Слоистые силикаты

СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ
1. Белые слюды
2. Биотит
3. Хлорит
4. Серпентин
5. Тальк
Для слоистых силикатов характерны многочисленные фазовые
переходы, особенно по оси с (политипизм). Поэтому различаются
они главным образом размером именно этого параметра при
относительном постоянстве а и b. Это видно из таблицы параметров
элементарных ячеек (Å)
Минералы
a
b
c
Мусковит (Ms)
5.19
9.04
20.08
Тальк (Tlc)
5.28
9.15
18.9
Хлорит (Chl)
5.3
9.20
14.3
Биотит (Bt)
5.3
9.20
10.2
Серпентин (Spn)
5.3
9.20
7.3
Септохлорит (Spc)
5.3
9.20
7.3
Рентгено-структурными исследованиями в слоистых
силикатах установлено шесть полиморфных разновидностей.
Некоторые полиморфные разновидности слоистых силикатов
(Дир и др., 1966)
Индекс
фазы
Сингония
1M
Моноклинная
2M1
Число
слоев
Размер, ангстремы
Пространственная
группа
a
b
c
1
5.3
9.2
10
C2/m или Сm
Моноклинная
2
5.3
9.2
20
C2/c
2M2
Моноклинная
2
9.2
5.3
20
C/2c
2O
Ромбическая
2
5.3
9.2
20
Cc2m2
3T
Тригональная
3
5.3
-
30
P3112 или P3212
6H
Гексагональная
6
5.3
-
60
P6112 или P6212
Среди моноклинных широко проявлен полиморфизм по оси с,
т.е. политипизм. Наиболее распространенной считается
модификация 1М. Остальные политипы редки.
Белые слюды
В группе слюд по изоморфным замещениям выделено 12
разновидностей, из которых для наших целей наиболее важны
лишь три:
МУСКОВИТ (Ms)
KАl3Si3O10(OH)2
ПАРАГОНИТ (Pg)
NaAl3Si3O10(OH)2
ФЕНГИТ (Phg)
KAl3-2n(Mg,Fe)nSi3+nO20(OH)2
Состав белых слюд в ряду Ms-Pg с достаточной степенью
точности можно определить по рентгеновским параметрам.
Как и в других K-Na минералах, в твердом растворе Pg-Ms есть
широкая область распада
900
Температура оС
800
Ms
Pg
700
600
500
Ms+Pg
400
300
200
0
0.2
0.4
0.6
ХKAl3Si3O10(OH)2
0.8
1.0
Двухфазная область: бинодальная ( фиолетовая линия)
и спинодальная (желтая линия) кривые, рассчитанные
по параметрам Маргулеса при давлении 2.07 кбар.
Термодинамические свойства мусковита и его
твердого раствора с парагонитом
GoT (ккал/моль) = -1421.309 + 30.941 (T.10-2) –
- 0.10076(T.10-2)2 + 0.0077(T.10-2)3,
где T – температура в градусах К.
Vm (кал/бар/моль) = 3.144+ 0.226XMs+ 0.0941XMs(1-XMs)
Ge (кал/моль) = [3082.1 + 0.0822P + 0.1698Т(1-XMs)X2Ms] +
+ [4163.9 +0.1259P + 0.3594ТXMs(1-XMs)2]
где Т - в градусах C, а Р – давление, кбар.
Концентрационные зависимости Vm и Ge показаны на
соответствующих диаграммах
V, cм
e
G ,Дж
3
а
6000
б
140
4000
138
136
134
идеальный
раствор
2000
132
Par 0.2 0.4 0.6 0.8 Ms
Par 0.2 0.4 0.6 0.8 Ms
Концентрационные зависимости молярного объема (а) и
интегральной избыточной молярной свободной энергии
Гиббса (б) для твердого раствора мусковит- парагонит.
Устойчивость мусковита в гранитах определяется
следующей реакцией:
KАl3Si3O10(OH)2+6SiO2+(K2O) = 3KAlSi3O8+Н2О,
а в метаморфических породах
Ms + Qtz = Or + Al2SiO5 + Н2О
Ms = Or + Al2O3 + Н2О
Par = Ab + Al2O3 + Н2О
Par + Qtz = Ab +Al2SiO5 + Н2О
Пределы стабильности Ms и Prg в зависимости от Р и Т
показаны на следующем слайде.
