pa tudi nepravilna polja. Pogosto vsebujejo
vključke drugih mineralov: kremena, sericita. Izločnine albita v
ortoklazu in mikroklinu so pertit.
dvojčki
pogosti polisintetski po albitskem zakonu - dvojčična ravnina
je (010). Manj pogosta je kombinacija albitskega in
karlovarskega ali albitskega in periklinskega zakona.
potemnitev
poševna
trdota / gostota
H = 6 – 6.5 G = 2.63
Albit je v zbruskih brezbarven. Od ostalih plagioklazov ga ločimo po lomnem
količniku in kotu potemnitve, od kalijevih glinencev pa po značilnih albitskih
dvojčkih.
Nastopanje
Albit je značilen za magmatske kamnine kot so kompleksni pegmatiti granitoidne
sestave, Na – graniti in rioliti, alkalni sieniti in trahiti, sieniti z glinenčevimi
nadomestki in fonoliti. Nastopa v pertitih in mirmekitih. Nadalje ga najdemo v
saussuritiziranih gabrih in albitiziranih bazaltih ter diabazih (spilitih), kjer nadomešča
bazične plagioklaze. Pogost je tudi v različnih metamorfnih kamninah (različni
metamorfni skrilavci, rogovci), pojavlja pa se tudi v hidrotermalnih rudiščih in v
sedimentnih kamninah.
Oligoklaz
optične lastnosti
Oligoklaz –
(Na, Ca)(Si, Al)4O8
lomni količnik
dvoosen
nx = 1.533 - 1.543
Singonija
+
triklinski
ny = 1.537 - 1.548
nz = 1.542 – 1.552
84
dvolom
nz – nx = 0.009
relief
slab pozitiven
kot 2V
82 - 83° (low oligoclase)
52 - 73° (high oligoclase)
sivo bela do rumena 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven, lahko moten
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
odlična po {001}), dobra po {010}
Prevladujejo euhedralna do anhedralna ploščata in latasta zrna,
razpotegnjena v smeri osi c ali a, pa tudi nepravilna polja.
Njihovi preseki so bolj ali manj pravokotniki. Fenokristali so
pogosti v vulkanskih kamninah. Zrna pogosto vsebujajo
vključke kremena, ortoklaza, muskovita in biotita.
dvojčki
pogosti
potemnitev
poševna
trdota / gostota
H=6
G = 2.65
V kolikor oligoklaz ni dvojčičen ga v zbruskih lahko zamenjamo s kremenom, vendar
je slednji optično enoosen. Ima večji lomni količnik kot kalijevi glinenci. Od ostalih
plagioklazov ga ločimo na podlagi kota potemnitve in lomnih količnikov.
Nastopanje
Značilen je za granite, kremenove monzonite, granodiorite, v manjši meri pa tudi za
sienite, monzonite, tonalite in diorite. Visokotemperaturni oligoklaz najdemo v
efuzivnih ekvivalentih prej naštetih globočnin: riolitih, kremenovih latitih, redkeje v
trahitih, latitih, dacitih in andezitih. Pogost je tudi v granitskih pegmatitih.
Pomemben je tudi kot mineral metamorfnih kamnin ( različnih gnajsov, kvarcitov z
glinenci, granulitov in nekaterih metamorfnih skrilavcev. Kot detritični mineral ga
najdemo v različnih peskih in peščenjakih.
85
Andezin
optične lastnosti
Andezin –
(Na, Ca)(Si, Al)4O8
lomni količnik
dvoosen
+/-
nx = 1.543 - 1.554
dvolom
Singonija
triklinski
ny = 1.547 - 1.559
nz = 1.552 – 1.562
nz – nx = 0.008 – 0.009
relief
slab pozitiven
kot 2V
83 (-) do 77° (+) nizko temperaturni
73 (-) do 76° (+) visoko temperaturni
bela do rumena 1. reda
barva v zbruskih
prozoren, lahko moten
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
Euhedralna do subhedralna zrna značilna tako za globočnine
kot predornine. Pogosto so latastih oblik in razpotegnjena v
smeri osi a. Fenokristali so redki. Zrna so često conarna in
pravokotnih oblik ter vsebujejo vključke hematita, magnetita,
rutila, rogovače, apatita, pa tudi stekla in tekočinske vključke.
pogosti, praviloma po albitskem, redkeje po drugih zakonih
potemnitev
trdota / gostota
poševna
H=6
G = 2.64
V zbruskih je brezbarven. Od kremena in kalijevih glinencev ga ločimo po večjem
lomnem količniku, od ostalih plagioklazov pa po kotu potemnitve in lomnem
količniku.
86
Nastopanje
Andezin je značilen za tonalite, diorite, nekatere monzonite pa tudi za anortozite.
Visoko temperaturni andezit najdemo v andezitih in dacitih, redkeje v latitih. Nastopa
tudi v metamorfnih kamninah zlasti v nekaterih gnajsih, amfibolitih in skrilavcih. Kot
detritičen mineral je redek.
Labradorit
optične lastnosti
Labradorit –
(Ca, Na)(Si, Al)4O8
lomni količnik
Dvolom
dvoosen
singonija
+
nx = 1.554 - 1.563
triklinski
ny = 1.559 - 1.568
nz – nx = 0.008 – 0.010
Relief
slab pozitiven
kot 2V
78° - 86°
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
nz = 1.562 – 1.573
siva do bela, redkeje rumena 1. reda
ni pleohroičen
odlična po {001}, dobra po {010}, slaba po {110}
oblika zrn in
habitus
V globočninah prevladujejo subhedralna do anhedralna zrna, v
predorninah pa euhedralni fenokristali. Zrna so pogosto
tabličasta ali latastih oblik in razpotegnjena v smeri osi a. Kot
vključke često vsebujejo zrnca avgita, pigeonita, magnetita,
ilmenita apatita, stekla in osnove. Relativno pogosto so tudi
conarno zgrajena.
dvojčki
pogosti: široke polisintetske lamele po albitskem zakonu.
Pogosti so tudi kombinirani dvojčki po albitsko-karlovarskem
zakonu in periklinski dvojčki.
potemnitev
trdota / gostota
poševna
H=6
G = 2.71
87
V presevni svetlobi ga ločimo od ostalih plagioklazov na podlagi kota potemnive in
lomnih količnikov.
Nastopanje
Labradorit je bistven mineral bazičnih kamnin: gabrov, noritov, anortozitov, diabazov
in bazaltov. Tvori tudi fenokristale v nekaterih andezitih in bazičnih metemorfnih
kamninah (piroksenovi granuliti, rogovačno-piroksenovi gnajsi, rogovci). Kot
detritični mineral je redek. Pogosto je spremenjen in sicer sericitiziran, kaolinitiziran,
kalcitiziran ali saussuritiziran.
Bytownit
optične lastnosti
Bytownit –
(Ca, Na)(Si, Al)4O8
lomni količnik
dvolom
dvoosen
singonija
+/-
nx = 1.563 - 1.572
ny = 1.568 - 1.578
triklinski
nz = 1.573 – 1.583
nz – nx = 0.010 – 0.011
relief
jasen pozitiven
kot 2V
nizko temperaturni: 2V = 86 (+) do 79 (-)
visoko temperaturni: 2V < od nizko temperaturnega
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
siva do bela, redkeje rumena 1. reda
ni pleohroičen
Subhedralna do euhedralna, včasih conarna zrna so značilna za
globočnine. V predorninah tvori fenokristale. Zrna so
razpotegnjena v smeri osi a. Prečni preseki so kvadratasti ali
pravokotni. Kot vključke lahko vsebujejo piroksene in olivin.
dvojčki
88
pogosti po albitskem zakonu: značilne so široke dvojčične
lamele. Opazimo tudi kombinacijo po albitskem in
karlovarskem ali periklinskem zakonu. Za bolj Ca plagioklaze
so značilni dvojčki po periklinskem zakonu.
potemnitev
trdota / gostota
poševna
H=6
G = 2.74
V zbruskih ločimo bytownit od ostalih plagioklazov na podlagi lomnih količnikov in
kota potemnitve.
Nastopanje
V
primerjavi z ostalimi plagioklazi je redek. Najdemo ga v nekateri gabrih,
anortozitih in troktolitih. Kot akcesorni mineral nastopa tudi v nekaterih peridotitih in
meteoritih, redko pa v bazaltih.
89
Anortit
optične lastnosti
Anortit –
CaAl2 Si2O8
lomni količnik
dvoosen
-
nx = 1.572 - 1.576
dvolom
singonija
triklinski - pinakoidalni
ny = 1.579 - 1.583
nz = 1.583 – 1.588
nz – nx = 0.011 – 0.012
relief
jasen pozitiven
kot 2V
78°
siva do bela, lahko tudi rumena 1. reda
barva v zbruskih
prozoren, pogosto moten
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
Prevladujejo anhedralna zrna, euhedralna so redka. Lahko
vsebujejo vključke drugih mineralov. Redko so conarno
zgrajena.
dvojčki
pogosti: značilne so široke dvojčične lamele po albitskem
zakonu ali kombinacija dvojčkov po albitskem in periklinskem
zakonu
potemnitev
trdota / gostota
poševna
H = 6 – 6.5
G = 2.76
V presevni svetlobi se loči od drugih plagioklazov na podlagi lomnega količnika in
kota potemnitve.
Nastopanje
Najdemo ga samo v nekaterih bazičnih in ultrabazičnih magmatskih kamninah kot so
nekateri gabri, anortoziti in peridotiti. Redko nastopa tudi v kontaktnometamorfno
90
spremenjenih apnencih skupaj z diopsidom, grosularjem wollastonitom, mellilitom in
redkimi Ca-silikati.
GLINENČEVI NADOMESTKI
Glinenčevi nadomestki so minerali, ki so po svoji kemijski sestavi zelo blizu
glinencev. V bistvu so K, Na in Ca alumosilikati, ki vsebujejo manjše količine ostalih
ionov. Od glinencev se razlikujejo po manjši vsebnosti kremenice (SiO2). Zato lahko
kristalizirajo le v sistemih, revnih s kremenico. Značilni so za kamnine nastale iz
silikatnih talin, bogatih z alkalijami in revnih z SiO2. Ob prebitku kremenice v talini
leucit in nefelin zreagirata s preostalo talino, pri čemer nastaneta ortoklaz oziroma
albit.
V skupino glinenčevih nadomestkov uvrščamo:
•
nefelin,
•
leucit,
•
minerale sodalitove skupine (sodalit, nosean, haüyn, lazurit in hackmanit)
ter
•
cancrinit - vishnevit.
V strukturnem pogledu so glinenčevi nadomestki tektosilikati, kar pomeni, da so
tetraedri SiO4 in AlO4 vezani podobno kot pri glinencih, medtem ko Cl2, SO4 in CO3 v
kolikor so prisotni, zavzemajo prostore med tetraedri.
Nefelin
Nefelin je najbolj pogost glinenčev nadomestek. Po strukturi je podoben tridimitu in
sestoji iz tetraedričnih ploščic. Pri visoki temperaturi obstaja popolna trda kristalna
raztopina med čistim Na nefelinom in kalsilitom (K4Al4Si4O16), ki pa pri normalnih
magmatskih temperaturah ni obstojna. V večini primerov vsebuje nefelin približno 25
mol % K in 75 mol % Na.
91
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Nefelin –
Na3K(Al4 Si4O16)
heksagonalen
length fast
lomni količnik
ni = 1.529 - 1.546
Dvolom
nr = 1.526 – 1.544
ni – nr = 0.003 – 0.005
Relief
slab pozitiven do slab negativen
kot 2V
-
barva v zbruskih
siva 1. reda
brezbarven. V intruzivih je alteracije pogosto tudi moten.
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
ni pleohroičen
dobra vzporedno s prizmo { 10 1 0 } in osnovnim pinakoidom
{0001}
V globočninah je običajno anhedralen do subhedralen, v
vulkanskih kamninah pa najdemo pogosto subhedralna do
euhedralna paličasta zrna.
Dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
redki
paralelna - prava
H=6
G = 2.55 - 2.67
V mikroskopskih preparatih je podoben glinencem, vendar ga od njih ločimo po tem,
da je enoosen, brez jasne razkolnosti in ne kaže dvojčkov. Poleg tega ima tudi manjši
dvolom. Od kremena se loči po tem, da je moten zaradi kasnejših sprememb.
92
Spremeni se v minerale glin, analcim, sodalit, kalcit in cancrinit. Analcim in sodalit
sta kubična, medtem ko levcit običajno kaže zanj značilne lamele. V primerjavi z
minerali iz scapolitove skupine ima manjši lomni količnik.
Nastopanje
Nefelin je pogost v nefelinovih sienitih, fonolitih, foidnih in sorodnih alkalnih
magmatskih kamninah. Običajno nastopa skupaj s K glinenci, plagioklazi, biotitom,
Na in Ca - Na amfiboli ter pirokseni, cancrinitom, sodalitom, melilitom in leucitom.
Najdemo ga tudi v alkalnih mafičnih kamninah v asociaciji z olivinom, Ca pirokseni
in
montichellitom.
V
nekaterih
vulkanskih
kamninah
nastopa
skupaj
z
visokotemperaturnimi alkalnimi glinenci. Lahko je prisoten tudi v metamorfnih
kamninah, predvsem kot produkt Na metasomatoze. Kalsilit najdemo v redkih s K
bogatih mafičnih lavah.
Leucit
optične lastnosti
singonija
Leucit - KAlSi2O6
psevdokubičen / tetragonalen
lomni količnik
dvolom
ni = 1.508 - 1.511
nr = 1.509 – 1.511
ni – nr = 0.000 – 0.001
relief
slab negativen
kot 2V
-
barva v zbruskih
pleohroizem
siva 1. reda
brezbarven, pogosto tudi moten zaradi alteracije in vključkov
ni pleohroičen
razkolnost
93
zelo slaba: psevdododekahedralna po {110}, ki v zbruskih ni
opazna
oblika zrn in
habitus
Običajno euhedralen. Nastopa v obliki trapezoedričnih
kristalov, ki kažejo osemstrane do skoraj okrogle preseke.
Tvori tudi mikrolite in skeletasta ter anhedralna zrna v osnovi
vulkanskih kamnin. Lahko vsebuje vključke stekla, olivina,
magnetita, piroksenov in drugih mineralov.
dvojčki
Prehod visokotemperaturnega v nizkotemperaturni leucit ima
za posledico spremembo simetrije kristalne rešetke in s tem
nastanek kompleksnih dvojčkov z dvojčično ravnino
vzporedno z {110}. Dvojčki so bolj ali manj koncentrično
razvrščeni ali pa se sekajo pod kotom 60°.
potemnitev
trdota / gostota
H=6
G = 2.47
V mikroskopskih preparatih ga prepoznamo po značilnem habitusu, nizkem dvolomu
in dvojčkih. Analcim in minerali sodalitove skupine imajo večji lomni količnik in ne
kažejo kompleksnih dvojčkov. Poleg tega so slednji tudi nekoliko modrikasti.
Nastopanje
Leucit je vezan izključno za mafične globočnine in predornine bogate s K. Pogosto
nastopa skupaj z olivinom, nefelinom, sanidinom, klinopirokseni, flogopitom,
apatitom in Na ter Ca-Na amfiboli. Psevdoleucit najdemo v alkalnih globočninah.
Leucit je namreč lahko spremenjen v psevdoleucit, ki je zmes nefelina in K-glinenca.
94
Cancrinit-Vishnevit
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Cancrinit-Vishnevit
(Na, Ca, K)6-8 (AlSiO4)6 (CO3,
SO4, Cl)1-2 ·1-5H2O
heksagonalen
length fast
ni = 1.490 - 1.528
lomni količnik
dvolom
nr = 1.488 – 1.503
Z nadomeščanjem CO3 z SO2 se zmanjšujeta tako lomni
količnik kot dvolom
ni – nr = 0.002 – 0.025
relief
slab do srednje negativen
kot 2V
-
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
cancrinit: rumena 1 reda do modra 2. reda
vishnevit: nižje interferenčne barve do polovice 1.reda
brezbarven, včasih bledorumen
ni pleohroičen
odlična prizmatska { 10 1 0 } – v treh smereh pod kotom 60°;
slaba po osnovnem pinakoidu {0001}
anhedralna do subhedralna zrna
redki
paralelna - prava
H = 5 - 6 G = 2.32 - 2.51
95
V zbruskih ga ločimo od nefelina in glinencev po večjem dvolomu, od skapolita pa po
manjših lomnih količnikih. Bazalni preseki muskovita so podobni cancrinitovim,
vendar ima muskovit večji lomni količnik poleg tega, pa je tudi dvoosen. V primerjavi
z vishnevitom ima večji dvolom. Glede na vsebnost CO3 in SO4 ločimo cancrinit od
vishnevita (Slika 38).
Slika 38. Odvisnost lomnih količnikov in dvoloma v cancrinitu in vishnevitu glede na
vsebnost CO3 in SO4 (Nesse, 1991).
Nastopanje
Cancrinit-vishnevit najdemo v nefelinovih sienitih in sorodnih alkalnih globočninah.
Običajno nastopa skupaj z nefelinom in kalcitom in je nastal pri razpadu nefelina.
cancrinit je pogosto nadomeščen s kalcitom.
96
MINERALI SODALITOVE SKUPINE
V to skupino uvrščamo sodalit, nosean, haüyn in lazurit, pri čemer je lazurit
pravzaprav le z žveplom bogat haüyn. Po kemijski sestavi so Na alumosilikati, ki
vsebujejo klor, sulfatne anione in žveplo. Po kemizmu se prav zaradi vsebnosti klora
in sulfatnega aniona ločijo od večine silikatov. Prvotno so smatrali, da so po strukturi
podobni nefelinu, vendar so kasnejše raziskave pokazale, da imajo popolnoma drugi
tip kristalne rešetke, ki jo vidimo na sliki 39. Minerali te skupine so izotropni, včasih
rahlo anizotropni.
Slika 39. Kristalna rešetka mineralov sodalitove skupine (po Braggu, W. L., 1937;
taken from Deer, Howie & Zussman, 1967)
Sodalit, Nosean, Haüyn
optične lastnosti
singonija
izotropen
kubičen
singonija
Sodalit –
Na8(Al6Si6O24)Cl2
kubičen
lomni količnik
Nosean –
Na8(Al6Si6O24)SO4
n = 1.483 - 1.487
izotropen
kubičen
lomni količnik
Haüyn –
(Na, Ca)4-8
(Al6Si6O24) (SO4)1-2
97
n = 1.470 - 1.495
izotropen
kubičen
n = 1.494 - 1.510
lomni količnik
dvolom
Lomni količnik narašča z naraščanjem vsebnosti Ca in SO4,
vendar je pri vseh nižji od lomnega količnika kanadskega
balzama.
lahko kažejo slabo izražen dvolom okrog vključkov, ki jih
vsebujejo
relief
slab negativen
kot 2V
-
barva v zbruskih
črna 1.reda
sodalit, nosean: brezbarven, siv do bledo modrikast
haüyn: moder, modrozelen ali brezbarven
lazurit: moder
pleohroizem
niso pleohroični
razkolnost
slaba dodekaedrična po {110}
oblika zrn in
habitus
Prevladujejo dodekaedrični kristali, katerih preseki so v
zbruskih šesterokotni. Sodalit je v globočninah anhedralen.
Simetrična conarnost opazna pri noseanu in haüynu je
posledica conarno razporejenih vključkov.
dvojčki
Nastopajo dvojčki po {111}. V preparatih jih ne opazimo, ker
so minerali izotropni.
potemnitev
trdota / gostota
izotropni
H = 5.5 - 6
Gnossean = 2.3 - 2.4
Gsodalit = 2.27 - 2.33
Ghaüyn = 2.44 - 2.33
V mikroskopskih preparatih prepoznamo minerale sodalitove skupine po majhnem
lomnen količniku in po tem da so izotopni. V primerjavi z njimi je leucit slabo
dvolomen in kaže jasno dvojčično zgradbo. Granati imajo zelo močan pozitivni relief,
98
medtem ko je relief fluorita slabši od reliefa glinenčevih nadomestkov. Fluorit ima
tudi dobro razkolnost. Podoben jim je analcim, vendar je modrikasto obarvan, poleg
tega pa ima tudi slabo izraženo razkolnost in ne tvori fenokristalov. Sodalita, noseana
in haüyna običajno ne moremo ločiti med seboj. Vendar si velja zapomniti, da je
sodalit običajno brezbarven, brez obilice vključkov in nastopa predvsem v
globočninah. Nosean in haüyn pa često vsebujeta vključke, pri čemer je haüyn v
zbruskih pogosto tudi modrikasto obarvan. Bolj intenzivno modro barvo kaže lazurit.
Nastopanje
Minerali iz sodalitove skupine so vezani za alkalne magmatske kamnine, revne s
kremenico. Sodalit nastopa tako v globočninah, kot v predorninah, medtem, ko sta
haüyn in nosean zvečine v predorninah. Vulkanske kamnine, ki vsebujejo minerale
sodalitove skupine so fonoliti, alkalni bazalti, trahiti in bazalti z glinenčevimi
nadomestki. V paragenezi so z minerali sodalitove skupine pogosto tudi nefelin, leucit
in sanidin. Sodalit je pogost v nefelinovih sienitih in sorodnih kamninah. Skupaj z
lazuritom ga najdemo v apnencih, ki so bili podvrženi kontaktni metamorfozi.
ZEOLITI
Zeoliti so zelo pomembna skupina mineralov, ki jih najdemo v najrazličnejših okoljih.
Nastopajo tako v sladkovodnih kot v morskih sedimentih, tleh, spremenjenih
vulkanskih kamninah, v metamorfnih kamninah nizke stopnje metamorfoze, pa tudi v
razpokah in porah bazaltoidnih kamnin. V zadnjem primeru izvira materijal za njihov
nastanek iz glinencev in glinenčevih nadomestkov, katere zeoliti pogosto tudi
nadomeščajo. Zeoliti spadajo med tektosilikate in so v bistvu hidratirani alumosilikati
s splošno formulo:
MxDy (Alx+2y Sin-x-2yO2n) nH2O
99
v kateri je M običajno Na ali K, D pa Ca, Mg ali drugi dvovalentni kationi. Poznamo
preko 40 različnih zeolitov naravnega nastanka in preko 100 sintetičnih različkov.
Uporabni so za različne namene, tako v industriji, kmetijstvu in kot katalizatorji ter
ionski izmenjevalci pri različnih procesih. Ogledali si bomo le nekatere najbolj
značilne predstavnike - analcim, natrolit, thomsonit, stilbit, chabazit in heulandit.
Kemično sestavo in optične lastnosti nekaterih najpomembnejši zeolitov vidimo na
sliki 40.
Slika 40. Kemična sestava in optične lastnosti nekaterih najpomembnejših zeolitov
(Tröger, 1956).
100
Analcim
optične lastnosti
izotropen
Analcim Na(AlSi2)O6·H2O
singonija
kubičen
lomni količnik
1.479 - 1.493
dvolom
-
relief
jasen negativen
kot 2Vx
interferenčne
barve
optično anomalni različki se kažejo v sivi barvi 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
ni pleohroičen
zelo slaba po {001}, ki običajno ni opazna
Za analcim so značilna euhedralna zrna trapezoedričnih oblik,
katerih preseki v zbruskih so osemkotni do skoraj okrogli.
Nastopa tudi v obliki anhedralnih zrn.
dvojčične lamele po kocki {001} in dodekaedru {110} ter
kompleksni dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
izotropen
H = 5.5
G = 2.22 - 2.29
V mikroskopskih preparatih je zelo podoben leucitu, ki ima večji lomni količnik in
sodalitu, ki je lahko modrikast. Vendar glinenčevi nadomestki ne zapolnjujejo por in
ne tvorijo "mandljev" v bazaltoidnih kamninah tako kot zeoliti.
101
Nastopanje
Analcim je edini zeolit, ki nastopa kot primarni mineral v magmatskih kamninah.
Nastopa v osnovi v alkalnih predorninah in globočninah kot so sieniti, doleriti, alkalni
bazalti in trahiandeziti. Skupaj z ostalimi zeoliti ga najdemo v jezerskih sedimentih,
spremenjenih vulkanskih kamninah, globokomorskih sedimentih in v porah ter
razpokah v bazaltoidnih kamninah. V zadnjem primeru je nastal v postmagmatski
hidrotermalni fazi. Skupaj s heulanditom nadomešča steklasto osnovo v tufih. Z
naraščajočo stopnjo metamorfoze, ga zamenja laumontit.
Natrolit
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Natrolit Na2(Al2Si3)O10 × 2H2O
rombičen
(pseudotetragonalen)
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
nx = 1.473-1.490
ny = 1.476-1.491
nz = 1.485-1.502
nz - nx = 0.012 - 0.013
jasen negativen
0 - 64°; optična ravnina je (010)
najvišja - rumena 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni opazen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
102
odlična po {110}, slabša po {010}
Prevladujejo podolgovata stebričasta zrna prizmatskega habitusa
in vlaknati agregati. V votlinicah (amigdale) lahko nastopa v
obliki radialno žarkovitih agregatih. Prečni preseki so bolj ali
manj štirikotniki.
redki: dvojčične ravnine so lahko {110}, {001} in {031}
odvisna od preseka:
paralelna - prava: v vzdolžnih presekih vzporednih z
razkolnostjo
simetrična: v prečnih presekih pravokotnih na c os
trdota / gostota
H=5
G = 2.20 - 2.26
V primerjavi z natrolitom je stilbit v snopičastih agregatih. Poleg tega je tudi optično
negativen in ima poševno potemnitev. Scolecit - Ca različek natrolita, mesolit natrolit z razmerjem Ca:Na = 1 in thomsonit pa so vlaknati, pri čemer je scolecit
optično negativen, s poševno potemnitvijo. Mesolit ima tudi majhen dvolom (~
0.001).
Nastopanje
Skupaj s kalcitom in ostalimi zeoliti zapolnjuje razpoke in pore v bazaltih in
serpentinitih. Zelo pogost je v magmatskih kamninah, predvsem predorninah, bogatih
s foidi, kjer je nastal pri spremembi nefelina, sodalita, analcima, leucita in
plagioklazov, zaradi delovanja vodne pare in hidrotermalnih raztopin. Skupaj z
drugimi zeoliti nastopa tudi v sladkovodnih in morskih sedimentih.
103
Thomsonit
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Thomsonit
NaCa2(Al5Si5)O20· 6H2O
rombičen
(pseudotetragonalen)
length fast / length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
nx = 1.497-1.530
ny = 1.513-1.533
nz - nx = 0.006 - 0.021
jasen do slabo negativen
siva do rumena, lahko tudi modra 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni opazen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
nz = 1.519-1.544
odlična po {010}, dobra po {100}; razkolne razpoke v
osnovnem preseku se sekajo pod kotom 90°
Običajno nastopa v vlaknatih do stebričastih, bolj ali manj
vporedno do radialno položenih zrnih, razpotegnjenih v smeri
osi c. Redko se pojavlja v euhedralnih zrnih, ki tvorijo bolj ali
manj nepravilna polja.
redki; dvojčična ravnina je {110}
paralelna - prava: vzporedno z razkolnimi razpokami
H = 5 - 5.5
G = 2.10 - 2.39
104
Thomsonit je v zbruskih vlaknat do igličast in ima pravo potemnitev. V primerjavi z
ostalimi zeoliti ima največji dvolom. Podoben mu je mesolit, ki ima večji kot 2V in
poševno potemnitev. Cancrinit ima podobne lomne količnike in dvolom, vendar je
enoosen in negativen.
Nastopanje
Kot ostale zeolite ga najdemo v votlinicah in razpokah bazaltoidnih kamnin, gabrov,
diabazov, fonolitov in andezitov, ter v globokomorskih sedimentih. Kot avtigeni
mineral nastopa lahko kot cement v nekaterih peščenjakih. Pojavlja se tudi v nekaterih
kontaktnometamorfnih kamninah.
