Плагиоклазы. 
Петрография. 
Основы кристаллооптики и породообразующие минералы

Систематика. Плагиоклазы (термин произошел от греческого словаplagios -косой, наклонный, так как плоскости спайности (001) и (010) в этом минерале наклоне! еы друг к другу) представляют собой ряд твердых растворов от а. добита (Ab) NaAlSi₃0₈ до анортита (An) CaAl₂Si₂0₈. Состав минералов этой группы принято выражай, содержанием анортитов ого компонента, получившим название номера шшгиоклаза. В соответствии с этим, в ряду' плагиоклазов в зависимости от содержания анортита (мол.%, в скобках) выделяют: альбит (0−10), олигоклаз (10−30), андезин (30−50), лабрадор (50−70), бптовннт (70−90) и анортит (90−100). Для того, тюбы указа н, состав плагиоклаза, рядом с символом минерала в ввде индекса ставят его номер. Например, запись Р1* (или, что-то же самое, Ап^) означает, что мы имеем дело с андезином с номером 46 (содержащим 46 мол.%аиорпггового компонент).

Слово «альбит» происходит от латинского albus (белый) и указывает на окраску минерала, в то время как слово «олигоклаз» имеет греческое происхождение от oligos (маленький) и klasis (излом), так как раньше считалось, что олигоклаз обладает менее совершенной спайностью, чем альбит. Термин «андезин» связан с названием гор Аида, где он встречается в андезитовых породах. Лабрадор получил свое название вследствие распространенности на побц) ежье Лабрадора (остров Святого Павла); битовниг назван по местности Битовп (ныне Оттава), Канада. Слово «анортит» состоит из греческой отрицательной приставки ап и корня orthos (прямой), что указывает на косую (трикшиную) форму его кристаллов.

По составу плагиоклазы подразделяются на кислые (альбит, олигоклаз), средние (андезин) и основные (лабрадор, битовнит, анортит), причем такое деление несет' генетическую на1рузку: в кислых породах встречаются кислые плагиоклазы, в сре;щихсредние, в основных — основные. Эго связано с условиями их образования, в первую очередь, с температурой. Как видно из диаграммы (рис. 79), минералы рассматриваемой хруппы кристаллизуются по принципу' nenpq) biBHbix твердых растворов, причем, по жепернмет аль.

янс. 79. Диаграмма равновесия плагиоклазов [Bowen, 1913]. Изменения составов расплава (А, В) и плагиоклаза (В, Г) вдоль линии ликвидуса и солидуса обсуждаются в тексте.

ным данным [Bowen, 1913; Schairer, Bowen, 1956], темпера1уракрнсталлизации анортита (1550°С) значительно П1) евышаеттемпературу кристаллизации чистого альбита (1118°С). Отметим, что, как и в случае магнезиально-железистых твердых растворов (оливин, пироксены и др.), данные значения температур следует рассматривать лишь как относительные, так как в природе кристаллизация этих минералов осуществляется при гораздо более низких температурах, из-за различной насыщенности магм летучими компонентами.

Структура членов плагноклазовой серии характеризуется триклинной симметрией и сходна со структурой альбита. Она представлена каркасом из связанных между собой тетраэдров (Si, Al)-0, пуст оты которого заполнены ионами Са и Na. В деталях структуры плагиоклазов являются более сложными и зависят от химического состава, условий кристаллизации и термальной истории плагиоклазсодержащих пород.