3
2
1
Ky d
An
600
700
Температура, С
Sil d
An
500
rn +
H2 OMs
s+
Sa Qtz =Ab+C Prg
Prg+
+C
rn +
Sa
+
H2 O
rn
Ab+ Qt z
+ H An d
Ky +
+
H2 O
2O
=M 2H O
Ky
s
M s+
Si l
Qt z
=Sa
+ Si
Sa+
l+H
2 O
C
M
5
4
Ab P
+ rg+
An Q
d + tz
H
2O
2
РH O , кбар
8
7
6
800
Устойчивость белых слюд и их парагенезисов
с кварцем на диаграмме температура-давление
Распространённость
Мусковит встречается в пегматитах и двуслюдяных гранитах,
метапелитах, разнообразных сланцах, а парагонит - в
глаукофановых сланцах, эклогитах, зеленых сланцах. Мусковит обычный минерал гидротермальных жил в гранитах, зон
вторичного окварцевания.
Проблема образования двуслюдяных гранитов.
Возрастание давления воды в системе приводит к расширению
полей стабильности расплава в низкотемпературную область, а
Ms – в высокотемпературную. В результате солидус гранита и
моновариантная линия реакции Or+Al2SiO5+ Н2О = Ms+Qtz
пересекаются в точке, выше которой из расплава может
кристаллизоваться Ms (см. диаграмму). Вместе с тем смещение
реакции вправо обозначает невозможность кристаллизации
Al2SiO5 из расплава: в граните всегда присутствует Kfs.
Дв у слю
дян ой г
р ан ит
Давление Н2О, кбар
4
3
2
кривая
устойч ивости
мусковита
кривая
минимума
плавления
“гранита”
1
0
300
500
700
900
1100
Температура OС
Кривая устойчивости Ms в сравнении с
кривой плавления гранита при Ps=PH2O
Фенгит
Со времени открытия ультравысокобарных комплексов,
содержащих коесит, и/или алмаз, усилился интерес к фенгиту.
Он встречается практически во всех эклогит-глаукофановых
комплексах мира и в соответствии со своей формулой имеет
переменное содержание Si.
В фенгите из ультравысокобарных комплексов содержание Si
в выше, чем из пород менее глубинных комплексов. На этом
основании Массонe и Шрайер (Massone & Schreier, 1987)
установили пределы стабильности фенгита с кварцем в
зависимости от Т и РН2О. Выяснилось, что с ростом РН2О
содержание Si в кристаллохимической формуле фенгита
KAl3-2n(Mg,Fe)nSi3+nO20(OH)2
увеличивается (см. диаграмму). На её основе определили, что
Рs ~ РН2О в ультравысокобарных комплексах достигает 25 кбар.
25
Si=3.8
20
PН2О , кбар
3.7
15
3.6
3.5
10
3.4
3.3
5
3.2
3.1
200
300
400
500
600
о
Температура С
700
Р-Т диаграмма, показывающая линии равного
содержания Si в фенгите (ф.е.) в ассоциации с Qtz
БИОТИТ
K2(Fe,Mg)5+0.5nAl4-nSi5+0.5n(OH)4O20,
где 0 < n < 2
Кристаллическая структура биотита состоит из
отрицательно заряженных слоев 2:1, которые
компенсированы и связаны крупеыми положительно
заряженными катионами (K+1, Na+1). Слой 2:1 содержит
два тетраэдрических и один октаэдрический лист. Три
кислорода свободных вершин тетраэдров идет на
образование колец. Четвертая вершина тетраэдра,
направленная по нормали к слою, участвует в
образовании смежного октаэдрического листа.
Минералы
a
b
c
Мусковит (Ms)
5.19
9.04
20.08
Тальк (Tlc)
5.28
9.15
18.9
Хлорит (Chl)
5.3
9.20
14.3
Биотит (Bt)
5.3
9.20
10.2
Серпентин (Spn)
5.3
9.20
7.3
Септохлорит (Spc)
5.3
9.20
7.3
16
12
Si
100 Ti в координации IV
20
8
4
0
4
8
12
16
100Ti : (Fe+Mg)
20
Распределение Ti между тетраедрической и октаедрической
позициями в биотитах из щелочных пород и карбонатитов
Важнейшие типы изоморфизма 3(Fe,Mg)2+<> 2Al+3 и 4Al<>3Si
определяют глинозёмистость биотита, которая является
индикатором изменения внешних условий его кристаллизации в
разнообразных парагенезисах.
Изменение глиноземистости биотитов из
гранитоидов, сиенитов и нефелиновых
сиенитов
Si : Al
4
3
Phl-Ann
Bt из двуслюдяных гранитов;
Bt из гранитных пегматитов;
Bt из гранитов и аляскитов;
2
Bt из нефелиновых сиенитов;
1
Bt из сиенитов без Qtz и Ne;
Sid-Ist
1
2
(Mg+Fe)/Al
3
4
Bt из микроклинитов;
теоретический состав миналов Bt
Диоктаэдрические
4
4
Ms
412
3
4
Сумма ионов группы [Y]
2
5
3
6
[Y+3]
+3 6
[Y ]
1
флогопит
(аннит)
6Si, 2[Al] 4
521
6
Триоктаэдрические
2
1
истонит
(сидерофиллит)
5Si, 3[Al] 4
Возможные вариации составов флогопита
и биотита и их соотношение с составом
мусковита. Большая часть точек составов
флогопитов и биотитов располагается вдоль
основания диаграммы, но некоторые из них
попадают в заштрихованную область.
