Перейти к основному содержанию

Формула полевого шпата

Полный состав полевых шпатов описывается формулой (Мx+М1-x2+) x(Т2-x 3+2+x4+)O8, где 0 < х < 1. Природные и синтетические соединения образуют две группы: щелочных полевых шпатов с отношением Т 3+4+ = 1:3 и щелочноземельных полевых шпатов с отношением Т 3+4+ = 2:2. Данные соединения представляют собой конечные члены изоморфных полевошпатовых рядов (двойных) и серий (тройных). Особенностью природных полевых шпатов является кристаллизация их в виде как практически чистых конечных членов, так и изоморфных смесей, в том числе и между представителями разных групп (щелочными и щелочноземельными). При этом изоморфные смеси характеризуются как постепенными закономерными изменениями химического состава, параметров ячейки, оптических и других свойств, так и разрывами смесимости, скачкообразными изменениями симметрии, степени упорядоченности Si и Аl в структуре, меняющимися в зависимости от условий (температура, давление) и скорости кристаллизации, а также посткристаллизационных твердофазовых превращений. Деление полевых шпатов на виды и разновидности в одних случаях обоснованно опирается на определенные “критические” точки внутри изоморфных рядов и серий, а в других (при постепенном изменении свойств) проведено условно в соответствии с рекомендациями КНМиНМ ММА или традициями в описании данной группы минералов, отражающими значимость данных понятий и терминов в геологических науках.
Большинство полевых шпатов с химической точки зрения входят в тройную систему NaAlSi3O8-KAlSi3O8-CaAl2Si2O8, причем содержание анортитового (An) компонента в щелочных полевых шпатах (K, Na- полевые шпаты) и ортоклазового (Or) компонента в плагиоклазах (Na,Ca-полевые шпаты) обычно не превышает 5-10 мол.%. Только в существенно натриевых полевых шпатах ( анортоклазах и олигоклазах) оно бывает выше. Данная номенклатура широко используется в литературе (хотя она в известной мере является формальной), поскольку отражает естественное изменение химического состава и особенностей структуры полевых шпатов в зависимости от изменения параметров минералообразующей среды, геологической обстановки и геологической истории регионов. За минеральные виды принимаются крайние члены диаграммы; все промежуточные члены рассматриваются как их разновидности или структурные модификации. Область санидина дополнительно подразделяется на К- санидин (Or 100-70), K,Na-санидин (Or 10-50), Na-санидин (Or 50-37) и анортоклаз (Or 31-10). Экспериментальные исследования показывают, однако, что данная номенклатура применима только к высокотемпературным сериям полевых шпатов, устойчивым при 900°, так как область гомогенности с понижением температуры существенно сокращается.
Современное состояние полевошпатовой проблемы учитывается в номенклатуре Смита и Брауна (Smith, Brown, 1988). При этом предлагается несколько иное выделение разновидностей. Для закаленных при высокой температуре серий правее линии rs выделяется поле санидина, подразделяемое на К-санидин (Or 100-70) и Na-санидин (Or70-38), а также на Са,К- санидин и Ca,Na- санидин для наиболее высокотемпературных Са-содержащих полевых шпатов, кристаллизующихся при низком давлении в чистой (относительно примесей) системе; в этом поле полевые шпаты моноклинны при всех температурах. Граница поля при этом перемещается от Or38Ab62An0 до Or43Ab45An12, т.е. в кальциевых разновидностях инверсия имеет место при более высоком содержании калия. Выше линии pq выделяется поле высоких плагиоклазов, подразделяемых на анортит (An100-90) (примитивный или объемноцентрированный - выше температуры инверсии), высокий битовнит (An90-70), высокий лабрадор (An70-50), высокий андезин (An 50-30) и высокий олигоклаз (An30-10); в этом поле полевые шпаты триклинны при всех температурах. Инверсия триклинного высокого олигоклаза в моноклинный происходит при составе Ab15An85Or0 и при увеличении содержания калия смещается в направлении состава Ab60An30Or10 (к границе поля высокого андезина). В промежуточном поле qp-Ab-rs выделяются высокий альбит (An90-70), высокий олигоклаз, а также высокий К-олигоклаз, с одной стороны, и высокий К-альбит и высокий Са,К-альбит - с другой; граница между ними (т.е. между плагиоклазами и щелочными полевыми шпатами) проходит при соотношении An : Or = 1 : 1. В сухой системе при низком давлении эти полевые шпаты триклинны при комнатной температуре, но становятся моноклинными выше температуры инверсии, которая достигает солидуса при pq. Так, триклинный высокий альбит переходит в моноклинный мональбит. Поскольку температура кристаллизации полевых шпатов от вулканитов к магматическим и постмагматическим образованиям снижается, поле триклинных плагиоклазов перемещается в сторону менее кальциевых составов и достигает границы с щелочными полевыми шпатами.
В случае умеренного отжига, как, например, в гипабиссальных интрузиях, поля гомогенных полевых шпатов сокращаются.

Для геолога термины высокий К-альбит и тем более высокий Са,К-альбит представляются труднопонимаемыми. Целесообразно использовать для них проверенное понятие анортоклаз.
 
Плагиоклазы еще образуют непрерывный гомогенный ряд от “примитивного” анортита до низкого альбита с различными структурами промежуточного структурного состояния (Si/Al-упорядоченности), но в ряду щелочных полевых шпатов наблюдается разрыв между низким альбитом и К-санидином (ортоклазом). Во всей остальной области составов образуются пертитовые прорастания: пертиты (в случае преобладания К-полевых шпатов над Na-полевыми шпатами), антипертиты (преобладание плагиоклаза над К-полевыми шпатами) или промежуточные мезопертиты. Переход гомогенного полевого шпата в пертит постепенный. При спинодальном распаде продукты распада различаются только по составу при одинаковых параметрах ячейки (т.е. не имеют фазовых границ). При укрупнении продуктов распада образуются когерентные пертитовые срастания, в которых решетки различаются по величине параметра а, но имеют одинаковые параметры b и с и искаженные углы ячейки. В этих случаях кристаллические структуры и свойства полевых шпатов являются аддитивными (суммарными). По размерам пластинок различают “субрентгеновские” пертиты (не выявляемые при рентгеновском анализе), “рентгеновские" пертиты (проявляющиеся на рентгенограммах, но неразличимые под микроскопом), криптопертиты и микропертиты с размером частиц от < 15 А до 100 мкм и пертиты - более 100 мкм.
В случае медленного продолжительного отжига, характерного для большинства плутонических и метаморфических пород, сохраняются только еще более ограниченные гомогенные поля низкого альбита, низкого (максимального) микроклина и примитивного и переходного анортита. В ряду плагиоклазов с упорядоченным структурным состоянием и доменным строением, характеризующимся сочетанием доменов с альбитовой и анортитовой структурами (“е”-плагиоклазы), наблюдаются три области фазового распада: перистеритовые срастания (в области альбита-олигоклаза), срастания Бёггилъда (в области андезина-лабрадора) и срастания Гуттенлошера (в области битовнита).


Поделиться с друзьями


 


Mineralmarket