Щелочные полевые шпаты. Ортоклаз. Адуляр
Исследование посткристаллизационной «жизни» щелочных полевых шпатов для нас имело первостепенное значение, как главных минералого-генетических индикаторов, позволяющих внести ясность в ряд геолого-петрологических проблем генезиса пород Хибинского массива (Кольский полуостров) и его уникальных апатито-нефелиновых руд (Боруцкий, 1988; 2005; 20101; 20102; 2012 и др.). Детальный анализ поведения конкретных минеральных индивидов с учетом генетической составляющей потребовал рассмотрения и фундаментальных вопросов минералогии, в частности детализации понятия минеральный вид (Боруцкий, 2006).
Рассмотрим диаграмму «T-x», составленную для щелочных плевых шпатов при P = P(H2O) = 1 кбар (рис. 7). Ниже кривой ликвидуса-солидуса, которая (выше) показана и для «сухой» системы, вплоть до кривой сольвуса находится область устойчивости различных полевошпатовых фаз, в которой в соответствии с падением температур можно выделить пять полей стабильности: 1) гомогенного K,Na-полевого шпата, 2) санидина, 3) анортоклаза, 4) альбита и 5) микроклина, которые мы рассматриваем как реальные самостоятельные минеральные виды. Совершенно очевидно, что минеральные виды, их свойства и границы существенно видоизменяются при изменении соотношения калия и натрия, температуры, а также (хотя этого на диаграмме не видно) и давления.
1) В «сухой» системе кривые ликвидуса и солидуса находятся выше, чем в «мокрой» (температура плавления Na-п.ш. 1118-1120°С – при стандартных условиях, 1240°С – при 10 кбар, 1320°С – при 20 кбар в «сухих» условиях, но 900-905°С – при P(H2O) = 1 кбар, 840-845°С – при 2 кбар, 745°С – при 5 кбар P(H2O), а критическая точка минимума плавления на кривой ликвидуса-солидуса смещается от 1050°С – при 1 атм. до 780°С – при P(H2O) = 2 кбар). Это означает, что в «сухих» системах (например, в щелочных эффузивах ─ фонолитах) существует единое поле стабильности (выделено более густой желтой краской в интервале ~150°) для гомогенного K,Na-полевого шпата (моноклинного K,Na-санидина), химический состав которого варьирует от 100% Ab до 100% Or, с единой кристаллической структурой и с максимальной степенью Si/Al-неупорядоченности. Крайними членами этого изоморфного ряда являются моноклинный Na-полевой шпат – мональбит и моноклинный K-полевой шпат ─ K-санидин». Мы считаем, что этот ряд непрерывных твердых растворов незачем как-то делить, именно в силу его непрерывности. Тем более, нет смысла делить его в угоду КНМНМ ММА, на два несуществующих минеральных вида в соответствии с «правилом 50%», и если уж так необходимо разделить, то делить нужно по положению реальной критической точки на кривой ликвидуса-солидуса, которая соответствует составу Ab63Or27, а не Ab50Or50. Кстати, кроме высокотемпературного моноклинного мональбита, в настоящее время установлен метастабильный орторомбический «альбит» – кумдиколит, сохранившийся в виде включений в жадеите эклогитов Кокчетавского массива, образовавшийся, аналогично алмазу, при 900–1000°С и давлении порядка 5.8-6.5 ГПа (Shyh-Lung Hwang et al., 2009).
|
|
|
|
|
|
2) Ниже 980°С наблюдается фазовое превращение Na-п.ш. из мональбита в анальбит (высокотемпературный триклинный высокий альбит) с изменением симметрии C2/m ® C`1. (типичное фазовое превращение I-рода). Это принципиальное событие на «T-x» диаграмме, так как приводит к образованию двух различных полей стабильности щелочных полевых шпатов (появлению двух минеральных видов). Фазовый переход ─ незакаливающийся, так как он обусловлен сжатием Si/Al-каркаса вокруг атомов Na при охлаждении[1]. Граница поля устойчивости Na-фазы прослеживается в калиевую область от Ab100 при 980°С до Or37Ab63 при комнатной температуре (см. рис. 7), допуская максимальное вхождение изоморфного Or-компонента не более 37 мол.% (но не 50 %, то есть опять не соответствует рекомендациям КНМНМ ММА). Данное поле стабильности богатого натрием триклинного полевого шпата, с варьирующим химическим составом, выделяется как поле анортоклаза. (Иногда его называют, менее удачно, калиевым альбитом). На рис. 7 он выделено светло сиреневым цветом). Кристаллическая структура анортоклаза соответствует анальбитовой, но при снижении температуры в результате фазового перехода может стать альбитовой. Напомним, что в альбитовую структуру может войти не более 5 мол.% анортитового компонента, но в анортоклаз может войти больше кальция (Ca-анортоклаз). Такие Ca,K,Na-полевые шпаты характерны для вулканитов, связанных с щелочно-основными породами. Заметим, что анортоклаз могут образоваться как в результате метастабильной кристаллизации с изменением симметрии при снижении температуры, так и в результате твердофазового превращения C2/m ® C`1.