Некоторые реакции с участием биотита
В гранитоидах и нефелиновых сиенитах глиноземистость,
XAlBt =Al:(Al+Fe+Mg+Si), биотита зависит от температуры и общей
щелочности. Эта зависимость определяется из условий смещенного
равновесия:
в гранитоидах:
(a)
(5+0.5n)H4K2(Fe,Mg)5Al4Si5O24 + 21nSiO2 + (3nK2O) =
5H4K2(Fe,Mg)5+0.5nAl4-nSi5+0.5nO24 + 7nKAlSi3O8 + (nH2O),
т.е. BtAl + Qtz +(K2O) => Bt >Al + Fsp + (H2O).
Эта реакция показывает, что c возрастанием температуры (-Н2О) и
щелочности XAlBt снижается за счет бразования Fsp и уменьшения
количества Qtz. Если же в породе присутствует магнетит, то XAlBt
определяется еще и окислительным потенциалом (О2):
(b) 3H4K2Fe5+0.5nAl4-nSi5+0.5nO24 + 3(7-3.5n)SiO2 + (0.5n+5)O2+
+(3-1.5n)K2O = 3(4-n)KAlSi3O8 + (5+0.5n)Fe3O4 + 6(H2O),
т.е. Bt + Qtz + (K2O + O2) = Or + Mag + (H2O).
+
Hyp
Ol
14
p
Hy
+Q
+Kfs + N
e
Bt
+N e
1/2A l 2O 3
.3
14
Bt
p
Hy
f s+
p
Hy
fs +
+K
yp
+H
+K
fs
+K
17
Bt
20
Bt
Hyp 15+Kfs+Qtz
p
Hy
. 6 fs +
28 + K
Hyp 29+Kfs+Qtz
Hyp74+Kfs+Qtz
p
Hy
f s+
+K
1/2Al 2O 3
26
Bt
(Fe ,Mg)O
p
Hy
s+
Crn
Bt
Bt
Crn
(Fe,Mg)O
f
2 3 +K
Bt Ne
Kfs +Crn
Hyp
Ol
Bt
Kfs
Ne
tz
Qtz
Bt+ +H yp
SiO 2
Kfs
min
Qtz
Kfs
14 .3
Qtz
t
1/2Al 2O 3
(Fe,Mg)O
+Ne
SiO2
20
Crn
Bt 17 + K
fs
+Q tz
Bt 14 .3+ K
Bt 17+ K fs
Bt 20+ K fs +Qtz
Bt 23+ K
fs
Bt 26+ K
fs
+Qtz
+Qtz
tz
+Q
Bt 28 .6 +K
fs
2
+ Qtz
yp
B
Hyp
Ol
Bt 20+ K fs
+H
p
Hy
Kfs
Bt 23+ K
fs +N e
.3
14
Bt
+
Qtz
Bt 26+ K fs
t
17
SiO 2
+Ne
III IV V VI VII VIII IX X XI XII
II
fs+ Qtz
Bt 28 .6+ K
fs + Ne
I
B
активность воды во флюиде
Реакциями (a) и (б) определяется предел устойчивости Bt не
только в гранитах, но и в любых кварцсодержащих породах. При
постоянстве fO2 можно качественно наметить поля стабильности Bt,
и Bt+Qtz в зависимости от Т и щелочности.
K fs
B t+ H yp
+
Ne
общая активность щелочей во флюиде
Минеральные фации
щелочности, выведенные
на основе на составе
глиноземистости биотита
(цифры у индекса Bt)
На диаграмме K2O- Н2О видны условно моновариантные
линии этих равновесий при O2= const. Изоплеты глиноземистости
биотита в разных парагенезисах отражают влияние Т(- Н2О) и
щелочности на рассмотренные равновесия. На диаграмме также
видно, что Bt из нефелиновых сиенитов и щелочных гранитов
беднее глиноземом, чем Bt из двуслюдяных гранитов, пегматитов и
обычных биотитовых гранитов.
Возрастание щелочности фиксируется снижением XAl Bt при
гранитизации метапелитов и сланцев. В гнейсах и мигматитах
глиноземистость биотитов отличается заметно, тогда как XMgBt
почти не изменяется.
В нефелинсодержащих породах
- в не зависимости от их генезиса, - протекают иные реакции.
