Ортосиликаты силикаты

ОРТОСИЛИКАТЫ
1. Оливин
2. Гранат
3. Хлоритоид
4. Ставролит
ОЛИВИНЫ: X2YO4
Ромбические
Кубический
Fe2SiO4:
фаялит (Fа)
Mg2SiO4: форстерит (Fo)
Mn2SiO4: тефроит
CaMgSiO4: монтичеллит
CaFeSiO4: кирштейнит
CaMnSiO4: глаукохроит
(Fe,Mg)2SiO4:
рингвудит (Rin)
Изоморфизм:
X = Fe, Mg, Cr, Mn, Co, Ni, Ca, Ti
Y = Si, Fe+3, Ti
В интервале 800-300оC вхождение Са+2 в состав оливина в
значительной степени зависит от Р-Т параметров. То же касается
Ti: при Р ~100 кбар удалось “загнать” в оливин около 0.1 мас %.
Вхождение очень низких концентраций Fe+3 в тетраэдр Ol
определено c помощью мессбауэровского метода.
T
2
1.0
Fe:(Fe +Mg) в M2
0.50
X
(M
=X
)
1
(M
2)
1
T
0.75
Fe
Fe
0.25
0
0.25
0.5
0.75
Fe:(Fe+Mg) в M1
1.0
Распределение Fe и Mg между
структурными позициями по
данным мессбауэровской
спектроскопии свидетельствует
об очень слабом упорядочении
структуры оливина. На
диаграмме видно, что при
высокой температуре (Т2)
коэффициент распределения
почти равен единице (Finger,
1971; Finger & Virgo, 1970)
Вместе с тем в твёрдом растворе Mn2SiO4-Mg2SiO4 наблюдается
более чёткое распределение катионов по позициям и, как
следствие, заметная зависимость коэффициента распределения
от температуры и, особенно, от давления (Akamatsu et al.,
1988).
.
1.4
Mn в M2
KD =1
.
0,8
0,6
0,4
0, 3
1000
0,2
Температура, О К
1500
Mn в M1
500
0
0
20
40
60
Давление, ГПа
.
.
Зависимость коеффициента
распределения Mn между
структурно-энергетичческими
позициями М1 и M2 оливина
Термодинамические свойства твердого раствора Fa-Fo
H (кал/моль) = -81330 – 1400XFo ;
V (кал/бар) = 1.847 + 0.758XFa ;
GOlT (кал/моль) = XFa[-351044-7050T10-3- 105T(10-3)2 + RTlnXFa
– 4.645(T10-3)3]+ XFa[-520485 + 10343.6 T10-3- 212.18(T10-3)2 +
+ 12.665 T(10-3)3 +RTlnXFa], где XFa= 1- XFо
Из этих уравнений следует, что смесь Fo-Fa образует
идеальный твердый раствор. Но, как мы видели, в Ol есть
слабо выраженные энергетически неэквивалентные позиции
(«подрешетки»), М1 и М2, занятые двухвалентными
катионами. Так что небольшое отклонение от идеальности в
смеси форстерит-фаялит все же намечается.
Фазовые равновесия
Связь Ме-О слабее в Fa по сравнению с Fo. Поэтому увеличение
ХFо приводит к снижению температуры плавления оливина. Это
очевидно из диаграммы плавкости системы форстерит – фаялит,
впервые изученной Н.Л.Боуэном еще в начале прошлого века.
1900
Расплав (Liq )
o
Температура, С
1700
Liq+Ol
1500
1300
Кристаллы оливина (Ol)
1100
Fa
0.2
0.4
0.6
0.8
Fo
T-ХMg диаграмма позволяет
рассчитать Hплавл: lnK =
= ln(XFoliq/ XFoOl) = - Gплавл/RT.
Дифференцируя по Т, находим
lnK/(1/T) = -Hплавл = 13700
.
кал/моль.
