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[-351044-7050T10-3- 105T(10-3)2 + RTlnXFa – 4.645(T10-3)3]+ XFa[-520485 + 10343.6 T10-3- 212.18(T10-3)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+H2OQtz. 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