Плагиоклазы обычно являются малоупорядоченными из-за различного соотношения кремния и алюминия в крайних членах серии. За счет вхождения алюминия вместо кремния в состав плагиоклаза переход от упорядоченного альбита к упорядоченному анортиту невозможен, следовательно, полностью упорядоченные структурыв плагиоклазах промежуточного сосгава существовать не могут. Ионы Na⁺ и Са²⁺ близки по размеру и своим химическим характеристикам, и при охлаждении плагиоклазов может’скорее происход ить их упорядочение, чем распад. При этом упорядочение алюминия и кремния способствует распаду мшюрала i ia микроучастки (одеш со структурой типа ai юрн гга, другие — альбита). Таким образом, главный парадокс плагиоклазов заключатся в том, что процессы их Na-Ca и Si-Al упорядочения действуют в противоположных направлениях. Так как в минерале должен быть сохранен баланс зарядов, то эти процессы зависят друг от друга. Любое упорядочение кремния и алюминия в промежуток юм плагиоклазе oci ювывается на схеме упорядочашя шюрп повою типа, так как альбг новая схема не допускает оно гонения он км пения Al/Si от 1/3.

Существование высокои низкотемпературной форм альбита обуславливает появление по крайней мере двух серий плагиоклазов. Они были выявлены в диапазоне составов от АпоДО An₅₀ [Tuttle, Bowen, 1950], причем исследования фазового равновесия в этих сериях позволили установить, что строго непрерывный ряд твердых растворов во всем интервале составов существует только в высокотемпературной серин. Было также установлено, что существуют плагиоклазы со структурой, промежуточной между структурами, характерными для крайних членов высокои низкотемпературной серий. Имеются структурные доказательства того, что твердые растворы высокотемпературной серии состава Апо-Апэд характеризуются структурой высокого альбита, в то время как плагиоклазы состава Алдц-Апшо, охлажденные после нагрева до высоких температур, не обладают такими структурами. Этот факт связан, повидимому, с крайне быстрым превращением высокотемпературной формы в низкотемпературную.

Крайне интересное явление наблюдается в плагиоклазах состава АП| _₅— Aⁿ2i₂₅, которые обычно представляют собой субмикроскопические срастания натровых и кальциевых членов. При этом две фазы, образующие подобные срастания, по-видимому, обладают структурой и составом конечных членов ряда, т. е. структурой низкого альбита и промежуточной структурой, соответственно, и ориентированы по отношению друг к /ругу таким образом, что их плоскости (010) почти параллельны [Дир и др., 1966]. Некоторые из подобных плашоклазов с признаками несмесимости обнаруживают характерный эффект иризации, вследствие чего они получили название перистеритов. Однако этоттермин иногда используется для обозначения более широкого ряда пла! иоклазов вне зависимости оттого, дают они эффект иризации или нет. Одним из самых распространенных образований такого рода является лу/шьш камень — олигоклаз состава Ап₂ |_б (чаще Ап_ю_₁₅), который распадается на упорядоченный альбит Ап₀ и фазу Ап2о_₂5;

Химизм. Плагиоклазы являются алюмосиликатами натрия и кальция и изменяются от чистого NaAlSi₃0₈ до чистого CaAl₂Si₂0₈, а также обычно со- ;^гжат некоторую примесь ортоклазовой составляющей (KA1Si₃0₈), редко достигающую 5 мол.% в диапазоне составов от анортита до лабрадора и затем постепенно увеличивающуюся при приближении к натровому концу серии (см. рис. 72). Следу ет отмстить Ti, Fe³ Fc² Mn, Mg, Ba и Sr, присутствующие в сгруктуре плагиоклаза в очень небольших количествах. Как видно из химических анализов, большая часть железа в структуре плагиоклаза представлена в виде Fe³⁺ (табл. 36). Наблюдаемые в ряде случаев небольшие содержания Fe²⁺ представляют собой либо примеси, либо совмесшо с Мп и Mg замещают атомы Са. Sr также замещает Са, вход я вместе с ним в анортитовую молекулу', в то время как Ва замещает К в ортоклазовой молекуле.

Для плашоклазов весьма характерной особенностью является зональность, наиболее хорошо развитая в вулканических породах, но практически всегда присутствующая и в плутонических разностях. От центров к краям зерен плашоклаза в болынинствеслучаев наблю/щегся повьнпениеcoдq) жaния алъбитового компонента (так называемая прямая зональность), что согласно диаграмме (см. рис. 79) отражаеткристаллизацию пташоклаза при остывании Mai мы. Чем быс1респроисхо;цггкрнсгашипа1В1я, тш более значшелыплй «размах» зональное ш наблюдается в плагиоклазе. Характерный npiiMq) прямой зональности плашоклазов, выявленной с помощью микрозоцда, приведен в таблице 36.