Это значение практически
точно cсовпадает с величиной
теплоты плавления, измеренной
калориметрически.
До Р = 10 кбар из основных и ультраосновных расплавов в условиях
земной коры первым кристаллизуется Ol. Однако при Р > 10 кбар
минералом ликвидуса базальтов с XMg< 0.7 становится Opx, т.е.
имеет место перитектическая реакция Fo+SiO2(в расплаве) => En.
Но увеличение ХMg приводит к смещению перитектической точки в
область более высокого P, вплоть до 30 кбар.
В каждом данном объеме силикатного расплава, как и в
минерале, присутствуют тетраэдрические, октаэдрические и более
крупные позиции, образованные кремнекислородной сеткой.
Октаэдрические позиции в ней заняты крупными катионами (K+1,
Na+1, Ca+2). А более мелкие катионы (Fe, Ni, Mg) заселяют
тетраэдрические позиции. Вместе с тем распределение Mg между
расплавом любого состава и кристаллами Ol на ликвидусе зависит
от температуры и может служить индикатором условий
кристаллизации таких расплавов. Впервые на такую возможность
использовал канадский ученый П.Рёдер, создав первый в мире так
называемый “оливиновый термометр” (Roeder & Emsly, 1970).
Fo
Т 103, ОС
Х
1800
Оливиновый термометр
1600
90
80
70
60
50
40
30
1400
20
10
Fa
1200
1000
0.1
0.2
0.3
0.4
 = (Mg+Fe):0.5O2
0.5
.
Температурная зависимость структурно-химического параметра
 для для ликвидусов системы форстерит-фаялит при Р = 1 атм
(Perchuk, 1987).
70
1600
56
ти
п
тип
58
и
ф
Э
52
ол ее
на и б
вы
ки
с
оп
ощ
с ок
йт
ч
ело
но
ип
йт
ип
40
0
2
4
6
8
10 12 14
K 2O+Na2O, вес.%
1500
1400
наиб
олее
выс
око
ще
Эф
ло
иоп
чн
ой
ск
1300
1200
ий
КарМорот
ру у
1100
1000
0
2
4
6
8
п
ти
48
44
Мо
ро
ту
ар а
С ид
рр у
62
ти п
Ка
SiO2 , вес.%
66
Тем п ература, О С
68
10
12
K2 O+NaO,
вес.%
2
Некоторые вулканические серии на диаграммах щелочи-кремнезём
и щелочи-температура (Perchuk & Vaganov, 1977)
14
Фазовому переходу Ol => Rin предшествует сжатие
решетки с заметным уменьшением длины связей Me-O в каждой
позиции. Этот переход осуществляется при при 1000оС и Р < 50
кбар для Fa и выше 120 кбар для Fo. Это значит, что в
ультраосновной мантии на глубинах порядка 400 км стабилен
рингвудит, предсказанный и впервые полученный
экспериментально А.Е.Рингвудом (Ringwood, 1966).
Акимото и Фуджисава (Akimoto & Fujisawa, 1967) первые
изучили систему оливин-рингвудит в интервале температуры
1200-1600оС до 200 кбар и установили, что при XMg > 0.5 в поле
стабильности Rin появляется фаза, природных аналогов которой
пока нет. Близкие данные получены и по равновесиям в системах
Co2SiO4 – Mg2SiO4, Ni2SiO4 – Mg2SiO4 (Ringwood, 1966).
Позднее Масао Акаоги (Akaogi, 1984) уточнил положение полей
стабильности полиморфных разновидностей рингвудита и
построил полную диаграмму Fe2SiO4-Mg2SiO4 для двух
изотермических сечений.
.