Например, в ходе дивариантной реакции
BtFe + O2+ (Na,K)2O = Ne +Fsp + Mag + (H2O)
c увеличением щелочности XMgBt возрастает, что хорошо видно на
диаграмме (Na,K)2O- Н2О
Kf
s+
Mt
Bt+
Qtz
Kfs
Mt
Qtz
Si
Fe
Al Crn
2
Bt
s+Qtz +K fs+ Ne
f
K
+
t
B 23
B t26
Ne
Bt Kfs
t
+Q
17
Mt
z+
Bt
tz +
+Q
20
fs+Qt z
Bt 26+ K
Bt26+Kfs+Mt
tz+
t
M
+Q
23
Mt
Fe
Qtz
Si
M
t
Mt
tz+
+Q
6
Bt 2
Т
s+Qt z +K fs+ Ne
Bt 20+ Kf
Bt 23
Ne
14
Ne
+K
f s+
Mt
=
Bt
s+Qt z
Bt 17+K f t 0+K fs+Ne
B2
Bt
2
Bt
1
t
M
tz +
+Q
Bt 14+Kfs+Mt
t
M
e+
N
+
tB 17
t
M Bt 17+Kfs+Mt
+
e
N
+
20
Bt t
+M Bt20 +Kfs+Mt
e
+N
3
2
Bt t
M
e+
Bt23+Kfs+Mt
+N
6
Al Crn
s+Qt z Ne
f
K
+
t
B 14
fs+
Bt17+K
Bt
(Na,K)2O
f s+Ne
Bt 14+K
H2O
Зависимость глиноземистости биотитов в
гранитах и нефелиновых сиенитах от щелочности
и химпотенциала воды (обратной температуры)
Al Crn
3
Ne
Kfs
Bt
Qtz
Mt Fe
Si
Рассмотрим экстремальное изменение глиноземистости
биотита в зависимости от щелочности в миаскитах и
сиенитах Ильменского заповедника.
26
1
( )
100Al Bt
Y+Z
24
22
Зависимость содержания Al в биотитах из
пород Ильменогорского массива от их
относительной щелочности
2
20
1 - Bt из неизмененных миаскитов; 2-Bt из
миаскитов, измененных под воздействием
более поздних сиенитов; 3-Bt из сиенитов.
3
18
0
10
20
100Na Bt
Na+K
(
)
30
Реакцию с участием Bt, Ne, Fsp и флюида можно записать так:
1.2H4K2(Mg,Fe)5Al4Si5O24 + 1.4KAlSi3O8 + (2.1Na2O) =
H4K2(Mg,Fe)6Al2Si6O24+4.2NaAlSiO4+ (0.4H2O+0.9K2O)
или же
Sid-East + Or+(Na2O) => Phl-Ann + Ne+(H2O+K2O).
С возрастанием Na2O (снижением температуры) и
щелочности (увеличение K/Na) эта реакция смещается
влево. Т.е. в биотите возрастает содержание Al, а по
нефелину развивается Kfs. Однако в природе соотношения
оказываются более сложными: при постоянстве mH2O (Т ~
const) увеличение mNa2O сначала приводит к возрастанию
mК2O, который затем снижается, но при дальнейшем
увеличении mNa2O вновь возрастает. Об этом можно судить
из реакции:
1.2[Sid-East] + 1,4K1-nNanAiSi3O8 + (0.4-0.7n)Na2O =
= [Phl-Ann] + K0.2Na0.8AlSiO4 + (0.6 –0.7n)K2O + 0.4H2O
Вариации твердого раствора нефелина в миаскитах
незначительны. Поэтому при Т = const и P = const производная
дК2О 0.4 – 0.7n
дNa2О 0.6 – 0.7n
должна пройти через два экстремума при изменении K/Na
отношения во флюиде или расплаве: с увеличением mNa2O
химический потенциал K2O сначала достигает максимума, а затем
минимума. Значения экстремумов фиксируются такими составами
калишпата: XAbFsp = 0.571 и XAbFsp =0.857, соответственно. Вплоть до
первого экстремума глиноземистость Bt в равновесии с Kfs и Ne
снижается (производная положительная), а реакция смещается
вправо. Между первым и вторым экстремумами XAbFsp
увеличивается, т.к. реакция смещается влево (производная
отрицательная). В точке второго экстремума
1.2(East–Sid) + 1.4K0.143Na0.857AlSi3O8 = (Phl-Ann)+0.2(Na2O + 0.2H2O).
Это значит, что на диаграмме (Na/K)Bt - (Al/Si)Bt должен быть
хотя бы один экстремум отношения (Al/Si)Bt, в равновесии Bt с
Ne и Fsp.
Феррибиотит - тетраферрифлогопит
или же KFe32+Fe3+Si3O10(OH)2 - KMg3Fe3+Si3O10(OH)2.