Stilbit
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Stilbit
NaCa2(Al5Si13)O36 . 14H2O
triklinski
length fast
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
nx = 1.482 - 1.500
ny = 1.489 -1.507
nz = 1.493 - 1.513
nz - nx = 0.006 - 0.014
jasno negativen
interferenčne
barve
105
siva do rumena 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni opazen
razkolnost
zelo dobra vzporedno z {010}, slaba vzporedno z {001}
oblika zrn in
habitus
Stilbit tvori navadno snopičaste skupke in bolj ali manj radialno
žarkovite agregate, bolj redko pa sferulite. Posamezna zrna so
lahko tabličasta in razpotegnjena v smeri osi c.
dvojčki
pogosti: dvojčična ravnina je {100}. Pogosto so polisintetski ali
pa se križasto preraščajo.
potemnitev
paralelna do poševna: kot potemnitve je od 2 - 12°
Z:c = 2 do 12°, Y = b, X:a = 26 - 36°
trdota / gostota
H = 3.5 - 4
G = 2.1 - 2.2
Za stilbit so značilni snopičasti agregati sestavljeni iz bolj ali manj ploščatih zrn in
dvojčki. Podoben je heulanditu, vendar je ta optično negativen in ima tudi manjši
dvolom.
Nastopanje
Skupaj z ostalimi zeoliti zapolnjuje votlinice in razpoke v bazaltoidnih kamninah,
gabrih in serpentinitih ter hidrotermalno spremenjenih vulkanskih kamninah. Poleg
tega nastopa tudi v sladkovodnih in morskih sedimentih.
106
Chabasit
optične lastnosti
enoosen ali
dvoosen
-/+
singonija
Chabasit
Ca2(Al4Si8)O24 . 13H2O
heksagonalen (trigonalen)
lomni količnik
nx = 1.460 - 1.513
dvolom
nz - nx = 0.002 - 0.010
relief
kot 2Vz
nz = 1.462 - 1.515
jasno negativen
0 do ~ 30° (optična os je pri enoosnih različkih os c)
interferenčne
barve
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni opazen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
trije sistemi razkolnih razpok vzporednih stranicam romboedra
euhedralna, romboedrična zrna približno kockastih oblik;
anhedralna zrna in zrnati agregati
dvojčki
potemnitev
pogosti: lamelarni in vraščenci
paralelna - prava in simetrična v odvisnosti od preseka
trdota / gostota
H = 4.5
G = 2.05 - 2.10
Za chabasit sta značilna majhen dvolom in skoraj kockasti kristali. V primerjavi z
analcimom ima nekoliko večji dvolom.
107
Nastopanje
Podobno kot ostali zeoliti zapolnjuje votlinice in razpoke v bazaltoidnih kamninah,
gabrih, serpentinitih in hidrotermalno spremenjenih vulkanskih kamninah. Najdemo
ga tudi v sladkovodnih in morskih sedimentih ter v nizkometamorfnih skrilavcih,
gnajsih in marmorjih.
Heulandit
optične lastnosti
dvoosen
singonija
+
monoklinski
Heulandit
Ca(Al2Si7)O18 . 6H2O
length fast
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
nx = 1.487 - 1.505
ny = 1.487 - 1.507
nz = 1.488 - 1.515
nz - nx = 0.001 - 0.011
jasno negativen
0 - 70°, običajno ~ 30°; optična ravnina je pravokotna na (010).
siva do bela 1. red
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni opazen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
odlična: dva sistema razpok vzporednih z {100}, dobra: dva
sistema razpok vzporednih z {110}. V osnovnem preseku
vidimo razpoke, ki se sekajo pod kotom 45°.
Za heulandit so značilna tabličasta pa tudi bolj ali manj
ekvidimenzionalna zrna trapezoedričnih oblik. Pogosti so tudi
debelo do drobnozrnati agregati.
dvojčki
potemnitev
108
niso značilni
odvisna od preseka:
paralelna - prava: preseki z vertikalno potekajočimi razkolnimi
razpokami po {010}
paralelna do poševna: poljubni preseki
poševna: preseki vzporedni z (010) ne kažejo razkolnih razpok;
njihova potemnitev je poševna glede na stranice zrn
X:a = +9 do +33°, Y:c = -8 do -32°, Z = b
trdota / gostota
H=3-4
G ≈ 2.2
Podoben je stilbitu, ki pa ima večji dvolom, poleg tega pa je tudi optično negativen.
Laumontit pa kaže tri sisteme razkolnih razpok in večji dvolom.
Nastopanje
Kot ostali zeoliti lahko tudi heulandit zapolnjuje votlinice in razpoke v bazaltoidnih
kamninah, gabrih, serpentinitih in hidrotermalno spremenjenih efuzivih. Nastopa tudi
v sladkovodnih in morskih sedimentih. V tufih pogosto nadomešča steklasto osnovo.
109
Laumontit
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Laumontit
Ca(Al2Si4)O12 . 4H2O
monoklinski
lomni količnik
dvolom
nx = 1.502 - 1.514
ny = 1.512 - 1.524
nz - nx = 0.008 - 0.016
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
slab negativen
bela do rdeča 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni opazen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
nz = 1.514 - 1.525
odlična: razkolne razpoke v treh smereh. En sistem razpok je
vzporeden z {010} druga dva pa z {110} - prizmatska
razkolnost.
Laumontit navadno nastopa v obliki euhedralnih prizmatskih zrn
ali v vlaknatih in zrnatih agregatih. Zrna so razpotegnjena v
smeri osi c.
pogosti: vzporedno z {110}
odvisna od preseka:
paralelna - prava: glede na razkolne razpoke po {010}
simetrična: glede na razpoke vzporedne z {110} v bazalnem
preseku
poševna: kot potemnitve v presekih vzporednih z (010): X:a =
30 do 62°, Y = b, Z:c = -8 do -40°
H=4
G = 2.23 - 2.41
110
Značilna razkolnost. Heulandit ima samo en sistem razkolnih razpok in manjši
dvolom, medtem, ko je za natrolit in thomsonit značilna prava potemnitev. Chabazit
nastopa predvsem v ekvidimenzionalnih zrnih, ima pa tudi manjši dvolom in kot 2V.
Stilbit ima prav tako le en sistem razkolnih razpok.
Nastopanje
Kot ostali zeoliti je tudi laumontit značilen za zapolnitve votlinic in razpok v bazaltih
in sorodnih vulkanskih kamninah, gabrih, serpentinitih in sorodnih hidrotermalno
spremenjenih magmatskih kamninah. Nastopa v jezerskih in morskih sedimentih,
značilen pa je tudi za metamorfne kamnine nizke stopnje metamorfoze, podobno kot
ostali zeoliti.
OSTALI TEKTOSILIKATI
Cordierit
Cordierit je po kemični sestavi (Mg, Fe)2Al3[AlSi5O18]. Prvotno se menili, da gre za
en mineral, kasneje pa so ugotovili, da v bistvu predstavlja več strukturno in po
sestavi med seboj zelo podobnih različkov (high - indialit, low - indialit, high
cordierit, low cordierit, osumilit). Običajno ima več Mg kot Fe2+, čeprav poznamo
tudi cordierite bogate z železom (do 15% FeO). Poleg tega lahko vsebuje še Mn, Ca,
Na, K in do 3% H2O. Različki z vodo so nizkotemperaturni (low cordierit) cordieriti
in imajo manjše lomne količnike kot brezvodni visokotemperaturni cordieriti.
optične lastnosti
dvoosen
111
-/+
singonija
Cordierit Mg2Al3[AlSi5O18]
rombičen,
pseudoheksagonalen
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
nx = 1.527-1.560
ny = 1.532-1.574
nz = 1.537-1.578
nz - nx = 0.009 - 0.015
slab negativen do slab pozitiven
40 - 90° (bolj redko 2Vz = 80 - 90° pri optično pozitivnih
različkih); optična ravnina je (100)
siva do rumena barva 1. reda
običajno brezbarven. V debelih zbruskih so različki bogati z
železom svetlomodri in pleohroični.
ni opazen do slab
(opazen samo pri obarvanih zrnih v debelih preparatih)
presek pravokoten na:
X = brezbarven, svetlorumen, svetlozelen
Y = svetlomoder
Z = svetlomoder do vijoličast
relativno dobra po {010}, slaba po {100} in {001}
Večinoma nastopa v obliki anhedralnih zrn ali nepravilnih
porfiroblastov, ki često vsebujejo številne vključke kremena,
neprozornih in drugih mineralov (sillimanita, staurolita, apatita,
cirkona...). Redko tvori euhedralna, heksagonalna prizmatska
zrna.
pogosti: polisintetske lamele in ciklični dvojčki. Dvojčične
ravnine so običajno {110} in {130}. Polisintetski dvojčki so
podobni kot pri plagioklazih.
paralelna - prava glede na razkolne razpoke
H = 7 - 7.5
G = 2.53 - 2.78
112
Nedvojčičen cordierit je v zbruskih zelo podoben kremenu in ortoklazu, tako da ga
včasih le s težavo prepoznamo. Od kremena ga ločimo po tem, da je dvoosen in
pogosto spremenjen v pinit (drobnozrnat, zelenkast do rumenkast agregat klorita,
sericita in ostalih silikatov) ter ne kaže valovite potemnitve, značilne za tektonsko
prizadet kremen. Ortoklaz se loči od cordierita po bolj jasni razkolnosti in po manjših
lomnih količnikih. Dvojčični cordierit je podoben plagioklazom, vendar kažejo
osnovni preseki radialno potekajoče sektorske dvojčke, ki niso značilnost
plagioklazov. Poleg tega imajo plagioklazi bolj razvito razkolnost kot cordierit.
Indialit je enoosen - z lomnima količnikoma nr = 1.578 in ni = 1.560. Ostale
značilnosti so podobne kot pri cordieritu.
Osumilit [(K, Na, Ca)(Mg, Fe)2(Al, Fe)3(Si, Al)2O30] je heksagonalen enoosen + z
lomnima količnikoma nr = 1.540 - 1.547 in ni = 1.546 - 1.551. V zbruskih je običajno
rožnat ali moder in pogosto tudi optično anomalen dvoosen s kotom 2V do 15°.
Nastopanje
Cordierit je pogost mineral v metamorfnih kamninah kot so nekateri metamorfni
skrilavci, gnajsi in rogovci. Nastaja pri metamorfozi z Mg bogatih sedimentov pri
srednjih in visokih temperaturah in majhnih do srednjih tlakih. V regionalno
metamorfnih kamninah lahko nastopa v obliki porfiroblastov ali pa tvori anhedralna
zrna podobnih oblik in velikosti kot kremen in glinenci. Skupaj z njim so v paragenezi
klorit, andaluzit, sillimanit, kyanit, staurolit, muskovit, biotit in kloritoid. Cordierit je
pogost tudi v nekaterih metamorfnih kamninah mafične sestave, kjer nastopa skupaj z
rombičnimi amfiboli in granatom. V magmatskih kamninah je redek. Vsebujejo ga
lahko nekateri noriti, graniti in granitoidni pegmatiti. V slednjih tvori lepe kristale
draguljarske vrednosti ali pa mikropegmatitske zraščence s kremenom.
Ker je cordierit stabilen pri visokih temperaturah, lahko nastopa včasih tudi v
endogeno spremenjenih obodnih delih magmatskih mas in kot pirogeni mineral.
Njegov nastanek je v teh primerih posledica asimilacije okolnih glinastih sedimentov
113
ali izhajanja vode iz magme, pri čemer se tvori cordierit na račun biotita. Pri nizkih
temperaturah (200 - 300°C) prehaja cordierit v drobnozrnat agregat klorita, sericita in
ostalih silikatov, tako imanovan pinit.
INOSILIKATI
PIROKSENI
Pirokseni so inosilikati (nitasti silikati) s splošno formulo X2Y2 Si2O6. Zgrajeni so iz
neskončne verige SiO4 tetraedrov razporejenih vzdolž c osi, ki so bočno preko
kisikovih ionov povezani z ioni Ca, Mg, Fe, Na in Al. Delimo jih v rombične in
monoklinske. Rombični pirokseni so Mg, Fe, pirokseni s splošno formulo (Fe,
Mg)SiO3. V bistvu predstavljajo izomorfno trdo kristalno raztopino enstatita
(MgSiO3) in ferosilita (FeSiO3). Na podlagi vsebnosti ferosilita oziroma enstatita
ločimo:
enstatit
0 - 10%
FeSiO3
90 - 100%
MgSiO3
broncit
10 - 30%
FeSiO3
70 - 90%
MgSiO3
hipersten
30 - 50%
FeSiO3
50 - 70%
MgSiO3
ferohipersten
50 - 70%
FeSiO3
30 - 50%
MgSiO3
eulit
70 - 90%
FeSiO3
10 - 30%
MgSiO3
ferosilit
90 - 100%
FeSiO3
0 - 10%
MgSiO3
Rombični pirokseni imajo inkongruentno točko taljenja in nastajajo pri reakciji
olivina z bolj kisilim ostankom taline. Monoklinski pirokseni so Ca, Mg, Fe pirokseni
in Mg, Fe pirokseni pri zelo visokih temperaturah. Slednji pri padcu temperature
težijo k prehodu v stabilno rombično modifikacijo. Monoklinski pirokseni
kristalizirajo direktno iz taline njihove sestave. Tudi monoklinski pirokseni tvorijo
114
trde kristalne raztopine, tako da ločimo v glavnem dve vrsti: normalno in alkalno, ki
sta sestavljeni iz posameznih izomorfnih nizov oziroma skupin.
1) Normalni pirokseni:
a) klinoenstatitova,
klinohiperstenovo-klinoferosilitova
skupina
s
splošno
formulo (Mg, Fe) SiO3
b) pigeonitova skupina s splošno formulo (Mg, Fe, Ca)(Mg, Fe)Si2O6
c) avgitova skupina s splošno formulo (Ca, Mg, Fe)(Mg, Fe, Al)(Si, Al)2O6
d) diopsid-hedenbergitova skupina s splošno formulo (Ca(Mg, Fe)Si2O6
2) Alkalni pirokseni:
a) egirinovo-avgitova skupina - izomorfne raztopine avgita in egirina
(NaFeSi2O6)
b) jadeitovo-avgitova skupina - izomorfne raztopine avgita in jadeita
(NaAlSi2O6)
3) Spodumen - litijev piroksen (LiAlSi2O6)
Klasifikacija piroksenov je prikazana na sliki 41 in 42.
115
Slika 41. Klasifikacija piroksenov. Najbolj pogoste sestave piroksenov so osenčene
(Nesse, 2000).
Slika 42. Podrobnejša klasifikacija Ca in Mg - Fe piroksenov (Deer et al., 1963).
116
Nastopanje piroksenov je nekoliko različno v odvisnosti od tega, če je talina kristalila
na zelo visokih ali pa nekoliko nižjih temperaturah, oziroma če je bila v talini prisotna
večja ali manjša količina vode. Na sliki 43 so prikazani shematsko pirokseni kamnin,
ki so nastajale pri visokih temperaturah (blizu površine) in kamnin, ki so kristalile pri
nekoliko nižjih temperaturah (v večjih globinah). Vidimo, da pri najvišjih
temperaturah lahko nastopajo vse izomorfno trdne raztopine in kristalijo le
monoklinski pirokseni. S padanjem temperature se pojavi pregrada pri mešanju in
področje nemešanja Mg in Ca - Mg predstavnikov se vsebolj širi, čim nižja je
temperatura. Pod pregrado kristalijo namesto klinoenstatita in klinohiperstena
rombični enstatit in rombični hipersten. Taki pogoji ustrezajo razmeram nastanka
magmatskih kamnin na zemeljski površini ali pa blizu nje. V večjih globinah
temperatura kristaljenja zaradi večjega pritiska in temperature še bolj pade, tako da se
pregrada končno razširi do roba CaFe(SiO3)2 - Fe2(SiO3)2. Pri takih pogojih kristalita
vzporedno dve vrsti piroksenov: rombični, ki so zelo revni s kalcijem in monoklinski
s sestavo diopsida in hedenbergita, lahko pa tudi s sestavo dialaga.
Slika 43. Sestava piroksenov v predorninah in globočninah (Hyndman, 1972).
R o m b i č n i
117
p i r o k s e n i
Enstatit, broncit in hipersten, ki so najbolj pogosti v magmatskih in metamorfnih
kamninah in si jih bomo v nadaljevanju najprej ogledali, kristalizirajo rombično.
Nastopajo v velikih prizmatskih zrnih z izrazitimi in gostimi razkolnimi razpokami
vzporednimi s kristalografsko osjo c. Lomni količnik in dvolom rasteta z naraščajočo
vsebnostjo železa. (slika 44). Enstatit je v zbruskih brezbarven, broncit in hipersten pa
sta rahlo zelenkasta ali rožnata do rjavkasto obarvana. Hipersten je tudi slabo
pleohroičen. Interferenčne barve so običajno 1. reda (največ svetlorumena 1. reda). Z
železom bogati pirokseni imajo višje interferenčne barve, lahko tudi večje od 2. reda.
Slika 44. Odvisnost optičnih lastnosti, gostote in dimenzije kristalne rešetke pri
rombičnih piroksenih od njihove sestave ( Nesse, 1991 in 2000).
118
Rombični pirokseni pogosto vsebujejo lamelaste izločnine avgita, ki so zaradi
tektonike lahko povite. Te so v rombičnih piroksenih bushveldskega tipa posledica
izločanja viška Ca pri počasnem ohlajanju zaradi omejene možnosti izomorfnega
nadomeščanja. Zaradi tega so nastale v rombičnih piroksenih lamele avgita vzporedne
z (100). Rombičnih pirokseni stillwaterskega tipa, ti so bili prvotno monoklinski
pigeonit, pa so pri počasnem ohlajanju prešli v rombične, z lamelastimi izločninami
avgita, orientiranimi vzporedno s prvotno pigeonitovo ploskvijo (001). V anortozitih
lahko vsebujejo rombični pirokseni tudi lamele plagioklazov. V tem primeru gre
najverjetneje za izločnine plagioklazov. Tako imenovana šiler struktura, značilna za
broncit in hipersten je verjetno posledica drobnih izločnin ilmenita in drugih Ti
mineralov na ploskvah (010) in (001).
Kot 2V se pri rombičnih piroksenih sistematično spreminja glede na vsebnost železa.
Enstatit in ortoferosilit sta dvoosna in optično pozitivna, s kotom 2Vx med 50 in 90°,
medtem ko so broncit, hipersten, ferohipersten in eulit optično negativni. Za rombične
piroksene je značilna tudi prava potemnitev. Ostra dvoosna slika za enstatit je vidna v
osnovnem preseku, za katerega sta značilna dva sistema razkolnih razpok. Optično
negativni različki kažejo ostro dvoosno interferenčno sliko v presekih, vzporednih z
(010). Zaradi velikega kota 2V je v teh presekih za določitev predznaka (+/-) in
približne vrednosti kota 2V bolj primerna slika optičnih osi. Optična orientacija
enstatita, hiperstena in klinoenstatita-klinoferosilita vidimo na sliki 45.
Slika 45. Optična orientacija enstatita, hiperstena in klinoenstatita-klinoferosilita
(Tröger, 1956).
119
Enstatit - ortoferosilit
optične lastnosti
dvoosen
Enstatit - ortoferosilit
(Mg, Fe)2Si2O6
singonija
+/-
rombičen
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
nx = 1.649-1.768
ny = 1.653-1.770
nz = 1.657-1.788
nz – nx = 0.007-0.020
jasen do močan pozitiven
50-132° - spreminja se z vsebnostjo železa
optična ravnina je (100)
rumena 1. reda ali nižje
V zbruskih je običajno blede barve. Čisti enstatit je lahko
brezbarven. Če vsebuje večjo količino Fe je temnejši.
slab
X = rožnat, rjavorožnat, bledorumen
Y = svetlorjav, rumen, rožnatorumen
Z = svetlozelen, sivozelen, modrozelen
razkolnost
Podobna kot pri drugih piroksenih: dva sistema razkolnih razpok
paralelnih z {110}, ki se sekajo pod kotom 88°. Vidne so tudi
razpoke po {100} in {010}.
oblika zrn in
habitus
Pogosta so euhedralna zrna prizmatskega habitusa. Osnovni
presek je štirikotnik ali osemkotnik in kaže prizmatsko
rakzolnost pod kotom 90°. Vzdolžni preseki imajo samo en
sistem razkolnih razpok. Nastopa tudi v obliki anhedralnih zrn in
nepravilnih polj, ki zapolnjujejo prostore med kristali. Tvori tudi
poikiloblastična zrna s številnimi vključki sorodnih mineralov.
Vlaknati rombični pirokseni lahko tvorijo reakcijske robove
okrog drugih mineralov kot so olivin ali granat.
dvojčki
Drobna lamelarna tekstura paralelna z {100}, ki je podobna
lamelarnem dvojčenju. V večini primerov gre za lamelaste
izločnine avgita ali pa za rezultat translatornega drsenja.
Rombični pirokseni, nastali iz pigeonita, imajo lahko ohranjene
pigeonitove dvojčične ploskve.
potemnitev
120
odvisna od preseka:
paralelna - prava: vzdolžni preseki, v katerih je viden le en
sistem razpok
simetrična: osnovni preseki
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.21 - 3.96
Ostale mikroskopske zančilnosti
Rombične piroksene ločimo od monoklinskih po značilnem pleohroizmu. Njihove
barve se namreč spreminjajo od rožnate do zelene. V slučajo, ko pleohroizem ni
opazen jih se ločijo od monoklinskih po manjšem dvolomu in pravi potemnitvi v
presekih {001}. Andaluzit je podoben enstantitu, vendar je optično negativen, poleg
tega ne kaže za piroksene značilne razkolnosti. Od sillimanita jih ločimo po razkolnih
razpokah, vzporednih z {210} in manjših kotih optičnih osi.
Spremembe
Zaradi delovanja hidrotermalnih raztopin ali vodne pare pridejo robmični pirokseni v
serpentin (antigorit in hrizotil). Pri tem so luskice antigorita in vlakna hrizotila
običanjo vzporedna z razkolnimi razpokami. Na ta način nastane bastit, ki v bistvu
predstavlja psevdomorfozo antigorita po enstatitu in značilna rešetkasta struktura.
Slednja se loči od mrežaste strukture - mrežastega serpentina, nastalega pri
serpentinizaciji olivina. Pri nadaljnih spremembah preidejo rombični pirokseni v
amfibole in lojevec. V končni fazi pa v agregat karbonata, železovih oksidov in opala.
Nastopanje
Z magnezijem bogati rombični pirokseni so značilni za nekatere ultramafične
kamnine, kot so: pirokseniti, harzburgiti, lherzoliti in pikriti, v katerih nastopajo
skupaj z Mg olivini, diopsidnim avgitom in Mg špineli. Pogosti so tudi v vključkih v
bazaltih, bogatih z olivinom. Rombični pirokseni tvorijo nadalje plastovita
nakopičenja v številnih ultramafičnih intruzijah (Bushveldski, Stillwaterski in
Skaergaardski magmatski kompleks). Rombični pirokseni, bolj bogati z železom so v
magmatskih kamninah redki. Najdemo jih v močno diferenciranih različkih, naprimer
121
v nekaterih doleritnih sillih pa tudi v dioritih, sienitih in granitih. Fe-Mg rombični
pirokseni so pogosti v noritih. Rombični pirokseni so nadalje značilni za čarnokite,
kjer so v paragenezi skupaj z monoklinskimi, rogovačo, biotitom in granati. V
vulkanskih kamninah bazaltoidne do andezitske sestave pogosto tvorijo fenokristale.
Nastopajo tudi v metamorfnih kamninah granulitnega faciesa in v regionalno ter
kontaktno metamorfnih kamninah, nastalih pri visoki temperaturi.
M o n o k l i n s k i
p i r o k s e n i
Diopsid - hedenbergitova skupina
Pirokseni te skupine so izomorfne trde kristalne raztopine diopsida (Ca, MgSi2O6) in
hedenbergita (CaFeSi2O6). Glede na njihovo sestavo ločimo:
mineral
1. komponenta
2. komponenta
diopsid
0 - 20%
hedenbergit
100 - 80%
diopsid
salit
20 - 50%
hedenbergit
80 - 50 %
diopsid
ferosalit
50 -80 %
hedenbergit
50 - 20 %
diopsid
hedenbergit
80 -100 %
hedenbergit
20 - 0 %
diopsid
Minerali lahko vsebujejo tudi nekaj Al pa tudi Cr, Ni in Mn. V kolikor količina Mn
naraste, dobimo Mn - piroksen, johansenit (CaMn Si2O6). Pirokseni omenjene
skupine so značilni predvsem za metamorfne kamnine. Diopsid lahko nastane pri
pogresivni regionalni metamorfozi iz tremolita. Z nadaljno stopnjo metamorfoze pa
parageneza diopsid - forsterit ali diopsid - forsterit - kalcit preide v monticellit.
Diopsid je tudi magmatskega izvora. Najdemo ga v nekaterih pikritih in bazaltih.
Diopsid, salit, ferosalit in hedenbergit so značilni skarnovski minerali. Salit je nadalje
pogost v hipoabisalnih kamninah, nastalih iz alkalne bazaltoidne magme (pikriti,
pikrodoleriti, tešeniti). Hedenbergit najdemo v nekaterih kremenovih sienitih,
fajalitovih granitih in granitovih porfirjih. Z železom bogati hedenbergit je pogost v
122
Skaergaardski intruziji. Za monoklinske piroksene je značilna poševna potemnitev.
Kot maksimalne potemnitve je njihova značilna karakteristika, ki nam omogoča
podrobnejšo določitev monoklinskih piroksenov (Sliki 46 in 47).
Slika 46. Koti potemnitve monoklinskih piroksenov na ploskvi (010) (Winchell and
Winchell, 1956).
Slika 47. Koti potemnitve monoklinskih piroksenov na ploskvi (010) (Ilić in Karamata,
1963).
123
Diopsid
optične lastnosti
Diopsid CaMgSi2O6 - Ca(Mg, Fe2+)Si2O6
dvoosen
+
singonija
monoklinski
lomni količnik
nx = 1.663-1.699
dvolom
nz – nx = 0.028 - 0.031
dvolom in lomni količniki naraščajo z naraščajočo vsebnostjo
Fe2+
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
ny = 1.671-1.705
nz = 1.693-1.728
močan pozitiven
žive barve (sredina) 2. reda
Mg različki: brezbarvni
Fe različki: svetlozeleni do zeleni
ni opazen do slab
(narašča z vsebnostjo Fe2+)
X = bledomodrozelen, temno modrozelen
Y = rjavozelen, temno modrozelen
Z = rumenozelen, rumeno modrozelen
zelo dobra, značilna za piroksene: prizmatska pod kotom 87° in
93° je vidna v šestkotnih oziroma osemkotnih presekih, to je v
osnovnih presekih, pravokotnih na c os;
dobra vzporedno z {100} in {001}
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
124
Prevladujejo euhedralna stebričasta zrna prizmatskega habitusa,
razpotegnjena v smeri osi c. Pogosti so tudi zrnati agregati in
anhedralna zrna ter nepravilna polja.
pogosti: enostavni in dvojčične lamele po {100} in {001}
odvisna od preseka:
paralelna - prava: preseki vzporedni z (100)
simetrična: preseki vzporedni z (001), to so osnovni preseki
pravokotni na c os;
poševna: preseki vzporedni z (110) in (010) - kot potemnitve v
presekih vzporednih z (010) je Z:c = 38 - 45°, X:a = 23 do -29°, Y = b
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.2 - 3.3
Za diopsid je značilen visok relief, pomankanje, oziroma slab preohroizem, visoke
interferenčne barve in za piroksene značilna razkolnost. Od hedenbergita se loči po
manjših lomnih količnikih. Podoben je tremolitu, vendar slednji pogosto nastopa v
obliki igličastih zrn in kaže značilno amfibolovo razkolnost. Olivin v primerjavi z
diopidom nima razkolnosti, poleg tega je običajno serpentiniziran, pa tudi oblika
njegovih kristalov je drugačna. Pigeonit ima manjši kot 2V, manjši dvolom in deloma
tudi drugačno optično orientacijo.
Nastopanje
Diopsid je značilen predvsem za metamorfne kamnine. Najdemo ga v nečistih z Mg
bogatih marmorjih in kalcitnih metamorfnih skrilavcih, skarnih, kontaktno in
regionalno metamorfoziranih karbonatnih kamninah, bogatih s kremenico, kjer
nastopa skupaj s kalcitom, kremenom, forsteritom, grosularjem, vezuvianom,
tremolitom ali aktinolitom, epidotom, wollastonitom, flogopitom, scapolitom,
hondroditom, spineli in apatitom. Pogost je tudi v rogovcih, amfibolitih, rogovačnih
gnajsih in piroksenovih granulitih.