140
Т = 1073 К
20
120
рингвудит
110
16
Давление, Гпа
Давление , кбар
18
100
рингву дит
+
оливин
90
1873 К

14
12

+
+
+ 
10
80
8
оливин
70
6
60
оливин
1473 К
4
Fo
20
40
60
80
Ringwood ( 1966)
Fa
Fo
20
40
60
мол.%
80
Akaogi (1984)
Fa
Распространенность
Оливин встречается в самых разнообразных магматических и
метаморфических породах. Fa+Qtz породах (эвлизиты,
кварциты, раппакиви и др.). Ассоциация Fo+Qtz не
устойчива: реакция Fo+Qtz => En всегда смещена вправо.
Содержание Са в оливинах зависит от глубинности
формирования магматической породы. В вулканических и
субвулканических породах содержание CaSiO4 (СаО до 1.2
мас %) в оливинах заметно выше, чем в абиссальных
интрузиях. Автометаморфические процессы в интрузивах
сопровождаются потерей Са в оливине.
Нередко пикриты, оливиновые базальты и коматииты,
вулканиты с высоким нормативным оливином имеют
характерную структуру спенифекс с иглами длины до 50 см,
что обусловлено высокой кристаллизационной способностью
оливина.
Судя по ксенолитам из кимберлитовых трубок, оливин c 90% Fo –
самый распространенный минерал в породах верхней мантии. А по
сейсмическим данным на глубине порядка 400 км наблюдается
резкий скачок в скорости прохождения упругих волн (поверхность
Голицина). Этой глубине соответствует полиморфный переход Fo в
Rin, сопровождающийся увеличением плотности на 10.2%.
В пикритовых базальтах вокруг вкрапленников оливина
иногда наблюдаются каймы магнетита (опацитизация). При этом
ортопироксен обогащается магнием:
3(Fe,Mg)2SiO4 + 4O2 + 3SiO2 = 3Fe3O4 + 6MgSiO3
Считается, что это автометаморфическая реакция. Однако избыток
SiO2 во флюиде, равновесном с пикритовой магмой, весьма
сомнителен. В большей мере, как и в случае кристаллизации Орх,
эта реакция похожа на перитектическую. Содержащие оливин
породы легко подвергаются метасоматическим изменениям с
образованием серпентина, талька и брусита. Это мы уже
рассматривали в наших лекциях.
ГРАНАТЫ X3Y2Z3O12
Изоморфизм:
X - Fe2+, Mg, Mn, Ca, Na
Y - Al, Fe3+, Cr, Ti, Si
Z - Si, Al (очень слабый)
Миналы:
Fe3Al2Si3O12 – альмандин (Alm)
Mg3Al2Si3O12 – пироп
(Pyr)
Ca3Al2Si3O12 – гроссуляр (Grs)
Ca3Fe2Si3O12 – андрадит (Adr)
Mn3Al2Si3O12 – спессартин (Sps)
Ca3Cr2Si3O12 – уваровит (Uv)
Mg3Cr2Si3O12 – кноррингит (Knr)
Fe3Fe2Si3O12 – скиагит
(Skg)
Структура.
Гранат – островной ортосиликат. Кремнекислородные тетраэдры
[SiO4] соединены катионами Y3+, занимающими октаэдрические
пустоты между атомами кислорода и катионами X2+,
расположенными в кубических пустотах.
Свойства
Термодинамические свойства некоторых миналов
минал Sо298
ΔHo298
Vо
Prp
Grs
Alm
Adr
дж/град
кдж/моль
cм3/моль
266.30
256.00
342.00
316.40
-6383.32
-6638.30
-5267.85
-5761.60
113.18
125.35
115.11
132.04
Твёрдые растворы
Экспериментальные исследования минеральных равновесий
и калориметрические измерения показали, что большинство
бинарных растворов граната близко к идеальным. Лишь в системе
Alm-Grs и Prp-Grs можно говорить об избыточных функциях
смешения. Линейная связь между некоторыми свойствами
миналов в системе Prp-Alm-Grs-Adr предполагает идеальность
смешения.
.
.
уд.вес=3. 835
Некоторые свойства смесей в
рядах Grs- Adr и Pyr-Alm
описываются такими уравнениями:
Andr
4. 0
0
3. 8
0
4.