Тетраферрифлогопит (KMg3Fe3+Si3O10(OH)2) известен еще с
конца XIX века (Флебэр,1889), а феррибиотит обнаружен в начале
ХХ века при изучении железистых кварцитов. Д.Уонс (Wones,
1958) синтезировал феррибиотит при Р =2 кбар. У нас в России
он встречается в Ковдоре (Кольский полуостров).
В 1973 г. в нашей лаборатории из Kfs в содовом растворе
при Р = 1 кбар и Т = 500оС был синтезирован Bt такого состава :
[K0.35Na0.11(H2O+)0.634][Mn0.027Mg0.557Fe1.008Ti0.011Fe1.397Fe0.811]
[Al0.403Si2.786][O10(OH)0.413F0.387O1.2]12
Он близок к феррибиотиту, хотя и содержит некоторые примеси
флогопит-аннита и тетраферрифлогопита.
Мольный объём биотита
Он зависит от ХAlBt = Al/(Al+Fe+Mg+Ti+Si) и XMgBt= Mg/(Mg+Fe).
Если XAl = 0.18, то Ve =12XMgBt(1- XMgBt), но при XAl = 0.25, Ve =
20XMgBt (1- XMgBt).
о
Vэ.я.,А
516
512
508
504
500
496
Phl
fО2 задана буфером
Fe3O4+Fe1-nO
ор
в
ст
а
р
й
ды
р
ве
т
ый
н
ь
л
а
е
ид
0.2
0.4
0.6
0.8
Концентрационная зависимость объема
элементарной ячейки (Vэ.я.) твердого
раствора флогопит-аннит
Ann
Стабильность биотита по экспериментальным данным
Парциальное давление кислорода, атм
а) Стабильность аннита
10-16 гематит+
10
-18
санидин+
кварц+пар
кварц+
пар
10-20
10
-22
10
-24
10
-26
10
-28
400
магнетит+
санидин+
кварц+ фаялит+
пар
санидин+
Изобарическое (Робщ=РН2О=2000 бар)
сечение поля устойчивости аннита с
кварцем (Wones & Eugster, 1965) в
зависимости от температуры и fO2
аннит
+
кварц
железо+
санидин+
кварц+пар
500
600
700
Температура, o С
800
fO2 , бар
San+Hem+H2O
0.3
San+Mt+H2O
-10
10
0.4
0.5
0.7
10
0.4
0.5
0.6
0.6
0.7
0.8
0.9
-20
1.0
Ks +Lc +Ol +H2O
Bt +H2O
-30
10
300
500
700
900
Температура, oС
Cтабильность твердого
раствора флогопитаннит в зависимости
от Т и lnfO2 при РН2О=
2.07 кбар (Wones &
Eugster, 1965)
Цифры на изоплетах –
мольные доли аннита в
твердом растворе Phl-Ann.
Богатый Phl биотит
стабилен при низких
1100
значениях Т и fH2O
Диаграмма позволяет оценить летучесть кислорода по составу
биотита в определенном парагенезисе. Но для этого необходимо
знать температуру. На помощь приходят геотермометры.
Титан в формуле Bt
0.26
0.22
0.18
0.14
560
600
640
680
Температура, о С
Эмпирическая зависимость среднего
содержания Ti в биотитах из гранитоидов
южного обрамления Алданского щита от
средней температуры их формирования
Биотит-гранатовый термометр (Перчук, 1967)
0.8
75
70 0
65 0
0
0.4
80
77 0 C
5
K
D
=1
0.6
o
0.2
0
60 50
5 0
50 5 0
4 0
40 0
35
0
30 C
0
25
o
Mg:(Mg+Fe+Mn) в гранате
1.0
0
0.8
0.4
0.6
0.2
Mg:(Mg+Fe+Mn) в биотите
1.0
СЕРПЕНТИН
H4Mg3Si2O9
Изоморфизм: Mg  Fe, Mg+Fe  Al, Al  Si.
Изменение параметров элементарной ячейки (Å) серпентина в
зависимости от содержания Al в твердом растворе
H8Mg6Si4O18 - H8(Mg5,75Al0,25)6(Si3,75Al0,25)4O18.
Минералы
a
b
c
Серпентин (Spn)
5.3
9.20
7.3
Антигорит (Ang)
5.19
9.04
7.27
Лизардит (Lsd)
5.3
9.20
7.31
Хризотил-асбест
5.3
9.20
14.65
Тальк (Tlc)
5.28
9.15
18.9
Хлорит (Chl)
5.3
9.20
14.3
ao
5.36
5.32
bo
9.20
9.10
co
9.00
7.32
7.28
V
3.60
3.56
3.52
0
0.05
0.10 0.15
0.20 0.25
Мольн. % Al2 O 3
Параметры эл. ячейки для смеси
хризотил-лизардит как функция их
алюминиевой составляющей.