Для понимания причин возникновения зональности рассмотрим с помощью физ11КО-хщмичсской диаграммы (см. рис. 79) ход кристаллизации пташоклаза из расплава в случаях его медленного и быстрого остывания. Из приведенной Таблица 36.

Химические и элскгронно-юидонмс аналшм платок. кист (мас.%).

Анализы 1—6 — [Днр. и др., 1966]: 1 — шгьбнт, Альп-Рнчуна, Швейцария; 2-олнгоклаз m письменного «ранита, Мо"ггнгл, Онтарио; 3 андезин из чарнокита, Минамбакам, Мадрас; 4 — лабрадор из порт a, вершина юры Сан-Маркос, Калж|>орния; 5 -бнтовнит из анортозт а, Стиллуотер, Мотана; 6 — анорпгг i! з оливнновою норита, Грасс-Велли, Калифорния; анализы 7,8- электронно-зондовые анализы зонального кристалла нлашоклаза из «рунга «Луны-24» (все железо в форме ГеО): 7 — центр, анортит, 8 — кран, лабрадор [Свешникова и др., 1980]. Крист аллохнмичсские коэффициенты плагиоклазов рассчитаны на 5 катионов. Or, ЛЬ, Л/i — содержания ортоклазового, альбнтового и анортитового компонентов в полевом шпате (мол.%).

диаграммы видно, ¹гго жидкость состава Ап_ю (точка Л) начинаеткрнсталлиюваться при температуре ~ 1450 °C, причем первые выделившиеся кристаллы обладают приблтительным составом Ап_н2 (точка Б). При дальнейшем охлаждении и досгижс! ши пол"юго рав" ювес" ы жидкость 11 твердая фаза"1ачш «ают"вменять свой состав вдоль кривых ликвидуса (верхняя) и солидуса (нижняя) до тех пор, пока при температуре -1285°С нс начнется образование кристаллов состава Ап5о (точка Г), которое будегпродолжаться вплоть до пол"юйкристалшвацин состава В. Henpqn. mnoe изменение состава кристаллов плашоклаза с уменыие1 тем температуры является результатом взаимодействия pariee образовавишхся кристаллов с расплавом в условиях медленного охлаждения. При быстром охлаждеиии подобною взаимодействия не происход ит, и образовавшиеся кристаллы обладают ярко выраженной зональностью. В этом случае средний состав образовавшихся кристаллов будет Ап», однако их ядерные части будут богаче кальцием, а краевые натрием. Таким образом, прямая зональность кристаллов является следствием постепенного изменения состава расплава по направлению к альбиту.

Более редко у плагиоклазов встречается так называемая обршпная зональности характеризующаяся увеличением содержания анортигового компонента к краям зерен. Иногда наблюдается ритмичная зональность, обусловленная более сложным изменением сос тава зерен плагиоклаза от центров к краям. Возникновение этих типов зональности обычно связывани е возможным участием в эволюции магматизма процессов взаимодействия с вмещающими породами, смешения магм и других [Фролова, Бурикова, 1997].

Оншчсскис свойства. Для минералов плагиоклазовойсерии характерно, что их кристаллографические, оптические и другие физические свойства постепенно изменяются от одного крайнего члена (альбита) до другого (анортита).

Формы кристаллов плагиоклаза схо;аты с формами кристаллов щелочных полевых шпатов, и облик кристаллов плагиоклаза почти не отличается от обшпса кристаллов i текоторых м oi юклинных полевых i штатов. Кристаллы чат i тс всего представляют пластинки с наиболее развитой гранью (010). Иногда встречаются кристаллы, вытянутые параллельно оси а. Самыми редкими являются кристаллы, вытянутые параллельно оси с.