|
|
|
3) Второе образовавшееся поле устойчивости соответствует моноклинному санидину с ограниченным изоморфизмом K на Na (на диаграмме оно выделено зеленовато-желтым цветом. Изолиниями показано изменение степени Si/Al-упорядоченности в моноклинной полевошпатовой структуре при охлаждении, соответствующей относительному содержанию Al и Si в четырех неэквивалентных позициях: t10, t1m, t20 и t2m. Алюминий, изначально распределенный в пропорции 25:25:25:25 в результате упорядочения концентрируется в позиции t10, достигая 100% концентрации в триклинном микроклине. Однако в моноклинном санидине позиции t10 и t1m и позиции t20 и t2m не расщеплены, и для простоты Si/Al-упорядоченность оценивают по обобщенным T1 и T2 (Алюминий концентрируется преимущественно в позиции T1). При снижении температуры поле санидина сокращается по составу с одновременным упорядочением Al/Si: при 800-850°С санидин может содержать до 90 мол.% Ab-компонента, тогда как при 500°С ─ не более 20%, при этом концентрация Al в T меняется от 50 до 75%. а 2t от 0,50 до 0,75.
|
|
|
В данной статье мы не будем рассматривать тройные K,Na,Ca-полевые шпаты (в хибинских полевошпатовых щелочно-основных породах распространен совершенно другой, уникальный тип полевого шпата – см. ниже). Отметим только, что в тройной системе K,Na,Ca-полевых шпатов одна гомогенная полевошпатовая фаза переменного состава кристаллизуется интервале 900-650°С, и только ниже 650°С она разделяется на две сосуществующие ─ щелочнополевошпатовую и плагиоклазовую. Данные полевые шпаты являются как бы промежуточными между щелочными и плагиоклазами, и для них предложены многочисленные разновидности: K-альбит, K-олигоклаз, K-андезин, с одной стороны, и Ca,K-санидин, Ca,Na-санидин и Ca,K-альбит. Как и следовало ожидать, для них также характерна инверсия из моноклинной симметрии в триклинную C2/m ® C`1, но относительно мональбита (980°С), для калийсодержащих членов ряда температура инверсии снижается (510° для Ab80Or20, 25° для Ab60Or40), а для кальцийсодержащих – повышается (1150° для Or54An46, 350° для Or60An40, 150° для Or67An33).
Рис. 7. Фазовая диаграмма щелочных полевых шпатов «T-x», составленная для P = P(H2O) = 1 кбар. По Б.Е. Боруцкому (2006): 1 – истинно-равновесный сольвус по Э.Э. Сендерову (Сендеров, 1990); 2 – химический сольвус для серии неупорядоченных полевых шпатов: анальбит (высокий альбит) ─ санидин по Дж.Б. (мл.) Томпсону и Д.К. Вальбауму (Thompson, Waldbaum, 1969); 3 – химический сольвус упорядоченных полевых шпатов: альбит (низкий альбит) ─ микроклин по С.В. Бачинскому и Дж. Мюллеру (Bachinski, Müller, 1971); 4 – граница незакаливающегося фазового перехода между моноклинными и триклинными полевыми шпатами C2/m → C`1; 5 – экспериментальный равновесный когерентный сольвус: анортоклаз – санидин по П.Дж. Сиплингу и Р.А. Янду (Sipling, Yund, 1976); 6 – рассчитанная равновесная спинодаль по P. Абарту c соавт. (Abart et al, 2009)
4, 5) На диаграмме «T-x» (рис.7) показаны еще два поля устойчивости: альбита (низкого альбита) (выделено густо-фиолетовым цветом) и микроклина (выделено зеленым цветом). Они отделены границами фазовых переходов от анальбита-анортоклаза и санидина, соответственно. Температура перехода анальбит ® альбит 680 ±20°С (симметрия при этом не меняется), переход санидин ® микроклин происходит при 500 ±50°С (моноклинный K-п.ш. становится при этом триклинным, C2/m ® C`1). Температуры переходов немного снижаются из-за присутствии изоморфной примеси противоположного компонента. Данные фазовые превращения обусловлены как явлением Si/Al-упорядочения в каркасе полевошпатовых структур, так и сжатием каркаса вокруг атомов Na и K из-за существенного уменьшения их эффективного объема при охлаждении; переход санидин ® микроклин, несомненно, I рода, переход анальбит ® альбит ─ скорее I-рода, чем II-рода (Сендеров, 1990). Появление альбита и микроклина имеет огромное значение для петрологии и генетической минералогии, поскольку они могут образоваться только в своем поле стабильности. Поэтому выводы некоторых петрологов об образовании микроклиновых гранитов, сиенитов и нефелиновых сиенитов путем кристаллизации микроклина из расплава, да еще при температуре порядка 800-900°С и выше, несостоятельны. Это невозможно. Для генезиса микроклинсодержащих магматических пород нужно искать другое объяснение, в частности, допускать длительную посткристаллизационную историю их формирования с фазовым распадом и Si/Al-упорядочением K-фазы с переходом её в микроклин, либо допускать позднюю микроклинизацию пород или их перекристаллизацию при низкой температуре с поздним образованием микроклина.