Серпентинизация перидотитов и гарцбургитов с учетом изменения
состава минералов и окислительного потенциала:
(1+2n)Mg2-nFenSiO4+(1-2n)Mg1-nFenSiO3+2H2O+0.333nO2 =>
=> H4Mg3Si2O9 + 0,666nFe3O4,
или же
Ol + Opx + H2O + O2 = Spn + Mag.
Дивариантные равновесия:
I. Замещение оливина:
1.6MgFeSiO4 + 0.6H2O + 0.05O2 =>
=> 0.3H4Mg3Si2O9 + 0.1Fe3O4 + Mg0.7Fe1.3SiO4
или же Ol60 + H2O + O2 = Spn + Ol35 + 0.1Mag
I. Замещение ортопироксена:
2.4Mg0.5Fe0.5SiO3 + 0.066Fe3O4+ 0.4H2O =>
=> 0.2H4Mg3Si2O9 + 2Mg0.3Fe0.7SiO3 + 0.7O2,
или же
Opx50 + Mag + H2O = Spn + Opx30 + O2
Линии постоянного состава минералов для этих реакций показаны
на диаграмме Н2О- О2.
O2
Mag
+
x
p
9
O 8
S pn +
+Mag
x
9
p
8
O
Spn+
ag
M
+
x
O p 93
Spn+
O px
+Ol
+H O
2 +
O2
+Mag
x
95
p
O
S pn+
Sp n+O
l9 5+M ag
H2O
Серпентинизация дунитов при остывании:
2Mg2SiO4 + 3H2O = H4Mg3Si2O9 + Mg(OH)2
или же форстерит + вода = серпентин + брусит
Некоторые реакции видны на диаграмме Т-РН2О
Spn
10
400
Tlc
En
Fo
Fo +
20
600
Пределы стабильности
серпентина и талька в
зависимости от Т и РН2О
En+Cos
Tl c
30
Spn +
B rs
Давление (РН2О ), кб
40
800
.
En+Qtz
о
Температура С
1000
ХЛОРИТЫ
В отношении политипизма они занимают особое место в
общей системе слоистых силикатов
Минералы
а*
b
c
Мусковит (Ms)
5.19
9.04
20.08
Тальк (Tlc)
5.28
9.15
18.9
Хлорит (Chl)
5.3
9.20
14.3
Биотит (Bt)
5.3
9.20
10.2
Серпентин (Spn)
5.3
9.20
7.3
Септохлорит (Spc)
5.3
9.20
7.3
* Все параметры элементарных ячеек даны в ангстремах
ХЛОРИТЫ
(Fe1-mMgm)2+nAl2-2nSi2-2nO5(OH)4
Основная масса хлоритов соответствует этой формуле при
0.18 <m< 0.95 и 0.75 > n >0.12
Минал
Хризотил (Chr)*
Формула
Уд. Вес.
V,
3
г/см
3
(на 5 кислородов) см /моль
Mg3Si2O5(OH)4
106,58
2.60
Mg2Al2Si2O5(OH)4
103,59
2,79
Гриналит (Grl)
Fe3Si2SiO5(OH)4
109,33
3,40
Шамозит (Shs)
Fe2Al2Si2O5(OH)4
105,28
3,24
Амезит
(Ams)
* Chr выбран в качестве минала в соответствии с
параметром элементарной ячейки с=14.3 ангстрем
Для ряда клинохлор - дафнит получены такие зависимости:
XMg = 70.104 – 12.987ao
XMg = 149 – 27.78bo
V (Å3) = (41.941 - XMg)/0.0588
V (см3/моль) = (41.941 - XMg)/0.391
Хлориты по химизму и изоморфизму разделяются на
окисленные и не окисленные (Дир и др., 1966). Окисленные
хлориты появляются в результате замещения Al<=>Fe3+.Такую
классификацию предложил Хей (Hey,1954). В хлоритах нередко
много хрома. Если он входит в октаэдрическую координацию
вместо Al, то возникает кеммерерит, а в тетраэдрическую кочубеит. Существует множество классификаций хлоритов,
основанных на различных принципах (химическом, структурном, генетическом и т.п.), но важно учитывать связь между
изоморфизмом и политипией. Изоморфизм во многом
определяется равным количеством тальковых Mg3Si4O10(OH)2 и
бруситовых Mg(OH)2 слоев в структуре хлоритов.
