giáo trình cơ sơ hóa tinh thể phần 6 docx

Đặc điểm hoá học Thành phần hoá học của tourmalin có thể biểu diễn bằng công thức tổng quát như đã dẫn XY3Z6B3Si6O,OH30OH,F, trong đó vị trí giúp phân biệt các khoáng vật thành viên như

Cơ sở hóa học tinh thể NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2006 Tr 189 – 290 Từ khoá: Khoáng vật tạo đá, OLIVIN, GRANAT, silicat, nhôm, BIOPYRIBOL, PYROXEN, MICA, YROPHYLLIT-TALC, khoáng vật set Tài liệu trong Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục đích học tập và nghiên cứu cá nhân Nghiêm cấm mọi hình thức sao chép, in ấn phục vụ các mục đích khác nếu không được sự chấp thuận của nhà xuất bản và tác giả Mục lục Chương 6 HÓA HỌC TINH THỂ CỦA MỘT SỐ KHOÁNG VẬT TẠO ĐÁ 3

6.1 OLIVIN 3

6.1.1 Cấu trúc tinh thể 3

6.1.2 Đặc điểm hoá học 5

6.2 GRANAT 8

6.2.1 Cấu trúc tinh thể 8

6.2.2 Đặc điểm hoá học 9

6.3 NHÓM SILICAT NHÔM Al2SiO5 14

6.3.1 Silimanit AlIVAlVISiO4O 15

6.3.2 Andalusit AlVAlVISiO4O 15

6.3.3 Disten AlVIAlVISiO4O 16

6.4 SILICAT ĐẢO VÒNG 17

6.4.1 Beryl Al2Be3Si6O18 17

Trịnh Hân Ngụy Tuyết Nhung

6.4.2 Cordierit (Mg,Fe)2Al4Si5O18.nH2O 19

6.4.3 Tourmalin (Na,Ca)(Mg,Fe,Mn,Li,Al)3(Al,Mg,Fe3+)6[Si6O18](BO3)(O,OH)3(OH,F) 20

6.5 BIOPYRIBOL 22

6.5.1 Tương quan hóa học tinh thể mica–pyroxen–amphibol 22

6.5.2 Một số khoáng vật biopyribol 25

6.6 PYROXEN 25

6.6.1 Cấu trúc tinh thể 26

6.6.2 Đặc điểm hoá học 30

6.7 AMPHIBOL 34

6.7.1 Cấu trúc tinh thể 35

6.7.2 Đặc điểm hoá học 35

6.8 MICA X2Y4–6Z8O20(OH,F)4 42

6.8.1 Cấu trúc tinh thể 42

6.8.2 Muscovit 47

6.8.3 Phlogopit - biotit 49

6.9 PYROPHYLLIT-TALC 52

6.9.1 Pyrophyllit 53

6.9.2 Talc 53

6.10 KHOÁNG VẬT SÉT 55

6.10.1 Kaolinit 58

6.10.2 Illit 60

6.10.3 Smectit 63

6.10.4 Vermiculit 66

6.11 FELDSPAT 71

6.11.1 Đặc điểm cấu trúc 71

6.11.2 Đặc điểm hoá học 76

6.11.3 Song tinh của feldspat 79

6.12 THẠCH ANH, TRIDYMIT VÀ CRISTOBALIT (SiO2) 82

6.12.1 Cấu trúc tinh thể 83

6.12.2 Đặc điểm hoá học 84

6.13 MỘT SỐ KHOÁNG VẬT TẠO ĐÁ KHÁC 85

6.13.1 Calcit 85

6.13.2 Aragonit 86

6.13.3 Barit 87

6.13.4 Apatit 88

Định hướng Np = y; Nm = z; Ng = x Np = y; Nm = z; Ng = x

Mặt trục quang (001) (001)

d hkl chớnh, Å 4,29 (10); 2,41 (8); 1,498 (7) 2,24 (7); 1,734 (8);