Ортоклаз обычно воспринимается петрологами как синоним моноклинного калиевого полевого шпата. Отчасти это верно, но моноклинность его ─ псевдомоноклинная По современным данным, ортоклаз сложен мельчайшими блоками сдвойникованного микроклина, имитирующими моноклинную симметрию на микроскопическом и даже на рентгеновском уровнях. Это метастабильное образование, так как фактически поле стабильности ортоклаза должно совпадать с полем стабильности микроклина, но он начинает формироваться раньше микроклина. По правилу Оствальда фазовый переход C2/m ® C`1 может осуществляться не сразу, а с меньшими затратами энергии, через ряд промежуточных состояний. При электронно-микроскопическом изучении такие промежуточные формы фиксируются в виде, так называемых, твидовых структур – диффузных рефлексов, соединяющие на электронограме положение моноклинного санидина с положением триклинного микроклина, как правило, сдвойникованного по альбитовому закону. Петрогенетическое значение ортоклаза очень велико, так как, являясь породообразующим минералом большинства гранитоидов и многих гранитных пегматитов, он вскрывает механизм их образования, указывая на сложную посткристаллизацинную геологическую историю данных пород. В интересующих нас, в первую очередь, ортоклазовых и микроклиновых нефелиновых сиенитах ортоклаз является одним из важнейших минералого-генетических индикаторов, свидетельствующих об образовании слагающих эти породы K,Na-полевых шпатов как в результате посткристаллизационных твердофазовых превращений в санидине и анортоклазе в ходе их остывания, так и путем поздней кристаллизации (или перекристаллизации) микроклина в поле его стабильности. Характерной особенностью хибинского ортоклаза является также существенно-натриевый его состав, проявляющийся в фазовом распаде с образованием ортоклаз-криптопертитов, сопровождающемся внутренним микродвойникованием обособлений Na-фазы по альбитовому или альбит-периклиновому закону.
Адуляр также служит индикатором посткристаллизационных превращений в породах и имеет важное значение для доказательства метасоматического происхождения ряда пород «Центральной дуги» Хибинского массива, в том числе вмещающих знаменитые апатито-нефелиновые месторождения, поскольку он образуется в результате метастабильной кристаллизации вне поля своей стабильности. Кристаллизуясь в гидротермальных условиях, адуляры, тем не менее, обычно обнаруживают наивысшую степень Si/Al-неупорядоченности, подтверждая принцип простоты Гольдсмита, и характеризуются своеобразной морфологией кристаллов с ростовой секториальностью, обнаруживающей широкие вариации по степени упорядоченности от максимально неупорядоченного санидина до максимально упорядоченного микроклина. В соответствии с положением Ф.В. Чухрова о конвергенции типоморфных признаков минералов, хибинский адуляровидный санидин имеет четкие отличия от Na-санидинов, анортоклазов и ортоклаз-пертитов в нефелиновых сиенитах, обнаруживая существенно-калиевый состав и гомогенное внутреннее строение.
Практическое применение посткристаллизационных минералого-генетических индикаторов в Хибинском массиве
Автор публикации имеет достаточно большой опыт исследований в данном направлении, так как он многие годы систематически занимался исследованием минералогии щелочных комплексов, главным образом, на примере Хибинского массива на Кольском полуострове и широко использовал при этом исследование твердофазовых превращений в щелочных полевых шпатах и фельдшпатоидах для решения спорных геолого-петрологических вопросов.