В шлифе плагиоклазы без анализатора весьма сходны с калиевыми полевыми пшатами. Они гоже бесцветны, водяно-прозрачны или же содержат продукты разрушения, придающие им мутноватый характер. Трещины спайности по (001) и (010) выступают достаточно ясно в тех случаях, когда разрез проведен перпендикулярно к (001) и (010). При этом уг ол между трещинами приблизительно равен 87°.

Показатели преломления различных плагиоклазов неодинаковы: у альбита они меньше, у средних и основных плагиоклазов больше, чем у канадского бальзама, хотя разница не особенно велика (табл. 37, рис. 80), а показатели преломления олигоклаза очень близки показателю преломления канадского бальзама, поэтому в последнем случае шагреневая поверхность не наблюдается. В ос тальных случаях она слабо выражена, наиболее четко проявляясь в анортите.

Так как величина n_g-n_p изменяется в диапазоне от 0,007 до 0,013, то в скрещенных николях при нормальной толщине шлифа наблюдается интерференционная окраска, очень сходная с окраской кварца (серовато-белая, белая, реже желтоватая), и лишь в плагиоклазах, близких к анортиту, она может достигать желтого цвета.

Таблица 37.

^laniociiiMcctciic свойства плагиоклазов.

Угол оптических осей минералов рассматриваемой группы, как и их оптический знак, изменяется от альбита до анортита волнообразно (см. табл. 37). Как следует из диаграммы (см. рис. 80), кривая изменения оптического знака и величины угла 2V трижды пересекает значение 2V=90°. Таким образом, эти свойства ввиду своей сильной изменчивости не могут служил" диагностическими критериями для разделения плагиоклазов разного состава.

При оптическом определении плагиоклазов основное значение имеет ориентировка оптических постоянных, положение в кристалле осей индикатрисы N_g, N_m и N_pt иными словами, ориентировка относительно кристаллографических направлений биссектрис N_g и N_p и оптической нормали N_m. Or расположения этих элементов и их относительных размеров зависят как угол оптических осей, так и углы погасания на разрезах, проведенных в тех или иных направлениях через кристалл плагиоклаза. Для каждого плагиоклаза определенное состава имеются характерные углы погасания, по которым и узнается определенными способами состав данного зерна плагиоклаза. Некоторые из этих способов будут рассмотрены ниже.

Положение осей индикатрисы, оптических осей, плоскостей оптических осей в плагиоклазах изменяется постепенно, по мерс перехода от альбита к анортиту, что ясно видно на зарисовках оптической ориентировки плагиоклазов различного сост ава (рис. 81). На представленных схемах видно, что плоскость оптических осей в альбите почти перпендикулярна вертикальной оси с (рис. 81 а, о), в то время как в анортите она почти параллельна последней.

Рис. 80. Диаграмма «состав-свойства» для плагиоклазов [Треггер, 1958].

(рис. 81 ж) в промежуточных членах она занимает промежуточное положение. Чрезвычайно характерным также является то, что биссектриса Л^для олигоклаза определенного состава (рис. 81 в) находится перпендикулярно к плоскости (010), для других плагиоклазов она располагается почти перпендикулярно к плоскостям зоны (001):(010).

Весьма характерным явлением для минералов плагиоклазовой серии является двойникование (см. табл. 33, рис.73). Плагиоклазы обычно образуют.

Рис. 81. Оптическая ориентировка плагиоклазов [Днр и др., 1966]. а — высокотемпературный альбит; б — низкотемпературный альбит; в — олигоклаз; г — андезин; д — лабрадор; е — битовннт; ж — анортит.

полисинтетические двойники, однако иногда встречаются и простые манебахские двойники и очень редко простые бавенские доойники. Широко распространено как полисинтетическое, так и простое двойникование по карлеб адскому закон)'. Наиболее часто встречаются полисинтетические д войники по альбитовому или периклиновому законам (вообще для плапюклазов кристаллы без альбиговььч;шо1тшжов очень редки). Встречаются также двойники и по другим, более редким законам двойникования (например, аклиновому, Ала, альбит-Ала В и др.).

