1 / 43

ОРТОСИЛИКАТЫ

ОРТОСИЛИКАТЫ. 1. Оливин Гранат 3. Хлоритоид 4. Ставролит. Ромбические. Кубический. Fe 2 SiO 4 : фаялит (F а ) Mg 2 SiO 4 : форстерит (Fo) Mn 2 SiO 4 : тефроит CaMgSiO 4 : монтичеллит CaFeSiO 4 : кирштейнит CaMnSiO 4 : глаукохроит.

raya-chaney
Download Presentation

ОРТОСИЛИКАТЫ

An Image/Link below is provided (as is) to download presentation Download Policy: Content on the Website is provided to you AS IS for your information and personal use and may not be sold / licensed / shared on other websites without getting consent from its author. Content is provided to you AS IS for your information and personal use only. Download presentation by click this link. While downloading, if for some reason you are not able to download a presentation, the publisher may have deleted the file from their server. During download, if you can't get a presentation, the file might be deleted by the publisher.

E N D

Presentation Transcript

  1. ОРТОСИЛИКАТЫ • 1. Оливин • Гранат • 3. Хлоритоид • 4. Ставролит

  2. Ромбические Кубический Fe2SiO4: фаялит (Fа) Mg2SiO4:форстерит (Fo) Mn2SiO4: тефроит CaMgSiO4: монтичеллит CaFeSiO4: кирштейнит CaMnSiO4: глаукохроит (Fe,Mg)2SiO4: рингвудит (Rin) ОЛИВИНЫ: X2YO4 Изоморфизм: X= Fe, Mg, Cr, Mn, Co, Ni, Ca, Ti Y = Si, Fe+3, Ti

  3. В интервале 800-300оC вхождение Са+2 в состав оливина в значительной степени зависит от Р-Тпараметров. 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. 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)

  4. Вместе с тем в твёрдом растворе Mn2SiO4-Mg2SiO4наблюдается более чёткое распределение катионов по позициям и, как следствие, заметная зависимость коэффициента распределения от температуры и, особенно, от давления (Akamatsu et al., 1988).

  5. 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-Faобразуетидеальный твердый раствор. Но, какмы видели, в Ol есть слабо выраженные энергетически неэквивалентные позиции («подрешетки»), М1 и М2, занятыедвухвалентными катионами. Так что небольшое отклонение от идеальности в смеси форстерит-фаялит все же намечается.

  6. 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. T-ХMg диаграмма позволяет рассчитать Hплавл: lnK = = ln(XFoliq/ XFoOl) = - Gплавл/RT.Дифференцируя по Т, находим lnK/(1/T) = -Hплавл = 13700кал/моль. Это значение практически точно cсовпадает с величиной теплоты плавления, измеренной калориметрически.

  7. 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).

  8. Оливиновый термометр

  9. 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 Faи выше 120 кбар для Fo. Это значит, что в ультраосновной мантии на глубинах порядка 400 км стабиленрингвудит, 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 Rinпоявляется фаза, природных аналогов которой пока нет.Близкие данные получены и по равновесиямв системах Co2SiO4 – Mg2SiO4, Ni2SiO4 – Mg2SiO4 (Ringwood, 1966). Позднее Масао Акаоги (Akaogi, 1984) уточнил положение полей стабильности полиморфных разновидностей рингвудита и построил полную диаграмму Fe2SiO4-Mg2SiO4длядвух изотермических сечений.

  10. Ringwood ( 1966) Akaogi (1984)

  11. 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.

  12. 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, сопровождающийсяувеличением 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.

  13. ГРАНАТЫX3Y2Z3O12 Изоморфизм: X - Fe2+, Mg, Mn, Ca, Na Y - Al, Fe3+, Cr, Ti, Si Z - Si, Al (очень слабый) Миналы: Структура. Гранат – островной ортосиликат. Кремнекислородные тетраэдры [SiO4] соединены катионами Y3+, занимающими октаэдрические пустоты между атомами кислорода и катионами X2+, расположенными в кубических пустотах.

  14. Свойства Термодинамические свойства некоторых миналов миналSо298 ΔHo298 Vо дж/град кдж/моль cм3/моль Prp 266.30 -6383.32 113.18 Grs256.00 -6638.30 125.35 Alm 342.00 -5267.85 115.11 Adr 316.40 -5761.60 132.04 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-Adrпредполагает идеальность смешения.