Хибинский массив более чем на 85% сложен обогащенными натрием агпаитовыми нефелиновыми сиенитами, которые, согласно традиционным петролого-геохимическим представлениям, сформировались при кристаллизации «сухой» восстановительной магмы при 900-1100ºС. Предполагается, что при этом кристаллизовались и характерные для Хибин агпаитовые акцессорные минералы: эвдиалит, энигматит, лампрофиллит, ринкит и др., так как редкометальные и летучие компоненты (F, Cl, S и т.п.) содержались в щелочном расплаве в растворенном виде без выделения их во флюидную фазу. Детальное изучение K,Na-полевых шпатов нефелиновых сиенитов показало, однако, что все они представлены ортоклаз- и микроклин-микропертитами с признаками длительных посткристаллизационных твердофазовых превращений, собирательной перекристаллизации продуктов фазового распада (рис. 8) и частичного выноса Na-фазы в трещинки, что нередко неправильно трактуется как процесс наложенной альбитизации. Это указывает на каталитическую роль воды, то есть на существенную роль водных растворов в формировании пород, а широкое распространение эгирина, содержащего железо в форме Fe3+ – на окислительные условия. Образование микроклина, поле стабильности которого ограничивается верхней температурой 500-550ºС и парагенетическая связь с ним агпаитовой минерализации однозначно указывает на то, что формирование нефелиновых сиенитов, начавшееся с кристаллизации расплава при 900-1000ºС, продолжалось длительное время, и микроклиновые их разновидности и пегматиты возникли на заключительной, возможно, автометасоматической стадии. То есть, характерная для Хибин агпаитовая минерализация имеет не первично магматическое происхождение.
В западной части Хибинского массива («Западная дуга») установлены на поверхности и подсечены на скважинами породы спорного происхождения, зажатые в нефелиновых сиенитах в виде останцо и ксенолитов (от меланократовых щелочных пироксенитов, авгит-порфиритов и мелилититов до лейкократовых фонолитов и ромбен-порфиров), которые рассматриваются нами как палеовулканиты. Изучение твердофазовых превращений в K,Na-полевых шпатах полевошпатовых разностей этих пород показало, что внешне гомогенные полупрозрачные их выделения являются ортоклаз- и анортоклаз-криптопертитами с зачаточным проявлением фазового распада, соответствующего спинодальному и когерентному сольвусам на фазовой «Tx» диаграмме (рис. 7). Рентгеновское (Органова и др., 1992) и электронномикроскопическое (Трубкин, Боруцкий, 1993) их изучение (рис. 9) свидетельствует о том, что K-фаза пертитов по Si/Al-упорядоченности соответствует санидину с содержанием Al в T позициях 34-35 и даже 25% и содержанием изоморфного Na в K-фазе 11-12 о 22% Ab-компонента. Na-фаза представлена практически чистым альбитом (без Ca), однако, несмотря на солидный возраст хибинских палеовулканитов (более 380 млн. лет), в редких случаях здесь сохранилась редкая его модификация, соответствующая по Si/Al-упорядоченности неупорядоченному анальбиту, сосуществующему с санидином. Суммарный состав данных полевых шпатов наиболее натриевый: Or36-44Ab62-54An1-2. Согласно нефелин-полевошпатовому геотермометру температура кристаллизации ромбен-порфиров и фонолитов оценивается в 1000-1100ºС, с последующим термальным метаморфизмом при 600-750ºС (по катофорит-пироксеновому геотермометру) и фенитизации при 500-400ºС (по арфведсонит-эгириновому) или 550-450ºС (по нефелин-полевошпатовому геотермометрам).
Рис. 8. Ортоклаз-криптопертиты и микроклин-микропертиты в нефелиновых сиенитах Хибинского массива. Микроструктуры и рентгенограммы качания вокруг оси b* (неотфильтрованное Cu-излучение). По Б.Е. Боруцкому (1988): а – ортоклаз-криптопертит, гора Юмъечорр (обр. 1064); Увел. 30×; на рентгенограмме: Na-фаза ‑ низкий альбит, сдвойникованный по альбит-периклиновому закону (крестообразное расщепление на 4 пятна, слева), K-фаза - ортоклаз (одно пятно, частично накладывающееся на ветвь креста, справа); b – микроклин-микропертит, гора Юмъечорр (обр. 1066); Увел. 30×; на рентгенограмме и Na- и K-фазы сдвойникованы по альбитовому закону
Наконец, в средней части Хибинского массива («Центральная дуга») установлены совершенно необычные образования, аналогичные по геологической позиции палеовулканитам «Западной дуги», но не имеющие себе аналогов в мире ни по химическому составу, ни по уникальности минерализации, ни по структурно-текстурным соотношениям. Кроме расслоенной толщи дифференцированных мелкозернистых мельтейгит-ийолит-уртитов, представляющих, по нашему мнению, также ксенолит или реликт древних пород в нефелиновых сиенитах, здесь установлены сосуществующие с ними и связанные взаимопереходами значительно более обширные тела грубозернистых массивных уртитов, полевошпатовых уртитов и гигантозернистых (пегматоидных) пород нефелин-сиенитового состава пойкилитового строения – рисчорритов, а также переходных между ними и с дифференцированными мелкозернистыми мельтейгит-уртитами разностей – ювитов и малиньитов. Грубозернистые породы резко выделяются от всех известных образований в мире своим существенно калиевым составом и, в отличие от окружающих натриевых нефелиновых сиенитов, содержат практически чистый калиевый полевой шпат, калиевый аналог нефелина – кальсилит и калийсодержащие акцессорные алюмо-, цирконо- и титаносиликаты, выделяемые в специфическую высокощелочную «ультраагпаитовую» ассоциацию минералов. Петрологи и те, и другие образования рассматривают как интрузии, внедренные в нефелиновые сиениты из промежуточного магматического очага, в котором в результате кристаллизационной дифференциации в остаточном расплаве мельтейгит-уртитовой магмы произошло накоплением калия, однако, в процентном отношении калиевые породы, образующие естественные «цепочки» уртит → ювит → рисчоррит и ийолит → малиньит, существенно превышают по объему натриевые дифференцированые мельтейгит-уртитам, то есть подсчет баланса масс не подтверждает этого вывода. К тому же хибинские геологи, не найдя корней таких интрузий, в настоящее время сомневаются в интрузивной их природе.