Периклиновые и альбш овые двойники часто наблюдаются в одном и том же кристалле. В этом случае набшодастся как бы решетчатая структура, напоминающая такую же структуру микроклина, но отличающаяся тем, что полоски всегда ограничены прямыми или почти прямыми линиями, а нс имеют веретеновидный облик с раздувами и пережимами, как в микроклине. Если ощ ювременно с альбитовыми полисинтетическими д войниками в кристалле присутствует двойник по карлсбадскому закон}, то при вращении столика микроскопа в скрещенных николяхв определенный момент исчсзаег двойниковая струкгура по альбггг овому закону, и при зтом о;та полов! ша карлсбадского двойника будет казаться более светлой, а др}тая — более темной. Встречаются также иные сочетания двух или более законов двошшкования.

Достаточно полная и надежная щшпюстика плашоклазов, включающая в себя определение их состава, степени упорядоченности и закона двойникования, может быть проведена с использованием федоровского и иммерсионного методов. Болес точное определение состава гшатоклаза (с учетом зональности кристаллов) возможно провести с помощью электронного miпфозоцда. Однако есть возможность получшъ достаточно точные оценки состава минерала и с помощью поляризационного микроскопа. Метод основан начрезвычайнотесной связи между I гзмс! юг тем состава плагиоклазов и одновременным измена тем их огтп 1чеасих свойств, в первуо 04qre;ib ориеншровки ицдцкафисы в кристаллах (см. рис. 81). Изучасмыеразрезына плоском столике имсютстучагпгое положение в шли- (|ю, полом)' с*]К‘диряда разрезов нгцугте, которые no. Moi аютразрешению вопросов об оптической ориапировкс данного плагиоклаза, npi юугствующсго в породе, и тем самым определяютего сосгав. Рассмотрим два главнейших метода определения состава плат иоклаза с no. Moi iдао поляртаццонно1 о микроскопа.

Метод Мишель Леви (максиматюго симметричного погасания). Этотметод прима гяегся на разрезах, нерпа uu ikvj wpi сыч к итоскосги (010) и i lmcioi цихтак i газывасмос симмстричг юс noracai me. Для таких 3qxr г производят опрсдела п юс число замеров (обычно нс менее 5 -7) углов погасаюы двоГшиковых индивидов, причем замцгы берутся отвершкальной ниш окуляра в обе стороны, и записывается их полусумма. Так, если при повороте столика микроскопа по часовой стрелке для о;цгой системы ;гвойг гиков поучится угол пог асаг гия 28°, а друт ая система двойников погасает при повороте столика против часовой стрелки на 30°, то результатом буди 29°. Запись следует произвол* пъ следующим образом: N_p':(010)=29°. Эго озггачаст, что мы провели замер уг ла между осью Ы_р (точнее, ее проекцией гга стучайгп"гй срез mi кра га, потюму радом с обозггачеггисм оси шгджафисы и ставится знак «нприх») г г проекцией ;iBoi п шково! i гиюскоегг г (твою п гковьгм ггвюм). Далеег п г тесколькгтх таких замеров мы должны выбрать максимальный, гем самым как бы приближусь от проекции ос! г N_p к се реалы тому положа гиго в кристалле. При этом, если максимальное значение очень сильно отличается от большинства полученных замеров, то оно обычно нс учитывается — выбирается наибольшее значение из «кучной» выборки.

При поиске зерен дня замеров углов погасания двойников необходимо четко следовать трем критериям:

• 1) rpai п п да между деой*шковыми полосами должm oi, m, четкая и резкая, npi 1 подияшн и опускашвпубуса микроскопа она не должна смещаться в сторону;
• 2) в положении, когда двойниковый шов параллелен вертикальной нити окуляра, двойники по обе стороны от нее должны иметь одинаковую интерференционную окраску;
• 3) разни! щ между замерами в одну 11 в другую cropoi iy не долж" ш превьппатъ 4°.