Olivin (Mg,Fe)2SiO4 là nhúm nesosilicat

phổ biến, nhất là trong đá magma nhiệt độ cao

Nguyên tử oxy trong nesosilicat xếp chặt theo

luật sáu phương …ABABAB… theo hướng

[100]; khiến cho olivin có tỉ trọng và độ cứng

tương đối cao, và có cát khai (010) và (100)

Mặc dầu trong silicat nói chung, việc ion nhôm

thay thế ion silic xảy ra phổ biến và dễ dàng,

lượng thay thế này trong nesosilicat là thấp

(Mg,Fe)–olivin cú dung dịch cứng hoàn

toàn giữa Mg2SiO4 (forsterit) và Fe2SiO4

(fayalit) Đại lượng d130 có thể dùng để xác định

thành phần trong loạt đồng hỡnh này (hỡnh 6.4)

Một dóy đồng hỡnh liờn tục tương tự cũng quan

sát được trong (Fe,Mn)– olivin Thành phần của

hầu hết các olivin (hỡnh 6.1) biểu diễn trờn hệ

CaO–MgO–FeO–H2O Loạt dung dịch cứng phổ

biến nhất của hệ này là Fo–Fa Tương đối hiếm là olivin thuộc cỏc loạt monticelit–kirschteinit

và fayalit–tephroit Mn2SiO4

6.1.1 Cấu trúc tinh thể

Cơ sở của cấu trúc là luật xếp cầu sáu phương của anion oxy thành lớp theo (100) Các tứ diện SiO4 không trùng hợp nhau, cấu trúc cho thấy chúng hướng đỉnh về hai phía đối nhau dọc theo [010] và nối với nhau bằng cation trung gian phối trí bát diện Cấu trúc của olivin chủ yếu phụ thuộc vào kích thước và hoá trị của cation trung gian này (hình 6.2) Để so sánh có thể xem cấu trúc spinel (trang 104 và 105)

(Mg,Fe)–olivin có dung dịch cứng hoàn toàn giữa Mg2SiO4 (forsterit) và Fe2SiO4

(fayalit) Một dãy đồng hình liên tục tương tự cũng quan sát được trong (Fe,Mn)– olivin Thành phần của hầu hết các olivin biểu diễn (hình 6.1) trên hệ CaO–MgO–FeO–H2O Loạt dung dịch cứng phổ biến nhất của hệ này là Fo–Fa Tương đối hiếm là olivin thuộc các loạt monticelit–kirschteinit và fayalit–tephroit Mn2SiO4

Sự phân bố của Fe2+ và Mg2+ trong vị trí M1 và M2 tuân theo một độ trật tự biến đổi, với một nghịch lí là cation sắt lớn nằm nhiều hơn tại bát diện M1 nhỏ Các bát diện này gắn với nhau qua cạnh, khiến khoảng cách caion – cation co rút; xuất hiện lực đẩy giữa chúng Đối ứng, cạnh chung của các bát diện này trở nên ngắn lại, nơi đây thu hút thêm điện tích âm, gây biến dạng các đa diện (theo Papike J.J và Cameron M., 1976, xem quy tắc Pauling, 4.2.1) Trong olivin calci, tức là monticelit CaMgSiO4, calci chiếm vị trí M2 và magnesi chiếm M1

Hình 6.2

Cấu trúc tinh thể của olivin

Tại vùng áp suất tăng cao, olivin tiếp nhận cấu trúc chặt hơn của spinel Nhiệt độ 1000°C

và áp suất khoảng 140 kbar, ứng với độ sâu 300 đến 400 km, xảy ra biến đổi của Mg2SiO4

sang cấu trúc loại spinel β Từ pha β sang pha γ là biến đổi xảy ra ở khoảng 170 kbar và ở cùng nhiệt độ như trên Trong khoảng độ sâu từ ∼250 đến 670km, các silicat tiếp nhận cấu trúc với phối trí bát diện của một phần silic Các phản ứng xảy ra trong đới chuyển tiếp của manti

Năm 1969 người ta đã thấy olivin (ringwoodit) có cấu trúc loại spinel trên mảnh thiên

thạch Trước đó phòng thí nghiệm của A.E Ringwood, Trường ĐHQG Australia, Canberra,