20
1.84 Alm
3. 9
0
уд.вес=4.325
4 .1
0
1.80
4. 10
.
с= 3
. 70
4. 00
3. 90
1.76
уд.
ве
Показатель преломления
1.88
3. 80
3. 70
= 3. 60
уд. вес
Grs
уд.вес= 3.560
1.72
Prp уд.вес=3.535 г/см
11.50
11.70
11.90 а (А
о )
Диаграмма состав-свойства для гранатов
серии альмандин-пироп-гроссуляр-андрадит
(Winchell,1958).
3
.
в ряду Grs-Adr:
N = 1.734 + 0.153XAdr,
а (Å) = 11.85 + 0.197XAdr,
V = 125.35 + 6.69XAdr см3/моль
в ряду Pyr-Alm:
N = 1.714 + 0.116XAlm
а (Å) = 11.459 +0.067XAlm
V = 113.18 + 2.01XAlm см3/моль
Реакции с участие граната
Таких реакций множество. Но мы рассмотрим лишь
наиболее важные. С точки зрения оценки условий
формирования и эволюции метаморфических пород гранат
один из самых важных минералов, поскольку его состав в
определенных парагенезисах позволяет точно рассчитывать РТ параметры. Например реакция
Grt + Crd = Opx + Sil+ Qtz
определяет верхнюю по давлению границу гранулитовой
фации метаморфизма. Реакции (записаны в миналах)
Grs + Qtz = En + Pl
Prp + Qtz = Crd + En
Prp+Sil+Qtz = Crd
используются для расшифровки изменения Р-Т параметров
эволюции метаморфизма гранулитовых комплексов. Они
проявляются в виде реакционных структур, развитых вокруг
граната на его контакте с Qtz.
Лимпопо, Лапландия, Енисей
Декомпрессионное остывание
Crd
Qtz
Qtz
Opx
Grt
Crd+Opx
Qtz
Opx
Grt+Qtz=>Crd+Opx
1000 m
Изобарическое остывание
Sil+Qtz
Grt
Sil+Qtz
Температура, оС
Crd
2
Grt
2
Grt
1
Crd=>Grt+Sil+Qtz
100 m
Температура, оС
На Р-Т диаграммах видно, что обе реакции обусловлены спадом
давления и/или температуры. Но в некоторых сланцах состав
гранат «записывает» прогрессивную и регрессивную стадии:
Grt
Grt
II
II
I
Qtz
Qt z
II
II
M o l e f ra c t i o n
Ca
C
a
II
II-II
M
g
Mg
Ca
Ca
Mn
I-I
Mn
Mag
Qtz
I
I
Bt
Grt
Q tz
Bt
Ms
II
Chl
1. 0 mm
Lap-29 b
7
30
G rt 35
6
5
Sil
4
And
3
Bt30
400
450
Mg
Ca
Mn
Mg
Ca
8
I
II
Ap
Qtz
L ap- 15
0.3 mm
650
700
Bt 80
Ky
Gr t 35
Grt 5
Sil
And
2
Bt30
I-I
Ca
n
M
Mg
Ca
Ms+Qtz = Al2SiO 5 +Fsp+H2O
450
500
550
600
650
700
Bt+Al2SiO 5+Qtz = Grt + Ms (XCaGrt =0.10)
Bt 80
II-I I
Grt 35
Ky
6
Grt 5
4
Sil
And
2
Bt 30
Mn
Distanc e, m m
m
600
4
0
400
Pres sure, kbar
Ms
Qtz
550
Dista nce, mm
M o l e f r a c ti o n
Ma g
500
6
Mn
Mg
Bt
Ms+Qtz = Al2 SiO5 +Fsp+H2O
Bt+Al2SiO5+Qtz = Grt + Ms (X CaGrt =0.10)
8
II
5
15
10
Grt
10
Ky
20
Retrograde stage of metamorphism
I
70
Bt 80
25
10
P res su re, kb ar
Bt
II
M o le f ra ct i o n
Chl
Bt+Al 2SiO5+Qtz = Grt + Ms (XCaGrt=0.15)
2
Peak metamorphism
Ms
8
Distance, mm
300 m m
m
Lap-20
Lap-20
M
g
Mg
Mn
Mn
P res su re, kb ar
Prograde stage of metamorphism
0
400
450
Ms+Qtz = Al2SiO5 +Fsp+HO
2
500
550
600
Temperature, oC
650
700
В основных породах – габбро или базальте – гранат появляется
при возрастании Р или снижении Т в результате дивариантной
реакции эклогитизации Pl + Cpx = Grt + Oph  Qtz,
особенно интенсивно протекающей в присутствии Н2О.