Для определения состава плагиоклаза, зная величину Лу:(010), необходимо использовать номофамму (рис. 82), на кот орой по вертикальной оси отложены измеряемые углы, а по горизонтальной — номер плагиоклаза. Методу Мишель-Леви на диаграмме отвечает сплошная линия (М-Л). При этом дчя углов меньше 20° необходимо дополнительно определять рельеф минерала: в случае отрицательного рельефа следует д вигаться по линии вниз, и, наоборот, плагиоклазам с положительным рельефом соответствует верхняя часть кривой. В рассмотренном нами примере, судя по диафамме, плагиоклаз по составу отвечает лабрадору (Mb 56).

Рис. 82. Днафамма дтя определения состава плагиоклаза по методам Мишель Леви (М-Л) и Бскке Беккера (Б Б) [Греп ер, 1958).

В том случае, когда плагиоклаз в шлифе имеет четко выраженную зональIюсп", замеры углов noracai шя двойников производят отдельно для центральных и внешних частей кристаллов. Если мы имеем дело с очень мелкими несдвойникованными зернами плагиоклаза, обычно встречающимися в эффузивных породах, зо следует замерять углы погасания отдельных кристаллов и определить состав. При этом i кобхо, д imo использовать компа кагор, т. к. i уш ю бразь только замеры углов погасания с осью N_p (с компенсатором наблюдается повышение интерференционной окраски).

Метод Бекке Беккера. При использовании этого метода достаточно всего одного замера углов погасания двойников. Кроме того, совсем не обязатсльно в случае малых углов смотреть рел1>сф минерала.

Этим методом определяется характерное погасание в разрезах, перпендикулярных к (010) и (001). Такие разрезы характеризуются тем, что двойниковые швы проявлены очень четко и видны трещины спайности по (001), образующие почти прямой угол (~94°) по отношению к спайности по (010). Наличие этих трещин спайносзи является четвертым (дополнительным к трем описанным для метода Мишель-Леви) требованием к разрезу плагиоклаза. Определение углов погасания двойников ведут аналошчно методу МишельЛеви. Далее выясняют положение N_p в тупом или остром углу между трещинами спайности по (001) и (010), г. е. определяют знак погасания (рис. 83). Определение состава плагиоклаза ведется по пунктирной линии (Б Б) диаграммы (см. рис. 82). Если получен положительный знак погасания, то идем по «положительной'* ее части, если отрицательный — то по «отрицательной».

Изменения. Кислые плагиоклазы (альбит, олигоклаз) обычно преобразуются в ai регазы бссивешой слюды (мусковита, серицита), каолинита и друшхгпинистых минералов. Чем больше содержание СаО в плагиоклазе, тем меньше образуемся каолинита и слюдистых минералов и большетонкозерниезых минералов кальция — цоизига, клиноцоизита, эпвдота, реже кальцита. Часто за счет.

Рис. 83. Схема определения знака погасания плапюклаза в разрезе, перпендикулярном (001) и (010). а положительный (для погасшего индивида N_p находится в остром углу между двойниковым швом и трещинами спайности); б — отрицательный (N_p находится в тупом углу).

плагиоклаза образуется соссюрит — весьма топкая смесь эпидот-цоизитовых минералов, альбита, а также иногда кальцита и белой слюды, которая образует иногда полные псевдоморфозы по плагиоклазам основных пород.

Основные планюклазы гораздо легче подвергаются вторичным изменениям, и в качестве самого распространенного вторичного минерала здесь необходимо отметить серицит, присутствующий в виде тончат них чешуек. Очень часто прямая зональность кристаллов плагиоклаза подчеркивается именно ихнерав! ioMq) i юй (зональной) серш primal щей, nj^ii 1 юложент i которой i id пралы пае (более основные) части зерен оказываются практически полностью измененными, а внеииизекаимы замещаются сершдгюм в гораздо меньшей степени. Серищгпшфованныеплагиоклазы отличаются отсоссюрггтизировашплх гем, что первые в шлифе бесцветны, а вторые вследствие высокого рельефа минералов 1руппы эпцдота — в проходящем свете кажутся мушоватымии бурова1ЫМИ. По ипгерфдхл пцюнной окраске серицит отсоссюрита чаще всего неотличим.