đã tổng hợp thành công olivin ấy với thành phần (Fe0,7Mg0,3)2SiO4 Biến đổi pha từ α sang β giới hạn ở phạm vi thành phần với tỉ lệ Mg/(Mg+Fe) > 0,85 Tác dụng của áp suất cao đối với các dung dịch cứng olivin giàu sắt hơn thể hiện trên hình 6.3

٭

Chữ số La Mã chỉ số phối trí của ion đứng trước Stishovit có cấu trúc loại rutil, xem 4.3.2 Về spinel xem 6.13.6

6.1.2 Đặc điểm hoá học

Hình 6.3

Sơ đồ chuyển pha olivin–spinel

trong hệ Mg 2 SiO 4 – Fe 2 SiO 4 ở nhiệt

Al 2 O 3 0,00 0.02 0,00 0,04 - 0,07

Fe 2 O 3 - 0,18 - - - FeO 2,05 53,14 69,42 40,33 1,20 8,59 MnO 0,21 0,73 0,28 26,009 65,23 0,44 MgO 56,17 13,22 0,91 1,59 1,98 19,69 CaO 0,00 0,00 0,08 0,05 2,32 34,17 Tổng 100,35 100,10 100,78 99,66 100,00 99,61

Số ion tính trên 4 oxy

Si 0,988 0,977 1,003 1,038 0,974 0,997

Al 0,000 0,001 0,000 0,001 - 0,002

1 Forsterite, serpentine Douglas Creek South Irland New zealand (Cooper, A.F.,1976,

J Geol Geophis New Zealand, 19, 603-23)

2 Hortonolite, ferrodiorite, upper zone a Skaergaard intrusion East Greenland (Vincent,

E.A.,1964, Amst Min.,49.805-6)

3 Fayalite, Gunflint Iron Formation Minnesola- Ontario USA

(Floran,.R.J & Papike, J.J., 1978 J Petr., 19 215-88)

4 Knebelite, metasomatized limestone Blue Bell Mine British Columbia.Canada

(Mossman, D.J & Pawson, D.J., 1976 Can Min., 14.479-86)

5 Tephroite, Benallt Mine Caernarvonshire Wales UK (Smith, W.C etal., 1944

cũng thường có mặt trong những hạt nhỏ magnetit mọc xen (xem lại 5.2.4) hoặc liên quan đến sản phẩm biến đổi do olivin bị oxy hoá Một lượng nhỏ calci có trong phần lớn olivin (bình thường từ 0,0 đến 1,0% CaO) Phosphor gặp trong olivin dưới dạng nguyên tố vết (có thể đạt 400ppm), làm xuất hiện ô trống trong khoang tứ diện bằng thay thế sau: P + † ⇔ Si

Trong chrysolit Lai Châu sự có mặt của hai nguyên tố vết calci và nickel cùng sự biến thiên của chúng liên quan đến hàm lượng các nguyên tố tạo đá chính, nhất là magnesi, là yếu

tố đặc trưng cho olivin của lamproit (Scott, 1979; Jaques et al., Michell, 1986) Khảo sát vi thám trên một số hạt olivin phân đới (Trần Trọng Hoà và nnk, 1991) cho thấy từ trung tâm ra rìa hạt MgO giảm độ chứa của nó thì NiO giảm theo, trong khi đó CaO lại tăng hàm lượng So sánh giá trị bán kính ion thì thấy nickel là nguyên tố tương thích, dễ dàng đi vào mạng tinh thể của olivin

Bảng 6.2

Số liệu hoá phân tích của olivin lấy trong đá lamproit Lai Châu [12]

Cấu tử Nậm Hon Nậm Hon Cốc Pìa Simang Sin Cao Pìn Hồ

Số ion tính trên 4 oxy

(do tác giả sách này tính thêm)

# fe : FeO / (FeO + MgO + MnO)

mg: MgO / (FeO + MgO + MnO)