30
20
10
эклогит
Превращение габбро в эклогит
с возрастанием давления
т
ли
у
н
ра
йг
ы
ов
т
а
ан
р
г
габбро
или базальт
соли дус
Давление, РS кбар
40
(полнокристаллический)
200
600
1000
Температура, оС
1400
Во многих метаморфических породах возрастание Р приводит к
смещению вправо реакция 3CaAl2Si2O8 => Ca3Al2Si3O12 + 2Al2SiO5
+ SiO2, An=>Grs+Ky+Qtz. При этом Срх обогащается жадеитом за
счет разложения Ab на Jd и Qtz: NaAlSi3O8 = NaAlSi2O6+ SiO2.
По существу этими двумя реакциями определяются составы
сосуществующих граната и пироксена в гнейсах и метапелитах:
более кальциевым гранатам
будут соответствовать
s
e
o
C
25
омфациты с большим
Qt z
20
содержанием жадеитового
Ab
минала.
p
15
Jd
+
5
0
E
4
2l
Al
Fa m
+F
eA
10
Pr S il
pn+
S
n+
O
.
Co
r+
Давление, кбар
Qt
z
.
200 400 600 800 1000 1200 1400
Температура, oС
Стабильность пиропа и
альмандина на Р-Т
диаграмме
По мере исчезновения плагиоклаза с ростом давления
образуются более кальциевые гранаты. Это происходит за
счет волластонитовой (Wo) составляющей сосуществующего Cpx в ассоциации с Crn или Ky (дистена =кианита):
nCaSiO3+(3-n)(Mg,Fe)SiO3+Al2O3= Can(Mg,Fe)3-nAl2Si3O12.
Wo (в Cpx)+Opx+Crn=>Grt
nCaSiO3+(3-n)(Mg,Fe)SiO3+Al2SiO5=
Can(Mg,Fe)3-nAl2Si3O12+ SiO2
Wo (в Cpx)+Ky=>Grt+Cos
В результате возникают корундовые эклогиты,
кианитовые эклогиты, или же гроспидиты. И такие
породы встречаются в ксенолитах из кимберлитовых
трубок.
Al2O3+Fe2O3+Cr2O3-(Na2O+K2O)
Grs
Wol
гро
сп и
дит
ы
Ky,Crn
Pyr
Cpx
CaO
Grt
Cpx+Opx
En,Fs
(MgO+FeO+MnO)
Мол.%
Соотношения составов Grt и Cpx в кианитовых эклогитах,
гроспидитах и гранатовых перидотитах из ксенолитов
кимберлитовой трубки Робертс Виктор, ЮАР (MacGregor &
Сarter, 1970).
По экспериментальным данным (Green & Ringwood,
1966) повышение Grs в Grt и Jd в Cpx достигает
максимума в кианитовых эклогитах и гроспидитах
38
36
((a)
Давление, кбар
Да вление, кбар
(б)
34
34
32
28
24
20
32
30
28
26
24
16
0.4
0.6
0.8
1.0
( ) Alm+Prp
Gros
Prp
22
0.2
0.4
0.6
Grs
Зависимость состава граната от давления (T=1300-1100оС) в
кианитовых эклогитах (а) и гроспидитах (б) (Перчук, 1973)
В породах основного состава (метабазитах) реакционные
структуры с участием граната нередко возникают в результате
реакции дегидратации Pl+Cpx+Hbl => Grt+H2OQtz.