  15. Некоторые свойства смесей в рядах Grs- Adrи Pyr-Alm описываются такими уравнениями: в рядуGrs-Adr: N = 1.734 + 0.153XAdr, а (Å)= 11.85 + 0.197XAdr, V = 125.35 + 6.69XAdrсм3/моль в рядуPyr-Alm: N = 1.714 + 0.116XAlm а(Å) = 11.459 +0.067XAlm V = 113.18 + 2.01XAlmсм3/моль

  16. 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 Р-Т 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-Тпараметров эволюции метаморфизма гранулитовых комплексов. Они проявляются в виде реакционных структур, развитых вокруг граната на его контакте с Qtz.

  17. Лимпопо, Лапландия, Енисей Декомпрессионное остывание Давление, кбар Температура, оС Grt+Qtz=>Crd+Opx 1000 mm Изобарическое остывание Давление, кбар Crd=>Grt+Sil+Qtz Температура, оС

  18. 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:

  19. 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. Превращение габбро в эклогит с возрастанием давления

  20. Во многих метаморфических породах возрастание Р приводит к смещению вправо реакция3CaAl2Si2O8 => 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 омфациты с большим содержанием жадеитового минала. Стабильность пиропа и альмандина на Р-Т диаграмме

  21. По мере исчезновения плагиоклаза с ростом давления образуются более кальциевые гранаты. Это происходит за счет волластонитовой (Wo) составляющей сосуществу-ющего Cpxв ассоциации сCrnили 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.

  22. Соотношения составов Grt и Cpx в кианитовыхэклогитах, гроспидитах и гранатовых перидотитах из ксенолитов кимберлитовой трубки Робертс Виктор, ЮАР (MacGregor & Сarter, 1970).

  23. По экспериментальным данным (Green & Ringwood, 1966) повышение Grs в Grt и Jdв Cpxдостигает максимума в кианитовых эклогитах и гроспидитах Зависимость состава граната от давления (T=1300-1100оС) в кианитовых эклогитах (а) и гроспидитах (б) (Перчук, 1973)

  24. 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.

  25. В бедных кальцием ультраосновных породах гранат возникает по реакции Opx+ Spl = Grt + Ol, причем состав Opxизменяется весьма закономерно: XAlвOpxс 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)

  26. MnO CaO Cr2O3 NiO Содержания CaO, NiO, MnO и Cr2O3 (мас. %) в оливинах разной магнезиальности из базальтов Камчатки (по материалам П.Ю.Плечова)

  27. В ультравысокобарной области (Р > 80 кбар) системы Prp-En Al в октаэдреPrp 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). Возрастание мейджоритового компонента Mg4Si4O12 в гранатепри увеличении давления в системе MgO-SiO2-(Al,Cr)2O3по экспериментальным данным(Akaogi & Akimoto, 1977; Irifune, 1987; Roermund et al., 2000)

  28. Распространение Гранат широко распространен во всех типах кристаллических пород. В метапелитах и гнейсах обычен гранат альмандин-пиропового 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:

  29. (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.

  30. Прогрессивная стадия Регрессивная 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 Grt1иGrt2 возникает замечательная диффузионная зональность, кинетический анализ которой позволяет оценить скорости протекания метаморфических процессов, сопровождающихся перемещением эклогитовых комплексов в земной коре. Grt2 Grt2 Grt1 Grt1

  31. Изменение со временем диффузионных профилепй Mg в Grt (теоретическое моделирование)

  32. 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 F OH Fe2+Mn Fe+3 (Fe+2 + H+) Fe3+Al 2Fe3+  3Fe+2 3(Fe+2,Mg,Mn)  2Al Посмотрите некоторые схемы:

  33. 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-Crdи Her по такой реакции: • (1) 5Cld = 2Fe-Crd + 6Her+ 10H2O • РН2О= PS, кбар, 1 7 • ТоС 568 695 • При 30 < РН2О > 7 кбар увеличение температуры до 700-710оC и выше приводит к разложению хлоритоида на ассоциацию St+Alm+Herпо реакции: • 5.34Cld = 1.38St + 1.72Alm + 2.76Her + 10H2O • Посмотрите диаграмму

  34. Предел стабильности ассоциации Cldвпарагенезисе сAl2SiO5.Например, 6.67Cld+ 16.67And = 6.67 St + 3.335 Qtz + 10H2O. Другие реакции показаны на Р-Т диаграмме:

  35. 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

  36. Ставролит (Fe,Mg)2(Al,Fe3+)9Si4O23(OH) Это теоретическая формула, выведенная из моноклиннойструктуры 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+)0.01Ti0.05-0.1][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.

  37. Распрстранённость. Савролит – типичный минерал богатых Fe глинозёмистых пород (метапелитов) среднетемпературных фаций метаморфизма

More Related