(Mg,Fe)–olivin tạo dãy dung dịch cứng liên tục Việc một ion bán kính lớn thay thế liên tục cho một ion bán kính nhỏ có tác dụng làm giảm nhiệt độ nóng chảy Cation sắt có cùng hoá trị như magnesi, nhưng kích thước lớn hơn, nên nó có liên kết yếu hơn với oxy Cùng với việc nó tham gia ngày càng nhiều vào cấu trúc, dung dịch trung gian lần lượt từ Fo sang Fa có nhiệt độ nóng chảy ngày càng thấp Như vậy, hạt olivin đầu tiên tách khỏi thể lỏng (với thành phần cho trước) giàu Mg hơn so với hạt kết tinh muộn Ion sắt ngày càng nhiều trong thể lỏng còn lại Nhiệt hoà tan của forsterit và fayalit là hàm tuyến tính của thành phần đương lượng gam; điều này cho thấy nhiệt thay thế đồng hình bằng không và sự cân bằng nhiệt hoàn hảo được duy trì trong quá trình sắt thế chân magnesi

Olivin rất mẫn cảm với biến đổi nhiệt dịch, với tác dụng phong hoá và biến chất sơ khai

Sản phẩm của quá trình khá đa dạng, bao gồm serpentin và hỗn hợp của idingsit, bowlingit và

chlorophacid Idingsit nâu đỏ gồm smectit, chlorit và goethit/hematit Cơ chế biến đổi có sự

khuếch tán ion hydro vào cấu trúc olivin Tại đó, chúng gắn kết nhất thời với ion oxy, khiến cho Mg, Fe2+ và Si tách khỏi vị trí của chúng, mở đường cho Fe3+, Al và Ca vào thay thế Bowlingit là sản phẩm xanh lục gồm smectit–chlorit cùng với serpentin và một ít talc, mica và thạch anh Tương quan giữa idingsit và bowlingit phụ thuộc chủ yếu vào trạng thái oxy hoá của sắt (sản phẩm xanh lục biến thành sản phẩm nâu đỏ khi bị đốt trong không khí ở 600°C) Chlorophacid không khác idingsit mấy, nhiều màu hơn, chứa ít Fe3+ và nhiều Fe2+ hơn Thành phần của nó có chlorit, smectit, goethit và calcit

Serpentin hoá là dạng biến đổi rộng rãi nhất của olivin và là quá trình biến chất phổ biến nhất của các đá giàu olivin (dunit và peridotit) Sản phẩm biến đổi chính, nói riêng của olivin

giàu Mg, là ba biến thể đa hình của serpentin (lizardit, chrisotil và antigorit), cùng với brucit, talc và carbonat Quá trình serpentin hoá có thể biểu diễn bằng các phản ứng:

2Mg2SiO4 + 3H2O → Mg3Si2O5(OH)4 + Mg(OH)2

forsterit serpentin brucit 3Mg2SiO4 + 4H2O + SiO2 → 2Mg3Si2O5(OH)4

Phản ứng ngược đã tiến hành bằng thực nghiệm ở điều kiện nhiệt độ và áp suất lần lượt là

375 và 425°, 2 và 6kbar Nếu CO2 tham gia phản ứng thì talc và magnesit có thể hình thành:

2Mg3Si2O5(OH)4 + 3CO2 → Mg3Si4O10(OH)2 + 3MgCO3 + 3H2O

và xa hơn, phản ứng serpentin hoá có thể như sau:

6Mg2SiO4 + Mg3Si4O10(OH)2 + 9H2O → 5Mg3Si2O5(OH)4

6.2 GRANAT

Hệ lập phương Nhóm không gian Ia3d Z = 8

dhkl chính của pyrop : 2,89 (8); 2,58 (9); 1,598 (9); 1,542 (10); 1,070 (8)

Khó tan trong HF, trừ hydrogrosular

Khoáng vật nhóm granat rất đặc trưng cho đá biến chất, nhưng cũng bắt gặp trong một số

đá magma và trong vụn trầm tích

6.2.1 Cấu trúc tinh thể

Ô mạng cơ sở của granat chứa tám đơn vị công thức X3 Y2 Z3 O12

Công thức hóa học a(Å)