Сложная реакционная
структура с участием
граната в метабазитах
Кандалакшской серии пояса
Тана (Лапландский
комплекс; Кольский п-ов).
Видно, что гранат образует
внешнюю кайму, на
контакте пироксена и
роговой обманки с
плагиоклазом.
В бедных кальцием ультраосновных породах гранат возникает по
реакции Opx+ Spl = Grt + Ol, причем состав Opx изменяется
весьма закономерно: XAl в Opx с возрастанием Т увеличивается.
Р-Т диаграмма перехода
шпинелевых перидотитов в
гранатовые при возрастании
давления и примеры
реакционных структур в
ультрабазитах г. Самерберг,
восточные Альпы, Италия
(Перчук и др., 2003)
(б)
30
Д а вл е н и е , к ба р
0.03
l
O
+
t
r
G
(с)
20
0.04 0.05 0.06 0.07
px
O
+
l
Sp
30
10
0.02
0.03
0.04
0.05 0.06 0.07
S
L dr y
+
x
p
O
+
pl
Давление, sР кбар
0.02
0.01
г ранатовый лерцолит
20
ли т
ерц о
л
й
вы
н ел е
шп и
10
плаг иок лаз овый лерцолит
400
600
800
1000
1200
Температура, С
о
1400
1600
1800
800
10 00
1200
1 40 0
Температура,
С
о
Содержания CaO, NiO, MnO и Cr2O3 (мас. %) в оливинах
разной магнезиальности из базальтов Камчатки
(по материалам П.Ю.Плечова)
0.30
0.65
MnO
0.55
0.25
0.45
0.20
0.35
0.15
0.25
0.10
0.15
CaO
0.05
0.05
70
0.55
0.50
0.45
0.40
0.35
0.30
0.25
0.20
0.15
0.10
0.05
75
80
85
90
70
95
0.14
NiO
75
80
85
90
95
85
90
95
Cr2O3
0.12
0.10
0.08
0.06
0.04
0.02
0.00
70
75
80
N MgOl 85
90
95
70
75
80
N Mg Ol
В ультравысокобарной области (Р > 80 кбар) системы Prp-En Al в
октаэдре Prp замещается Si и Mg c образованием мейджорита,
Mg3MgSiSi3O12. Не менее интересны экспериментальные данные
по вхождению кноррингитового минала в гранат при очень
высоких давлениях. Изучена диаграмма двухфазного равновесия
хромшпинелидов с гранатом (например, Irifune, 1987) и
термодинамика этого равновесия (Girnis et al., 1995).
2.0
3.5
1.8
3.4
1.6
1.3
1.4
1.2
1.2
3.1
3.0
0
50
100
Давление, кбар
150
1.0
200
число атомов Al+С r и гранат е
чис ло атомов Si в гранате
3.6
Возрастание
мейджоритового
компонента Mg4Si4O12 в
гранате при увеличении
давления в системе MgOSiO2-(Al,Cr)2O3 по
экспериментальным
данным (Akaogi &
Akimoto, 1977; Irifune,
1987; Roermund et al.,
2000)
Распространение
Гранат широко распространен во всех типах кристаллических
пород. В метапелитах и гнейсах обычен гранат альмандинпиропового ряда с небольшими примесями спессартина,
гроссуляра и андрадита. Магнезиальность граната в наиболее
высокотемпературных гиперстен-силлиманитовых гнейсах и/или в
сапфиринсодержащих породах не превышает XMgGrt = 0.75. Такой
гранат описан С.Харли в гнейсах комплекса Нэпиер (Антарктида).