Рис. 9. Ортоклаз-криптопертиты из основной массы ромбен-порфира «Западной дуги» Хибинского массива, гора Юдичвумчорр. Темнопольное изображение (g = 200). Электронный микроскоп JEM-100C. Аналитик Н.В. Трубкин. По Н.В. Трубкину и Б.Е. Боруцкому (1993): a – ламели K-фазы (светлое) и сдвойникованная по периклиновому закону Na-фаза (серое), сопряженные по (`601); ориентация кристалла [010] вдоль пучка; b – ламели K-фазы (светлое) и сдвойникованная по альбитовому закону Na-фаза (серое); ориентация кристалла [001] вдоль пучка
Как уже отмечалось выше, существенно калиевый полевой шпат является главным породообразующим минералом гигантозернистых образований «Центральной дуги», выделяющимся в виде метастабильного адуляровидного санидина вначале в интерстициях зерен нефелина в уртитах, затем в виде разрастающихся скелетных кристаллов, замещающих нефелин и, наконец, в виде пойкилокисталлов с реликтовыми зернами нефелина и его новообразованиями, возникшими в результате последующей их перекристаллизации. Причем на ранней стадии данного процесса образуется калиевый аналог нефелина – кальсилит, также замещающий нефелин, нередко сохраняющийся в полевошпатовых пойкилокристаллах. В аналогичных взаимоотношениях находятся и акцессорные минералы, обнаруживающие коррозию и замещение натриевых и калиево-натриевых минералов калиевыми. Гомогенный, адуляровидный полевой шпат не обнаруживает пертитового строения, кроме приконтактовых разностей, развивающихся путем замещения K,Na ортоклаз- и микроклин-микропертитов (рис. 10).
Рис. 10. Микроклин и адуляр в породах «Центральной дуги» Хибинского массива. По Б.Е. Боруцкому (1988): a – гомогенный микроклин, сдвойникованный по альбитовому закону в рисчорритах, гора Тахтарвумчорр (обр. 1190), увел.30×, и рентгенограмма качания вокруг оси b* с характерным расщеплением рефлексов K-полевого шпата по альбитовому закону (неотфильтрованное Cu-излучение); b – «шахматный» гомогенный микроклин в массивных уртитах апатит-нефелинового месторождения Расвумчорр (альбит-периклиновые двойники), увел.30×; c – реликты микроклин-пертита в адуляровидном санидин-ортоклазе в рисчоррите, развивающемся на контактах с трахитоидным хибинитом, гор Тахтарвумчорр, (обр. 909), увел.30×; d ‑ адуляровидный санидин с остаточным ленточным альбитом в рисчорритах на контакте с трахитоидными хибинитами, гора Петрелиуса, (обр. 592), увел.30×
По структурному состоянию он представлен «высоким» санидином (~10%) с 2V = 33-45° и T = 36-38% Al, «низким» санидином (~15%) с 2V = 45-50° и T = 39-41% Al и «низким» ортоклазом (~60%) с 2V = 50-65° и T = 42-43% Al, а кроме того в этих породах присутствует гомогенный максимальный микроклин (~15%) с 2V = 75-80° и t10 = 78-98% Al. Широкие вариации этих значений также подтверждают метастабильное образование адуляр-санидина с кинетикой низкотемпературного процесса, при котором для полного перераспределения Si и Al в структуре не хватает ни времени, ни необходимой энергии активации. Ключевым моментом в нашем случае является тесный парагенезис адуляр-санидина с микроклином, что свидетельствует о совместной их кристаллизации его в поле стабильности микроклина ниже 500-550°С.
Проведенный с использованием детальных минералого-генетических индикаторов анализ представлений о природе и геологической истории пород Хибинского массива позволил нам рассматривать его как долгоживущий гигантский вулкано-плутонический комплекс, с захваченными реликтами пород архейско-протерозойской рамы и продуктов ранней вулканической деятельности, которые были в той иной степени сиенитизированы, метаморфизованы, фенитизированы и изменены последующими постмагматическими процессами с образованием разнообразных по химическому составу и текстуре фенитов-метасоматитов под воздействием на данные ксенолиты отщепленных от нефелин-сиенитовой магмы флюидов, богатых калием и кремнеземом. Эти выводы должны быть учтены при анализе генезиса хибинских апатито-нефелиновых месторождений.