Pyrop Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 11,459 Almandin Fe 3 Al 2 Si 3 O 12 11,526 Spesartin Mn 3 Al 2 Si 3 O 12 11,621 Grosular Ca 3 Al 2 Si 3 O 12 11,851 Andradit Ca 3 Fe 2 Si 3 O 12 11,996 Uvarovit Ca 3 Cr 2 Si 3 O 12 11,996 Hydrogrosular Ca 3 Al 2 Si 2 O 8 (SiO 4 ) 1–m (OH) 4m 11,85 ÷ 12,16

Cấu trúc tinh thể gồm các tứ diện ZO4 và các bát diện YO6 xen kẽ, nối với nhau qua đỉnh tạo nên khung đẳng thước (hình 6.5) Bên trong có các hình phối trí dạng lập phương XO8

Hình này có thể mô tả là gồm 12 mặt tam giác Độ dài a của cạnh ô mạng là một trong đặc số

giúp xác định tên của khoáng vật granat:

a(Å) = 9,04 + 1,61r(X) + 1,89r(Y) trong đó r(Y) và r(Y) là bán kính trung bình của cation X và Y

Granat bộc lộ năng lực kết tinh

mạnh Dạng quen thường gặp nhất

là khối mười hai mặt thoi (hình 6.6,

phía trên) Phía phải là hình ghép

giữa nó và hình tám mặt ba tứ giác

(bên trái) Hình cho thấy quan hệ

giữa hình thái tinh thể granat và

thành phần của chúng Phần lớn

các granat sinh ra từ quá trình biến

chất đều là dung dịch cứng của bốn

khoáng vật almandin, pyrop,

grosular và spesartin (hình 6.7) Tất

cả các trao đổi này đều xảy ra trong

vị trí X phối trí 8 Những thay thế

trong granat đều tương đối hoàn

hảo, trừ những trao đổi liên quan tới

Ca: CaFe−1, CaMg−1, CaMn−1 Các

dung dịch cứng almandin –

spesartin với lượng nhỏ pyrop và

grosular thường bắt gặp trong đá

phiến biến chất cấp thấp và trung

bình Pyrop thường có trong sản

phẩm biến chất áp suất cao, nhất là trong tướng eclogit Grosular và andradit phổ biến trong silicat calci (trong môi trường giàu calci)

6.2.2 Đặc điểm hoá học

Vị trí X trong công thức tổng quát do cation hoá trị hai lớn hơn chiếm giữ, vị trí Y dành cho các cation hóa trị ba nhỏ hơn Từ sự phân dị trong vị trí X, granat phân làm hai nhóm: – pyralspit là granat vắng calci, thay vào đó là các cation hóa trị hai là magnesi, sắt,

Nếu chỉ nhìn nhận đơn thuần lí thuyết thì nhóm granat có thể có tới 16 khoáng vật Bởi

vì, một trong bốn kim loại hoá trị hai Ca, Mg, Fe và Mn kết hợp với bốn kim loại hoá trị ba

Al, Fe, Mn và Cr (mỗi cặp cation ấy lại kết hợp với Si phối trí tứ diện) Một số tổ hợp đã đề

cập ở trên; một số khác ít gặp trong tự nhiên Knoringit Mg3Cr2Si3O12 hiện được công nhận là thành phần quan trọng của một số granat trong kimberlit Sự thay thế đồng hình xảy ra rộng rãi trong nhóm pyralspit cũng như trong ugrandit, nhưng giữa hai nhóm chỉ có dung dịch cứng ở mức hạn chế Trong số cation hoá trị ba, nhôm có mặt trong granat nhiều nhất, thế chân nó là sắt và crom Đây cũng là căn cứ để phân nhóm granat theo cách khác:

Granat nhôm Granat sắt Granat crom

Pyrop Almandin Andradit Uvarovit Spesartin Grosular

Bảng 6.3

Số liệu hoá phân tích của granat

1 2 3 4 5 6

SiO 2 41,33 36,7 36,34 38,96 36,48 36,77 TiO 2 0,28 0,75 0,10 0,71 0,50 -

Al 2 O 3 21,83 21,4 20,25 19,93 6,80 8,36

Cr 2 O 3 1,73 - - - 13,72

Fe 2 O 3 1,44 - 0,92 3,43 21,94 5,85 FeO 9,00 29,9 7,30 3,25 3,33 - MnO 0,44 1,14 34,51 0,03 0,56 0,22 MgO 19,60 0,90 1,31 0,00 0,27 CaO 4,40 9,02 0,44 32,52 30,22 34,56 Tổng 100,05 99,81 99,86 100,14 99,94 99,75

Số ion tính trên 24 oxy

Pyrope, garnet-peridotite xenolith in kimberlite pipe Matsoku Lesotho, southern Africa

(Carswell, D.A & Dawson, J.B., 1970, Contr Min Petr., 25 163-84)

Almandine, chlorit-phengite-biotit-garnet-albit-quartz schist Dora-Maira massif, western

Italian Alps (Chatterjec, N.D., 1971, Neues Jahrb Min., 114 181-215)

Spessartine, single crystal in green mica, Benson no 4 Pegmatit, north Mtoko region

Zimbabwe (Hornung, G & Knorring, O von, 1962 Trans Geol Soc South Africa 65

153-80)

Reddish yellow grossular, crystalline limestone, Liconi, Val d′Aosta Itali (Sanero E.,

1935 Periodico Min Roma, 6,213-20)

Andradite, hedenbergite-garnet-epidote-plagioclas skarn Hallinmọki borchole,

Virtasalmiarea, eastern Finland (Hivọrinen, L., 1969, Bull Comm Gộol Finlande 240 82

pp Includes Na2O 0,03, K2O0,02, H2O 0,06)

Uvarovite, quartz- albite- prehnite- uvarovite- pyrrotite, contact zone with nordmakite,

Kalkoven, Grua, north of Oslo, Norway (Prestvik, T., 1974, Norsk Geol Tidsskr., 54

177-82)

Nhóm tứ diện (OH)4 cũng có thể thay thế cho tứ diện SiO4 (có thể coi như 4H+ thay thế cho Si4+) trong hydrogranat như hydrogrosular Ca3Al2 Si2O8(SiO4)1–m(OH)4m

với m nằm trong khoảng từ 0 đến 1 Khoáng vật chứa tới 8,5% H2O

Cation Ti4+ có thể nằm

vào vị trí Y, kèm theo đó là

sự thay thế của Na cho Ca

trong vị trí X, cho melanit

màu đen Trong granat có

hoá phân tích của 6 granat

điển hình trình bày trên

bảng 6.3 Granat pyrop điển

hình chứa trong đá biến

chất cao chỉ có 40 ÷ 70%,

ít khi chứa hơn 80% công

thức này Chúng thường

chứa cả almandin và

grosular Pyrop với 3 ÷ 8%

Cr2O3 là biến thể mang tên

chrom–pyrop, màu tím phớt

lục hay màu tía đặc trưng,

cộng sinh phổ biến của chúng là với kimberlit chứa kim cương

Almandin là dạng phổ biến nhất trong nhóm granat Nó thường chứa một lượng đáng kể

cả pyrop lẫn spesartin, có thể có không ít grosular Đá phiến granat mica thuộc biến chất khu vực chứa granat thành phần tiêu biểu, có thể là Alm66Gro25Py5Sp4 Thoạt nhìn, nhiều hạt almandin đồng nhất về màu sắc, nhưng chúng lại phân đới về hoá học: almandin sản phẩm của biến chất khu vực có thể cho thấy phần nhân giàu mangan, phần rìa giàu sắt Trong những trường hợp khác, phần nhân giàu calci và mangan, ở riềm thì giàu sắt và magnesi hơn Chlorit

là sản phẩm biến đổi phổ biến của almandin

Spesartin có một khoảng biến thiên rộng về thành phần từ khoảng 97% công thức spesartin trở xuống Almandin là thành phần thay thế chính, nhưng một lượng đáng kể grosular cũng gặp ở đó Trong điều kiện áp suất trung bình hai thành phần này thay thế liên tục cho nhau Về mặt địa hoá, ytri và mangan là hai nguyên tố song hành, cho nên spesartin

có thể chứa tới hơn 2% Y2O3 Quá trình biến đổi và oxy hóa bề mặt làm xuất hiện hỗn hợp màu đen của các oxit và hydroxit mangan