Гранаты с максимальным содержанием пиропового (до 92%) и
кноррингитового (до 35%) компонентов известны в ксенолитах из
кимберлитовых трубок.
В скарнах, метаморфизованных карбонатно-силикатных породах
(типа святоноситов) встречаются гранаты Grt-Adr ряда.
В щелочных магматических породах встречаются гранаты ряда
Grs- Adr (с примесью Alm и Sps). Например, гранат из миаскитов
имеет формулу:
(Ca2.444Mn0.072Fe0.195)(Al1.6Fe0.35Ti0.05)(Al0.08Si2.92)O12
а из эссекситов Туркестано-Алтая: Prp0.02Grs0.545Adr0.355Alm0.06Sps0.02
Такие гранаты могут возникнуть на автометаморфической стадии
эволюции породы:
6Di + 2Or + 3An+4.5Ne + 2Na2O = 3Grs +4.5Ab+Bt
9Hed+Or+4.5Ne+H2O+1.5O2 = 3Adr+Bt+4.5Ab
В метаморфических и магматических породах гранаты зональны.
Зональность образуется в процессе роста зерен, а также при
межзерновой диффузии, на контакте граната с другими Fe-Mg
минералами. Экспериментально изучена диффузия Fe и Mg в
гранатах. Установлено увеличение коэффициента диффузии с
возрастанием железистости граната и резкое его убывание с
падением температуры. Скорости диффузии в гранате более низкие,
по сравнению с другими Fe-Mg минералами. Это во многом
объясняет зональность гранатов и создает основу для правильного
выбора рецептов равновесных составов минералов при
термобарометрии пород, претерпевших длительную эволюцию.
Grt2
Grt1
Регрессивная стадия
Прогрессивная стадия
Иногда в гранатах (Grt1) из эклогитов встречаются тончайшие,
не более 30 мкм трещинки, выполненные вновь образованным
гранатом (Grt2). Такие структуры получили название стрингеров.
На контакте Grt1 и Grt2 возникает замечательная диффузионная
зональность, кинетический анализ которой позволяет оценить
скорости протекания метаморфических процессов,
сопровождающихся перемещением эклогитовых комплексов в
земной коре.
Grt2
Grt1
Изменение со временем диффузионных профилепй Mg в Grt
(теоретическое моделирование)
35
d =11мкм
исходнный профиль
t'= 0
NMg Grt
30
25
20
15
-5
-4
-3
-2
-1
0
1
2
3
4
5
x' = x / d
анализы Grt
Tprim e
0.03
0.5
2
ХЛОРИТОИД
(Fe+2,Mg,Mn)(Al,Fe+3)(Al3O2)[SiO4]2(OH)2
Хлоритоид (Cld) водосодеожащий ортосиликат,
кристаллизующийся в двух модификациях:
моноклинная
триклинная
а, Å 9.48
9.50
в, Å 5.48
5.47
с, Å 18.19
9.16
В Cld слабо проявлен изоморфизм:
Fe2+  Mg
Fe2+ Mn
Fe3+ Al
2Fe3+  3Fe+2
3(Fe+2,Mg,Mn)  2Al
Посмотрите некоторые схемы:
F OH
Fe+3  (Fe+2 + H+)
Fe 3+ :Al в Cld
Fe
.
2+
0.15
0.10
.