Заключение
Таким образом, минералы «живут» – и при своем рождении, во время кристаллизации и после нее уже в твердом состоянии. Только нужно научиться видеть признаки этой «жизни», не ограничиваясь «размножением» минеральных видов по формальным правилам КНМНМ ММА на основе данных о «подретушированном» химическом составе и геометрии элементарной ячейки, без учета генетической составляющей и выяснения реального состава, структуры и внутреннего строения реальных минеральных индивидов и реальных их взаимоотношений друг с другом и минералообразующей и минералосохраняющей средой. «Жизнь» минералов после кристаллизации не ограничивается, конечно, приведенными примерами, и требует конкретного детального рассмотрения с применением различных современных методов исследования минерального вещества. Минералы и породы Хибинского массива, в частности, возникли в уникальных условиях экстремально высокой щелочности, то есть весь этот комплекс образований по отношению к окружающей среде является метастабильным, реликтовым, разрушающемся у нас на глазах. Уникальные хибинские агпаитовые минералы выщелачиваются и разрушаются, как в природе, так и в наших музеях и коллекциях. Но это уже не «жизнь», а разрушение. Уникальный памятник природы гибнет – и естественным путем, и с помощью интенсивной промышленной эксплуатации. К сожалению, генетическая минералогия нынче «не в моде». Но «жизнь» минералов захватывающе интересна, и она ждет своих исследователей.
Список литературы
1. Балакирев В.Г., Цинобер Л.И., Коваленко В.С., Свириденко А.Ф., Леров Г.Д. Электронно-микроскопическое исследование кристобалит-тридимитовых опалов // Докл. АН СССР. 1977. Т. 233. № 4. С. 672-674.
2. Бискэ Н.С., Колодей В.А. Структурная характеристика углеродистого вещества черных сланцев соанлахтинской свиты (Приладожье) // Минералогия во всем пространстве сего слова. Материалы XII Съезда Российского минералогического общества. СПб.: 2015. С. 187-189.
3. Бискэ Н.С., Беляев А.М, Колодей В.А. Рамановские спектры углеродистого вещества в кремнистых породах о. Гогланд (Россия) // Минералогия во всем пространстве сего слова. Материалы XII Съезда Российского минералогического общества. СПб.: 2015. С. 185-186.
4. Боруцкий Б.Е. Породообразующие минералы высокощелочных комплексов. М.: Наука. 1988. 215 с.
5. Боруцкий Б.Е. Щелочные полевые шпаты как минералогические индикаторы в решении проблем генетической минералогии, петрологии и рудогенеза (на примере Хибинского вулкано-плутонического комплекса, Кольский п-ов) // Прикладная геохимия. Т. 7. Книга 1: Минералогия, геохимия. М.: ИМГРЭ. 2005. С. 15-32.
6. Боруцкий Б.Е. Очерки по фундаментальной и генетической минералогии: 2. Опыт разработки «естественно-генетической» классификации минералов (на примере систематики полевых шпатов) // Новые данные о минералах. 2006. Вып. 41. С. 162-171
7. Боруцкий Б.Е. Современные представления о природе и геологической истории формирования пород Хибинского массива (Критическое сопоставление предлагавшихся гипотез и комментарии к ним) // Труды Всероссийской (с международным участием) научно-практической конференции, посвященной 80-летию Кольского НЦ РАН «Уникальные объекты Кольского полуострова: Хибины». Апатиты. 20101. С. 7-30.
8. Боруцкий Б.Е. Очерки по фундаментальной и генетической минералогии: 5. Минеральные виды и метастабильное минералообразование // Новые данные о минералах. 20102. Вып. 45. С. 153-166.
9. Боруцкий Б.Е. Очерки по фундаментальной и генетической минералогии: 6. Опыт использования детальных минералогических исследований для решения проблем петрогенеза и рудогенеза на примере Хибинского массива // Новые данные о минералах. 2012. Вып. 47. С. 126-155.
10. Бродская Р.Л., Голубев Е.А., Исаенко С.И. Изучение морфологии и поверхности некоторых кривогранных кристаллов алмаза // Минералогия во всем пространстве сего слова. Материалы XII Съезда Российского минералогического общества. СПб.: 2015. С. 292-293.
11. Васильев Е.А., Криулина Г.Ю., Гаранин В.К. Особенности алмазов типа 1ab из месторождения имени М.В. Ломоносова // Минералогия во всем пространстве сего слова. Материалы XII Съезда Российского минералогического общества. СПб.: 2015. С. 195-196.