Mg <=> Fe
хризотил
Mg6Si4O 10(OH)8
+2
гриналит
Fe6+2Si4O 10(OH)8
пеннин
клинохлор,
пикнохлорит
шериданит,
рипидолит
корундофилит
септешамозиты и
шамозиты
Si=2
Si уменьшается от 4 до 2
Серпентин
Aмезит
(Mg 4Al2)(Si2Al2)O10(OH)8
Fe-aмезит
(Mg4Al2)(Si2Al2)O10(OH)8
Al
<=>
+3
Fe
кронштедтит
Mg <=> Fe
+2
+2
4
(Fe Fe2+3)(Si 2Fe2+3 )O10(OH)8
Соотношения составов хлоритов, септехлоритов
и серпентинов (Nelson, Roy, 1958).
Основные схемы изоморфизма в Fe-Mg-Al хлоритах
(на 10 кислородов)
Шамозит
Fe4Al4Si2O10(OH)8
Амезит
(14 Å)
Mg4Al4Si2O10(OH)8
Корундофиллит
Прохлорит
(Fe, Mg)5,5Al3Si2O10(OH)8
(Fe, Mg)5Al2Si3O10(OH)8
Клинохлор - Дафнит
(Fe, Mg)5,5AlSi3,5O10(OH)8
Пеннин
Fe6Si4O10(OH)8
Mg6Si4O10(OH)8
Гриналит
Хризотил
В хлоритах из глиноземистых метаморфических пород
(парагенезис Gr + Bi + Ky + Qz  Ms  Fsp) обнаружен
(Перчук, Рябчиков, 1976) изоморфизм (Fe+2, Mg)+ Si  2Al.
Si/Al в Chl
2.5
Изоморфизм (Mg, Fe2+, Mn)+Si <=>
2Al в хлоритах из метаморфических
пород по 60 анализам хлоритов,
ассоциирующих с Grt, Bt и/или Ms
2.0
1.5
1.0
.
Ams-Daf
1.0
2.0
2+
3.0
4 .0
(Fe +Mg+Mn)/Al в Chl
При этом установлено, что XAlChl
снижается при увеличении Т
метаморфизма. Это следует из
реакции ChlAl+Qtz => Al2SiO5
(Ky) + Chl<Al + H2O, т.е.
(2+n)(Fe, Mg)2Al2SiO5(OH)4 + 4nSiO2 =>
=> 3nAl2SiO5 + 2(Fe, Mg)2+nAl2-2nSi1+nO5(OH)4 + 2n(H2O)
Тест на природных хлоритах показал, что это действительно так.
При этом возрастает XFeChl, что строго определяется принципом
Al
фазового соответствия
(Перчук, Рябчиков, 1976).
Daf
Ams
o
80 550-600 C
450-500oC
60
40
300 oC
20
Anr
Fe-Anr
+2
(Fe ,Mn) 10
20
30
40
50
60
70
80
90 Mg
Сопряженное снижение глиноземистости и температуры равновесий
хлоритов с возрастанием их магнезиальности в метаморфических породах
по данным 60 химических анализов минералов группы хлорита.
Залитые кружки соответствуют хлоритам из парагенезисов с гранатом,
для которых определялись температуры.
H2O
P
Диаграмма P – H2O,
иллюстрирующая влияние P и Т на
состав хлорита в парагенезисе
Chl+Ky+Qtz+Grt
Ch
l+
o
300 C Qtz+
Ky
+A
Ch
lm
l+
Qt
z+
Ky
+A
lm
K
z+
y
tz+
+Q
l 0.8
Ch
l+
Ky
tz +
+Q
Ky
l 0.6
300 C
t
+Q
l 1.0
Ch
Ch
Ch
o
Qt
z+
Ky
+A
lm
.
o
460oC
Ch
l+
Qt
z+
Ky
+A
Ch
lm
l+
Qt
z+
Ky
+A
lm
450o
o
480
500 o
o
o 450
580
Ky
tz+
+Q
l 0. 4
Ky
Ch
tz+
+Q
l 0.2
Ky
Ch
z+
Qt
l 0+
Ch
400
Ch
l+
Qtz
+K
y+
Alm
Ch
l +
Qtz
+K
y+
Ch
Al m
l+
Qtz
+K
y+
Al
m
T
Сиреневые изоплеты –
глинозёмистости (Al/(Y+Z), а
желтые – железистость
100Fe/(Fe+Mg).
Видно, что с увеличением Т и Р
сопряженно возрастает
глинозёмистость и железистость
хлорита, что соответствувет данным
предыдущей диаграммы.
Распространённость хлоритов
Хлориты встречаются во многих низкотемпературных
метаморфических породах (зеленые и глаукофановые
сланцы, породы эпидот-амфиболитовой фации). Они обычные продукты изменения темноцветных
минералов магматических пород. Chl также развит в
зонах кислотного выщелачивания (окварцевание,
грейзенезация, алунитизация и т.п.). Составы хлоритов
и сосуществующих слюд из этих пород могут служить
источниками информации о режиме кислотности
растворов и температуры (Marakushev & Perchuk,
1966), что было доказано и экспериментально (Кольцов,
1992).