Нередко по основным плашоклазам развиваются скаполит и цеоли ты. Последние можно спутать с вторичным агьбитом, который образуется в процессе деанортин нации (альбипвации) основного плагиоклаза. Главным отличием этих минераюв являася то, что альбит, замещающий сдвойник ов атшый imai иоклаз, также имеет двойниковое строение, а для цеолитов э то не характерно. Упомянутый процесс часто идет таким образом, что происходит разложение анортитовой молекулы, в ко торой кальций замещается калием с образованием белой слюды и различных пелитовых минералов. Поэтому очень часто в базальтовых порфиригах идаабазах всфечается практически чистый альбит (холя nq>- вично машатичсским плагиоклазом для этих пород является лабрадор), nq) cполненный эпимаш этическими включениями мусковита. В морских базальтах при по;цюдном вываривании oci юш n. ie плашоюшзы мог у л замащпься адуляром.

Еще одним процессом изменения плагиоклаза (преимущественно основного состава) является образованиекелифитовыхкайм на ipawme с оливином в оливиновых габбро и троктолитах. Эти оторочки сложены амфиболом фемолит-актинолитового ряда и зеленой железистой шпинелью, реже в mix варечается ромбический пироксен. В тех случаях, когда келифи шзация проявлена достаточно широко, и замещаемые минералы сохраняются лишь в виде мельчашпих реликтов, мы переходам к особому типу' пород, получившему название друзигов.

Отличия от оптически сходных минералов. В шлифах плагиоклаз можно спутать с калиевым полевым шпа том, кварцем, нефелином, кордиертпем и куспидином.

От щелочных (калиевых) полевых шлагов средние и основные плагиоклазы отш 1чаются отчетливо положшелыым рельефом, тогда как все щелоч1 n>ie nojieвые шпаты имеют отршцельный рельеф. Кислые плагиоклазы можно спутать с калиевыми полевыми шпагами только если oi ш не доеютдвойг гиковог о строения. При этом отличаются вторичные замаiгения м инсралов: каш гсвый полевой шпат подвергаегся пеяитизацин, а плагиоклаз cqrin щтизаг ши и соссюритизации. Плагиоклаз можно спупиъ с микроклином, имеющим микроклиновую решетку, если iq) no плагиоклаза имеет о;цюврсмснно альбиговыс и nq) i nonnioвыедвошпгки. Такие двойники ггмею г четкие и прямые граниг гы, в то время как микроклиновая решетка имеет многочисленные раздувы и пережимы.

От кварца плагиоклаз отличается присутствием спайности и вторичных замещений, а также тем, что кварц является одноосным положительным минералом, в го время, как все плагиоклазы двуосны.

От нефелина плагиоклаз отличается частым присутствием двойников и более высоким двупреломлеиием, и нефелин вса да одоосный отрицательный минерал.

Откордгкрига, когда он по лиси шел пески сдвогпшкован, плагиоклаз отличил" довольно сложно. Первым главным отличием является характер вторичных изменений: плагиоклаз никогда не замещается гтшштом, что характерно для кордиерига. В корд иергпе нередко всгречаются включения циркона, окруженные плсохроичными «двориками.

Куспидич Ca_jSi₂0₇(F, 0H)₂ отличается от плагиоклаза тем, что углы погасания у него небольшие, как у кислых плагиоклазов, а показатели преломления, наоборот, сходтгьг с основными плагиоклазами.

Параг снезисы. Плагиоклаз является краш ге pacnpocrpaiге*вгым мгшералом машагичсских и метаморфических пород разлитых фаций глубинносги.