V magmatskih kamninah je redek. V manjši meri ga vsebujejo nekatere globočnine
kot naprimer broncititi s hiperstenom (kromov diopsid) pa tudi anortoziti. V številnih
125
lamprofirjih je monoklinski piroksen diopsidove sestave. Številni fenokristali
rombičnih piroksenov v predorninah, kot so nekateri bazalti, alkalni olivinovi bazalti,
andeziti, latiti in kremenovi latiti, so glede na uporabljeno klasifikacijo prej diopsid
kot avgit. Njihovo razmerje Ca : Mg + Fe2+ je večinoma 50:50 in ne 40:60, poleg tega
pa vsebujejo tudi precej Al2O3 in Fe2O3. Zaradi delovanja hidrotermalnih raztopin in
vodne pare se diopsid lahko spremeni v lojevec, serpentin, tremolit ali klorit. Lahko je
tudi uralitiziran.
Hedenbergit
Podobno kot diopsid ima tudi hedenbergit težnjo, da nastopa v čisti obliki, vendar
vsebujejo Mg različki običajno nekaj Al in Fe3+ ter Mn. V kolikor je Mn več preide,
kot smo že omenili hedenbergit v johansenit (Ca, MnSi2O6).
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Hedenbergit Ca(Fe , Mg)Si2O6 - CaFe2+ Si2O6
2+
monoklinski
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
nx = 1.699-1.739
ny = 1.673-1.745
nz = 1.729-1.757
nz – nx = 0.028 - 0.029
Z naraščajočo vsebnostjo železa naraščajo lomni količniki in dvolom.
Povečana vsebnost Al pa zmanjšuje tako velikost lomnih količnikov kot
tudi dvoloma.
močan do zelo močan pozitiven
višje 1. reda do srednje 2. reda
barva v zbruskih
pleohroizem
126
brezbarven do bledozelen ali bledorjav
opazen le pri obarvanih primerkih
X = škrlatnozelen, bledomodr, zelen, temnomodrozelen, temnozelen
Y = rožnatoškrlaten, bledozelen, modrozelen
Z = bledorumenozelen, rumen, rjavorumen
razkolnost
zelo dobra: prizmatska pod kotom 87° in 93°, vidna v presekih
pravokotnih na c os. Včasih je opazna tudi vzporedno z {100} in {001}.
oblika zrn in
habitus
Značilna so euhedralna, stebričasta, nekoliko podolgovata zrna
prizmatskega habitusa, pa tudi anhedralna zrna in nepravilna polja.
Radialno žarkoviti agregati so značilni za hedenbergit, bogat z železom
in johansenit. Zrna hedenbergita pogosto vsebujejo vključke kremena,
kalcita in sfena.
dvojčki
potemnitev
pogosti; enostavni in večkratni, dvojčične lamele po {100} in {001}
odvisna od preseka:
simetrična: osnovni preseki (001)
poševna: preseki vzporedni z (110) in (010). Kot potemnitve v presekih
(010) - Z:c = 43 - 48°; X:a = -28 do -33°, Y = b
trdota
V zbruskih ločimo hedenbergit od diopsida in avgita po večjih lomnih količnikih. V
primerjavi z avgitom ima tudi večji kot 2V.
Nastopanje
Hedenbergit je značilen kontaktnometamorfen mineral. Pogost je v skarnovskih
rudiščih železa, kjer je skupaj z magnetitom in sulfidi. Skupaj z njim nastopa andradit,
vezuvian, wollastonit, epidot, aktinolit, antofilit, cummingtonit, ilvait, plagioklazi,
magnetit, kremen in kalcit. Nadalje ga najdemo v nekaterih z železom bogatih
metamorfnih kamninah, skupaj s grüneritom, aktinolitom, antofilitom, hiperstenom,
fajalitom, almandinom in magnetitom. V magmatskih kamninah je redek. Vsebujejo
ga nekateri gabri, dioriti in sieniti.
127
Avgit
Avgiti so v bistvu s Ca bogati monoklinski pirokseni, ki vsebujejo približno 20 do 50
% wollastonitove komponente (CaSiO3). Med avgitom, hedenbergitom in diopsidom
so možne trdne kristalne raztopine, zato je posamezne člene včasih nemogoče
razlikovati le na osnovi njihovih optičnih značilnosti. Vsi so namreč dvoosni (+) in
imajo podobne lomne količnike ter dvolom. V takih primerih je najbolje, da dani
monoklinski piroksen, pod mikroskopom ga opredelimo kot kalcijev monoklinski
piroksen, podrobnejšo identifikacijo pa opravimo šele na podlagi rezultatov analiz z
elektronskim mikroanalizatorjem.
optične lastnosti
dvoosen
singonija
+
monoklinski
Avgit (Ca, Mg, Fe, Al)2(Si,Al)2O6
navadni avgit
lomni količnik
nx = 1.680-1.703
ny = 1.684-1.711
nz = 1.706-1.729
feroavgit
nx = 1.699-1.712
dvolom
relief
ny = 1.706-1.718
nz – nx = 0.024 - 0.030
narašča z vsebnostjo železa
nz = 1.728-1.742
128
za hipoabisalne in vulkanske kamnine je kot 2V vpovprečju 46°
kot 2V se spreminja s sestavo
kot 2V
nižje barve 2. reda
barva v zbruskih
brezbarven, siv, bledozelen, bledorjav, bledoškrlaten
večinoma ni opazen, kažejo ga le obarvani primerki
X = bledozelen, bledozelenorjav, bledo modrozelen, modrozelen,
bledoškrlaten
Y = bledo rjavozelen, bledozelenorjav, rožnat, rumenozelen
Z = bledozelen, bledo zelenorjav, bledomodrozelen, rumenozelen,
bledoškrlatnorjav
pleohroizem
razkolnost
podobna kot pri ostalih rombičnih piroksenih
oblika zrn in
habitus
Pogosta so euhedralna do subhedralna zrna (fenokristali v lavah, so
lahko deloma korodirani) pa tudi stebričasta zrna, razpotegnjena vzdolž
c osi. Osemkotni preseki imajo značilno razkolnost pod kotoma 87 in
93°. Nepravilna polja in anhedralna zrna ter zapolnitve medzrnskih
prostorov so prav tako pogoste. Včasih opazimo izločnine enstatita ali
hiperstena po (100) redkeje vzdolž (001). Manj pogoste so izločnine
pigeonita po (001) oziroma pigeonita in hiperstena po (100). Conarna
zrna so značilna za predornine.
dvojčki
pogosti: enostavni in večkratni, dvojčične lamele po {100} in {001}. V
kombinaciji lahko tvorijo strukturo ribje kosti
potemnitev
odvisna od preseka:
poševna: vzdolžni preseki vzporedni z (010) - kot potemnitve Z:c = 41
do 48°, X:a = 4 do -9°, Y = b
simetrična: osnovni preseki pravokotni na c os
trdota / gostota
H = 5 -6
G = 3.2 - 3.4
Od diopsida ga ločimo po bolj variabilnem kotu 2V (40 - 60°), manjšem dvolomu in
nekoliko večjem kotu potemnitve Z:c = 41 - 57°. V primerjavi s pigeonitom ima tudi
večji kot 2V. Za enstantit in hipersten je značilna prava potemnitev v vseh
longitudinalnih presekih.
129
Nastopanje
Avgit je tipični magmatogeni mineral. Pogost je v magmatskih kamninah
ultrabazične, bazične in srednje sestave. V mafičnih predorninah pogosto tvori
fenokristale, podobno kot diopsid. Nastopa v bazaltih, andezitih in kremenovih latitih.
V diabazih in doleritih je skupaj s pigeonitom in hiperstenom.
V peridotitih se prav tako pojavlja v asociaciji s hiperstenom, pri čemer vsebuje
slednji pogosto izločnine avgita. Nadalje je pomemben mineral olivinovih gabrov in
drugih gabrskih kamnin, najdemo pa ga tudi v dioritih in tonalitih, medtem ko je manj
pogost v sienitih, granodioritih in granitih. V predorninah je često zaradi uralitizacije,
deloma ali pa povsem nadomeščen z amfibolom - rogovačo. Ta lahko tvori okrog
njegovih zrn robove s pravilno razvitimi kristalnimi ploskvami. Zaradi delovanja
hidrotermalnih raztopin in vodne pare preide v serpentin, klorit, epidot in kalcit.
V metamorfnih kamninah najdemo avgit v nekaterih gnajsih in granulitih, kjer se
pojavlja skupaj s hiperstenom, Ca plagioklazi, granati in magnetitom. Nastopa tudi v
metamorfnih kamninah faciesa zelenih skrilavcev in je nastal pri metamorfozi
mafičnih magmatskih kamnin.
DIALAG
TITANAVGIT
je avgit, reven z železom. Najdemo ga v kamninah gabrske sestave.
je avgit, bogat s titanom. Glede na vsebnost O2 je bolj ali manj
sivo do rdečkasto obarvan. Nastopa v magmatskih kamninah,
nenasičenih s kremenico, skupaj z glinenčevimi nadomestki,
melilitom, perovskitom in drugimi, s kremenico nenasičenimi
minerali. Običajno tvori euhedralna in stebričasta zrna
prizmatskega habitusa.
130
Pigeonit
Pigeoniti so monoklinski pirokseni in predstavljajo trdo izomorfno kristalno raztopino
klinoenstatita in diopsida. Večinoma imajo razmerje Fe : Mg v razponu od 30 : 70 do
70 : 30. V manjši meri lahko vsebujejo tudi Na, Ti, Cr, Al in Fe3+. Zaradi visoke
temperature nastanka lahko vsebujejo precej Ca, ki pa se pri počasnem ohlajanju
izloča iz njihove strukture, pri čemer nastanejo izločnine avgita v pigeonitu. Običajno
smatramo pigeonit za nizko kalcijev monoklinski piroksen, v katerem je okrog 5 do
15 % Fe - Mg nadomeščeno s Ca, razmerje Mg/(Mg + Fe) pa je običajno manjše od
0.7.
optične lastnosti
dvoosen
singonija
+
monoklinski
Pigeonit (Mg, Fe2+, Ca)2Si2O6
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
barva v zbruskih
nx = 1.682 - 1.732
ny = 1.684 - 1.732
nz = 1.705 - 1.757
nz - nx = 0.023 - 0.029
0 - 30°; optična ravnina je pravokotna na (010)
spodnji do srednji del 2. reda
brezbarven, bledo rjavkasto do rumenkastozelen
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
131
ni pleohroičen, izjemoma slabo pleohroičen
X = brezbarven, bledozelenorjav, rumen
Y = bledorjav ali zelenorjav
Z = brezbarven, bledorumen, bledozelen
Dobra prizmatska po {110} značilna za piroksene. Razpoke se
sekajo pod kotom 87° in 93°. Prisotne so lahko tudi razpoke po
{010} in {001}.
Značilna so euhedralna do subhedralna prizmatska zrna
razpotegnjena v smeri osi c. Osnovni presek je kvadrat ali
osemkotnik, vzdolžni pa pravokotnik. Pogosto je anhedralen in
zapolnjuje prostore med idiomorfnimi zrni. Pigeoniti iz
predornin kažejo pogosto izločnine avgita ali hiperstena
vzporedne z {001}. Včasih so zrna conarna, conarnost opazimo
zaradi sprememb v barvi, kotu potemnitve ali dvolomu.
pogosti: enostavni ali dvojčične lamele vzporedne z {100} in
{001}
paralelna do poševna: v vzdolžnih presekih, odvisno od
orientacije:
high Ca pigeonit: kot potemnitve Z:c = 40 - 44°,
X:a = -22 do -26, Y = b
low Ca pigeonit: kot potemnitve Z:c = 32 - 44°, X
= b, Y:a = -14 do -26°
optična ravnina je pravokotna na (010)
preseki vzporedni z (010) - kot potemnitve Z:c =
32 - 44°
trdota / gostota
H = 6 G = 3.17 - 3.46
V mikroskopskih preparatih ga ločimo od drugih piroksenov po manjšem kotu 2V. Če
nastopa skupaj z olivinom, ima pigeonit manjši dvolom in razkolne razpoke, medtem
ko jih olivin nima. Lahko je uralitiziran ali pa spremenjen v serpentin, lojevec in
klorit, oziroma v drobnozrnat, bledozelen amfibol.
132
Nastopanje
Pigeonit najdemo v dacitih, andezitih, bazaltih kjer nastopa v osnovi, redkeje pa tvori
fenokristale. Pogost je tudi v globočninah bazične do srednje sestave, kjer je zaradi
počasnega ohlajanja često spremenjen v rombične piroksene. Bolj ohranjen je v
globočninah, ki so izkristalizirale v relativno majhnih globinah. Često tvori tudi
mikrolite v vulkanskih steklih. V nekaterih predorninah tvori reakcijski rob okrog
olivinovih zrn. Pigeonit lahko nastopa tudi v metamorfoziranih železovih rudah, tvori
pa tudi izločnine v avgitu iz metamorfnih kamnina granulitnega faciesa.
Omfacit
Omfacit se razlikuje od ostalih Ca - monoklinskih piroksenov po tem, da je 20 do
80% Ca2+ nadomeščenega z Na+. Egirin-avgit, ki prav tako spada med Na - Ca
piroksene, vsebuje v primerjavi z omfacitom več Fe3+ kot Al.
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Omfacit (Ca, Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al)Si2O6
monoklinski
length slow
lomni količnik
nx = 1.662 - 1.701
dvolom
133
ny = 1.670 - 1.712
nz - nx = 0.012 - 0.028
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
visoke 1. do nizke 2. reda
barva v zbruskih
brezbarven do bledozelen
slab
X = brezbarven
Y = zelo bledozelen
Z = zelo bledozelen do modrozelen
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
nz = 1.685 - 1.723
tipična piroksenova vzporedno s prizmo {110}; razkolne
razpoke tudi po {100}
Omfacit tvori običajno euhedralna do subhedralna stebričasta
zrna prizmatskega habitusa. Preseki pravokotni na c os so štiri
ali osemkotni z značilnimi razkolnimi razpokami, ki se sekajo
pod kotom 87°. Vzdolžni preseki so pravokotniki z razkolnostjo
v eni smeri. Pogosto tvori tudi anhedralna zrna in zrnate
agregate.
pogosti: enostavni in dvojčične lamele vzporedne z {100}
odvisna od preseka:
paralelna do poševna: X:a = -18 do -23°, Y = b, Z:c = 34 48°; preseki vzporedni z (010) imajo največji dvolom in
kot potemnitve.
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.16 - 3.43
Omfacit ločimo od ostalih piroksenov po večjem kotu 2V. Jadeit ima v primerjavi z
njim manjše lomne količnike in manjši dvolom ter kot potemnitve. Poleg tega je v
zbruskih vedno brezbarven. Acmit in egirin-avgit imata večje lomne količnike, manjši
kot potemnitve, poleg tega pa sta običajno bolj zelena in bolj pleohroična.
134
Omfacit je običajno spremenjen v zelen vlaknat amfibol. Pri eksoluciji lahko nastane
simplektitsko zraščanje plagioklaza in diopsida.
Nastopanje
Omfacit in granat sta značilna minerala eklogita, kamnine mafične sestave, nastale pri
zelo velikih pritiskih bodisi pri magmatskih ali metamorfnih pogojih. V paragenezi
lahko nastopajo z njim tudi plagioklazi, kremen, rombični pirokseni, kyanit in Fe - Ti
oksidi. Omfacit je lahko prisoten tudi v glavkofanskih skrilavcih, amfibolitih,
granulitih, z granatom bogatih anortozitih in nekaterih granitnih gnajsih.
Egirin (Acmit)
Z imenom egirin odnosno acmit označujemo piroksene, katerih sestava bistveno ne
odstopa od Na Fe3+ Si2O6. Egirin imenujemo različke zelene do črne barve, ki so v
presevni svetlobi močno pleohroični. Ime acmit pa uporabljamo za slabo pleohroične
različke rjave barve. Obstaja popoln izomorfen niz med egirinom in egirin-avgitom
ter avgitom. Običajno je meja med egirinom in egirin-avgitom pri 80 % Fe3+ (80 %
egirinove komponente) med egirin-avgitom in avgitom pa pri 20 mol. odstotkih Na.
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Egirin (Acmit) NaFe3+Si2O6
monoklinski
length fast
lomni količnik
nx = 1.750 - 1.776
dvolom
kot 2Vx
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
nz = 1.795 - 1.836
nz - nx = 0.040 - 0.060
relief
interferenčne
barve
ny = 1.780 - 1.820
135
3. ali 4. reda, vendar so prekrite zaradi lastne barve minerala
rjava, rumenorjava, bledozelena, rumenozelena ali temnozelena
močan
(rjavi različki so slabše pleohroični)
X = smaragdno zelen, temnozelen, svetlozelen
Y = travnatozelena, rumenozelen
Z = rjavozelen, zelen, rumenozelen, rumen
tipična piroksenova, razkolne razpoke se v osnovnem preseku
sekajo pod kotom 87° oziroma 93°; razkolne razpoke tudi po
{100}
Za egirin so značilna euhedralna in subhedralna, zelo
podolgovata zrna prizmatskega habitusa, igličasti kristali, latasta
zrna pa tudi vlaknati žarkoviti agregati nastali pri fenitizaciji.
Pogosto so tudi conarno zgrajena. Pri nekaterih zrnih je rob
temnejši kot jedro. Možna so tudi gobasta preraščanja riebekita
in acmita.
odvisna od preseka:
poševna potemnitev: preseki vzporedni z (010); X:c = 0 - 10°,
Y = b, Z:a = 7 - 17°
simetrična: osnovni preseki pravokotni na c os
trdota / gostota
H = 6 G = 3.40 - 3.60
Egirin in egirin-avgit ločimo od ostalih piroksenov po njihovi barvi in pleohroizmu,
majhnem kotu potemnitve, length fast orientaciji, velikih lomnih količnikih in
dvolomu. Egirin in egirin-avgit ločimo med seboj po kotu potemnitve, ki je pri egirinu
manjši kot pri egirin-avgitu, kotu 2V, lomnih količnikih in dvolomu. V presevni
136
svetlobi je običajno tudi temnejše barve. Zeleno obarvani amfiboli so length slow,
imajo večji kot potemnitve in močnejši pleohroizem.
Nastopanje
Egirin najdemo podobno kot egirin-avgit v alkalnih magmatskih kamninah, kot so
alkalni graniti, sieniti, monzoniti, šonkiniti, sieniti z glinenčevimi nadomestki in
njihovih efuzivnih ekvivalentih. Egirin je nadalje značilen za metamorfne kamnine
bogate z Na in pirometasomatsko spremenjene karbonatne kamnine v neposredni
bližini alkalnih intruzij.
Egirin-avgit
optične lastnosti
dvoosen
+/-
singonija
Egirin-Avgit
(Na, Ca)(Fe3+, Fe2+, Mg,
Al) Si2O6
monoklinski
presek (010)
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
nx = 1.700 - 1.760
ny = 1.710 - 1.800
nz = 1.730 - 1.813
nz - nx = 0.028 - 0.050
žive barve 2. reda do nižje barve 3. reda; zaradi lastne barve
minerala so lahko zakrite
zelena različnih odtenkov
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
137
jasen
X = bledorumen, zelen, olivnozelen
Y = bledorumen, zelen
Z = bledozelen, bledo rjavozelen, rumen
tipična piroksenova, razkolne razpoke se v osnovnih presekih
sekajo pod kotom 87° oziroma 93°; razkolne razpoke tudi po
{100}
Prevladujejo euhedralna, stebričasta zrna prizmatskega habitusa
pa tudi latasta zrna in vlaknati agregati nastali pri fenitizaciji.
Prečni preseki so običajno osemkotni z značilno piroksenovo
razkolnost.
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - kot potemnitve X:c = 0 20°, Y = b, Z:a = 16 - 36°
trdota / gostota
H=6
G = 3.40 - 3.60
Egirin-avgit je podoben egirinu, vendar se od njega loči po večjem kotu potemnitve,
kotu 2V, lomnih količnikih in dvolomu. Je tudi svetlejši. V primerjavi z avgitom ima
večji kot 2V, drugačni kot potemnitve in bolj intenzivno zeleno barvo. Podoben je
zelenoobarvanim amfibolom, ki so bolj pleohroični in imajo drugačno razkolnost in
orientacijo preseka (length slow). Epidot ima razkolnost samo v eni smeri.
Najpogostejši spremembi sta uralitizacija ali kloritizacija.
Nastopanje
Značilen je za alkalne, z Na bogate magmatske kamnine kot so alkalni graniti, sieniti,
sieniti z glinenčevimi nadomestki, Na - rioliti, trahiti in fonoliti. Včasih tvori
euhedralna zrna, nastopa pa tudi v osnovi. Nadalje ga najdemo v nekaterih z Na
bogatih metamorfnih kamninah, karbonatnih in pirometasomatskih kamninah v
neposredni bližini alkalnih intruzij.
138
Jadeit
optične lastnosti
dvoosen
+/-
singonija
Jadeit
Na Al Si2O6
monoklinski
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
nx = 1.640 - 1.681
ny = 1.645 - 1.684
nz = 1.652 - 1.692
nz - nx = 0.006 - 0.021
močan pozitiven
rumena ali rdeča 1. reda
(primerki z večjo vsebnostjo Fe3+ imajo anomalne interferenčne
barve in nižji dvolom)
brezbarven
pleohroizem
slab
kažejo ga samo obarvani primerki, pri čimer se barva spreminja
od svetlorumene do zelene
razkolnost
tipična piroksenova pod kotom 87 oziroma 93°; razkolnost po
{100} slabo razvita
oblika zrn in
habitus
dvojčki
Zrna so euhedralna, stebričasta, prizmatskega habitusa in
razpotegnjena v smeri c osi. Pogosta so tudi anhedralna zrna in
nepravilna polja ter igličasti in vlaknati agregati. Pogosti so štiri
ali osemerokotni preseki z značilno razkolnostjo.
relativno redki: enostavni in zelo ozke dvojčične lamele po
{100}
potemnitev
139
odvisna od preseka:
poševna: vzdolžni preseki vzporedeni z (010) - kot potemnitve
Z:c = 32 - 55°, Y = b, X:c = -14 do -32°. Večji kot potemnitve
imajo različki z večjo vsebnostjo Fe3+, Ca in Mg.
simetrična: osnovni preseki;
paralelna - prava: vzdolžni preseki vzporedni z (100)
trdota / gostota
H=6
G = 3.24 - 3.43
Od vlaknatih amfobolov, kot je naprimer nefrit, se loči po večjih lomnih količnikih in
večjem kotu potemnitve. V primerjavi z ostalimi pirokseni, z izjemo spodumna, ima
manjše lomne količnike. Jadeit z anomalnimi interferenčnimi barvami je podoben
zoisitu, vendar je za zoisit značilna prava potemnitev in večji lomni količnik. Tremolit
ima v primerjavi z jadeitom manjši kot potemnitve, večji dvolom, za amfibole
značilno razkolnost, poleg tega je tudi optično negativen. Egirin in egirin-avgit se
ločita od jadeita po značilni barvi in večjem dvolomu.
Nastopanje
Jadeit je značilen samo za metamorfne kamnine, ki so nastale pri relativno velikih
pritiskih in nizkih do srednjih temperaturah, kot naprimer glavkofanski skrilavci,
metadrobe, serpentiniti in sorodne kamnine. Je glavni mineral žada - skoraj
monomineralne kamnine, nastale pri metamorfozi ultramafičnih kamnin. V
paragenezi nastopa skupaj z albitom, glavkofanom, lawsonitom, kremenom, kloritom,
granatom, zoisitom, sljudo, kalcitom, aragonitom in aktinolitom. V večini primerov se
zdi, da je jadeit nastal iz abitske komponente v plagioklazih, saj pogosto opazujemo
plagioklazova zrna, ki so bolj ali manj nadomeščena z žarkovitim jadeitom. Jadeit je
lahko nadomeščen z amfibolom, redkeje z analcimom ali nefelinom.
140
Spodumen
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Spodumen
Li Al Si2O6
monoklinski
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
nx = 1.648 - 1.668
ny = 1.655 - 1.671
nz = 1.662 - 1.682
nz - nx = 0.014 - 0.027
žive barve 1. do sredine 2. reda
brezbarven
opazen samo pri temnoobarvanih različkih:
pri njih vidimo različne odtenke zelene ali svetlovijoličaste
barve
razkolnost
tipična piroksenova pod kotom 87 oziroma 93°, opazne so tudi
razpoke po {010} in {100}
oblika zrn in
habitus
Zrna so euhedralna, pogosto zelo velika tabličasta, latasta in
igličasta. Pogosti so tudi preseki zrn z obema sistemoma razpok
po {110}.
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
relativno pogosti: dvojčična ravnina je {100}
odvisna od orientacije preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - kot potemnitve Z:c = 20 26°, X:a = 0 - 6°, Y = b
H = 6.5 - 7
G = 3.03 - 3.23
141
Značilen je za pegmatite. Po majhnem kotu potemnitve se loči od ostalih piroksenov.
Egirin ima podoben kot potemnitve, vendar je razločno obarvan.
Nastopanje
Zelo pogost mineral v Li pegmatitih, kjer nastopa v paragenezi skupaj s kremenom,
berilom, lepidolitom, turmalinom in ostalimi Li minerali.
AMFIBOLI
Amfiboli spadajo med inosilikate, vendar se po strukturi od njih razlikujejo, podobno
kot pirokseni. Zanje je značilno, da so tetraedri SiO4 povezani v dva neskončna niza,
ki sta med seboj spojena preko kisikovega iona, tako da tvorijo osnovno skupino
[Si4O11]6-. V glavnem so monoklinski, deloma pa tudi rombični. Od piroksenov se
ločijo tudi po tem, da vsebujejo (OH) skupino. Običajno nastopajo v podolgovatih
paličastih, stebričastih in igličastih kristalih, ki imajo najpogosteje razvite sledeče
ploskve: (110), (010) in (001) redkeje tudi (011) in (100), zaradi česar so kristali
običajno podolgovati in šesterokotnih oblik. Za amfibole je značilna popolna
prizmatska razkolnost vzporedna z (110) in prizmatski habitus. Ker ploskve prizme
tvorijo kot od 124 do 125.5° imajo takšen kot tudi razkolne razpoke (124 do 125.5°
oziroma ≈ 56°). Ta kot je za amfibole pomembna značilnost. Vzdolžni preseki
idiomorfnih zrn so pravokotniki z razkolnostjo v eni smeri, prečni pa šestkotniki z
jasno izraženimi razkolnimi razpokami v dveh smereh.
Njihova splošna formula je:
X2Y5[Z8O22](OH)2
X = Ca, pri alkalnih amfibolih Na, pri rombičnih pa Mg in Fe2+
Y = Mg, Fe2+ redkeje Al, Fe3+, Ti
Z = Si, v manjši meri Al
142
Obstajajo različne klasifikacije amfibolov. V okviru naših vaj bomo uporabljali
splošno klasifikacijo, v kateri so amfiboli razdeljeni v dve skupini, ki jih sestavljajo
posamezni nizi:
ROMBIČNI AMFIBOLI
1. niz
antofilit - gedrit
MONOKLINSKI AMFIBOLI
1. niz
cummingtonit -grünerit
2. niz
tremolit - aktinolit
3. rogovačni niz
edinit
rogovača
4.
oksidna ali bazaltska rogovača
5.
hastingsit
alkalni amfiboli
6.
arfvedsonit
riebekit
glavkofan
Čeprav nastopa med amfiboli veliko število različnih mineralov, so za magmatske
kamnine pomembni le rogovača in nekateri alkalni predstavniki kot sta arfvedsonit in
riebekit.
Rombični amfiboli imajo pravo potemnitev, monoklinski pa poševno. Njihov kot
potemnitve vidimo na sliki 48. Optično so negativni, z izjemo pargasita, ki je v bistvu
optično pozitivna rogovača.
143
Slika 48. Koti potemnitve monoklinskih amfibolov na ploskvi (010) (Winchell and
Winchell, 1956).