12. Вернадский В.И. Опыт описательной минералогии с дополнениями автора 1912-1922. Том 1. Самородные элементы / Избранные сочинения в 5 томах. Т. 2. М.: АН СССР. 1955. 615с.
13. Вернадский В.И., Курбатов С.М. Земные силикаты, алюмосиликаты и их аналоги / Из лекций В.И. Вернадского в Московском университете, изданных в 1910 – 1912 гг. 4-е изд., переработанное и приведенное к новому уровню знаний проф. С.М. Курбатовым и акад. В.И. Вернадским. Л., М.: ОНТИ НКТП СССР. 1937. 378 с.
14. Григорьев Д.П. Онтогения минералов. Львов: Львовский гос. университет. 1961. 284 с.
15. Григорьев Д.П., Жабин А.Г. Онтогения минералов. Индивиды. М.: Наука. 1975. 340 с.
16. Классические работы по физико-химии силикатов. ОНТИ. 1937. 185 с.
17. Лебедев Л.М. Метаколлоиды в эндогенных месторождениях. М.: Наука. 1965. 311 с.
18. Органова Н.И., Марсий И.М., Захаров Н.Д., Боруцкий Б.Е., Салынь А.Л., Иванов В.П. Фазовые превращения и особенности микроструктур распада анортоклазов с разной геологической историей // Изв. РАН. Сер. геол. 1992. № 12. С. 47-58.
19. Патнис А., Мак-Коннелл Дж. Основные черты поведения минералов. Пер. с англ. М.: Мир. 1983. 304 с.
20. Сендеров Э.Э. Процессы упорядочения каркасных силикатов. М.: Наука. 1990. 205 с.
21. Соболев Н.В., Логвинова А.М., Ефимова Э.С., Федорова Е.Н., Лукьянова Л.И., Вирт Р., Томиленко А.А., Бульбак Т.А., Реутский В.Н. Минералогия алмазов из россыпей Урала // Минералогия во всем пространстве сего слова. Материалы XII Съезда Российского минералогического общества. СПб.: 2015. С. 139-140.
22. Типоморфизм минералов и его практическое значение. М.: Недра. 1972. 260 с. (см. раздел: «Конвергенция в минералообразовании». Ф.В. Чухров. С. 16‑26).
23. Титков С.В., Минеева Р.М., Рябчиков И.Д., Сперанский А.В. Структурные позиции парамагнитных центров N1 в пластически деформированных кристаллах природных алмазов // Минералогия во всем пространстве сего слова. Материалы XII Съезда Российского минералогического общества. СПб.: 2015. С. 370-372.
24. Третьякова Л.И. Раман спектроскопия, ИКС и фотолюминесценция для решения проблемы генезиса алмазов // Минералогия во всем пространстве сего слова. Материалы XII Съезда Российского минералогического общества. СПб.: 2015. С. 262-264.
25. Трубкин Н.Д., Боруцкий Б.Е. Дифракционная электронная микроскопия в изучении ортоклаз-криптопертитов из ромбен-порфиров Хибинского массива // Изв. РАН. Сер. физическая. 1993. № 2. С. 57-67.
26. Чухров Ф.В. О конвергенции некоторых гипергенных и гипогенных процессов минералообразования // Геология рудных месторождений. 1979. Т. 21. № 4. С.3‑15.
27. Чухров Ф.В. О конвергенции некоторых гипергенных и гипогенных процессов минералообразования // Проблемы теории образования коры выветривания и экзогенные месторождения. М.: Наука. 1980. С. 101‑115.
28. Abart R., Petrishceva E., Wirth R., Rhede D. Exsolution by spinodal decomposition II: Perthite formation during slow cooling of anatexites from Ngongoro, Tanzania // Amer. J. Science. 2009. Vol. 309. P. 450-475.
29. Bachinski S.W., Müller G. Experimental determination of the microcline – low albite solvus // J. Petrol. 1971. Vol. 12. P. 329-356.
30. Bruhns P., Fischer R.X. Crystallization of cristobalite and tridymite in the presence of vanadium // Eur. J. Mineral. 2000. Vol. 12. P. 615-624.
31. Dollase W.A., Baur W.H. The superstructure of meteoritic low tridymite solved by computer simulation // Amer. Miner. 1976. Vol. 61. P. 971-978.
32. Dove M.T., Heine V., Hammonds K.D. Rigid unit modes in framework silicates // Min. Mag. 1965. Vol. 59. P. 629-639.
33. Flörke O.W., Graetsch H., Jones J.B. Hydrothermal deposition of cristobalite // Neues Jb. Miner., Monatsh. 1990. H. 2. S. 81-95.
34. Goldsmith J.R. A «simplexity principle» and its relation to «ease» of crystallization // J. Geol. 1953. Vol. 61. № 5. P. 439-451.