В магматических породах состав плагиоклаза четко подчинен общей кремнекисло пюсги пород. Так, в основных породах встречаются лабрадор и битовнит, в средних — агщезин, в кислых альбит и олигоклаз. Для щелочных пород характерен альбит. В эффузивных породах плагиоклаз встречается как в виде вкрапленников, так и в основной массе. Обычно плагиоклазы, богатые кальцием или натрием, имеют слабо выраженную зональность, в то время как плагиоклазы промежуточного состава эффузивных пород обнаруживают ярко выраженную зональность, часто ритмичную. Во многих базальтах однородное ядро плагиоклазовых вкрапленников представлено битовнитом. Эти ядра обычно окружены зонами плагиоклаза с большим содержанием натрия, в состав которых входит больше 40 мол.%аноргитового компонента. Такая же картина характерна для наиболее ранг лх плагиоклазов глубинных пород. Плагиоклазы анортитового состава в земных базальтах наблюдаются лишь в очень редких случаях. Практически чистый альбит может встречаться в кислых эффузивных породах (дацитах, риолитах и их ту фах, иг нимбри гах), а также в era питах.

В интрузивных горных породах анортит очень редок, остальные минералы плагиоклазовой серии представлены очень широко, присутствуя примерно в 95%интрузивных горных пород. Встречаются практически мономинсральные roiaiиоклазовые породы анортозиш, содержащие незначительную (< 5%) примесь темноцветных и рудных минералов, в которых плагиоклаз по составу чаще всего отвечает лабрадору (лабрадори гы) и андезину. Содержание плагиоклаза изменяется от 60% в габбро до 50% в 1ранодиоритах, и до менее 20% в бедных натрием гранитах. Плагиоклаз практически отсутствует в ультраосновных и щелочных породах с фельдшпатоидами. Важной особенностью состава плагиоклаза земных магматических горных пород является обратная корреляция его номера с жслезистостыо сосуществующих с ним темноцветных минералов — Fe/(Fe+Mg).

В лунных породах и метеоритах обычен самый основной плагиоклаз, по составу отвечающий битовшпу и анортиту.

Плагиоклазы пегматитов представлены в основном альбитом или олигоклазом. Альбиты большинства пешатигов характеризуются низкоили высокотемпературным состоянием, в то время как переходные формы редки.

В метаморфических породах плагиоклаз присутствует как в мегаполисах, так и в мегабазитах.

Альби т является существенном составной частью мношх кристаллических сланцев, в которых он присутствуткак в виде порфиробластов, так и в мелкозернистой ост iobiхой массе этих пород. П лапюклаз таких пород обычхю характеризуется зональностью, причем очень часто она бывает обратной (на альбит нарастают оторочки олигоклаза), что отражает возрастание температуры в процессе формирования пород.

В амфиболитах состав плагиоклаза отвечает андезину и лабрадору, причем с переходом от зела яых слахпдев к амфиболитам через эпцдотовые амфиболип>1 за счет сокращения поля стабильности минералов группы эпцдота происходит постелет юс увсличешде основности плагиоклаза согласно реакции: ICa^ljSiiO^COhO^CaAljSijOg+CaO+HjO.

Рассматривая ассоциации плагиоклаза в различных фациях глубинности, можно отмстить, что он присутствует начиная с самых малоглубинных пород (роговиков) вплоть до наиболее глубинных хранат-двупироксен-плапюклазовых сланцев и исчезает лишь в эклогитах (гранат-омфацитовых породах). В роговиках присутствует достаточ! ю oci юш юй план юклаз (до битов! п гга и даже анортит а), причем с увеличением температуры его ассоциация с биотитом сменяется амфиболовмм и затем пироксеновым парагенезисом.

Формировахте альбита часто может носхпъмсгасомап иеский характер. Так, в! «дарение фаншов во вмещающие породы част сопровождается атьбт из алией послелхих, в которых происходигформировахтс порфиробластв альбита.