Amfiboli lahko nastanejo na različne načine. Za njihov nastanek je pomembna
prisotnost vode, zato lahko kristalizirajo le iz talin, ki vsebujejo lahkohlapne
komponente, to je vodo. Tvorijo se tudi pri delovanju vodne pare in vodnih raztopin
na prej izločene piroksene. Tako nastali amfiboli so uraliti in so revni z Al. V kolikor
rogovača izgubi aluminij, preide v aktinolit. Pri metamorfozi nastajajo amfiboli pri
podobnih pogojih kot v magmatskem ciklusu. Zaradi delovanja vodnih raztopin
preidejo amfiboli, nastali pri visokih temperaturah v epidot, kalcit, lojevec in druge
produkte. Pri zelo visokih temperaturah preidejo zaradi dehidracije v brezvodne
minerale, naprimer piroksene. Ker je za amfibole značilno, da imajo večje razmerje
Si:O (4:11) kot pirokseni ali olivin, so večinoma vezani za bolj kisle magmatske
kamnine kot prej omenjeni minerali. To pomeni, da niso pogosti v mafičnih in
ultramafičnih kamninah, nastalih pri visokih temperaturah in iz talin revnih s
kremenico in vodo. V kolikor v teh kamninah nastopajo, so nastali v zadnji fazi
kristalizacije, iz rezidualnih talin obogatenih tako s kremenico kot lahkohlapnimi
komponentami. Amfiboli so zato najbolj pogosti v magmatskih kamninah srednje in
144
bolj kisle sestave, katerih magma je vsebovala precej vode in kremenice. Večinoma so
značilni za diorite, granodiorite, andezite in dacite, medtem ko je biotit pogostejši v
bolj kislih različkih.
R o m b i č n i
a m f i b o l i
Antofilit
Antofilit je magnezijev amfibol, v katerem je lahko večji del Mg nadomeščen z Fe,
deloma pa tudi z Mn, Ca in Na. V kolikor vsebuje Al, ga imenujemo gedrit (Mg,
Fe2+)5Al2(Si6Al2)O22(OH)2. Antofilit in gedrit tvorita trdo kristalno raztopino v vseh
razmerjih - to je niz mineralov mešancev.
optične lastnosti
dvoosen
+/-
singonija
Antofilit (Mg, Fe2+)7Si8O22(OH)2
rombičen
length slow
nx = 1.598 - 1.674
lomni količnik
dvolom
ny = 1.605 - 1.685
nz = 1.615 - 1.697
z naraščajočo vsebnostjo Fe2+ oziroma (Fe2+ + Fe3+ + Ti + Mn)
narašča tudi lomni količnik. Antofilit brez Mg ima sledeče
lomne količnike:
nx = 1.694, ny = 1.710, nz = 1.722
nz - nx = 0.013 - 0.028
145
relief
močan pozitiven
kot 2V
2Vx = 65 - 90° (negativen)
2Vz = 90 - 58° (pozitiven)
višje barve 1. do nižje barve 2. reda
barva v zbruskih
brezbarven do slaboobarvan
pleohroizem
slab do srednje močan
X = Y = brezbarven, bledorumen, bledo sivorjav, bledo
zelenorumen, Z = rumenorjav, sivkast, temnorjav, sivozelen
antofilit brez Mg:
X = bledozelen, Y = rjavozelen, Z = zelenomoder
razkolnost
značilna amfibolova v dveh smereh pod kotom 54° in 126°
oblika zrn in
habitus
Značilna so euhedralna do subhedralna zrna s prizmatskim
habitusom, pa tudi podolgovata stebričasta in igličasta zrna.
Radialno žarkoviti agregati so redki, bolj pogost je vlaknat
agregat (azbest). Preseki pravokotni na c os so štiri ali
šesterokotni z značilno amfibolovo razkolnostjo.
dvojčki
potemnitev
zelo redki po {100}
odvisna od preseka:
paralelna - prava: vzporedno z razkolnimi razpokami v
vzdolžnih presekih
simetrična: v bazalnem preseku pravokotnem na c os
trdota / gostota
H = 5.5 - 6
G = 2.85 - 3.28
V zbruskih ga prepoznamo po prizmatskem habitusu in presekih z značilno
razkolnostjo za amfibole. Podoben je brezbarvenemu tremolitu, pa tudi zelenkasto
obarvanem aktinolitu, vendar se od njiju loči podobno kot od rogovače po pravi
potemnitvi.
Nastopanje
Antofilit je značilen mineral metamorfnih kamnin. Najdemo ga v različnih
metamorfnih skrilavcih, gnajsih, amfibolitih, rogovcih in granulitih. Pojavlja se tudi v
146
magmatskih kamninah kot sekundarni mineral hidrotermalnega nastanka in sicer v
bazičnih in ultrabazičnih kamninah, spremenjenih peridotitih in serpentinitih skupaj z
lojevcem, aktinolitom, magnezitom, vermikulitom in kloritom. Antofilit je lahko
nadomeščen z biotitom in spremenjen v lojevec.
M o n o k l i n s k i
a m f i b o l i
Cummingtonit
Cummingtonit
je
po
kemijski
sestavi
trda
izomorfna
kristalna
raztopina
magnezijevega in železovega amfibola ter kupfferita in grünerita. Vsebuje tudi
nekaj Al, Ca in Mn; hidroksilna skupina pa je delno lahko nadomeščena s fluorom.
Večina cummingtonitov vsebuje več Fe kot Mg, čeprav so tudi cummingtoniti, ki so
bogatejši z Mg kot z železom. Z naraščanjem vsebnosti železa preide v grünerit, to je
čisti železov silikat. Poudariti pa moramo, da čisti magnezijev amfibol - kupfferit v
naravi ni poznan. Največja vsebnost Mg lahko doseže 22.11% MgO.
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Cummingtonit (Mg, Fe2+)7Si8O22(OH)2
monoklinski
length slow
lomni količnik
nx = 1.639 - 1.671
ny = 1.647 - 1.689
nz = 1.664 - 1.701
147
lomni količnik narašča z naraščajočo vsebnostjo železa
dvolom
nz - nx = 0.025 - 0.038
relief
močan pozitiven
kot 2V
2Vz = 65 - 90° (različki s 30 - 40% Mg)
2Vx = 82 - 90° (različki z manj kot 30 - 40% Mg)
barva v zbruskih
pleohroizem
žive barve 2. reda
brezbarven do sivorjav oziroma bledozelen (barva je odvisna
od količine železa)
slab
X = brezbarven do bledorumen
Y = bledorumen do bledorjav
Z = bledo zelenorumen, bledovijolični
cummingtonit je običajno bolj pleohroičen kot grünerit
razkolnost
zelo dobra, značilna za amfibole. Razkolne razpoke v presekih
pravokotnih na c os se sekajo pod kotom 56 in 124°.
oblika zrn in
habitus
Najpogosteje tvori stebričasta, paličasta ali igličasta zrna
razpotegnjena v smeri osi c. Preseki pravokotni na c os so
šesterokotni z značilno amfibolovo razkolnostjo. Pogosta so
zraščanja z antofilitom in rogovačo.
dvojčki
potemnitev
pogosti: enostavni ali dvojčične lamele po {110}
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - maksimalni kot
potemnitve: X:a = +2 do -9, Y = b, Z:c = 10 do 21°
simetrična: bazalni preseki
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.10 - 3.60
V zbruskih ga prepoznamo po značilnostih, tipičnih za amfibole. Od antofilita ga
ločimo po poševni potemnitvi, od aktinolita pa po tem, da je optično pozitiven. V
primerjavi z grüneritom ima manjše lomne količnike in nekoliko večji kot potemnitve.
Poleg tega je tudi optično pozitiven, medtem ko je grünerit optično negativen. V
primerjavi s tremolitom ima večje lomne količnike in pozitivno optično orientacijo.
148
Rogovača je optično negativna in kaže pri vrtenju mizice drugačne pleohroične barve:
zelena - rjava.
Nastopnje
Cummingtonit je izključno metamorfen mineral. Nastopa v nekaterih metamorfnih
skrilavcih, gnajsih, rogovcih, amfibolitih in granulitih. Prisoten je tudi v skarnih iz
železovih in bakrovih rudišč. Vsebujejo ga tudi mafični ksenoliti v nekaterih
globočninah in predorninah.
Grünerit
optične lastnosti
Grünerit (Fe2+, Mg,
Mn)7Si8O22(OH)2
lomni količnik
dvoosen
singonija
-
nx = 1.663 - 1.686
monoklinski
ny = 1.680 - 1.709
nz = 1.696 - 1.729
lomni količnik narašča z naraščajočo vsebnostjo železa
dvolom
nz - nx = 0.038 - 0.045
relief
močan pozitiven
kot 2V
90 - 70°
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
višje barve 2. in nižje 3. reda
brezbarven ali bledorjav
slab
X = brezbarven, bledorumen
Y = bledorumen, rumenosiv
Z = bledozelen, bledorumen, bledozelenorumen
značilna za amfibole, razkolne razpoke v presekih pravokotnih
na c os, se sekajo pod kotom 56 in 124°
149
oblika zrn in
habitus
vlaknati agregati, stebričasta zrna, radialno žarkoviti agregati
Zrna s preseki pravokotni na c os kažejo za amfibole značilno
razkolnost. Včasih opazimo zraščanje z aktinolitom ali Na
amfiboli
dvojčki
pogosti: ozke polisintetske lamele - dvojčična ravnina je (100)
potemnitev
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - kot potemnitve: X:a = 16º, Y = b, Z:c = 10 - 15°
simetrična: bazalni preseki
trdota / gostota
H = 5 - 6 G = 3.10 - 3.60
V preparatih za presevno svetlobo ga ločimo od cummingtonita po tem, da je optično
negativen in ima manjše lomne količnike ter nekoliko manjši kot potemnitve.
Tremolit in aktinolit imata manjše lomne količnike, medtem ko je rogovača močno
pleohroična. Antofilit je rombičen in običajno nedvojčičen.
Nastopanje
Grünerit je metamorfen mineral, značilen za metamorfne kamnine bogate z železom
(metamorfni skrilavci, gnajsi, kvarciti). Pri procesih preperevanja preide v limonit.
Tremolit-aktinolit
Amfiboli skupine tremolit-aktinolit so monoklinski Ca-Mg-Fe amfiboli, ki ne
vsebujejo aluminija. Čisti Mg predstavnik je tremolit (Ca2Mg5)Si8O22(OH)2, medtem
ko Mg, Fe amfibol, ta je v naravi pogostejši, imenujemo aktinolit. Tremolit vsebuje
več kot 90% Mg, aktinolit 50-90%, mineral z manj kot 50% pa je ferroaktinolit, ki je
redek . Lomne količnike, kot 2V in kot potemnitve za tremolitno - aktinolitni niz
vidimo na sliki 49.
150
Slika 49. Lomni količniki, kot 2V in kot potemnitve za tremolitno - aktinolitni niz
(Nesse, 1991).
Oba predstavnika nastopata v oblikah značilnih za amfibole, to je v zrnih z značilnimi
prizmatskim habitusom. Najpogostejša je kombinacija prizme (110) in drugega
pinakoida (010). Zaključne ploskve so slabo razvite. Zrna so praviloma podolgovata
paličasta, igličasta pa tudi vlaknata. Vlaknate in mikrokristalne čvrste agregate
aktinolita in tremolita različnih odtenkov zelene barve imenujemo nefrit.
Tankovlaknati predstavniki so amfibolski azbesti. Tremolit in aktinolit sta
nizkotemperaturna amfibola. Nastopata v regionalno metamorfnih kamninah, nastalih
v majhni globini in v kontaktnometamorfnih kamninah zunanjih delov kontaktnega
pasu. Nastajata tudi pri delovanju vodne pare in hidrotermalnih raztopin na piroksene.
V teh primerih nastajajo vlaknati agregati aktinolita revnega z Al, ki pogosto tvorijo
psevdomorfoze po monoklinskih piroksenih. Ta sekundarni aktinolit imenujemo
uralit, proces pa uralitizacija. Uralit je v bistvu drobnozrnat amfibol svetlih barv
tremolitno-aktinolitne sestave.
151
Tremolit
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Tremolit Ca2Mg5Si8O22(OH)2
monoklinski
length slow
nx = 1.599 - 1.612
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
ny = 1.613 - 1.626
Lomni količniki naraščajo z naraščajočo vsebnostjo železa,
padajo pa z naraščajočo vsebnostjo F in OH
nz - nx = 0.022 - 0.027
jasen pozitiven
barve 2.reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
nz = 1.625 - 1.637
ni pleohroičen
razkolnost
značilna za amfibole; razkolne razpoke v prečnih presekih se
sekajo pod koti 56 in 124°. Vzdolžni preseki vzporedni s c
osjo, imajo samo eno razkolnost.
oblika zrn in
habitus
Za tremolit so značilna podolgovata in stebričasta zrna
razpotegnjena v smeri osi c, pa tudi vlaknati agregati in
igličasta zrna. Preseki pravokotni na c os kažejo značilno
amfibolovo razkolnost.
dvojčki
potemnitev
152
pogosti: enostavni ali dvojčične lamele. Dvojčična ravnina je
{100}.
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - X:a = -6 do -1°, Z:c = 20
do 15°;
trdota / gostota
H = 5-6
G = 3.0 - 3.3
V presevni svetlobi ločimo tremolit od aktinolita po tem, da ni pleohroičen in ima
manjši lomni količnik, večji kot 2V ter večji kot potemnitve. Cummingtonit je v
primerjavi s tremolitom optično pozitiven, grünerit pa ima večje lomne količnike.
Brezbarvna rogovača - edenit je podobna tremolitu, vendar ima večji kot potemnitve.
Tudi brezbarvni richterit je zelo podoben tremolitu. Wollastonit se loči od tremolita
po tem, da ne kaže za amfibole značilne razkolnosti, ima majhen kot 2V in drugačno
optično orientacijo.
Nastopanje
Tremolit je zelo pogost regionalno in kontaktno metamorfni mineral. Najdemo ga
skupaj z aktinolitom v metamorfoziranih apnencih in drugih metamorfoziranih
karbonatnih kamninah. V paragenezi je pogosto skupaj s kalcitom, flogopitom,
granati, apatitom, grafitom ali celo wollastonitom, diopsidom, forsteritom,
skapolitom, hondroditom, dravitom in predstavniki epidotove skupine. Pojavlja se
tudi v nekaterih hidrotermalno spremenjenih in metamorfoziranih magmatskih
kamninah mafične in ultramafične sestave, kjer nadomešča piroksene. Pri višji stopnji
metamorfoze preide v rogovačo.
153
Aktinolit
Čisti železov različek aktinolitav naravi ne nastopa. Največja vsebnost železa je 20%
FeO+Fe2O3. Različki bogati z železom vsebujejo tudi nekaj Ti. Z naraščajočo
vsebnostjo Na, Ca in Al preide v glavkofan. Količina Al v navadnem aktinolitu je
običajno manjša od 2%.
optične lastnosti
Aktinolit Ca2(Mg, Fe2+)5Si8O22(OH)2 Ca2(Fe2+, Mg)5Si8O22(OH)2
lomni količnik
dvoosen
nx = 1.613 - 1.628
-
ny = 1.627 - 1.644
singonija
monoklinski
nz = 1.638 - 1.655
narašča z vsebnostjo železa
dvolom
nz - nx = 0.024 - 0.028
relief
jasen do močno pozitiven
kot 2V
84 - 73°
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
višje barve 1. do rumene 2. reda
brezbarven do zelen
lahko je pleohroičen
X = brezbarven, bledo rumenozelen
Y = bledo rumenozelen, bledomodrozelen, zelen
Z = bledozelen, zelen, modrozelen, temnozelen
dobra po {110}; v presekih pravokotnih na c os je v dveh
smereh pod kotom 56 in 124°
podolgovata zrna razpotegnjena v smeri c osi, ploščata zrna,
igličasti kristali, drobnozrnati in vlaknati agregati. Redko je
masiven ali zrnat.
redki; dvojčične lamele po {001}
potemnitev
154
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - kot potemnitve: Z:c = 12
do 17°, X:a = -3 do -2°, Y = b
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.0 - 3.2
V zbruskih ločimo aktinolit od tremolita po tem, da je obarvan in ima večje lomne
količnike, večji kot potemnitve in večji kot 2V. Cummingtonit je optično pozitiven,
grünerit ima večje lomne količnike, antofilit pa je rombičen. Včasih aktinolit le s
težavo ločimo od bledozelene rogovače, ki ima običajno nekoliko večji kot
potemnitve. V kolikor smo v dvomu ali gre za aktinolit ali rogovačo, mineral raje
poimenujemo Ca - monoklinski amfibol. Od edenita, ki je optično pozitiven se
razlikuje tudi po višjem dvolomu.
Nastopanje
Aktinolit je značilen metamorfni mineral. Najdemo ga tako v regionalno kot v
kontaktnometamorfnih kamninah podobno kot tremolit. Prisoten pa je tudi v
hidrotermalno spremenjenih mafičnih in ultramafičnih kamninah, kjer tvori
psevdomorfoze po piroksenih. Lahko je kloritiziran.
AZBEST je tankovlaknat amfibol - različek tremolita ali uralita.
NEFRIT je agregat tremolita in aktinolita.
URALIT je amfibol svetlozelene barve, tremolitno-aktinolitne sestave, ki je nastal
pri uralitizaciji piroksenov.
SMARAGDIT je amfibol smaragdnozelene barve s kemično sestavo med sestavo
aktinolita in rogovače. Nastal je pri metamorfozi iz dialaga in je pomembna sestavina
eklogita.
155
Rogovača
Rogovača je najbolj pogost, pa tudi najbolj razširjen amfibol zelo kompleksne
kemične sestave. V bistvu je to aktinolit, v katerem je del Mg in Fe nadomeščen z Al,
redkeje Ti in Mn, del Si pa z Al, pri čemer vsebuje tudi Na. Z imenom rogovača, na
splošno označujemo predstavnike sledečih izomorfnih serij:
Mg - rogovača - Fe - rogovača
Ca2(Mg, Fe2+)4Al(Si7AlO22)(OH)2
Tschermakit - Fe-Tschermakit
Ca2(Mg, Fe2+)3Fe23+Si6Al2O22(OH)2
Edenit - Fe - edenit
NaCa2(Mg, Fe2+)5Si7AlO22(OH)2
Pargasit - Fe-pargasit
NaCa2(Mg, Fe2+)4AlSi6Al2O22(OH)2
Hastingsit - Mg-hastingsit
NaCa2(Mg, Fe2+)4Fe3+Si6Al2O22(OH)2
Drugi elementi, ki so lahko prisotni so še F, Cl ter O in nadomeščajo (OH) skupino.
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
ROGOVAČA
monoklinski
length slow
lomni količnik
nx = 1.655 ± 0.010
ny = 1.665 ± 0.010
156
nz = 1.675 ± 0.015
z naraščajočo vsebnostjo železa narašča tudi lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
barva v zbruskih
nz - nx = 0.018 - 0.028
močan pozitiven
za navadno rogovačo je 2V = 75 ± 10° (z naraščajočo
vsebnostjo železa se manjša)
1. reda do rumene 2. reda. Zaradi izrazite lastne barve so
interferenčne barve deloma ali popolnoma prekrite.
različni odtenki zelene, rumenozelene, modrozelene in rjave
barve z izrazitim pleohroizmom
pleohroizem
jasen
zelena rogovača; presek pravokoten na:
X = svetlo rumen, svetlo rumenozelen, svetlo modrozelen
Y = zelen, rumenozelen, sivozelen
Z = temnozelen, temno modrozelen, temno sivozelen
rjava rogovača; presek pravokoten na:
X = rumen, zelenorumen, svetlo zelenorjav
Y = rumenorjav, rjav, rdečerjav
Z = sivorjav, temnorjav, rdečerjav
pargasit - slabo do dobro pleohroičen
X = svetlosiv, brezbarven, bledorumen, zelen, bledozelen
Y = bledorjav, svetlozelen, smaragdno zelen, zelen,
svetlovijolično moder, rumenorjav
Z = bledomodrosiv, svetlo rjavozelen, zelenomoder,
zelenorožnat, svetlovijoličnomoder, svetlozelenorumen
razkolnost
tipična za amfibole, v osnovnem preseku se razpoke sekajo pod
kotom 56 in 124°. Vzdolžni preseki - razkolnost po {001} in
{100}
oblika zrn in
habitus
V globočninah prevladujejo euhedralna, prizmatska zrna, v
predorninah pa lepo razviti fenokristali. Značilni so šestkotni
preseki, ki so pravokotni na c oc in imajo karakteristično
amfibolovo razkolnost. Pogosta so tudi anhedralna do
subhedralna zrna, pa tudi povsem nepravilna polja. Rogovača
pogosto nadomešča in obroblja piroksene (večja zrna rogovače
z vključki piroksenov, vlaknati agregati rogovače okrog
piroksenov)
dvojčki
pogosti enostavni ali dvojčične lamele po {100}
potemnitev
157
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - kot potemnitve Z:c = od
12 do 34°, večinoma se spreminja med 14 in 25°, X:a = +3 do
+19º, Y = b
paralelna ali skoraj paralelna: preseki vzporedni z (100)
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.02 - 3.45
V zbruskih prepoznamo rogovačo po značilnem prizmatskem habitusu in razkolnih
razpokah v osnovnem preseku, ki se sekajo pod kotom 56° in 124. Tremolit je
svetlejši in ima tudi manjše lomne količnike. Edenit, pargasit in cummingtonit so
optično pozitivni. Grünerit ima večje lomne količnike in manjši kot potemnitve.
Antofilit ima paralelno potemnitev, je svetlejši, poleg tega je lahko tudi optično
pozitiven. Našteti amfiboli niso pleohroični, oziroma je pleohroizem pri njih slabo
razvit. Oksidna rogovača je temnorjava, močno pleohroična in ima večji dvolom kot
navadna. V primerjavi z biotitom jo ločimo po tem, da ima biotit razvito razkolnost le
v eni smeri, pravo potemnitev in manjši kot 2V. Na-amfiboli so modri. Včasih jo le s
težavo ločimo od aktinolita. Če nam to ne uspe, je bolje, da označimo mineral kot Ca
monoklinski amfibol, podrobneje pa ga določimo šele na podlagi razultatov analize z
elektronskim mikroskopom.
Nastopanje
Rogovača je zelo pogost kamninotvoren mineral. Najdemo jo tako v magmatskih kot
metamorfnih kamninah, pa tudi v klastičnih sedimentih kot detritični mineral. V
magmatskih kamninah je bolj pogosta v predorninah kot v globočninah. Kot primarni
mineral je najbolj značilna za kamnine srednje sestave kot so dioriti, granodioriti,
tronthjemiti in andeziti. Pogosta je tudi v sienitih, monzonitih, granitih in riolitih, bolj
redka pa v nefelinovih sienitih. Nastopa tudi v bolj bazičnih kamninah, to je v gabrih
in noritih.
158
V peridotitih in gabrih pogosto opazujemo kako rogovača nadomešča oziroma tvori
reakcijske robove okrog olivina in piroksenov, pa tudi okrog ilmenita, magnetita in
piropa. Gre za sekundarno rogovačo, ki je običajno vlaknata in je povečini nastala pri
uralitizaciji, zaradi delovanja hidrotermalnih raztopin na prej izločene piroksene.
Uralitizacija je pogosta tudi v nekaterih metamorfnih kamninah. Povdariti pa moramo,
da pri teh procesih lahko nastanejo tudi "avtigeni" robovi rogovače okrog
piroksenovih zrn.
Rogovača je tudi pogosta v metamorfnih kamninah srednje in visoke stopnje
metamorfoze, zlasti amfibolitih, rogovačnih gnajsih in drugih metamorfnih skrilavcih
pa tudi v nekaterih kvarcitih, eklogitih in granulitih. Nadalje jo najdemo v marmorjih
in skarnih ter drugih metamorfoziranih karbonatnih kamninah. V slednjih sta bolj
pogosta tremolit in aktinolit kot rogovača.
Spremembe
V vulkanskih kamninah jo lahko nadomešča biotit. Pri hidrotermalni spremembi
preide v agregat klorita, magnetita ali epidota in kremena. Pri segrevanju rogovače
brez prisotne vode, dobimo agregat magnetita in augita. Ta pojav imenujemo
opacitizacija in je pogost v vulkanskih kamninah, kjer opazujemo rob magnetita in
avgita okrog rogovače.
Oksidna rogovača
Oksidna rogovača ni poseben mineral. V bistvu gre za navadno rogovačo, v kateri je
del dvovalentnega železa oksidiran - spremenjen v Fe3+, skupina (OH)- pa zamenjana
zaradi nevtralizacije naboja z O2-. Navadna rogovača lahko preide v oksidno rogovačo
s segrevanjem v oksidacijskem okolju. S segrevanjem v redukcijskem okolju pa
dobimo iz oksidne rogovače navadno. Oksidno rogovačo so v preteklosti imenovali
tudi bazaltsko rogovačo, vendar danes to ime opuščamo. Po sestavi obstajajo vsi
prehodi med posameznimi členi rogovačne skupine in oksidno rogovačo.
159
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Oksidna rogovača (Na, K)0-1Ca2(Mg, Fe2+, Fe3+,
Al)5(SiAl)8O22(OH)2
monoklinski
length slow
lomni količnik
nx = 1.650 - 1.700
ny = 1.670 - 1.780
dvolom
nz - nx = 0.018 - 0.083
relief
zelo močan pozitiven
kot 2Vx
barva v zbruskih
pleohroizem
nz = 1.680 - 1.800
56 - 88°
2. do 4. reda, zaradi izrazite lastne barve so interferenčne barve
prekrite
temnorjava, rdečerjava
močan
X = svetlorumen, rumen, svetlorjav, zelenorumen
Y = rjav, rdečerjav, rjavozelen
Z = temnorjav, temno rdečerjav, temno zelenorjav
razkolnost
značilna za amfibole, v osnovnem preseku se razkolne razpoke
sekajo pod kotom 56° in 124
oblika zrn in
habitus
Euhedralna ali subhedralna zrna ter fenokristali v predorninah
in plitvih globočninah. Zaradi resorbcije so zrna lahko
korodirana in nepravilnih oblik. Okrog vključkov radioaktivnih
mineralov opazimo avreole. Prečni preseki kažejo razkolnost v
dveh smereh, ki se sekata pod kotom 56 in 124°. vzdolžni
preseki zrn imajo razvito razkolnost samo v eni smeri.
dvojčki
pogosti: enostavni ali dvojčične lamele po {100}
potemnitev
160
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010) - maksimalni kot
potemnitve Z:c = od 0 do 18°, X:a = od +16 do -2°, Y = b
(kot potemnitve se manjša z naraščajočo stopnjo oksidacije)
paralelna ali skoraj paralelna: preseki vzporedni z (100)
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.2 - 3.3
V zbruskih ločimo oksidno rogovačo od navadne po tem, da je temnejša in ima manjši
kot potemnitve ter večji dvolom ter lomne količnike v primerjavi z navadno rogovačo
pa tudi ostalimi monoklinskimi amfiboli. Včasih je zelo podobna biotitu, ki ima
značilno razkolnost in pravo potemnitev ter manjši kot 2V. Od barkevikita, ki mu je
prav tako podobna, se loči po manjših lomnih količnikih, večjemu dvolomu in
večjemu kotu 2V. Za barkevikit so značilne tudi temno rjave barve.
Nastopanje
Oksidna rogovača je značilna za predornine in hipoabisalne globočnine, ki so
skrepenele v neposredni bližini površja, kot so naprimer trahiti, bazalti, andeziti, latiti
pa tudi bazaniti, tefriti in njihovi tufi.
Arfvedsonit - eckermanit
Med arfvedsonitom in eckermanitom, ki spadata med alkalne amfibole, obstaja trda
kristalna raztopina v vseh razmerjih. Meja med obema členoma je pri Fe3+/(Fe3++Al)
= 0.5. Arfvedsonit v katerem prevladuje Mg nad Fe2+ je magnezijev arfvedsonit,
eckermanit z manj Mg kot Fe2+ pa je ferro-eckermanit. Vmesni člen med
arfvedsonitom in rogovačo je barkevikit. Barkevikit ima v primerjavi z arfedsonitom
več CaO kot Na2O (do 10% CaO in do 7% Na2O), poleg tega pa vsebuje tudi TiO2 in
Al.