0.05
0.40
Mn
Mg
0.50
0.60
(Fe2+ +Mg+Mn)/Al в Cld
Изоморфизм в хлоритоиде
0.70
Стабильность
В соответствии с экспериментальными данными
предел стабильности хлоритоид устойчив до 700оС и
практически не зависит от давления. До Р=7 кбар с
возрастанием температуры хлоритоид разлагается с
образованием Fe-Crd и Her по такой реакции:
(1) 5Cld = 2Fe-Crd + 6Her + 10H2O
РН2О = PS, кбар,
1
7
Т оС
568
695
При 30 < РН2О > 7 кбар увеличение температуры до
700-710оC и выше приводит к разложению хлоритоида
на ассоциацию St+Alm+Her по реакции:
(2) 5.34Cld = 1.38St + 1.72Alm + 2.76Her + 10H2O
Посмотрите диаграмму
Давление вод ы, кбар
30
25
St+Alm+Hrс +флюид
Cld+флюид
20
15
10
5
CrdFe +Hrc+флюид
Hrc+Mul
+
жидкость
+
ф люи д
2
1
4 00 500
600
70 0
800
900 1000 1100 1200
Температура, оС
Стабильность Fe-хлоритоида на диаграмме PH2O -T.
(Halferdahl, 1957)
Предел стабильности ассоциации Cld в парагенезисе с Al2SiO5.
Например, 6.67Cld + 16.67And = 6.67 St + 3.335 Qtz + 10H2O.
Другие реакции показаны на Р-Т диаграмме:
/
PS =P, кбар
2
450
500
/
Crd0 +Hrc
Cld0
tz
+Q nd
15
0.
+A
St 0.15
d
Cl
Ky
And
Cl St0 +
d + Qt
0
An z
d
Ky
An d
rc
tz
+Q
St 0.15
+Ky
Qt z
Ky
4
C ld 0 .15
St 0+
+
Cl d0
6
+H
Alm
S t 0+ Cl d0
8
550
Температура oС
600
Устойчивость хлоритоида и его парагенезиса
с Ky и And в зависимости от температуры и
давления на твердые фазы при РН2О=1 кбар
(Перчук, Рябчиков, 1976)
Распространённость
Хлоритоид – специфический минерал богатых Fe и Al пород,
сформированных в условиях зеленосланцевой фации
метаморфизма, либо в зонах гидротермального изменения. Часто
встречается в парагенезисе с хлоритом, кварцем, кианитом. По
данным геотермобарометрии хлоритоид устойчив в интервале 450
– 570оС вне зависимости от глубинности. Все чаще его встречают
в породах глаукофансланцевой фации метаморфизма.
Литература
Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в
минеральных системах. М.: Недра. 1976.
Halferdahl L.B. Chloritoid. Carnegie Institution, Geophysical Lab.
1957, Issue 57, P.225
Ставролит
(Fe,Mg)2(Al,Fe3+)9Si4O23(OH)
Это теоретическая формула, выведенная из моноклинной
структуры ставролита. На самом деле изоморфизм в St существенно
более широкий. Так, по данным В.В.Федькина (1975) формула
ставролита такая:
[Fe2+1.2-1.8Mg0,2-0,6(Mn,Ca,Zn,Co,Ni,Fe3+)0.01 Ti0.05-0.1]
[Fe2+0-0.2Fe3+0-0.4Al8.6-9]VI[Al0.4Si3.6-4Fen3+]IVO23[OH0,8-1,3],
где Al в обеих координациях варьирует в достаточно широких
пределах. В координации IV он может достигать нуля, а также
замещаться Fe3+. Общее содержание Fe3+ не превышает 10% от
общего железа, Fe.
Структура ставролита в прекции на плоскость 001 ( а-b).
Красной линией оконтурена ячейка кианита.
Желтые кружки - атомы кремния, соединенные с кислородом
на двух уровнях вдоль оси z ~0-0.5 и 0.25-0.75
Расстояния - в ангстремах, увеличнных в 100 раз
Al
a
85
3+
Fe
10
Al 9
Me = 2
b
2
Me 2+
=
Al+Fe3+ 9
5
80
St
XMg = 0.262
0.176
Mg
Fe
2+
2+
Me
70
75
80
Al
Вариации катионного состава ставролитов
из метаморфических сланцев (Федькин, 1975)
Распрстранённость.
Савролит – типичный минерал богатых Fe глинозёмистых
пород (метапелитов) среднетемпературных фаций
метаморфизма