Grosular có thể gặp ở dạng thành phần thuần nhất; mặc dầu vậy, andradit có ở đây và tạo thành loạt đồng hình liên tục Nhiều granat xanh lục do chrom được gọi là uvarovit, trong thực tế hàm lượng chrom tương đối nhỏ và chúng được gọi là Cr-grosular Mặc dầu giữa grosular và hydrogrosular tồn tại loạt đồng hình, không thể khẳng định rằng grosular, sản phẩm của biến chất nhiệt, có chứa lượng nước đáng kể Andradit khá phổ biến với độ tinh

Hình 6.7 Thành phần của granat biến đổi theo các vectơ trao đổi

chính

khiết tới 90% Tuy vậy, andradit và grosular tạo hàng loạt dung dịch cứng: nhiều andradit trong skarn bộc lộ tính phân đới về thành phần (và về màu sắc), có sự xen kẽ nhau giữa các đới andradit gần sạch và And50Gro50 Giữa andradit và spesartin tồn tại granat trung gian Andradit nguyên sinh trong đá magma kiềm có thể chứa không ít titan Titan chủ yếu thay thế

Fe3+ trong vị trí bát diện, một phần thế chân Si4+ trong khoang tứ diện

Melanit là Ti-andradit với Fe3+ > Ti trong vị trí bát diện Còn schorlomit (chứa khoảng

15% TiO2) là Ti-andradit với Fe3+ < Ti trong vị trí này Uvarovit là thành phần của loạt

ugrandit, nhưng hiếm gặp dưới dạng sạch; grosular cùng một lượng nhỏ andradit tham gia dung dịch cứng với uvarovit (xem bảng 6.3)

Hydrogrosular Ca3Al2Si2O8(SiO4)1–m(OH)4m là khoáng vật thuộc loạt đồng hình

3CaO.Al2O3.3SiO2 – 3CaO.Al2O3.6H2O

với thành phần nằm giữa grosular và hibschit 3CaO.Al2O3.2SiO2.2H2O

Al 2 O 3 21,560 21.460 21,790 21,780 21,940 22,19 21,83

Cr 2 O 3 0,000 0,010 0,010 0,000 0,020 0,04 0,02

Fe 2 O 3 1,720 1,750 1,840 1,750 0,270 1,42 1,92 MgO 6,430 5,500 6,530 5,320 2,460 7,79 6,78 FeO 30,840 32,190 30,210 31,740 35,470 29,99 30,60 MnO 1,540 1,640 1,900 2,090 2,980 0,58 0,62 ZnO 0,000 0,000 0,000 0,030 0,010 0,04 0,02 CaO 0,720 0,710 1,320 1,260 1,340 0,89 1,28

Na 2 O 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,01 0,01

K 2 O 0,010 0,001 0,000 0,000 0,000 0,00 0,00 Tổng 100,310 100,660 101,630 101,590 101,830 101,18 100,78

Số lượng ion tính trên 12 oxy và thành phần khoáng vật của granat

XFe 0,729 0,766 0,722 0,770 0,890 0,677 0,717 Xalm 0,690 0,722 0,660 0,710 0,800 0,64 0,68 Xpyr 0,256 0,220 0,260 0,210 0,100 0,31 0,27 Xgro 0,021 0,028 0,040 0,040 0,040 0,04 0,04 Xspe 0,035 0,052 0,040 0,050 0,070 0,01 0,01