161
Arfvedsonit
optične lastnosti
dvoosen
+/-
singonija
Arfvedsonit NaNa2Fe2+4Fe2+Si8O22(OH)2
monoklinski
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
nx = 1.638 -1.700
ny = 1.643 - 1.709
nz = 1.650 - 1.710
nz - nx = 0.005 - 0.016
močan pozitiven
kot 2Vx
(0-100°) spremenljiv; optična ravnina je pravokotna na (010)
sredine 1. reda, vendar so prikrite zaradi lastne barve minerala
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
intenzivne barve: modrozelena, rjava, zelena
zelo močan
X = rumen, temnozelen, temno modrozelen
Y = svetlo modrozelen, rjavorumen, sivovijolični
Z = rumenozelen, modrosiv, rjavozelen, črn
Značilna za amfibole. Razkolne razpoke se v osnovnem
preseku, pravokotnem na c os sekajo pod kotom 124 oziroma
56°. Vzdolžni preseki kažejo razkolnost po {001}. Dobra
razkolnost tudi vzporedno z {010}.
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
162
Običajno nastopa v euhedralnih in podolgovatih latastih ter
luskastih zrnih in igličastih agregatih. V medzrnskih prostorih
je pogosto vlaknat. Pogosti so tudi poikiloblasti z vključki
drugih mineralov.
redki: enostavni ali dvojčične lamele po {100}
odvisna od preseka:
poševna: kot potemnitve v presekih vzporednih z (010): X:c =
od 0 do - 30°, Y:a = +16 do + 46°, Z =b
simetrična: značilna za osnovne preseke
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.0 - 3.5
V zbruskih ločimo arfvedsonit od večine amfibolov po tem, da ima optično ravnino
pravokotno na (010). Riebekit, crossit in katophorit imajo lahko podobno orientacijo,
vendar se ločijo od arfvedsonita po večjem dvolomu in po drugačni barvi.
Nastopanje
Arfvedsonit nastopa skupaj z egirinom in egirinavgitom v alkalnih sienitih zlasti v
nefelinovem sienitu pa tudi v alkalnih granitih in sienitih, šonkinitih, trahitih, fonolitih
in alkalnih pegmatitih. Skupaj z njim se pojavljajo eckermanit, acmit, biotit, Kglinenci, plagioklazi ali nefelin. Z Na bogati pirokseni in arfvedsonitom lahko tvorijo
paralelne zraščence.
163
Eckermanit
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Eckermanit NaNa2Mg4AlSi8O22(OH)2
monoklinski
length fast
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
nx = 1.612 -1.636
ny = 1.625 - 1.652
nz = 1.630 - 1.654
nz - nx = 0.009 - 0.020
jaseno pozitiven
(15-80°); optična ravnina je (010)
zaradi lastne barve minerala so zakrite, oziroma anomalne
barva v zbruskih
intenzivne, odtenki modrozelene, rjave ali vijolične barve
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
zelo močan
X = modrozelen
Y = svetlo modrozelen
Z = svetlo rumenozelen
tipična amfibolova. Razkolne razpoke na presekih pravokotnih
na c os, se sekajo pod kotom 56 in 124°. Razkolne razpoke tudi
vzporedno z {010}
Prevladujejo podolgovata euhedralna, latasta in prizmatska
zrna. Njihovi preseki pravokotno na c os imajo za amfibole
značilno razkolnost. Pogosti so tudi igličasti agregati in
poikiloblasti z vključki drugih mineralov.
dvojčki
potemnitev
164
redki: enostavni in dvojčične lamele po {100}
odvisna od opreseka:
poševna: preseki vzporedni z (010), X:c = -18 do -53°, Y=b,
Z:a = +33 do +68° - maksimalen kot potemnitve X:c v presekih
(010) je običajno večji od 40°
trdota / gostota
H=5- 6
G = 3.0 - 3.5
V zbruskih je eckermanit podoben aktinolitu in rogovači, vendar se od njiju loči po
navadno večjem kotu potemnitve in bolj izrazitih barvah.
Nastopanje
Eckermanit najdemo navadno skupaj z arfvedsonitom v alkalnih magmatskih
kamninah kot so naprimer alkalni sieniti, nefelinovi sieniti, šonkiniti, trahiti, fonoliti
in alkalni pegmatiti. Skupaj z njim nastopajo tudi acmit, egirinavgit, biotit, Kglinenci, plagioklazi ali nefelin. Včasih opazimo paralelne zraščence Na plagioklazov
in arfvedsonita ter eckermanita.
Skupina glavkofana - riebekita
Minerali iz skupine glavkofana - riebekita tvorijo trdno kristalno raztopino v vseh
razmerjih. Predstavnike za katere velja Fe3+/(Fe3+ + Al) < 0.3 in Mg > Fe2+
imenujemo glavkofan, tiste pri katerih pa prevladuje Fe2+ nad Mg pa ferro-glavkofan.
Predstavniki z razmerjem Fe3+/(Fe3+ + Al) > 0.7 in večjo vsebnostjo Fe2+ kot Mg so
riebekit in magnezijev riebekit, če je Mg > Fe2+. Vmesni člen je crossit (slika 5).
165
Slika 50. Kemična sestava Na amfibolov (Nesse, 2000).
Glavkofan
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Glavkofan Na2Mg3Al2Si8O22(OH)2
monoklinski
length slow
lomni količnik
nx = 1.606 -1.637
dvolom
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
nz = 1.627 - 1.655
jasen pozitiven
kot 2Vx
barva v zbruskih
ny = 1.615 - 1.650
nz - nx = 0.018 - 0.021
relief
166
vijoličasta 1. reda - pogosto je prekrita zaradi lastne barve
minerala
brezbarven do svetlomoder, lahko tudi vijoličast
močan
X = brezbarven do svetlomoder ali rumen
Y = modrikast, modrozelen
Z = moder, zelenomoder, vijoličast
tipična za amfibole; razkolne razpoke vzporedne z {110} se v
bazalnem preseku sekajo pod kotoma 55 in 125°
Prevladujejo igličasta in prizmatska zrna, ki v presekih
pravokotnih na c os kažejo za amfibole značilne rombaste
oblike in razkolnost. Redkejši so vlaknati ali zrnati agregati.
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z (010): kot potemnitve Z:c = 3 do
21°, X:a = +10 do -8°, Y = b
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.0 - 3.2
Skupina glavkofana - riebekita se v zbruskih loči od ostalih amfibolov po jasni modri
barvi. V presevni svetlobi je za glavkofan značilna modra barva, lahko tudi vijolična,
zelo močan pleohroizem in majhen kot potemnitve. Riebeckit je običajno temnejše
modre barve kot glavkofan, poleg tega pa je tudi optično pozitiven in ima večji kot
2V. Od crossita ga ločimo na podlagi optične orientacije. Optična ravnina je pri
glavkofanu (010), pri crossitu pa je skoraj vzporedna z (010). Turmalin je pod
167
navzkrižnimi nikoli temnejši, ko so vzdolžni preseki vzporedni s horizontalo nitnega
križa.
Nastopanje
Glavkofan je podobno kot crossit značilen metamorfni mineral. Najdemo ga v
metamorfnih kamninah, nastalih pri zelo visokih pritiskih in nizkih do srednje visokih
temperaturah, to je v kamninah faciesa modrega skrilavca. Nastopa skupaj z
lawsonitom, granatom, pumpellitom, kloritom, albitom, kremenom in minerali
epidotove skupine. Včasih je prisoten tudi v eklogitih skupaj z granatom, rogovačo in
omfacitom. Razpade v druge amfibole.
Crossit
optične lastnosti
dvoosen
-/+
singonija
monoklinski
Crossit Na2(Mg, Fe2+)3(Al, Fe3+)2Si8O22(OH)2
length slow / fast
lomni količnik
dvolom
nx = 1.640 -1.659
ny = 1.645 - 1.666
nz - nx = 0.010 - 0.016
nz = 1.652 - 1.670
relief
kot 2Vx
0 - 90°
srednje do visoke 1. reda, vendar so lahko prekrite zaradi lastne
barve minerala
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
168
brezbarven do svetlomoder
močan
X = brezbarven do svetlomoder ali rumen
Y = modrikast, modrozelen
Z = moder, zelenomoder, vijoličast
značilna za amfibole. V presekih pravokotnih na c os sta dva
sistema razpok vzporedna z {110}, ki se sekata pod kotom 55
in 125°
euhedralna do subhedralna, pogosto podolgovata zrna
prizmatskega habitusa, paličasta zrna, igličasti in žarkoviti
agregati, redkeje zrnati agregati
poševna:
1) X:a = 5 do - 17°, Y:c = 2 do 30°, Z = b
optična ravnina je pravokotna na (010), 2V = 12 - 65°
(običajno < od 40º)
2) X:a = 11 do -10°, Y = b, Z:c = 2 -3°
optična ravnina je (010), 2V je majhen
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.02 - 3.42
V presevni svetlobi se od ostalih amfibolov razlikuje po modri barvi. Od riebeckita ga
ločimo po manjših lomnih količnikih. V primerjavi z glavkofanom ima večje lomne
količnike in drugačne optične lastnosti.
Nastopanje
Podobno kot glavkofan je tudi crossit značilen za metamorfne kamnine in sicer za
kamnine faciesa modrega skrilavca. V paragenezi nastopa skupaj z glavkofanom,
169
lawsonitom, granatom, pumpelitom, kloritom, albitom, kremenom, mukovitom,
sfenom,
kalcitom
in
minerali
iz
skupine
epidota.
Najdemo
ga
tudi
v
kontaktnometamorfnih kamninah. Pri kasnejših spremembah lahko preide podobno
kot glavkofan v druge amfibole.
Riebeckit
optične lastnosti
dvoosen
-/+
singonija
Riebeckit -
Na2Fe2+3Fe3+2Si8O22(OH)2
monoklinski
length fast
lomni količnik
dvolom
nx = 1.680 -1.698
ny = 1.683 - 1.700
nz = 1.685 - 1.706
nz - nx = 0.006 - 0.017
relief
močan pozitiven
kot 2V
0 - 135°
1) optična ravnina je (010), 2Vx je običajno večji od 45°
2) optična ravnina je pravokotna na (010), 2Vz je večji od 50º
barva v zbruskih
1. reda - pogosto so prekrite zaradi lastne barve
temno modra
pleohroizem
170
močan
X = temnomoder
Y = indigomoder ali sivomoder
Z = moder, rumenozelen, rumenorjav
razkolnost
tipična za amfibole; razkolne razpoke na presekih pravokotnih
na c os se sekajo pod kotoma 55 in 125°
oblika zrn in
habitus
Za riebeckit so značilna anhedralna do euhedralna, pogosto tudi
podolgovata prizmatska zrna brez zaključnih ploskev. Preseki
pravokotni na c os imajo za amfibole značilne oblike in
razkolnost. Pogosto opazimo tudi nepravilna zrna, oikokristale
in igličaste agregate. Azbestoformna oblika je crocidolit
(modri azbest), ki je pogost v metamorfnih kamninah.
dvojčki
potemnitev
odvisna od preseka:
a) poševna:
(-) optična ravnina je (010);
X:c = 0 do -5°, Y = b, Z:a =
14 - 19°; 2V = 70 - 87°
b) poševna:
(+) optična ravnina je (010);
X:c = 0 do -8°, Y = b, Z:a =
14 do 22°; 2V = 68 - 85°
171
c) poševna:
(+) optična ravnina je (010);
X:c = -3 do -10°, Y:a = 17 24°, Z = b; 2V = 50°
trdota / gostota
H=5-6
G = 3.44
V presevni svetlobi je za riebeckit značilna temnomodra barva, močan pleohroizem,
majhen dvolom in majhen kot potemnitve. Od glavkofana se loči po length-fast
orientaciji, večjih lomnih količnikih, manjšem dvolomu in po tem, da je včasih
optično (+).
Nastopanje
Riebeckit je značilen za alkalne, predvsem z Na obogatene magmatske kamnine kot
so alkalni graniti, alkalni sieniti, sieniti, alkalni rioliti, alkalni trahiti in fonoliti.
Najdemo ga tudi v nekaterih alkalnih pegmatitih in v metamorfnih kamninah kot so
alkalni granitoidni gnajsi, granuliti, nefelinovo - sienitni gnajsi, egirinovo riebeckitovi kvarciti, plastoviti železovi kvarciti (crocidolit), rogovci, riebeckitovo tremolitovi skrilavci in lawsonitovi skrilavci. Lahko je tudi hidrotermalnega nastanka.
V tem primeru nastopa v nekaterih kremenovih žilah. Razpade v kremen, Fe okside in
karbonate.
172
OSTALI INOSILIKATI
Wollastonit
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Wollastonit
CaSiO3
triklinski
length fast / slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
nx = 1.616 - 1.645
ny = 1.628 - 1.652
nz = 1.631 - 1.656
nz - nx = 0.013 - 0.017
36 - 60°; optična ravnina je skoraj vzporedna z (010)
najvišja interferenčna barva je rumena 1. reda (izjemoma
oranžna 1. reda)
brezbarven
ni pleohroičen
razkolnost
odlična po {100}, dobra po {001} in {102}. Razkolne razpoke
po {100} in {001} se sekajo pod kotom 84.5°, razkolne razpoke
po {102} in {100} pa pod kotom 70°.
oblika zrn in
habitus
za wollastonit so značilna stebričasta, igličasta in vlaknata zrna,
razpotegnjena v smeri osi b.
dvojčki
pogosti; dvojčična ravnina je {100}
potemnitev
173
poševna: preseki, vzporedni z osjo b imajo razkolnost samo v
eni smeri in skoraj pravo potemnitev: kot potemnitve je le ± 5°
optična ravnina je skoraj vzporedna z (010)
X:c = -30 do -44°, Y:b 0 do 5°, Z:a = +35 do +49°
(z železom bogat wollastonit ima kot potemnitve X:c le 3°).
trdota / gostota
H = 4.5 - 5
G = 2.86 - 3.09
Wollastonit je v zbruskih zelo podoben tremolitu, vendar se od njega, pa tudi od
pectolita, loči po manjšem dvolomu in po tem, da sta prej omenjena minerala length
slow. Za tremolit je nadalje značilna tudi amfibova razkolnost. Monoklinski pirokseni
imajo v primerjavi z wollastonitom tipično piroksenovo razkolnost, višji relief, večji
kot 2V in so optično pozitivni. Zoisit in klinozoisit imata tudi višji relief in kot 2V kot
wollastonit. Poleg tega je za zoisit običajno značilna anomalna, modra interferenčna
barva.
Nastopanje
Wollastonit je značilen kontaktno metamorfni mineral. Najdemo ga predvsem v
metamorfoziranih, s kremenico bogatih apnencih in dolomitih. Običajno nastopa v
paragenezi s kalcitom, dolomitom, tremolitom, grosularjem, epidotom, monticellitom,
forsteritom in drugimi Ca - silikati. Zelo redko ga najdemo tudi v karbonatitih in
nekaterih alkalnih magmatskih kamninah.
FILOSILIKATI
SLJUDE
•
muskovit,
•
glavkonit,
•
paragonit,
•
margarit,
174
•
flogopit,
•
zinwaldit,
•
biotit,
•
lepidolit,
Sljude spadajo med filosilikate. Za njihovo strukturo je značilno povezovanje več
verig tetraedrov v tetraedrske plasti. Vsak SiO4 tetraeder ima tri kisikove atome, ki so
povezane z drugimi tetraedri in en prosti kisikov atom. Ta se veže z ostalimi kationi v
plasti Al oktaedrov. Vsak Al oktaeder sestoji iz Al iona, ki ga obdajata po dva kisika
iz zgornje in spodnje tetraedrske plasti SiO4 in dva hidroksilna (OH) aniona. Tako
lahko nastanejo dvoplastni ali troplastni sloji sestavljeni iz plasti Si tetraedrov (T) in
Al oktaedrov (O).
T-O in T-O-T sloji so med seboj povezani bodisi s šibkimi elektrostatičnimi vezmi ali
pa z velikimi ioni kot naprimer K, Ca in Na, ki zasedejo heksagonalne odprtine v bazi
tetraedrske plasti. Slabe vezi med sloji imajo za posledico izredno dobro razkolnost v
smeri tretjega pinakoida (001), zato najpogosteje nastopajo v obliki lističastih
agregatov. Ločimo dioktaedrične (muskovit, paragonit, glaukonit in margarit) ter trioktaedrične sljude (flogopit, biotit, zinwaldit in lepidolit). Njihove približne formule
vidimo v tabeli 7.
Tabela 7. Približne kemijske formule za sljude.
dioktaedrične
navadne sljude
krhke sljude
X
Y
Z
muskovit
K2
Al4
Si6Al2
paragonit
Na2
Al4
Si6Al2
glavkonit
(K, Na)1.2 - 2
(Fe, Mg, Al)4
Si7-7.6Al1-0.4
margarit
Ca2
Al4
Si4Al4
trioktaedrične
navadne sljude
flogopit
K2
(Mg, Fe+2)6
Si6Al2
biotit
K2
(Mg, Fe, Al)6
Si6-5Al2-3
zinwaldit
K2
(Mg, Li, Al)6
Si6-7Al2-1
lepidolit
K2
(Li, Al)5-6
Si6-5Al2-3
175
Biotit
Večinoma je njegova sestava med flogopitom in annitom (Slika 51).
Slika 51. Kemična sestava biotita (potemnjeno polje) (po Deer et al., 1992).
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Biotit –
K(Mg,Fe)3AlSi3O10 (OH, O, F)2
monoklinski
length slow
nx = 1.522 – 1.625
lomni količnik
dvolom
ny = 1.548 – 1.672
nz = 1.549 - 1.696
Lomni količnik in dvolom rasteta z naraščajočo vsebnostjo
železa. Oksibiotit ima večje lomne količnike kot navadni biotit.
nz – nx = 0.03 – 0.07
relief
srednje do jasno pozitiven (v različkih bogatih z Mg slabši)
kot 2Vx
0 – 25°, običajno med 0 in 10°
barva v zbruskih
pleohroizem
3., lahko tudi 4. reda
rjava, rjavozelena, rdečerjava. Biotit je lahko tudi skoraj
brezbarven ali bledorjav.
jasen
X = rumen, rjavorumen, svetlorjav, bledo zelen
Y = rdečerjav, zelenorjav, modrozelen, temnorjav, neprozoren
Z = rdečerjav, zlatorumenorjav, temnorjav, zelen, neprozoren
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
176
odlična po {001}
Pogosta so euhedralna, deskasta zrna vzporedna z (001), pa
tudi nepravilne luske. Preseki zrn so značilnih heksagonalnih
oblik. V metamorfnih kamninah so zrna pogosto povita.
redki, dvojčična ravnina je {001} ali {110}
paralelna ali skoraj paralelna: kot potemnitve je nekaj
stopinj (0 - 9°)
trdota / gostota
H = 2.5 - 3
G = 2.7 - 3.3
V preparatih je lahko podoben flogopitu, vendar ima večji kot 2V. Klorit ima v
primerjavi z biotitom manjši dvolom in anomalne interferenčne barve. Stilpnomelan
je pravtako podoben biotitu, vendar je razkolnost pri njem slabše razvita, poleg tega
kaže tudi razkolne razpoke pravokotne na razkolnost po {001}. Amfiboli se od biotita
razlikujejo po zanje značilni razkolnosti in poševni potemnitvi. Biotit je pogosto
spremenjen v klorit, minerale glin - ti so svetlejši in imajo manjši dvolom ter sericit,
Fe-Ti okside, epidot, kalcit in različne sulfide.
177
Nastopanje
Biotit je pogost v magmatskih in metamorfnih kamninah. Značilen je za kisle in
alkalne magmatske kamnine kot so graniti, granodioriti, tronthjemiti, apliti, pegmatiti,
sieniti, nefelinovi sieniti in njihove vulkanske ekvivalente. Najdemo ga tudi med
zadnjimi produkti magmatske kristalizacije v dioritih, gabrih, noritih in sorodnih
kamninah. Flogopit je značilen za peridotite in ostale ultramafične kamnine. V
metamorfnih kamninah je biotit pogost v filitih, metamorfnih skrilavcih in gnajsih.
Obstojen je od faciesa zelenih skrilavcev pa vse do cone migmatitov. Najdemo ga tudi
v rogovcih, v kontaktno metamorfoziranih karbonatih pa nastopa flogopit.
Muskovit
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Muskovit KAl2(AlSi3O10)
(OH)2
monoklinski
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
nx = 1.552 - 1.580
ny = 1.582 – 1.620
nz = 1.587 – 1.623
nz – nx = 0.036 – 0.049
jasen pozitiven (nekoliko se spreminja z vrtenjem mizice)
30 – 47°
žive barve 2., lahko tudi 3. reda
barva v zbruskih
brezbarven, redko bledorožnat ali zelen
pleohroizem
ni pleohroičen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
odlična po {001}
Prevladujejo lepo oblikovana tabličasta zrna, pogosto tudi
luske ali ploščata zrna nepravilnih oblik. Lahko vsebuje
vključke cirkona in drugih radioaktivnih mineralov. V takih
primerih opazimo okrog njih pleohroične avreole. Sericit je
zelo droben agregat bele sljude, v glavnem muskovita ali
phengita, nastal pri razpadu glinencev ali drugih mineralov.
dvojčki
potemnitev
178
zelo redki, dvojčična ravnina je {001}
paralelna z razkolnostjo v vseh smereh. Maksimalni kot
potemnitve je manjši od 3°. Povita in tektonsko deformirana
zrna kažejo valovito potemnitev. Optična ravnina je pravokotna
na (010).
trdota / gostota
H = 2.5 - 3
G = 2.77 - 2.88
V zbruskih ga ločimo od biotita po tem, da je brezbarven. Mg-biotit (flogopit) je
lahko skoraj brezbarven, vendar ima manjši kot 2V. Prav tako je brezbarven tudi
lojevec, ki ima tudi manjši kot 2V kot muskovit. Klorit ima v primerjavi z
muskovitom nižji dvolom in anomalne interferenčne barve. Za paragonit pa so
značilne podobne optične lastnosti kot za muskovit, zato ga lahko ločimo od
muskovita le z barvanjem (Laduron, 1971) ali rentgensko difrakcijo.
Nastopanje
Muskovit je pogost in zelo razširjen v različnih metamorfnih kamninah kot so
metamorfni skrilavci, filiti, blestniki, gnajsi, rogovci in kvarciti. V magmatskih
kamninah je pogost predvsem v granitih, granodioritih, aplitih, pegmatitih in njihovih
vulkanskih ekvivalentih. Sericit, ki lahko pri rekristalizaciji tvori večja zrna
muskovita, nastane pri hidrotermalnih spremembah, kot je na primer sericitizacija
glinencev in drugih mineralov. Phengit in paragonit sta minerala relativno nizko
metamorfnih kamnin, nastala pri regionalni metamorfozi.
179
Lepidolit
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Lepidolit K(Li,Al)3(Si, Al)4O10(F, OH)
monoklinski
nx = 1.525 - 1.548
lomni količnik
dvolom
ny = 1.548 – 1.585
Lomni količniki zvečine niso odvisni od vsebnosti Li in Al, pač
pa naraščajo z vsebnostjo Ti in Mn in padajo z naraščajočo
vsebnostjo F, ki zamenjuje OH skupino.
nz – nx = 0.018 – 0.038
relief
slab do srednje pozitiven
kot 2Vx
0 – 58° običajno 30 - 50°
lahko do polovice 2. reda
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
nz = 1.554 – 1.597
brezbarven
pleohroičen: večja zrna so lahko rahlo obarvana in kažejo pri
vrtenju mizice blede odtenke rožnate, vijolične ali zelene barve
odlična po {001}, podobno kot pri drugih sljudah
tabličasta zrna vzporedna z (001), in z značilnimi
heksagonalnimi preseki. Pogosto tvori polja sestavljena iz
drobnih luskic ali celo kriptokristalne agregate.
redki, dvojčična ravnina je {001}
paralelna ali skoraj paralelna z razkolnimi razpokami in
največjim kotom potemnitve od 0°- 7°
H = 2.5 - 4 G = 2.8 - 2.9
180
Lepidolit je v zbruskih zelo podoben muskovitu, vendar ima slabši relief in pogosto
tudi manjši dvolom. Li sljuda je tudi zinwaldit. V zbruskih je brezbarven do svetlorjav
in podoben flogopitu. Nastopa v Li pegmatitih, ki flogopita ne vsebujejo.
Nastopanje
Lepidolit najdemo v pegmatitih povezanih z granitno magmo, kjer je v paragenezi
skupaj s kremenom, K-glinenci, albitom, berilom, turmalinom in drugimi Li minerali,
naprimer spodumnom.
Margarit
Je dioktaedrična sljuda bisernega sijaja in podobna muskovitu.
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Margarit Ca2Al4[Si4Al4O20](OH)4
monoklinski
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
nx = 1.630 - 1.638
ny = 1.642 – 1.648
nz – nx = 0.012 – 0.014
jasen pozitiven
nz = 1.644 – 1.650
kot 2Vx
26 – 67°
ponavadi niso višje od rumene barve 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
običajno ni opazen ali pa je slab
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
181
odlična po {001}, značilna za sljude
Prevladujejo luskasta in ploščata zrna ter zrnati agregati.
Tabličasta zrna vzporedna z {001} in heksagonalni preseki so
redki.
redki; dvojčična ravnina je vzporedna z (001)
poševna: največji kot potemnitve glede na razkolne razpoke je
6° - 8°. Optična ravnina je pravokotna na (010) in približno
vzporedna z (100)
trdota / gostota
H = 3.5 - 4.5
G = 3.0 - 3.1
V zbruskih ga ločimo od muskovita in lojevca po večjem lomnem količniku in
manjšem dvolomu. V primerjavi s kloritom in kloritoidom pa ni obarvan, medtem ko
sta klorit in kloritoid zelene barve.
Nastopanje
Margarit je značilen za nahajališča korunda in diasporja. Nastopa tudi v metamorfnih
skrilavcih skupaj s turmalinom, staurolitom, andaluzitom in kloritom. Margarit lahko
najdemo skupaj s paragonitom in muskovitom.
182
Flogopit
V bistvu je to biotit brez železa - magnezijeva sljuda.
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Flogopit K2(Mg, Fe2+)6 [Si6Al2O20]
(OH, F)4
monoklinski
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
nx = 1.530 - 1.590
ny = 1.557 – 1.637
nz = 1.558 – 1.637
nz – nx = 0.029 – 0.049
jasen pozitiven
0 – 15°
2. - 3. reda, vendar so prekrite zaradi lastne barve minerala
brezbarven do rumenorjav
slabo pleohroičen
X = brezbarven, rjavorumen, bledo zelenorjav, bledozelen
Y = Z = rjav, olivnorjav, temnozelen, temno rdečerjav
Intenziteta barve je odvisna od količine železa. Zrna v presekih
vzporednih z (001) so temnejša in le malo pleohroična.
podobna kot pri biotitu
Za flogopit so značilna tako euhedralna do subhedralna zrna
šesterokotnih presekov, kot tabličasta, stebričasta in luskasta
zrna. Pogosto vsebujejo vkjučke rutila, redkeje hematita in
turmalina.
redki
paralelna ali skoraj paralelna; kot potemnitve je največ 5°
optična ravnina je (010).
H = 2 - 2.5 G = 2.86
183
Lomni količnik flogopita narašča z vsebnostjo železa, barva pa je odvisna od količine
železa in titana. Včasih vsebuje vključke rutila in turmalina, ki so razvrščeni
pravokotno na (010). Nekatera zrna kažejo tudi conarno zgradbo. Od muskovita se
loči po manjšem kotu 2V, od biotita pa po manjšem lomnem količniku in slabšem
pleohroizmu. Od lepidolita ga pod mikroskopom le s težavo ločimo.
Nastopanje
Flogopit je značilna kontaktnometamorfna pneumatolitska sljuda. Najpogosteje ga
najdemo v marmorjih in v ultrabazičnih kamninah. Kot metamorfni mineral nastane
pri regionalni metamorfozi z Mg bogatih nečistih apnencev oziroma dolomitov. Kot
primarni magmatski mineral nastopa v nekaterih z leucitom bogatih kamninah. Pogost
je tudi v kimberlitih, kjer njegova vsebnost doseže približno od 6 do 8%.