3
3.0
s
M
n
Kl
0.90
1.6
1.5
Bt+Kfs
Chl+Qtz
1.25
1.20
1 - линии моновариантных
равновесий, 2,3 и 4 - изолинии
содержания AlIV (форм. ед.):
2 - в мусковите,
3 - в хлорите,
4 - в биотите.
1.15
1.10
1.05
Ch
l+
B Kf
0.7
200
1.30
Qt
z
5.0
5.5
1. 35
Kfs 1.3
tz
Ms+Q 1.1
0.9
1.45
1.40
lc+
0.70
0.65
0.85
0.80
0.75 1.4
1.7
t+ s C B
M hl+ t
s
T
lg(aK+ /aH+)
0.95
4.0
Bt+Ms
Chl+Qtz
0.975
1.8
4.5
An
d+
M s Qtz
1
2
3
3.5
Изоплеты
0.9 Ms
1.8 Chl
1.45 Bt
300
400о
Температура, С
500
Диаграмма Т-lg (aK+/aH+) полей устойчивости слюд и
хлоритов переменного состава при РН2О=1 кбар
(Кольцов, 1992).
10
Стабильность магнезиального
хлорита в зависимости от Т и
РН2О
Fo + En + Spl
Mg -C hl
6
Fo+En+Spl
2
600
rd+S
pl
4
Fo +Crd +
Spl
Fo+Crd
Fo +
C
2
РH O , кбар
8
начало
плавления
Fo+Crd+Spl
800
1000
1200
Температура, o С
1400
ТАЛЬК
(Mg, Fe)3Si4O10(OH)2
Железистый член твердого раствора, Fe3Si4O10(OH)2, носит
название миннесотаит.
Некоторые свойства минералов группы талька:
тальк миннесотаит
Сингония моноклинная
моноклинная
V, г/см3
2.58 - 2.83
3.01
а (Ао)
5.28
5.4
в (Ао)
9.15
9.13
с (Ао)
18.9
18.94
Зональность тальковых месторождений
I. Месторождения талькитов в гипербазитах
а) На контакте гипербазитов со слюдистыми сланцами.
Например, тальковое месторождение в районе Мортаун,
округ Вашингтон. Здесь серпентиниты контактируют со сланцами.
Подобные соотношения наблюдаются вблзи Миасса
(Ильменское месторождение). Здесь наблюдается такая
метасоматическая зональность:
Зона 1: Qz + Ab + Bt (сланец)
Зона 2: Ab + Phl + Ms
Зона
хлорита
Зона 4: Tlc + Chl
Зона талька
Зона 6: Srp + Fo + En (серпентинизированный дунит)
Несколько иные соотношения наблюдаются в месторождении
Корундум - Хилл, Сев. Каролина, США
Зона
Зона
Зона
Зона
Зона
Зона
Зона
гнейса
вермикулита
хлорита
антофиллита
талька
серпентинизированного дунита (Srp+Fo+En)
неизмененного дунита (Fo+ En)
Северный Кюсю
II. Месторождения талька в магнезитах.
Например, в Сатке, что на Южном Урале, тальковые тела
залегают в виде небольших гнезд и линзовидных
прожилков среди магнезитов. Здесь образование талька
идет по реакции:
3MgCO3 + 4SiO2 + H2O = H2Mg3Si4O12 + 3CO2
магнезит кварц
тальк
III. Месторождения талька в доломитах:
3CaMg(CO3)2+4SiO2+H2O = H2Mg3Si4O12+3CaCO3+3CO2
доломит
кварц
тальк
кальцит
Рекомендуемая литература
Дир, Хауи, Зусман. Породообразующие минералы. М.:
Мир. 1966, том 1.
Кольцов А.Б. Условия образования слюд и хлоритов
переменного состава в метасоматических процессах,
Геохимия, 1992, с. 846-856).
Петрография, том 1, М.: МГУ, 1976
Перчук Л.Л. Равновесия породобразующих минералов.
М.: Наука, 1970, 300 с.
Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в
минеральных системах. М.: Недра, 1976.
Hey M.H. A new review of the chlirites. Mineralogical
Magazin, 1954, V.30, P. 277.
Nelson B.W., Roy R. Synthesis of the chlorites their structural and
chemical constitution. American Mineralogist, 1958, P.707.
Marakushev A.A., Perchuk L.L. On influence of the activity and
temperature of postmagmatic solutions on the compositions of micas
and chlorite // International Union of Geologcal Sciences. 1970, Ser. A,
No 2, P.274-278. (Problems of hydrotermal ore deposits,
Schweizerbart, Stutgart).
Wones D.R., Eugster H.P. Stability of biotite: experiment, theory and
application. American Mineralogist, 1965, V.39, №5-6.