35. Graetsch H., Topalovich-Dierdorf I. 29Si MAS NMR spectrum and superstructure of modulated tridymite L3-TO(MX-1) // Eur. J. Mineral. 1996. Vol. 8. P. 103-113.
36. Hatch D.M., Ghose S. The a®b phase transition in cristobalite, SiO2. Symmetry analysis, domain structure, and the dynamical nature of the b-phase // Phys. Chem. Minerals. 1991. Vol. 17. P. 554-562.
37. Jones J.B., Segnit E.R. The nature of opal. I. Nomenclature and constituent phases // J. Geol. Soc. Australia. 1971. Vol. 18. P. 57-67.
38. Jones J.B., Segnit E.R. Genesis of cristobalite and tridymite at low temperatures // J. Geol. Soc. Australia. 1972. Vol. 18. P. 419-422.
39. Konnert J.H., Appleman D.E. The crystal structure of low tridymite // Acta Crystallogr. 1978. Vol. B-34. P. 391-403.
40. Nieuwenkamp W. Über die Struktur von Hoch-Cristobalit // Zs. Kristallogr. 1937. Bd. 96. S. 454-458.
41. O’Keefe M., Hyde B.G. Cristobalites and topologically-related structures // Acta Crystallogr. 1976. Vol. B-32. P. 2923-2936.
42. Peacor D.R. High-temperature single crystal study of the cristobalite inversion // Zs. Kristallogr. 1973. Bd. 138. S. 274-298.
43. Perrotta A.J., Grubbs D.K., Martin E.S., Dando N.R., McKinstry H.A., Huang C.Y. Chemical stabilization of b-cristobalite // J. Amer. Ceram. Soc. 1989. Vol. 72. P. 441-447.
44. Pluth J.J., Smith J.V., Faber J, (Jr.) Crystal structure of low cristobalite at 10, 293 and 473 K: variation of framework geometry with temperature // J. Appl. Phys. 1985. Vol. 57. P. 1045-1049.
45. Pryde A.K.A., Dove M.T. On the sequence of phase transitions in tridymite. // Phys. Chem. Miner. 1998. Vol. 26. P. 171-179.
46. Saltzberg M.A., Bors S.L., Bergna H., Winchester S.C. Synthesis of chemically stabilized cristobalite // J. Amer. Ceram. Soc. 1992. Vol. 75. P. 89-95.
47. Shyh-Lung Hwang, Pouyan Shen, Hao-Tsu Chu, Tzen-Fu Yoi, Juhn G. Liou, N.V. Sobolev. Kumdykolite, an orthorhombic polymorph of albite, from the Kokchetav ultrahigh-pressure massif, Kazakhstan // Eur. J. Mineral. 2009. Vol. 21. № 6. P. 1325-1334.
48. Sipling P.J., Yund R.A. Experimental determination of thecoherent solvus for sanidine – high albite // Amer. Miner. 1976. Vol. 61. № 9/10. P. 897-906.
49. Thomas E.S., Thompson J.G., Withers R.L., Sterns M., Xiao Y., Kirkpatrik R.J. Further investigation of the stabilization of b-cristobalite // J. Amer. Ceram. Soc. 1994. Vol. 77. P. 49-56.
50. Thompson J.B., (Jr), Waldbaum D.R. Mixing properties of sanidine crystalline solution. 1. Сalculations based on ion-exchange data // Amer. Miner. 1969. Vol.54. P. 811-838.
51. Wennemer M., Thompson A.B. Tridymite polymorphs and polytypes // Schweiz. Mineral petrogr. Mitt. 1984. Vol. 64. P. 335-353.
52. Wright A.F., Leadbetter A.J. The structures of the b-cristobalite phases of SiO2 and AlPO4 // Philos. Mag. 1975. 31. P. 1391-1401.
53. Wyckoff R.W.G. Die Kristallstruktur von beta-Cristobalit SiO2 // Zs. Kristallogr. 1925. Bd 62. S. 189-200.
Structural modeling of calcium aluminate phases CaAl2O4 under hight pressure
Borutsky B.E.
A.E. Fersman Mineralogical Museum of RAS, Moscow, Russia
The article is devoted to special and perspective direction in genetic mineralogy, embracing the «life» of the minerals after crystallization, i.e. all those solid-phase transformations that occur due to changes in physical and chemical parameters in the coexisting mineral-preserved environment as well as the fundamental problems that inevitably arise in this case in the mineralogical sciences. Examples of changes in chemical composition, crystal structure features and internal structure of minerals after crystallization are presented and can be used as mineralogical-genetic indicators for the genetic reconstruction of rocks and ore deposits at metamagmatism, metamorphism and metasomatism. These indicators were considered for identification of geological history of the Khibiny alkaline massive on the Kola Peninsuila.
УДК 551.14; 553.81
Дата добавления: 2020-01-07; просмотров: 650; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!