KLORITI
Kloriti so magnezijevi in/ali železovi hidroalumosilikati, ki lahko vsebujejo še Cr, Ni,
Mn in nekatere druge prvine ter imajo zelo spremenljivo kemično sestavo. Zaradi tega
so pred uporabo rentgenskih strukturnih analiznih metod dajali kloritom z različno
kemično sestavo različna imena. V klasifikacijah so to spremenljivo sestavo razlagali
kot mešanico različnih delov določenih končnih členov. Kasneje je Mauguin (1928) z
rentgenskimi raziskavami ugotovil, da imajo vsi različki klorita enak tip strukture, in
da je mogoča spremenljivost njihove sestave le z izomorfnim nadomeščanjem
kationov v kristalni strukturi.
Kot vsi filosilikati so tudi kloriti sestavljeni iz dveh osnovnih gradbenih elementov:
tetraedrov in oktaedrov. Klorit dejansko sestavljata dve tetraedrski in dve oktaedrski
plasti. Dve tetraedrski in ena oktaedrska plast tvorijo triplastni paket TOT (Slika 52),
ki je podoben kot pri lojevcu [Mg3Si4O10(OH)2]. Ta je sestavljen tako, da je v sredini
184
oktaedrska plast, na katero sta z vsake strani z vrhovi tetraedrov vezani po ena
tetraedrska plast, in to na tak način, da postanejo anioni oktaedrske plasti skupni tudi
tetraedrski plasti in je število O2- in OH- anionov na obeh straneh enako. Pri tem pride
do zmaknitve ene tetraedrske plasti proti drugi v smeri X osi. Triplastni paket ni
električno nevtralen, zaradi tega morajo biti med njimi pozitivno nabiti ioni ali
kompleksni, ki nevtralizirajo negativni naboj. V kloritu ima funkcijo nevtralizacije
triplastnega paketa druga, tako imanovana medpaketna oktaedrska plast, v kateri so
kot kationi Mg2+, Fe2+, Al3+, na ogliščih oktaedrov pa hidrokislne (OH)- skupine.
Struktura teh oktaedrskih plasti je podobna brucitovi [Mg3(OH)6].
Na splošno je sestava klorita (Mg, Fe)5Al(Si3Al)O10(OH)8. Z izrazom klinoklor
običajno označujemo Mg končni člen, medtem ko je chamozit ime za Fe končni člen.
Poleg tega obstaja kar ducat različnih imenov za posamezne vrste kloritov.
Najpogosteje so v rabi klinoklor, proklorit, pennin in chamozit. Ostala, manj
pogosta imena vključujejo skeridanit, ripidolit, brunsvigit, diabanit, turingit,
corundofilit, dafnit, diabantit, strigovit, klementit, delessit, pseudoturingit,
afrosiderit, bavalit in helminth. Posamezne različke je med seboj, zgolj na podlagi
optičnih lastnosti praktično nemogoče razlikovati, zato uporabljamo zanje skupno ime
klorit. Šele na podlagi rentgenskih in geokemičnih analiz lahko posamezne različke
podrobneje opredelimo.
185
Slika 52. Idealizirana kristalna struktura klorita (modificirano po McMurchyju,
1934).
Klorit
optične lastnosti
dvoosen
+/-
singonija
Klorit (Mg, Al, Fe)3(Si, Al)4O10(OH)2
(Mg, Al, Fe)3(OH)6
monoklinski ali
triklinski
length fast (+)
length slow (-)
lomni količnik
nx = 1.55-1.67
186
ny = 1.55-1.69
nz = 1.55-1.69
Lomni količnik in optična orientacija sta odvisna od sestave
dvolom
nz - nx = 0.00 - 0.015
relief
jasen pozitiven do močan pozitiven
kot 2V
2Vz = 0 - 60° (optično pozitivni)
2Vx = 0 - 40° (optično negativni)
optična ravnina je vzporedna z (010). Razpolovnica ostrega kota
je pravokotna ali skoraj pravokotna na osnovni pinakoid.
interferenčne
barve
bela ali rumena 1. reda
Redko opazujemo tudi nekoliko višje anomalne interferenčne
barve: rjava (značilna za optično pozitivne različke) modra in
škrlatna (pogosta pri optično negativnih različkih). Nekateri
različki so lahko tudi bolj ali manj izotropni.
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
običajno svetlo do srednje močno zelena
slab do jasen
Pri vrtenju mizice opazujemo različne odtenke svetlozelene,
rumenozelene, zelene in rjavo zelene barve ter brezbarvne
položaje. Temnejši različki običajno vsebujejo več železa.
Optično pozitivni različki:
X = Y = zelen, svetlozelen, rjavozelen, Z = brezbarven,
svetlozelen, svetlo rumenozelen
Optično negativni različki:
X = brezbarven, svetlozelen, svetlo rumenozelen, Y = Z =
svetlozelen, zelen, olivnozelen
odlična po {001}
Najpogosteje opazujemo luskasta in zelo tanko ploščasta zrna,
podobno kot pri sljudah. Redkeje nastopa v obliki euhedralnih
tabličastih zrnih heksagonalnih presekov vzporednih z {001}.
Tvori tudi drobnozrnate in vlaknate agregate.
dvojčki
pogosti, vendar težko prepoznavni; dvojčična ravnina je (001)
potemnitev
paralelna ali skoraj paralelna: kot potemnitve je običajno le
nekaj stopinj in zelo redko preseže 9°
trdota / gostota
H=2-3
G = 2.6 - 3.3
187
V mikroskopskih preparatih ločimo klorit od muskovita in kloritoida po njegovi barvi,
pleohroizmu in šibkem dvolomu. Serpentin ima v primerjavi s kloritom manjše lomne
količnike in slabši pleohroizem.
Nastopanje
Klorit je v magmatskih kamninah večinoma sekundarni mineral. Nastaja pri relativno
nizkih temperaturah (do 300°C) zaradi delovanja vodne pare in hidrotermalnih
raztopin na feromagnezijeve minerale kot so pirokseni, amfiboli, biotit in drugi.
Najdemo ga tudi v votlinicah in razpokah v spremenjenih vulkanskih kamninah. Zelo
je razprostranjen v regionalno in kontaktno metamorfnih kamninah. Zlasti je značilen
za regionalno metamorfne kamnine nizke do srednje stopnje metamorfoze. V
metamorfoziranih pelitih nastopa skupaj z biotitom, granatom, staurolitom,
andaluzitom, kloritoidom in cordieritom. V bolj mafičnih metamorfnih kamninah je v
paragenezi z lojevcem, serpentinom, aktinolitom, rogovačo, epidotom in granatom.
Klorit najdemo v hidrotermalnih žilah. Nastaja pa tudi pri preperevanju mafičnih
mineralov in pri diagenezi sedimentov.
SERPENTINI
Minerali serpentinove skupine so hidratirani Mg - Fe silikati s splošno formulo
H4Mg3Si2O9. Mednje uvrščamo lističav antigorit, vlaknat hrizotil in zrnat lizardit.
Serpofit pa je amorfni serpentin.
188
Antigorit
optične lastnosti
dvoosen
singonija
-
monoklinski
Antigorit Mg3Si2O5(OH)4
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
nx = 1.555-1.567
ny = 1.560-1.573
nz = 1.560-1.573
nz - nx = 0.004 - 0.009
slab pozitiven
20 - 50° (močno varira glede na sestavo)
optična ravni je (010)
rumena 1. reda (je nekoliko anomalna, zato je rahlo zelenkasta)
brezbarven do svetlozelen
slab
X = bledo zelenorumen
Y = Z = svetlozelen
odlična po {001}
Za antigorit so značilni vlaknati in lamelasti agregati, pa tudi
luskasta in lističasta zrna. Pogosto se zarašča z drugimi
serpentini, zato ga je, zgolj po oblikah nastopanja, zelo težko
določiti.
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
189
redki, težko določljivi
paralelna - prava
H = 2.5 - 3.5
G = 2.5 - 2.6
Za antigorit so značilni majhni lomni količniki in majhen dvolom. Od njemu
podobnih kloritov se loči po tem, da zvečine ni pleohroičen in nima anomalnih
interferenčnih barv. Zanj je značilna tudi lamelarna mrežasta struktura, medtem, ko je
hrizotil bolj vlaknat. Za točnejšo določitev uporabljamo rentgensko difrakcijo.
Nastopanje
Antigorit je pomembna komponenta v serpentinitih in spremenjenih peridotitih.
Najdemo ga tudi v kontaktnometamorfnih marmorjih in serpentinitskih skrilavcih,
skupaj s hrizotilom, lojevcem, vermikulitom, kloritom in kromitom. Je sekundarnega
izvora in nastaja pri sorazmerno nizki temperaturi in nizkem tlaku, zaradi delovanja
vode ali hidrotermalnih raztopin na olivin, piroksene in amfibole. Psevdomorfozo
antigorita po rombičnem piroksenu imenujemo bastit.
190
Hrizotil
optične lastnosti
dvoosen
singonija
-/+
monoklinski
Hrizotil Mg3Si2O5
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
nx = 1.529-1.559
ny = 1.530-1.564
nz = 1.537-1.567
nz - nx = 0.004 - 0.016 (povprečje 0.007 - 0.008)
slab negativen do slab pozitiven
30 - 50° (lahko tudi skoraj 0°); optična ravnina je (010)
siva do rumena barva 1. reda
brezbarven, redkeje rahlo zelenkast, rumenkast ali rjavkast
slab
v normalno debelih preparatih ni pleohroičen;
X = brezbarven
Y = brezbarven, rumenozelen
Z = rumen, zelen
razkolnost
oblika
habitus
zrn
191
slaba po {110}
in
Prevladujejo vlaknati agregati, redkeje stebričasta ali latasta
zrna, oziroma plastnate stukture. Pogosto se zrašča z drugimi
serpentini.
dvojčki
redki, težko določljivi
potemnitev
trdota / gostota
paralelna - prava
H = 2.5 - 3.5
G = 2.5 - 2.6
Za hrizotil je značilna vlaknata struktura. Vlakna so običajno pravokotna na stene
razpok. Od ostalih azbestoformnih mineralov, kot so tremolit, aktinolit, antofilit in
krokidolit, ga ločimo po manjših lomnih količnikih in manjšem dvolomu.
Nastopanje
Pogosto nastopa skupaj z antigoritom v serpentinitih in spremenjenih peridotitih ter
piroksenitih. Nastane pri delovanju vode in hidrotermalnih raztopin oziroma vodne
pare na feromagnezijeve minerale, kot so olivin, avgit, redkeje rogovača. Pri tem se
tvori tudi drobnozrnat magnetit. Nastopa tudi v žilah, ki sečejo ultramafične kamnine
in marmorje s forsteritom. Skupaj z njim so v paragenezi klorit, lojevec in vermikulit.
OSTALI FILOSILIKATI
Lojevec
Lojevec je trioktaedrični filosilikat, katerega sestava bistveno ne odstopa od idealne
formule Mg3Si4O10(OH)2. Običajno vsebuje minimalne primesi Fe, Mn ali drugih
kationov na mestu Mg in Al, ki nadomešča Si. Vsebuje lahko tudi nekaj Ni.
192
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Lojevec Mg3Si4O10(OH)2
triklinski
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
nx = 1.538-1.554
ny = 1.575-1.599
nz - nx = 0.003 - 0.05
slab pozitiven, včasih slab negativen
višje barve 3. reda
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
nz = 1.575-1.602
brezbarven
ni pleohroičen
odlična po {001}, podobno kot pri sljudah
lističasta, luskasta, sljudam podobna zrna. Zrna so često povita.
Pogosto tvori tudi vlaknate agregate.
večinoma niso opazni
prava: paralelno z razkolnimi razpokami. V nekaterih presekih
je poševna s kotom potemnitve od 2 - 3°
H=1
G = 2.58 - 2.83
193
Lojevec je zelo podoben muskovitu in pirofilitu, vendar ima manjši kot 2V, kot prej
omenjena minerala. Zanj so značilni listasti agregati živih interferenčnih barv, a
slabega reliefa. Običajno nastopa v bazičnih in ultrabazičnih kamninah, bogatih z FeMg minerali, medtem, ko je muskovit vezan na kisle magmatske kamnine, bogate s
kremenom in alkalnimi glinenci.
Nastopanje
Lojevec je značilen za hidrotermalno spremenjene mafične in ultramafične kamnine, v
katerih nastopa skupaj s serpentinom, magnezitom in ostanki olivinovih ter
piroksenovih zrn. Pogosto nastaja tudi pri metamorfozi s kremenico bogatih
dolomitov in apnencev. Skupaj z njim se pojavljajo kalcit, dolomit, tremolit in
nekateri drugi Ca - silikati. Lojevec je nadalje bistven mineral lojevčevih skrilavcev,
ki lahko vsebujejo tudi magnetit, tremolit, klorit, antofilit ali serpentin.
ORTOSILIKATI
SKUPINA OLIVINA
Minerali olivinove skupine imajo splošno kemijsko formulo X2SiO4, v kateri je X
lahko Mg in Fe2+, bolj redko Ca in Mn. Njihova struktura sestoji iz prostih tetraedrov
SiO4, ki so med seboj povezani z Mg in Fe atomi. Od vseh važnejših petrogenih
mineralov so najbolj revni s kremenico. Zato lahko kristalijo le v sistemih, ki so
nezazičeni s kremenico. V prisotnosti viška kremenice pa prehajajo v inkongruentno v
rombične piroksene.
Olivini, v ožjem smislu, so v bistvu trdna kristalna raztopina dveh komponent:
forsterita (Fo) in fajalita (Fa), ki kristalizirata po 1. tipu Roozebuma. Forsterit je čist
194
magnezijev olivin (Mg2SiO4), fajalit pa čist železov olivin (Fe2SiO4). Najvišjo
temperaturo taljenja (1890°C) ima forsterit, najnižjo (1205°C) pa fajalit. Železovi
olivini, ki nastajajo pri znatno nižjih temperaturah kot magnezijevi, lahko
kristalizirajo skupaj z minerali kremenice. Glede na odstotek fajalita ločimo sledeče
predstavnike:
forsterit
hrizolit
hijalosiderit
hortonolit
ferohortonolit
fajalit
0 - 10 %
10 - 30 %
30 - 50 %
50 - 70 %
70 - 90 %
90 - 100%
Fe2SiO4 (fajalit)
Fe2SiO4 (fajalit)
Fe2SiO4 (fajalit)
Fe2SiO4 (fajalit)
Fe2SiO4 (fajalit)
Fe2SiO4 (fajalit)
Tipični olivini so magnezijevi predstavniki, ki vsebujejo 50 - 90% forsterita. V
magmatskih kamninah so najbolj pogosti Mg-olivini, ki po sestavi odgovarjajo
hrizolitu. Mg - Fe olivini, zlasti predstavniki z več magnezija, vsebujejo majhne
količine Ni, reperit pa tudi nekaj Zn. Med olivine uvrščamo tudi predstavnike, pri
katerih sta Mg in Fe deloma ali povsem nadomeščena z Mn, Ca in Zn:
tefroit: skoraj čist MnSiO4
knebelit: izomorfna trda kristalna raztopina Mn in Fe olivina
reperit: izomorfna trda kristalna raztopina Mn, Fe in Mg olivina
monticellit: Ca(Mg, Fe)SiO4 - olivin, v katerem je polovica Mg in Fe nadomeščena s
Ca.
Za olivine je značilno, da so v prisotnosti vode (hidrotermalne spremembe,
preperevanje, metamorfizem nizke stopnje) zelo neobstojni in preidejo v serpentin,
idingsit, bowlingit, klorit, amfibole, lojevec, karbonate in Fe okside ter hidrokside.
Zato v zbruskih pogosto opazujemo psevdomorfoze serpentina in lojevca po olivinu.
Proces serpentinizacije olivina poteka v dveh fazah. V prvi fazi preide hrizolit - to je
najpogostejši olivin v magmatskih kamninah, po razpokah v antigorit in hrizotil, ki
sta orientirana vzporedno z razpokami. v drugi fazi serpentinizacija zajame preostale
dele zrn, ki tvorijo otočke obdane z lističavim antigoritom in vlaknatim hrizotilom. V
tej fazi rasteta oba minerala pravokotno na razpoke. Na ta način nastane značilna
mrežasta struktura "mrežasti serpentin", ki se loči od "rešetkastega serpentina"
195
nastalega pri spremembi rombičnih piroksenov. Pri hidrotermalnih spremembah
bazaltoidnih kamnin nastaja idingsinit, ki tvori psevdomorfoze po olivinu. Gre za
pleohroičen, luskast serpentin rjavordeče barve.
Zelo pogosta je sprememba olivina v rombični ali monoklinski piroksen, pri čemer
često nastane kelifitska struktura. Gre za obraščanje olivina s piroksenom ali rogovačo
kot posledica reakcije med olivinom in preostalo talino.
Olivin
optične lastnosti
dvoosen
+/ -
singonija
rombičen
Olivin (Fe, Mg)2SiO4
forsterit
lomni količnik
fajalit
forsterit
nx = 1.636 1.730
ny = 1.650 1.759
nz = 1.669 1.772
fajalit
nx = 1.731 1.824
ny = 1.760 1.864
nz = 1.773 1.975
lomni količniki in dvolom se spreminjajo zvezno glede na
sestavo (Slika 53)
dvolom
196
forsterit
nz - nx = 0.033 - 0.042
fajalit
nz - nx = 0.042 - 0.051
dvolom se spreminja glede na sestavo
relief
močno pozitiven, površina zrn je šagrinasta
kot 2V
forsterit: X=b, Y=c, Z=a optična ravnina je (001)
Fo100 - Fo88 2Vz = 87 - 90° dvoosen (+)
Fo88 - Fo50 2Vz = 90 - 74° dvoosen (-)
fajalit: X=b, Y=c, Z=a optična ravnina je (001)
2V = 74 - 47° - dvoosen (-)
Fo85 - Fo100 2Vx = 82 - 90° dvoosen (+)
Fo85 - Fo0 2Vx = 90 - 46° dvoosen (-)
Olivini iz vulkanskih kamnin imajo včasih manjši kot 2V kot
olivini enake sestave iz globočnin.
modra, oranžna, rožnata - žive barve 2. reda do nižje barve 3.
reda (forsterit), žive barve 3. reda (fajalit)
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
brezbarven, različki bogati z železom so včasih bledozelenkasti
ali rumenkasti; fajalit je oranžnorumen
forsterit ni pleohroičen
fajalit je pleohroičen
X = Z = bledorumen, zelenorumen, Y = oranžna ali rdečerjava
slaba: razkolne razpoke po {010} in {110} so slabo opazne
oblika zrn in
habitus
Prevladujejo izometrična, anhedralna zrna. Euhedralna,
nekoliko podolgovata pa tudi izometrična zrna in fenokristali,
so značilni za predornine, skeletasta zrna pa za nekatere lave.
Fenokristali so lahko zaobljeni ali delno resorbirani. V
metamorfnih kamninah so olivinova zrna anhedralna in zelo
pogosto zaobljena.
dvojčki
redki: enostavni pa tudi večkratni; dvojčične ravnine so {100},
{011} ali {012}
potemnitev
trdota / gostota
paralelna - prava: vzporedno z razkolnimi razpokami
H = 6.5 - 7
G = 3.22 - 4.39
197
V zbruskih prepoznamo olivin po visokem dvolomu, živih interferenčnih barvah,
številnih razpokah (razkolnost redko opazna) in po tem, da je največkrat bolj ali manj
serpentiniziran. Od rombičnih piroksenov se loči po večjem dvolomu in po pravi
potemnitvi. Forsterit ima v primerjavi s fajalitom manjše lomne količnike in večji kot
2V. Za epidot so značilne razkolne razpoke, poševna potemnitev, pistacijevo zelena
barva in negativna optična orientacija. Tefroit in knebelit ločimo od Mg olivinov po
manjšem kotu optičnih osi (2V) in večjih lomnih količnikih, od Fe olivinov pa po
manjših lomnih količnikih. Oba minerala imata v primerjavi z monticellitom večje
lomne količnike in dvolom.
Slika 53. Diagram odvisnosti lomnega količnika in dvoloma glede na procent
forsterita (Nesse, 1991).
Nastopanje
Čisti forsterit je značilen za metamorfozirane dolomite bogate s kremenico, kjer
nastopa skupaj s kalcitom, dolomitom, diopsidom, minerali epidotove skupine,
grosularjem, tremolitom in sorodnimi minerali. Najdemo ga tudi v mafičnih in
198
ultramafičnih globočninah ter njihovih efuzivnih ekvivalentih: dunitih, troktolitih,
peridotitih, gabrih, noritih, bazaltih, diabazih, essexitih in tešenitih. Bolj redek je v
magmatskih kamninah srednje sestave. Nastopa tudi v meteoritih. Pogosto ga obdaja
reakcijski rob iz avgita, pigeonita, rogovače, biotita in magnetita.
Olivini srednje sestave (Fe - Mg olivini) so zelo pogosti v mafičnih in ultramafičnih
globočninah in predorninah (bazaltih, gabrih, peridotitih, piroksenitih in dunitih).
Hrizolit in hialosiderit sta prisotna tudi v metamorfnih kamnineh nastalih pri zelo
visokih temperaturah, naprimer v eklogitih.
Železove olivine najdemo včasih v bolj kislih magmatskih kamninah kot so sieniti,
nefelinovi sieniti, fonoliti, trahiti, andeziti in daciti. Medtem ko forsterit ni v
ravnotežju s kremenom, je fajalit lahko v asociaciji z minerali kremenice ali
nefelinom. V riolitih in obsidijanu najdemo fajalit v porah in razpokah skupaj s
kremenom, tridimitom, kristobalitom, sanidinom, turmalinom, biotitom, granatom in
magnetitom. Fajalit je tudi v metamorfnih kamninah visoke stopnje metamorfoze
(eulesitih). Z manganom bogati olivini iz skupine tefroita-fajalita so vezani za Fe-Mn
nahajališča, skarne in metamorfozirane sedimente bogate z manganom.
Monticellit
Monticellit ima podobno strukturo kot ostali olivini. Po kemični sestavi večinoma ne
odstopa od idealne sestave - CaMgSiO4, čeprav obstaja izomorfna trda kristalna
raztopina v vseh razmerjih med monticellitom in kirschsteinitom (CaFeSiO4). Mg je v
monticellitu lahko deloma nadomeščen z Fe in Mn.. Nekateri monticelliti vsebujejo
tako do 20 mol. odstotkov Fe. Prav tako obstaja izomorfna trda kristalna raztopina
med monticellitom in glaucochroitom (CaMnSiO4).
199
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Monticellit (Ca(Mg, Fe)SiO4
rombičen
length slow
nx = 1.638 - 1.654
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
ny = 1.646 - 1.664
Z naraščajočo vsebnostjo Fe ali Mn se manjšajo lomni
količniki in dvolom
nz - nx = 0.012 - 0.020
močan pozitiven
69 - 88°, čisti monticellit ima kot 2V večji od 80°
visoke 1. reda
barva v zbruskih
brezbarven
pleohroizem
ni opazen
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
zelo slaba po {010}
Običajno tvori anhedralna, bolj ali manj izometrična zrna, pa
tudi zrna nepravilnih oblik. Podolgovati kristali so
razpotegnjeni v smeri osi c in so v prečnih presekih osemkotnih
ali večkotnih oblik.
ciklični dvojčki po (031), ki imajo v preseku obliko šestkrake
zvezde
potemnitev
trdota / gostota
nz = 1.650 - 1.674
prava
H = 5.5
G = 3.05 - 3.27
200
Monticellit se loči od olivina po manjšem dvolomu, od piroksena - avgita pa po tem,
da nima tako jasne razkolnosti in tako majhnega kota 2V kot avgit. Poleg tega je tudi
optično negativen.
Nastopanje
Monticellit je značilen za kontaktno metamorfozirane ali metasomatsko spremenjene
dolomitizirane apnence bogate s kremenico in sicer iz neposredne bližine granitnih
intruzij. Nastopa skupaj s kalcitom, dolomitom, diopsidom, tremolitom, forsteritom,
wollastonitom in sorodnimi Ca-silikati. Najdemo ga tudi v mafičnih in ultramafičnih
kamninah, kjer obroblja olivinova zrna, bolj redko pa tvori samostojna zrnia.
GRANATI
Granati so kubični, izotropni minerali, precej spremenljive kemične sestave. Njihova
splošna formula je X3Y2(SiO4)3, v kateri predstavlja X dvovalentne (Mg, Fe, Mn in
Ca) Y pa trivalentne prvine (Fe, Al, Cr, redkeje Mn in Ti). Pri tem je lahko del Si
nadomeščen s Ti in P, tetraeder SiO4 pa z dvemi molekulami H2O. Na splošno ločimo
dve skupini granatov. Prvo tvorijo PIRALSPITI:
PIRop
Mg3Al2(SiO4)3
ALmadin
Fe3Al2(SiO4)3
SPesartin
Mn3Al2(SiO4)3
drugo pa UGRANDITI:
Urarovit
CaCr2(SiO4)3
GRosular
Ca3Al2(SiO4)3
ANDradit
Ca3Fe2(SiO4)3
201
Granati prve skupine lahko tvorijo kristale mešance, pri čemer je možna popolna trda
kristalna raztopina med piropom in almandinom ter almandinom in spesartinom,
omejena (do 15 %) pa med piropom in spesartinom. Tudi pri granatih druge skupine
je neomejeno izomorfno mešanje med posameznimi komponentami, delno pa med
grosularjem in andraditom ter paralspiti. V naravi čiste komponente ne nastopajo.
Prevladuje ena izmed njih, ostale pa so prisotne v večji ali manjši količini.
Prevladujoča komponenta določa tudi ime minerala.
Granati (pirop, almandin, spesartin, grosular, andradit, uvarovit)
optične lastnosti
izotropen
singonija
Granati
kubičen
lomni količnik
pirop
1.720 - 1.770
almandin
1.770 - 1.820
spesartin
1.790 - 1.810
grosular
1.735 - 1.770
andradit
1.850 - 1.890
uvarovit
1.838 - 1.870
lomni količnik se spreminja s sestavo
dvolom
-
relief
(zaradi zelo močnega reliefa kažejo šagrinasto površino)
kot 2V
-
202
interferenčne
barve
Pod navzkrižnimi nikoli so temni. Granati ugranditove skupine
so pogosto optično anomalni, to je optično anizotropni in kažejo
sivo interferenčno barvo 1. reda.
barva v zbruskih
običajno so brezbarvni do rahlo obarvani (rožnati, zelenkasti,
rjavkasti). Gre za odtenke njihove lastne barve.
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
niso pleohroični
ni razvita; običajno kažejo nepravilne razpoke, izjemoma
razpoke vzporedne z dodekaedrom {110}.
Prevladujejo euhedralna do subhedralna dodekaedrična ali
trapezoedrična zrna, katerih preseki so šest oziroma osemkotni.
Pogosti so tudi okrogli preseki ter zrnati agregati ali povsem
nepravilna polja. Nekatera zrna so conarna. Conarnost je
posledica različne kemične sestave posameznih con.
Izotopni granati ne kažejo dvojčkov. Ti so opazni pri anomalno
anizotropnih primerkih
potemnitev
trdota / gostota
izotropni
H = 6 - 7.5
G = 3.58 - 4.32
V zbruskih kamnin jih zlahka prepoznamo po bolj ali manj okroglih izotropnih
presekih zelo visokega reliefa in šagrinaste površine. Piralspiti kažejo zelo redko
dvolom, medtem ko je ta pri ugrandidih bolj pogost. Špinel je v primerjavi z granati
jasno zelen ali rjav. Osnovni preseki apatita so lahko podobni granatovim, vendar
imajo slabši relief in dajo značilno dvoosno sliko. Posamezne granate lahko ločimo
pod mikroskopom na podlagi lomnih količnikov. Kot dodaten parameter za določanje
moramo poznati še njihovo gostoto in dimenzijo osnovne celice (Slika 54).
203
Slika 54. Optične lastnosti, specifična teža in dimenzija celice granatov (Nesse, 1991).
Najpogosteje in tudi najbolj natančno določimo njihovo sestavo in s tem tudi vrsto s
pomočjo elektronskega mikroanalizatorja.
Nastopanje
Granati so različnega nastanka. Lahko so magmatskega, pegmatitskega, regionalno
metamorfnega ali kontaktno metamorfnega izvora. Nastajajo pa tudi pri
prevmatolitskih in hidrotermalnih procesih.
Pirop je sorazmerno redek. Običajno nastopa v ultramafičnih kamninah, kot so
peridotiti in njihovi serpentinizirani različki. Najdemo ga tudi v visoko metamorfnih
kamninah, bogatih z Mg.
204
Almandin je zelo pogost, zlasti v različnih metamorfnih skrilavcih predvsem v
blestnikih, pogost pa je tudi gnajsih. Nastopa tudi v pegmatitih in drugih granitoidnih
kamninah.
Spesartin, oziroma granati sestave med almandinom in spesartinom so najbolj
pogosti v granitoidnih kamninah in pegmatitih. Spesartin nastopa tudi v metamorfnih
kamninah, bogatih z Mg.
Grosular je običajno skarnovski mineral, pogost pa je tudi v metamorfoziranih
karbonatnih kamninah. V paragenezi nastopa skupaj s kalcitom, dolomitom,
wollastonitom, tremolitom in epidotom.
Andradit nastopa, podobno kot grosular v skarnih in drugih metamorfoziranih
karbonatnih kamninah. Količina razpoložljivega Al3+ in Fe3+ pri metamorfozi določa,
kateri izmed obeh granatov bo lahko nastal. Andradit je bil najden tudi v
hidrotermalnih žilnih rudiščih v karbonatnih kamninah in v alkalnih magmatskih
kamninah, kot so nefelinovi sieniti in njihovi vulkanski ekvivalenti.
SILLIMANITOVA SKUPINA
Sillimanitovo skupino sestavljajo andaluzit, sillimanit in kyanit ali disten. Njihova
splošna formula je Al2SiO5, pri čemer bi formulo andaluzita in distena morali pisati
Al2(SiO4)O, sillimanita pa Al(AlSiO5).
Andaluzit
Andaluzit je večinoma čist Al2SiO5, čeprav lahko vsebuje kar precej Fe3+ in Mn3+, pa
tudi Ti. Andaluzit, obogaten z Fe3+ in Mn3+ imenujemo viridin.
optične lastnosti
dvoosen
205
-
singonija
Andaluzit Al2SiO5
rombičen
length fast
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
nx = 1.629-1.640
ny = 1.633-1.644
nz = 1.638-1.650
nz - nx = 0.009 - 0.013
jasen pozitiven
običajno brezbarven, manj pogosto rožnat, rdečkasto rožnat ali
zelenkast.
ni opazen do slab (samo obarvani primerki so slabo pleohroični)
X = rožnat
Y = Z = brezbarven, lahko pa tudi različnih odtenkov zelene in
rumene barve
zelo dobra prizmatska po {110}. V zbruskih se kaže kot dva
sistema razpok, ki se sekajo približno pod kotom 90°.
Razkolnost po {100} je slabo razvita.
oblika zrn in
habitus
Zrna so običajno euhedralne, podolgovate prizme, kvadratastih
presekov, z dvema sistemoma razpok. Vzdolžni preseki kažejo
samo en sistem razpok. Andaluzit nastopa tudi v anhedralnih
zrnih ali povsem nepravilnih agregatih. Kot vključke vsebuje
predvsem kremen, neprozorne in druge minerale, ter grafit in
organsko snov. V različku chiastolitu so vključki grafita in
organske snovi simetrično razporejeni in tvorijo v osnovnem
preseku črn križ.
dvojčki
potemnitev
206
redki: dvojčična ravnina {101}
odvisna od preseka:
paralelna - prava: preseki vzporedni z osjo c
trdota / gostota
H = 6.5 - 7.5
G = 3.13 - 3.16
Za andaluzit je značilen jasen, pozitiven relief, velik kot 2V, prava potemnitev in
length fast orientacija. Sillimanit je dvoosen, pozitiven in ima večji dvolom ter tanjša
prizmatska in vlaknata zrna. Za disten pa je značilna poševna potemnitev in večji
dvolom. Stavrolit se loči od andaluzita po jasni medenorumeni barvi in večjih lomnih
količnikih. Rombični pirokseni imajo večji dvolom in length slow orientacijo. Apatit
je enoosen, ima nižji dvolom, pa tudi nekoliko anomalne interferenčne barve.
Andaluzit razpade v sericit, lahko pa je tudi spremenjen v klorit in druge filosilikate.
Nastopanje
Andaluzit je značilen mineral kontaktno in regionalno metamorfnih kamnin, kot so
naprimer rogovci, filiti in nizkometamorfni skrilavci. Lahko nastopa skupaj s
cordieritom, muskovitom, biotitom in plagioklazi. Redko ga najdemo tudi v
granitoidnih pegmatitih in metosomatskih kvarcitih hidrotermalnega nastanka. Pri
povišani temperaturi lahko preide v sillimanit.
207
Sillimanit
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Sillimanit Al2SiO5
rombičen
length slow
lomni količnik
nx = 1.653-1.661
dvolom
ny = 1.657-1.662
nz - nx = 0.018 - 0.022
relief
močan pozitiven
kot 2Vz
interferenčne
barve
barva v zbruskih
nz = 1.672-1.683
modra in zelena 2. reda, bolj običajno interferenčne barve 1. reda
običajno brezbarven, vlaknati agregati so lahko bledo rjavi.
ni opazen do zelo slab
(obarvani primerki so lahko pleohroični)
preseki pravokotni na:
pleohroizem
razkolnost
barva
minerala
x
y
z
rumena
rumen
rumenozelen
brezbarven
rjava
brezbarven do
bledorumen
brezbarven do
bledorumen
vijoličasto rjav
modra
brezbarven do
bledorumen
brezbarven do
bledorumen
moder
zelo dobra pinakoidalna po {010}. Razpotegnjena podolgovata
zrna kažejo tudi prečne razpoke.
oblika zrn in
habitus
208
Najpogostejša so podolgovata prizmatska, pa tudi igličasta zrna in
vlaknati agregati (fibrolit). Preseki, pravokotni na c os so
rombastih oblik.
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
niso opisani
prava
H = 6.5 - 7.5
G = 3.23 - 3.27
Za sillimanit so značilna paličasta do igličasta zrna, močnega pozitivnega reliefa, žive
interferenčne barve in prava potemnitev. Od distena ga ločimo po pravi potemnitvi,
manjšim kotom 2V in po tem, da je optično pozitiven. Orientacija andaluzita je length
fast, sillimanita pa length slow. Sillimanit razpade v sericit ali minerale glin.
Nastopanje
Sillimanit je značilen mineral metamorfnih kamnin srednje in visoke stopnje
metamorfizma. Najdemo ga v sljudnih skrilavcih, gnajsih, rogovcih in podobnih
kamninah. Pogosto nastopa v paragenezi skupaj z distenom, andaluzitom, stavrolitom,
muskovitom, biotitom, K-glinenci, cordieritom, korundom in granati. Večinoma je
regionalno metamorfnega izvora in je nastal pri razpadu muskovita in biotita, ali pa
pri reakciji med stavrolitom in kremenom, oziroma iz distena pri povišani temperaturi.
Redko ga najdemo v pegmatitih in kremenovih žilah. Vsebujejo ga tudi vključki
glinastih kamnin v magmatitih.
209
Disten (Kyanit)
optične lastnosti
dvoosen
-
singonija
Disten
Al2SiO5
triklinski
length slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
nx = 1.710-1.718
ny = 1.719-1.725
nz = 1.724-1.734
nz - nx = 0.012 - 0.016
močan pozitiven
78 - 84°; optična ravnina je skoraj pravokotna na (100)
bela ali rumena 1. reda, lahko tudi rdeča 1. reda
običajno brezbarven, nekateri primerki so lahko svetlomodri
slab
X = brezbarven
Y = svetlovijoličasto moder
Z = svetlokobaltovo moder
Disten običajno tvori podolgovata igličasta ali stebričasta zrna
prizmatskega habitusa, ki so često rahlo povita. Redko je vlaknat.
Prečni preseki so štiri ali šestkotniki.
pogosti: enostavni ali večkratni, dvojčična ravnina je {100}.
Večkratni dvojčki po {001} so manj pogosti.
poševna, odvisna od preseka:
preseki vzporedni z (100): maksimalni kot potemnitve je 30°
osnovni presek: kot potemnitve < 3°
preseki vzporedni z (010): kot potemnitve okrog 7°
potemnitev
trdota / gostota
210
H = 4 - 5 (vzporedno na c os)
H = 7.5 (pravokotno na c
os)
G = 3.53 - 3.67
Za disten je značilna dobra razkolnost v dveh smereh, močan relief in kot potemnitve
30° v presekih vzporednih z (100), ter skoraj prava potemnitev v ostalih presekih. Od
andaluzita in sillimanita ga ločimo po večjem reliefu, poševni potemnitvi, optičnem
značaju in orientaciji vzdolžnega preseka.
Nastopanje
Disten je značilen metamorfni mineral, ki je nastal pri metamorfozi pelitov, redkeje
psamitov in sorodnih glinastih kamnin. Nastaja pri velikih pritiskih in srednjih
temperaturah. Pri progresivni metamorfozi nastane za stavrolitom in pred
sillimanitom. Tvori se lahko na račun pirofilita ali pa nastane z dehidracijo paragonita
ob sočasnem dotoku kremenice. Zelo redko ga najdemo tudi v granitih pegmatitih,
eklogitu in kimberlitu.
OSTALI ORTOSILIKATI
Stavrolit
Stavrolit je po strukturi podoben distenu, le da se med dvema plastema distenove
rešetke nahaja plast Fe(OH)2. Železo je lahko delno nadomeščeno z Mn, aluminij pa z
Fe3+ (do 10 %).
optične lastnosti
dvoose
n
211
+
singonija
Stavrolit Fe2Al9O6(SiO4)(OH)2
monoklinski
length fast
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
nx = 1.736-1.747
ny = 1.740-1.754
nz = 1.745-1.762
nz - nx = 0.009 - 0.015
močan pozitiven
bela do rumena 1. reda
bledo medenorumen, lahko tudi temnejši
jasen
X = brezbarven do bledorumen
Y = bledorumen do rumenorjav
Z = zlatorumen do rdečerjav
slabo razvita po {010}
Stavrolitova zrna so običajno podolgovata, razpotegnjena v smeri
osi c in prizmatskega habitusa. Prečni preseki so šestkotniki,
omejeni s prizmami {110} in {010}. Nastopa tudi v anhedralnih
zrnih in nepravilnih poljih. Porfiroblasti stavrolita v metamorfnih
kamninah vsebujejo številne vključke okroglih kremenovih zrnc,
pa tudi zrna drugih mineralov (granatov, rutila).
značilni stavrolitski križ, poševni dvojčki
odvisna od preseka:
paralelna - prava: vzdolžni preseki
H=7
G = 3.74 - 3.83
212
Stavrolit prepoznamo v zbruskih po značilni barvi, pleohroizmu, reliefu in habitusu.
Podoben je rjavemu turmalinu, vendar je ta enoosen in temnejših barv. Vezuvianit je
enoosen in ima manjši dvolom kot stavrolit. Granat melanit pa je izotropen. Od Feolivina ga ločimo po manjšem dvolomu in manjših lomnih količnikih, ter pozitivni
optični orientaciji.
Nastopanje
Stavrolit je značilen regionalno metamorfen mineral. Najdemo ga predvsem v
metamorfoziranih glinastih sedimentih srednje stopnje metamorfoze. Nastopa skupaj z
granati, andaluzitom, sillimanitom, distenom, cordieritom, kloritoidom, kloritom,
muskovitom in biotitom. Pri progresivni metamorfozi pelitov nastane pred distenom,
vendar oba minerala lahko nastopata skupaj. Z nadaljno stopnjo metamorfoze ga
postopoma nadomeščata disten in almandin, manj pogosto sillimanit in almandin. Pri
retrogradni metamorfozi preide v sericit in klorit.
Titanit (Sfen)
optične lastnosti
dvoosen
singonija
Titanit (Sfen) CaTiOSiO4
monoklinski
+
lomni količnik
nx = 1.843 - 1.950
213
ny = 1.870 - 2.034
dvolom
nz - nx = 0.100 - 0.192
relief
zelo močnan pozitiven
kot 2Vz
17 - 40°
barva v zbruskih
nz = 1.943 - 2.110
bela barva višjih redov
temno rjava ali rumenkasto rjava, manj pogosto brezbarven
pleohroizem
običajno ni pleohroičen, nekateri primerki so včasih slabo
pleohroični
X = brezbarven do bledo rumen
Y = rumenkastorjav, rožnat ali zelenorumen
Z = oranžnorjav, zelenorjav, zelen ali rdeč
razkolnost
slaba do dobra prizmatska razkolnost po{110}, ki v zbruskih
ponavadi ni vidna
oblika zrn in
habitus
Značilna je klinasta oblika kristalov, ki so omejeni s prizmami
{111} in {110} ter pinakoidoma {100} in {001}. Pogosta so
tudi euhedralna zrna rombastih presekov in anhedralna zrna.
dvojčki
potemnitev
enostavni dvojčki po {100}. Dvojčične lamele po {221} so
redkejše in posledica tektonskih deformacij.
odvisna od preseka:
simetrična: prečni preseki
poševna: preseki vzporedni z (010); kot potemnitve glede na
razkolne razpoke: X:a = -6 do -21°; Z:c = 36 do 51°, Y = b
trdota / gostota
H = 5 - 5.5
G = 3.45 - 3.55
V mikroskopskih preparatih ga ločimo po visokem reliefu, zelo visokem dvolomu in
po obliki zrn, ki je tipična za sfen (rombasta oblika kristalov). Uran, torij in redke
zemlje (REE) lahko v manjši meri zamenjujejo Ca2+.
Nastopanje
Titanit je pogost akcesorni mineral v skoraj vseh magmatskih kamninah in je lahko
glavni nosilec Ti. V magmatskih kamninah je najbolj pogost v sienitih, monzonitih,
214
granodioritih in dioritih, kjer nastopa skupaj z ostalimi mafičnimi minerali, kot sta
biotit in rogovača. Izmed predornin ga vsebujejo največ fonoliti. V metamorfnih
kamninah je pogost v bolj bazičnih predstavnikih kot so naprimer amfiboliti. Najdemo
ga tudi v težki mineralni frakciji klastičnih sedimentov.
Topaz
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Topaz Al2(F, OH)2SiO4
rombičen
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
barva v zbruskih
pleohroizem
nx = 1.606 - 1.635
ny = 1.609 - 1.637
nz = 1.616 - 1.644
nz - nx = 0.008 - 0.011
jasen pozitiven
44 - 68°
bela 1. reda z odtenkom rumene barve
običajno je brezbarven, v debelih preparatih je lahko rahlo
obarvan in slabo pleohroičen
slab
X = Y = odtenki rumene barve
Z = odtenki rožnate barve
razkolnost
oblika zrn in
habitus
odlična po {001}
Zrna so ponavadi stebričasta do igličasta. Osnovni preseki zrn
so običajno kvadrat, lahko pa tudi pravilni osemkotnik. Pogosta
so tudi povsem anhedralna zrna ali nepravilna polja.
dvojčki
potemnitev
215
redki po {010}
odvisna od preseka:
paralelna - prava: v podolgovatih presekih
simetrična: v osnovnih presekih
trdota / gostota
H = 8 G = 3.49 - 3.57
Ostale mikroskopske zančilnosti
V mikroskopskih preparatih je podoben kremenu, le da je dvoosen in ima večji relief
ter jasno izraženo razkolnost. Pri procesih preperevanja je relativno obstojen. Pri
hidrotermalnin spremembah preide v drobnozrnato belo sljudo (sericit), glino ali
fluorit.
Nastopanje
Pogost je tako v predorninah kot globočninah. Lepo oblikovana zrna v riolitih pogosto
vsebujejo mehurčke ali prazne pore. Velike količine topaza so lahko v pegmatitih.
Topaz najdemo tudi v visokotemperaturnih hidrotermalnih rudiščih volframa, kositra
molibdena in zlata. Nastopa tudi v hidrotermalno spremenjenih kamninah v bližini
granitnih intruzij. Ker je odporen na preperevanje, je pogost kot detritični mineral v
klastičnih kamninah.
216
Cirkon
optične lastnosti
enoosen
+
singonija
Cirkon - ZrSiO4
tetragonalen
lomni količnik
nr = 1.920 - 1.960
ni = 1.967 - 2.015
dvolom
ni - nr = 0.036 - 0.065
relief
kot 2V
-
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
3. ali 4. reda
brezbarven do bledo rjav. Zaradi visokega reliefa je barva
temnejša in težko prepoznavna. Nekatera zrna so nekoliko
motna ali pa kažejo koncentrične barvne kroge.
slab
zrna so nekoliko temnejša, kadar je c os vzporedna z nihajno
smerjo polarizatorja
slaba prizmatska po {110} in bipiramidalna po {111}
Euhedralni do subhedralni tetragonalni kristalčki, razpotegnjeni
vzdolž c osi in zaključeni z bipiramido.
običajno niso razviti
potemnitev
paralelna - prava
trdota / gostota
H = 7.5
G = 4.67
217
V mikroskopskih preparatih ga prepoznamo kot majhna zrna z visokim reliefom in
visokimi interferenčnimi barvami, ki običajno tvorijo vključke v drugih mineralih.
Cirkonove vključke v biotitu, cordieritu in rogovači ponavadi zaradi radioaktivnega
razpada Th, U in drugih radioaktivnih elementov prisotnih v cirkonu obdajajo temni
robovi. Rutil je temnejši in ima večje lomne količnike in dvolom. Titanit ima
drugačno obiko, je dvoosen in ima tudi večji dvolom.
Nastopanje
Cirkon je zelo pogost v magmatskih, sedimentnih in metamorfnih kamninah.
Večinoma nastopa v obliki drobnih, idiomorfnih, tetragonalnih zrn prizmatskega
habitusa. Izmed magmatskih kamnin ga vsebujejo predvsem graniti, sieniti,
granodioriti, pegmatiti in sorodne kamnine. Bolj redek je v mafičnih kamninah. V
metamorfnih kamninah je pogost predvsem v sljudnih skrilavcih, gnajsih, kvarcitih in
metamorfoziranih sedimentih in magmatskih kamninah, ki so vsebovale cirkon že
prej. Redek je v metamorfoziranih karbonatnih kamninah. Ker je odporen na
preperevanje, je zelo pogost tudi v težki frakciji sedimentnih kamnin.
SOROSILIKATI
SKUPINA EPIDOTA
Epidotovo skupino sestavljajo kalcijevi alumosilikati s splošno formulo X2Y3
(SiO4)(OH) v kateri je X vedno Ca, včasih deloma nadomeščen z Mn ali REE (redke
zemlje). Y je pretežno Al, ki je včasih delno nadomeščen z Fe3+, Ti ali Mn. Poleg tega
je lahko tudi manjši del Si nadomeščen z V ali P.
218
Minerali epidotove skupine so deloma rombični, deloma monoklinski. Med rombične
spadata zoisit in thulit, med monoklinske pa klinozoisit, epidot, piemontit in allanit
ali ortit. Njihove formule so podane v tabeli:
Rombični
Kemijska formula
zoisit
Ca2Al3(SiO4)3(OH)
thulit
Ca2(Al, Fe3+, Mn)3(SiO4)3(OH)
Monoklinski
Kemijska formula
klinozoisit
Ca2Al3(SiO4)3(OH)
epidot
piemontit
Ca2(Al, Fe3+)3(SiO4)3(OH)
Ca2(Al, Fe3+, Mn)3(SiO4)3(OH)
allanit (Nesse, 1991)
(Ca, Ce, La)2(Al, Fe2+, Fe3+)3O (Si2O7)(OH)
ortit (Ilić in Karamata,
1963)
(Ca, Ce, La)2(Al, Fe3+, Mn3+)3 (SiO4)3(OH)
Zoisit
Poznamo dve vrsti zoisita: α - zoisit, ki je brez železa in β - zoisit, ki vsebuje železo.
V α-zoisitu je namreč železa le od 0 do 2-3%, medtem ko vsebuje β - zoisit železa več
kot 2-3% železa. Zoisit brez železa kaže nenavadno indigomodro interferenčno barvo,
medtem ko so za zoisit z železom značilne normalne interferenčne barve. S povečano
vsebnostjo železa naraščata dvolom in lomni količnik. Optično orientacijo α in β
zoisita vidimo na sliki 55.
length fast
219
length fast / slow
Slika 55. Optična orientacija α in β zoisita (Nesse, 2000).
optične lastnosti
Zoisit Ca2Al3(SiO4)3(OH)
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz
dvoosen
nx = 1.685 - 1.705
singonija
+
rombičen
ny = 1.688 - 1.710
nz = 1.697 - 1.725
nz - nx = 0.005 - 0.020
močan pozitiven
0 - 30° če je ravnina optičnih osi vzporedna z (010) (α - zoisit)
0 - 69° če je ravnina optičnih osi vzporedna z (001) (β - zoisit)
α - zoisit: pogosto indigomodra v presekih vzporedni z (100)
ali zelenorumena
β - zoisit: siva 1. reda do modra 2.reda
barva v zbruskih
večinoma brezbarven, lahko pa tudi siv do sivozelen ali
zelenorjav
thulit - rožnat
pleohroizem
ni opazen do slab
X = bledorožnat, Y = brezbarven, Z = bledorumen
thulit: X = rožnat, Y = bledorožnat ali brezbarven, Z =
bledorumen
razkolnost
odlična vzporedno z {100}; slaba vzporedno z {001}
oblika zrn in
habitus
Zoisit tvori večinoma anhedralna do euhedralna, pa tudi
stebričasta, paličasta ali vlaknata zrna in zrnate agregate.
Včasih vsebuje drobne vključke igličastega amfibola.
dvojčki
potemnitev
220
ne nastopajo
prava
"-zoisit: X = b, Y = a, Z = c; optična ravnina je (100)
$-zoisit: X = a, Y = b, Z = c; optična ravnina je (010)
trdota / gostota
H=6
G = 3.15 - 3.36
Zoisit prepoznamo v presevni svetlobi po paličastih zrnih s prečno razkolnostjo po
(010), visokem reliefu, majhnem dvolomu in pravi potemnitvi. Od epidota se loči po
tem, da je brezbarven in ima manjši dvolom, od klinozoisita pa po pravi potemnitvi in
manjšim kotom 2V. Za zoisit brez železa je značilna nenavadna indigomodra
interferenčna barva. Vezuvianit je podoben zoisitu, le da je enoosen in ima razkolnost
po (110).
Nastopanje
Zoisit je sorazmerno redek mineral in nastopa predvsem v metamorfnih kamninah. V
magmatskih kamninah je produkt hidrotermalnih sprememb in je vezan za bazične
kamnine. Je sestavni mineral saussurita, ki je nastal pri spremembi bazičnih
plagioklazov v sausuritiziranih gabrih in bazaltih pa tudi v nekaterih magmatskih
kamninah srednje sestave. Kot akcesorni mineral lahko nastopa v nekaterih mafičnih
in ultramafičnih magmatskih kamninah. V metamorfnih kamninah je vezan za
amfibolite, eklogite, predvsem pa za regionalno in kontaktno metamorfozirane
magnezijeve apnence in marmorje ter različne metamorfne skrilavce. Saussurit je
drobnozrnat agregat zoisita (ali klinozoisita in epidota), albita, ortoklaza...
Thulit je Mn-zoisit. Je zelo redek. V presevni svetlobi ga prepoznamo po močnem
pleohroizmu. Običajno ga najdemo v pegmatitih in hidrotermalnih žilah.
221
Klinozoisit
Klinozoisit predstavlja zvezni člen med epidotom in zoisitom glede na vsebnost
železa. V kolikor je do 10% Al zamenjano z železom, imenujemo mineral klinozoisit,
če pa je vsebnost železa večja, do 40%, pa je ta mineral epidot.
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Klinozoisit Ca2Al3(SiO4)3(OH)
monoklinski
length fast / slow
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vz,x
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
nx = 1.703 - 1.715
ny = 1.707 - 1.725
nz = 1.709 - 1.734
nz - nx = 0.004-0.023
močan pozitiven
1. reda do 2. reda,
siva barva je modrosiva do modra, rumena je zeleno rumena
brezbarven, drobci epidota, bogatega z Fe, so svetlo
rumenozeleni in nekoliko pleohroični.
slab
X = brezbarven, bledorumen, bledozelen, Y = rumenozelen,
lahko tudi zelen do rožnat, Z = bledo rumenozelen, lahko tudi
zelen do rdeč
odlična po {001}
oblika zrn in
habitus
euhedralna do subhedralna paličasta zrna ali zrnati agregati.
Zrna so pogosto rombastih in pravokotnih pa tudi šestkotnih
presekov in conarna. Anhedralna zrna so redka.
dvojčki
potemnitev
222
redki, polisintetske dvojčične lamele po {100}
odvisna od preseka:
paralalna - prava: vzporedno z razkolnimi razpokami po
(001)
poševna: v presekih vzporednih z (010) - kot potemnitve: X:c
= 0 - 85º, Y = b, Z:a = 0 - 25°, lahko celo 60º
trdota / gostota
H = 6 - 7 G = 3.25 - 3.37
V mikroskopskih preparatih ga prepoznamo po obliki zrn in po tem, da je brezbarven.
Zanj so značilni
pravokotni in rombasti preseki z jasno izraženimi razkolnimi
razpokami. Od zoisita se loči po poševni potemnitvi, od epidota po tem, da je povečini
brezbarven, optično pozitiven in da ima manjši dvolom ter manjše lomne količnike.
Allanit je ponavadi rjavkast, piemontit pa rožnat.
Nastopanje
Klinozoisit in epidot nastaneta pri kontaktnometamorfnih in dinamometamorfnih
procesih, pa tudi pri metasomatozi. Tvori se tudi pri hidrotermalnih in
pneumatolitskih procesih (sausuritizacija in kloritizacija). Pojavlja se skupaj z
epidotom, amfiboli, granati in vezuvianom. Skupaj z epidotom nastopa v kvarcitih,
različnih metamorfnih skrilavcih, filitih, gnajsih, marmorjih, skarnih in rogovcih.
Epidot
Kot smo že omenili, je epidot kalcijev alumosilikat, v katerem je del aluminija
zamenjan s trovalentnim železom. Često je conarne zgradbe, pri čemer je jedro
običajno sestave klinozoisita, zunanji del pa od pistacita. Z zamenjavo Al z Mn3+ in
Fe3+ pride epidot v piemontit.
optične lastnosti
dvoosen
223
-
singonija
Epidot Ca2(Al, Fe3+)3(SiO4)3(OH)
monoklinski
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
nx = 1.715-1.751
ny = 1.725-1.784
nz = 1.734-1.797
nz - nx = 0.012 - 0.049
močan pozitiven
žive barve 2. in 3. reda. Večajo se z naraščajočo vsebnostjo
železa.
brezbarven, bledorumen do zelenkast
slab
X = brezbarven, Y = zelenorumen, zelenorjav, Z = bledozelen,
rumenozelen
odlična vzporedna z {001}, slaba vzporedno z {100}.
Pogosti so euhedralni igličasti agregati ali stebričasta zrna
razpotegnjena v smeri {010}. Velikokrat kažejo šesterokotne
preseke. Pogosto je tudi masiven ali v obliki anhedralnih
drobnozrnatih agregatov. Zrna so tudi conarna. Kot vključke
lahko vsebuje neprozorne minerale, kremen, klorit, albit in
rutil.
redki, polisintetske dvojčične lamele s smerjo {100}
potemnitev
224
odvisna od preseka:
poševna: preseki vzporedni z drugim pinakoidom (010)
potemnijo poševno glede na razkolne razpoke po {001}; kot
potemnitve: X:c je od 0 - 15°, Y = b, Z:a = 25 - 40º
trdota / gostota
H = 6-7
G = 3.35 - 3.45
V mikroskopskih preparatih ga prepoznamo po močnem reliefu, živih interferenčnih
barvah in praviloma po pravi potemnitvi. Po teh značilnostih se loči od sorodnih
mineralov kot sta zoisit in klinozoisit, ki imata manjši dvolom, pogosto pa tudi
nenavadne modre interferenčne barve.
Nastopanje
Epidot je zelo pogost mineral metamorfnega in hidrotermalnega izvora. V vulkanskih
kamninah je nastal pri kasnejših poznomagmatskih ali postmagmatskih procesih, pri
katerih so imele pomembno vlogo hidrotermalne raztopine. V bazaltih lahko
zapolnjuje skupaj z avgitom, aktinolitom, grosularjem in sfenom votlinice. V
albitiziranih bazaltih (spilitih) nastopa skupaj z albitom, kloritom, aktinolitom in
kalcitom. V globočninah tvori žilice ali pa masivna polja. V nekaterih magmatskih
kamninah je primarni akcesorni mineral. V hidrotermalno spremenjenih magmatskih
kamninah lahko nadomešča plagioklaze, rogovačo, biotit in avgit. V metamorfnih
kamninah nizke stopnje metamorfoze je lahko nastal bodisi pri progresivni ali
retrogradni metamorfozi. Pri retrogradni metamorfozi nastaja iz kalcijevih
alumosilikatov npr. bazičnih plagioklazov, amfibolov, avgita. Najdemo ga tudi v
kontaktno metamorfnih kamninah - rogovcih in kvarcitih.
225
Allanit
Allanit je precej spremenljive sestave. Vsebuje lahko tudi druge redke zemlje, pa tudi
F, P, Th in U.
optične lastnosti
dvoosen
- /+
singonija
Allanit (Ca, Ce, La)2
(Fe2+, Fe3+, Al)3 (SiO4)3 (OH)
monoklinski
length fast / slow
lomni količnik
dvolom
nx = 1.690 - 1.791
ny = 1.700 - 1.815
nz = 1.706 - 1.828
nz - nx = 0.013 - 0.036
relief
kot 2V
2Vx = 40-90° (pozitivni), 2Vz = 90-57° (negativni)
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
niso višje od sredine 2. reda
rjavkasto rumen do rjav, pogosto tudi brezbarven ali zelenkast
močno pleohroičen
X = rdečkasto rjav, Y = temno rjav do rjavkasto rumen, Z =
temno rdečkastorjav ali zelenorjav.
dobra po {001}, slaba po {100} in {110}
Allanit tvori običajno subhedralna do euhedralna, igličasta in
tabličasta zrna razpotegnjena v smeri osi b. Nastopa tudi v
nepravilnih anhedralnih zrnih in zrnatih agregatih. Zrna so
lahko tudi conarna.
dvojčki
potemnitev
226
redki, dvojčična ravnina je {100}
odvisna od preseka:
paralelna - prava: vzporedno z b osjo
poševna: v presekih vzporednih z (010) ,
kot potemnitve X:c = 1 - 47º, Y = b, Z:a = 26 - 72°
trdotagostota
H = 5 - 6.5 G = 3.4 - 4.2
V presevni svetlobi je podoben rogovači, vendar ne kaže za amfibole značilne
razkolnosti, optične orientacije in habitusa. Zanj so značilni močan relief in temne
barve. Pogosto je radioaktiven, zato njegove vključke v biotitu, kloritu ali rogovači
pogosto obdaja pleohroična avreola.
Nastopanje:
Kot akscesorni mineral je značilen za granite, aplite, sienite, nefelinove sienite,
granodiorite, diorite in pegmatite. Najdemo ga tudi v nekaterih predorninah
granitoidne sestave. Nastopa tudi v metamorfnih kamninah, kot so marmorji
kontaktnometamorfnega nastanka, skarni, metamorfni skrilavci, gnajsi, migmatiti in
amfiboliti. Vsebuje ga tudi eklogit.
227
Piemontit
optične lastnosti
dvoosen
+
singonija
Piemontit Ca2(Al, Fe3+, Mn)3(SiO4)3(OH)
monoklinski
length fast / slow
lomni količnik
dvolom
nx = 1.725 - 1.794
ny = 1.730 - 1.813
nz = 1.750 - 1.860
nz - nx = 0.028 - 0.082
relief
kot 2V
50-86°
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
rumena, rožnata, vijolična 1. reda
rožnata, rdeča, vijolično rdeča
jasen
X = bledorumen, rumen, zelenrumen, oranžen, zlatorumen,
bledordeč, vijoličen, Y = bledovijoličen, vijoličen, rožnat,
temnordeč, Z = temnordeč, rjavordeč, svetlorožnat, rožnat
odlična po {001}, slaba po {100}; možne so tudi razpoke
pravokotno na os b
Pogosta so euhedralna stebričasta in igličasta zrna vzporedna z
osjo b ter vlaknati in radialno žarkoviti agregati. Prečni preseki
zrn so šesterokotnih oblik. Conarno zgrajena zrna so v jedru
piemontit na robu pa zoisit. Kot vključke lahko vsebujejo
kremen.
redki: dvojčične lamele po {100}
potemnitev
228
odvisna od preseka:
poševna: prečni preseki, kot potemnitve: X:c = 2-9°, Y = b,
Z:a = 27-35°
trdota / gostota
H = 6 - 6.5
G = 3.40 - 3.52
V mikroskopskih preparatih ga ločimo od manganovih epidotov, ki so optično
negativni, po njegovem pozitivnem značaju.
Nastopanje
Piemontit nastopa v glavnem kot metamorfni mineral v različnih metamorfnih
skrilavcih nizke do srednje stopnje metamorfoze. Zato ga vsebujejo filiti ter kloritni in
glavkofanski skrilavci. Hidrotermalnega nastanka je v nekaterih hidrotermalno
spremenjenih vulkanskih kamninah in v manganovih rudiščih hidrotermalnega in
metamorfnega izvora. Kot sekundarni mineral se pojavlja v felzitih, riolitih, riolitnih
porfiritih in andezitih, kjer tvori običajno igličasta nakopičenja ali sferulite.
CIKLOSILIKATI
TURMALINOVA SKUPINA
Minerali turmalinove skupine imajo zelo kompleksno in spremenljivo kemično
sestavo. Njihova splošna formula naj bi bila: WX3Y6[Si6O18](BO3)3(O, OH, F)4 pri
čemer je W običajno Na, v manjši meri pa tudi Ca ali K. Kationa X sta predvsem Mg
in Fe, redkeje Mn, Li in Al. Y je najpogosteje Al, v manjši meri pa tudi Fe3+ ali Mg.
Glede na prevladujoče glavne prvine ločimo:
uvit
ali Ca-Mg turmalin
dravit
ali Na-Mg turmalin
šorlit
ali Na-Fe turmalin
elbait
ali Na-Li
tsilait
ali Na-Mn turmalin
229
turmalin
Šorlit in dravit tvorita izomorfno kristalno raztopino v vseh razmerjih. Isto velja tudi
za šorlit in elbait, medtem ko dravit in elbait ne tvorita izomorfnih raztopin.
Najpomembnejši turmalini, ki si jih bomo podrobneje pogledali so: dravit, šorlit in
elbait. Njihova barva je odvisna od kemične sestave. Zrna so pogosto conarno
zgrajena. Conarnost je posledica kemične sestave.
Dravit
V nekaterih različkih je običajno nekaj Mg nadomeščenega z Fe2+ tako, da
predstavljajo že prehod v šorlit. V rjavih turmalinih pa je lahko Ca deloma ali
popolnoma nadomeščen z Na tako, da ti prehajajo v uvit.
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Dravit NaMg3Al6[Si6O18](BO3)3
(O, OH, F)4
heksagonalen
(trigonalen)
length fast
230
ni = 1.612 - 1.630
lomni količnik
Lomna količnika in dvolom so odvisni od kemične sestave. Z
naraščajočo vsebnostjo Fe in Ca naraščata tako lomna
količnika kot dvolom.
dvolom
ni - nr = 0.019 - 0.026
relief
močan pozitiven
kot 2Vx
barva v zbruskih
visoke 1. reda do nizke 2. reda; običajno so zakrite zaradi
lastne barve minerala.
različni odtenki rjave in rumene barve, lahko je tudi brezbarven
zelo močan
i = brezbarven do bledo rumen
r = svetlorumen do temno rumenorjav
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
nr = 1.631 - 1.655
ni razvita; opazne so razpoke pravokotno na os c. Včasih
opazimo tudi školjkast lom.
Prevladujejo euhedralna, prizmatska pa tudi igličasta zrna,
razpotegnjena v smeri c osi. Preseki pravokotni na c os imajo
obliko sferičnih trikotnikov. Igličasta zrna lahko tvorijo
radialno žarkovite agregate.
redki: dvojčična ravnina je {101} ali {401}
potemnitev
trdota / gostota
prava
H=7
G = 3.03 - 3.25
Podoben je hondroditu, ki se včasih pojavlja v paragenezi z dravitom, vendar ga od
njega zlahka ločimo, saj je hondrodit dvoosen in optično pozitiven.
Nastopanje
Dravit je značilen za metasomatsko spremenjene dolomitne apnence iz kontaktne
cone. Manj pogost je v adinolah. Skupaj z njim lahko nastopa apatit, tremolit,
231
skapolit, hondrodit, serpentin in špinel. Dravit najdemo tudi v bazičnih magmatskih
kamninah skupaj z axinitom in datolitom.
Šorlit
Mineral vsebuje variabilno količino Mg, Fe2+, Cr in Ti. Poleg tega je lahko del Na
nadomeščen s Ca.
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Šorlit NaFe3Al6[Si6O18](BO3)3
(O, OH, F)4
heksagonalen
(trigonalen)
ni = 1.625 - 1.650
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
nr = 1.655 - 1.675
Lomna količnika in dvolom so odvisni od kemične sestave. Z
naraščajočo vsebnostjo Fe, Cr in Ti naraščata tako lomna
količnika kot dvolom.
ni - nr = 0.025 - 0.035
močan pozitiven
-
višje 1. reda do srednje 2. reda, ki so običajno so prekrite zaradi
lastne barve minerala
barva v zbruskih
različni odtenki sive, sivorjave, modre, modrozelene, zelene,
olivnozelene, rožnate ali črne barve. Z naraščajočo vsebnostjo
Fe postanejo barve bolj izrazite. Barva zavisi tudi od
prisotnosti bakra (modra, modrozelena) ali kroma
(temnozelena)
232
zelo močan
pleohroizem
i
brezbarven
svetlosiv
rjavorumen
svetlomoder
svetlozelen
zelen
rjavosiv
svetlosiv
rjavorumen
r
siv
temnosiv
olivnorjavorumen
temnomodr
temnozelen
modr
temnozelen
črn
črn
preseki pravokotni na c os niso pleohroični
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
ni razvita; pogoste so razpoke prečno na c os in školjkast lom
Pogosta so euhedralna zrna podolgovatih presekov,
razpotegnjenih v smeri osi c. Preseki pravokotni na c os imajo
obliko sferičnih trikotnikov. Opazujemo tudi stebričasta in
igličasta zrna, vlaknate agregate, grafična preraščanja s
kremenom in iglice turmalina kot vključke v drugih mineralih,
predvsem kremenu, glinencih in sljudah. Zrna so pogosto
conarna.
redki: dvojčična ravnina je {101} ali {401}
potemnitev
trdota / gostota
prava
H=7
G = 3.03 - 3.25
Edino biotit in rogovača imata tako močan pleohroizem kot šorlit, vendar ju ločimo
od šorlita po tem, da imata oba zelo dobro razkolnost.
Nastopanje
Šorlit je kot akcesorni mineral pogost v granitoidnih kamninah in granitoidnih
pegmatitih. Nastaja tudi pri pnevmatolitskih procesih in metasomatozi, ki so jo
povzročile z B bogate raztopine. Izloča se tudi iz visokotemperaturnih hidrotermalnih
raztopin. Granite, ki so močno nadomeščeni s turmalinom imanujemo luxullianite.
Nadalje je prisoten v grajzenih, kjer nastopa skupaj s topazom in kasiteritom.
233
Vsebujejo ga tudi nekateri metamorfni skrilavci, gnajsi in filiti. Kot detritični material
je pogost v težki frakciji. V sedimentnih kamninah je lahko tudi avtigenega nastanka.
Elbait
Elbait je alkalni turmalin relativno bogat z Al in reven z Mg. vsebuje tudi nekaj Fe2+
in nekoliko več Mn. Na je v manjši meri lahko nadomeščen s Ca. Vsebnost Fe3+ je
minimalna ali pa nična.
Med elbaite prištevamo tudi obarvane različke turmalina:
achroit - brezbarvni turmalin
rubellit - rdeči turmalin
verdelit - zeleni turmalin
indigolit - modri turmalin
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Elbait Na(Li, Al)3Al6[Si6O18](BO3)3
(O, OH, F)4
lomni količnik
dvolom
relief
heksagonalen
(trigonalen)
ni = 1.615 - 1.632
nr = 1.635 - 1.650
ni - nr = 0.015 - 0.025
lomna količnika in dvolom naraščajo z vsebnostjo železa
jasen pozitiven
kot 2Vx
-
barva v zbruskih
visoke barve 1. reda do nizke 2. reda
brezbarven do slaboobarvan, barve so svetlejše kot pri šorlitu
zelo močan
barve so svetlejše kot pri šorlitu
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
234
ni razvita; opazne so razpoke pravokotno na c os.
Prevladujejo euhedralna, prizmatska zrna razpotegnjena v
smeri osi c. Pravokotni preseki na c os imajo obliko sferičnih
trikotnikov. Pojavljaja se tudi v igličasti agregati.
dvojčki
redki; dvojčična ravnina je {101} ali {401}
potemnitev
prava
trdota / gostota
H=7
G = 3.03 - 3.25
Izmed vseh turmalinov ima najmanjša lomna količnika in najmanjši dvolom. Od
apatita ga ločimo po večjem dvolomu.
Nastopanje
Značilen je za nekatere granitoidne pegmatite. Nastopa skupaj z lepidolitom,
cleavelanditom, cookeitom, spodumnom in alkalnim berilom.
KARBONATI
Karbonati so zelo pomembna skupina mineralov, ki jih najdemo v različnih okoljih.
Ločimo tri skupine karbonatov:
1. Kalcitovo - rodohrozitovo
CaCO3 - MnCO3
2. Dolomitovo - ankeritovo CaMg(CO3)2 - Ca(Mg, Fe) (CO3)2
235
3. Magnezitovo - sideritovo MgCO3 - FeCO3
V magmatskih in metamorfnih kamninah nastopata v glavnem dva karbonata: kalcit in
dolomit.
Kalcit
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Kalcit CaCO3
heksagonalen
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
barva v zbruskih
pleohroizem
nr = 1.658
ni = 1.486
ni - nr = 0.172
jasen pozitiven do jasen negativen
(glede na orientacijo se močno spreminja)
kalcit iz metamorfnih kamnin je lahko tudi dvoosen
in ima kot 2Vx okrog 15°
bela barva višjega reda
brezbarven
zaradi velikega dvoloma opazimo močno psevdoabsorbcijo
razkolnost
odlična: romboedrska po { 10 1 1 }; razkolne razpoke se sekajo
pod kotom 74°57'.
oblika zrn in
habitus
V kamninah nastopa običajno v anhedralnih zrnih in nepravilnih
poljih. Lahko je tudi euhedralen in sicer v obliki skalenoedričnih
in romboedričnih zrn.
dvojčki
potemnitev
236
pogosti: polisintetske lamele po { 01 1 2 }, enostavni dvojčki po
{ 0001 }, redko tudi po { 10 1 1 } in { 0 2 21 }. Polisintetske
dvojčične lamele so lahko posledica pritiskov bodisi zaradi
tektonike ali pa pri pripravi preparatov. Običajno so tanke in
kažejo interferenčne barve 1. reda.
poševna ali simetrična - glede na razkolne razpoke
trdota / gostota
H=3
G = 2.71
V zbruskih ga prepoznamo po tem, da je brezbarven z izrazito psevdoabsorbcijo in
polisintetskimi dvojčičnimi lamelami. Nadalje se odlikuje po značilni romboederski
razkolnosti, negativnem optičnem značaju in beli interferenčni barvi višjega reda.
Rombični karbonati so dvoosni in imajo značilno romboedrsko razkolnost. Od ostalih
karbonatov ga najlažje ločimo z barvanjem (Friedman, 1959; Wolf et al., 1967;
Warne, 1962).
Nastopanje
Kalcit je zelo razširjen kamninotvoren mineral. Značilen je predvsem za sedimentne
kamnine. V magmatskih kamninah je redek. Vsebujejo ga nekatere s kremenico revne
alkalne magmatske kamnine, bogate z nefelinom in drugimi glinenčevimi nadomestki.
Nadalje ga najdemo v porah nekaterih vulkanskih kamnin in kot bistveni mineral v
karbonatitih (sövitu). Kot sekundarni mineral je v magmatskih kamninah nastal pri
preperevanju ali hidrotermalnih spremembah plagioklazov. Pogost je v metamorfnih
kamninah, ki so nastale pri metamorfozi s karbonati, bogatih sedimentnih kamnin. Je
glavni kamninotvorni mineral v marmorjih, kjer nastopa skupaj z wollastonitom,
granati, olivinom, diopsidom, idokrazom, tremolitom, epidotom in drugimi Ca silikati.
237
Dolomit
Dolomit tvori trdo izomorfno kristalno raztopino z ferodolomitom CaFe(CO3)2 tako,
da je meja med dolomitom in ankeritom Ca(Mg, Fe)(CO3)2 pri 20 % CaFe(CO3)2.
Naravni ankerit lahko vsebuje do 75 % ferodolomita. Sestave z več železa v naravi
običajno ne nastopajo. Mg je lahko zamenjan v veliki meri tudi z manganom, saj
obstaja tudi trdna izomorfna raztopina med dolomitom in ankeritom ter kutnahoritom
CaMn(CO3)2.
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Dolomit CaMg(CO3)
heksagonalen
lomni količnik
dvolom
relief
kot 2Vx
interferenčne
barve
nr = 1.679 - 1.690
ni = 1.500 - 1.510
ni - nr = 0.179 - 1.82
močan pozitiven, pri zasuku mizice se spreminja glede na
orientacijo zrna
bela do siva višjega reda
barva v zbruskih
brezbarven; zaradi preperevanja so različki bogati z železom
rjavkasti (prisotnost Fe hidroksidov in oksidov)
pleohroizem
zaradi velikega dvoloma opazimo močno psevdoabsorbcijo
razkolnost
Odlična romboedrska po { 10 1 1 }, značilna tudi za ostale
romboedrske karbonate.
oblika zrn in
habitus
238
Dolomitova zrna so običajno romboedrična z bolj ali manj
zakrivljenimi ploskvami. Bolj pogosto nastopa v debelo ali
drobnozrnatih agregatih, včasih pa tudi v stebričastih ali
vlaknatih zrnih, naprimer v oolitih.
dokaj pogoste dvojčične lamele po { 02 2 1 }; enostavni dvojčki
po {0001}, { 11 2 0 }, { 10 1 1 } ali { 10 1 0 }.
dvojčki
potemnitev
poševna ali simetrična - glede na razkolne razpoke
trdota / gostota
H = 3.5 - 4
G = 2.86 - 2.93
Dolomit pogosto nastopa skupaj s kalcitom v apnencih, dolomitih, marmorjih in
sorodnih kamninah. Med seboj jih po optičnih lastnostih le s težavo ločimo. Zato se
poslužujemo barvanja z alizerinom, ki obarva kalcit rdeče, dolomit pa ne. Za ločitev
dolomita od kalcita pod mikroskopom si velja zapomniti:
a) dolomit je pogosteje euhedralen kot kalcit
b) kalcit ima pogosteje razvite dvojčke
c) dolomit ima večja lomna količnika
d) dolomit je zaradi primesi železa lahko nekoliko obarvan, medtem, ko je
kalcit praviloma brezbarven
e) potek dvojčičnih lamel je pri kalcitu drugačen, kot pri dolomitu
Nastopanje
Dolomit je podobno kot kalcit značilen za sedimentne kamnine. V magmatskih
kamninah nastopa kot primarni mineral v karbonatitih (böforsit). Kot sekundarni
mineral je hidrotermalnega nastanka in je posledica hidrotermalnih sprememb
mafičnih in ultramafičnih kamnin. Skupaj z njim nastopajo še ankerit, serpentin,
lojevec, magnezit in drugi Mg minerali. Izmed metamorfnih kamnin ga vsebujejo
predvsem marmorji in druge metamorfozirane karbonatne kamnine. V paragenezi z
njim se pojavljajo še kalcit, lojevec, forsterit, tremolit, aktinolit in ostali Ca silikati.
239
FOSFATI
Apatit
Po kemijski sestavi je apatit Ca5(PO4)3 (F, Cl). Glede na to ali prevladuje fluor ali klor
ločimo fluor in klor apatit. V apatitu je lahko del Ca nadomeščen z Na, Mg, Fe, Sr,
Ba, Ce in CO32- oziroma (OH) skupino. Del PO4 pa je lahko zamenjaqn z AsO4, SO4
ali SiO4.
optične lastnosti
enoosen
-
singonija
Apatit Ca5(PO4)3 (OH, F, Cl)
heksagonalen
length fast
lomni količnik
dvolom
nr = 1.629 - 1.667
ni = 1.624 - 1.666
nr - ni = 0.001 - 0.007
relief
kot 2V
-
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
bela do siva 1. reda
brezbarven
ni opazen do slab
Apatit običajno ni pleohroičen. Slabo pleohroični so samo
obarvani primerki. Podolgovata zrna so temnejša, kadar so
vzporedna z nihajno ravnino polarizatorja. Barve so lastne
barve minerala.
slaba razkolnost po {001}, ki največkrat ni opazna
oblika zrn in
habitus
240
Večinoma opazujemo euhedralna do subhedralna, podolgovata
in stebričasta zrna bolj ali manj pravokotnih oblik in
heksagonalnih presekov. Pogosta so tudi anhedralna zrna in
zrnati agregati. Nekatera zrna sestojijo iz heksagonalnih prizm
običajno zaključenih s pinakoidom {001} ali bipiramido
{101}.
dvojčki
potemnitev
trdota / gostota
zelo redki
paralelna - prava
H=5
G = 2.9 - 3.5
V mikroskopskih preparatih ga ločimo po jasnem do močnem reliefu in nizkem
dvolomu. Na površini zrna ponavadi kaže rahlo zrnato strukturo z nežno pastelno
barvo. Granat je izotropen, topaz, sillimanit in andaluzit pa imajo večji dvolom in so
dvoosni. Zoisit ima višji relief in ponavadi tudi anomalne interferenčne barve. Beril
ima manjši lomni količnik. Barvni različki so lahko podobni turmalinu, vendar je
apatit, brez analizatorja, temnejši, kadar je daljša stran zrna vzporedna z ravnino
polarizatorja. Andaluzit je dvoosen, z bolj jasno izraženo razkolnostjo in nekoliko
večjim dvolomom.
Nastopanje
Apatit je pogost akcesorni mineral v večini magamtskih in metamorfnih kamnin. Je
najbolj pogost fosfat. Najdemo ga predvsem v magmatskih kamninah kisle do bazične
sestave, medtem ko je v peridotitih bolj redek. Zelo pogost je tudi v karbonatitih. Zrna
so ponavadi zelo majhna in vidna le pod mikroskopom. V granitskih pegmatitih,
skarnih, marmorjih in nekaterih gnajsih tvori večja zrna. Od metamorfnih kamnin ga
največ vsebujejo gnajsi, različni metamorfni skrilavci in kontaktno metamorfni
marmorji. Pogost je tudi kot detritični mineral v klastičnih sedimentnih kamninnah.
Klor-apatit in karbonat-apatit sta glavni sestavini kolofana v fosfatnih apnencih,
skrilavih glinavcih in v fosfatih.
241
OKSIDI
Rutil
optične lastnosti
enoosen
+
singonija
Rutil - TiO2
tetraedričen
length slow
lomni količnik
dvolom
nr = 2.605 - 2.613
ni = 2.899 - 2.901
ni - nr = 0.29
relief
kot 2V
-
barva v zbruskih
pleohroizem
razkolnost
oblika zrn in
habitus
dvojčki
bela barva višjih redov, ki se prekriva z barvo minerala
rumenkasto do rdečkasto rjava; primerki z večjo vsebnostjo Fe
so temnejši
slab
r - rumen do rjavkast
i - rjav do zelenorumen
zelo dobra prizmatska po {110}, dobra tudi po {010}
Prevladujejo euhedralna prizmatska zrna. Kristali so
podolgovate, tetragonalne prizme z bipiramidalnimi zaključki.
Pogosti so tudi igličasti ter vlaknati kristali in subhedralna ter
anhedralna zrna.
Pogosti so dvojčki po {101}, ki imajo obliko črke L. Včasih
nastopajo tudi ciklični dvojčki.
potemnitev
trdota / gostota
242
paralelna - prava
H = 6 - 6.5
G = 4.23 - 5.5
V mikroskopskih preparatih ga ločimo po barvi, izredno močnem dvolomu, zelo
visokem reliefu in obliki kristalov. Kasiterit mu je zelo podoben, vendar ima manjši
dvolom in lomni količnik. Drobno vlaknati sillimanit ima veliko manjši dvolom in ni
obarvan. Anatas in brucit sta polimorfna modifikacija rutila s podobno strukturo in
lastnostmi. Anataz je enoosen in negativen, brucit pa dvoosen in pozitiven.
Nastopanje
Rutil je zelo razširjen akcesorni mineral v večini magmatskih in metamorfnih kamnin.
Zaradi majhnih zrn, ga včasih zelo težko določimo. Ker je odporen na preperevanje,
ga najdemo v težki frakciji klastičnih sedimentov. Iglice rutila so pogosto vključki v
kremenu (rutilni kremen), sljudi in drugih mineralih. Zaradi njih ima kremen lahko
svilnat videz. Velika zrna rutila so pogosta v pegmatitih in v žilah bogatih s
kremenom in apatitom.
243
LITERATURA
1. Barič, L. and M. Tajder, (1967). Mikrofiziografija petrogenih minerala. Šolska
knjiga - Zagreb. Zagreb.
2. Dana, J. D., (1959). Dana's manual of Mineralogy, 17th edition. John Wiley & Sons,
Inc., London.
3. Deer, W. A., Howie, R. A. and J. Zussnan, (1967). An Introduction to the rock forming minerals. Longmans, Green and Co. LTD, London.
4. Drovenik, M. (1978). Mikroskopija rud in premogov. Univerza v Ljubljani,
Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo, Ljubljana.
5. Grafenauer. S., (1963). Petrologija. Univerza v Ljubljani, Fakulteta za naravoslovje
in tehnologijo, Ljubljana.
6. Heinrich, E. Wm. (1956). Microscopic Petrography. McGraw-Hill Book Company,
Inc., London.
7. Heinrich, E. Wm., (1965). Microscopic identification of minerals. McGraw-Hill
Book Company, London.
8. Hyndman, D. W., (1972). Petrology of Igneous and Metamorphic Rocks. McGrawHill Book Company, New York.
9. Ilić, M. and S. Karamata, (1963). Specialna mineralogija - deo prvi: Pregled
petrogenih minerala. Beogradski grafički zavod, Beograd.
10. Nesse, W. D., (1991). Introduction to Optical Mineralogy. Oxford Universitiy
Press, Oxford.
11. Nesse, W. D., (2000). Introduction to Mineralogy. Oxford Universitiy Press,
Oxford.
12. Philpotts, A. R., (1989). Petrography of Igneous and Metamorphic Rocks. Prentice
Hall International, London.
13. Ragland, P. C., (1989). Basic Analitical Petrology. Oxford Universitiy Press,
Oxford.
14. Rogers, A. F. and P. F. Kerr., (1942). Optical Mineralogy. McGraw-Hill Book
Company, New York.
15. Shelley, D., (1993). Igneous and Metamorphic Rock under the Microscope.
Universitiy Press, Cambridge.
16. Tröger, W. E., (1956). Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale. E.
Schweizerbart'sche Verlagbuchlandlung, Stutgart.
244
17. Tučan, F., (1957). Specialna mineralogija. Školska knjiga - Zagreb, Zagreb.
18. Wahlstrom, E. E., (1948). Igneous Minerals and Rocks. John Wiley & Sons, Inc.,
London.
19. Wahlstrom, E. E., (1969). Optical Crystalography. John Wiley & Sons, Inc.,
London.
20. Winchell, A. N. and H. Winchell, (1956). Element of optical Mineralogy - An
Introduction to Microscopic Petrography. John Wiley & Sons, Inc., London.

mikroskopija magmatskih in metamorfnih kamnin

Transcription

Similar documents

Spoznajmo prsti

Petrologija skripta

SL - Ludwig-Bölkow-Systemtechnik GmbH

Anton Bianchi in njegova zbirka fosilov, mineralov in