# Alm: almandin, Pyr: pyrop, Gro: grosular, Sp: spesartin.Bi: biotit, Crd: cordierit, Ilm: ilmenit; Rìa/Bi(Crd, Ilm): điểm tiếp xúc của granat với các khoáng vật này;

XFe = Fe2+: (Mg2+ + Fe2+)

Xalm = Fe2+ : (Mg2+ + Fe2+ + Mn2+ + Ca2+);

Xpyr = Mg2+ : (Mg2+ + Fe2+ + Mn2+ + Ca2+) Xgro = Ca2+ : (Mg2+ + Fe2+ + Mn2+ + Ca2+) Xspe = Mn2+ : (Mg2+ + Fe2+ + Mn2+ + Ca2+) Các khoáng vật trong khoảng biến thiên thành phần này cũng gọi là hydrogranat, nhưng chúng phải được gọi là granatoit mới phù hợp đầy đủ với công thức tổng quát sau:

X3Y2(XO4)3–m(OH)4m Trong tự nhiên, chưa từng gặp khoảng biến thiên thành phần giữa hibschit và dạng thiếu silica 3CaO.Al2O3.6H2O Hydrogrosular không bền vững về hoá học như grosular; nó hoà tan chậm trong acid chlorhidric và acid nitric

Mọi granat granulit Kan Nak (Kontum) nói chung đều là almandin-pyrop, nghèo grosular

và spesartin và tương đối nghèo andradit, dù cho chúng cân bằng pha với silimanit hay đã từng phản ứng với nó Mặc dù thành phần hoá của đá granulit biến đổi ra sao, chúng đều nằm hết thảy trong miền áp suất từ thấp đến trung bình Tuy nhiên, đây là các granat phức tạp Khi phản ứng với biotit hay spinel, trao đổi Fe2+ và Mg với chúng, thì sự phân đới của granat khá

rõ nét (bảng 6.4) Tại chỗ tiếp xúc này, granat tăng hàm lượng Fe và do đó cả almandin, còn

Mg thì giảm theo

Trong khi đó, Mn hình như không tham gia vào sự trao đổi, mặc dù tại chỗ tiếp giáp với biotit Mn tăng nhẹ Khác với granat, phía biotit tiếp giáp không có sự phân đới; biotit không giống granat về hệ số khuếch tán Fe và Mg Khi granat tiếp xúc với plagioclas, hay với K-feldspat ở mức độ thấp hơn, nó trao đổi Ca và Al với chúng, tạo nên sự phân đới nhẹ, do ở riềm grosular giảm đôi chút Tại vùng granat tiếp xúc với cordierit (rìa/crd, VN415) Fe2+ và

Mg phân đới với biên độ lớn hơn Độ chứa Alm tăng từ nhân ra rìa của hạt và của pyrop giảm theo

Dãy liên tục từ grosular và 3CaO3.Al2O3.6H2O có thể tổng hợp bằng phương pháp nhiệt dịch, từ thể thuỷ tinh với thành phần tương ứng, ở điều kiện dưới 500°C và 2kbar

6.3 NHÓM SILICAT NHÔM Al2SiO5

Nhóm có 3 biến thể là silimannit, andalusit và disten Chúng là các alumosilicat thuộc

phụ lớp nesosilicat phổ biến trong đá biến chất cao và trung bình Cả ba khoáng vật đều là các biến thể đa hình của Al2SiO5 giàu nhôm, mà công thức hoá tinh thể AlIV-VIAlVISiO4O thể hiện tính đa dạng trong phối trí của cation nhôm Nét đặc trưng của cả ba cấu trúc là các bát diện

của nhôm liên kết với nhau qua cạnh chung, tạo nên chuỗi kéo dài dọc trục c Cả 3 khoáng vật

đều khá dễ nhận biết trên mẫu cục hạt thô và trung bình, dùng làm khoáng vật chỉ thị của các

đới biến chất Silimannit có thể dùng cho đới với nhiệt độ khoảng 500°C và cao hơn Thông thường tên của chúng dùng đặt cho các đới biến chất Disten thành tạo trong đới áp suất khá cao có tỉ trọng 3,55 đến 3,66 so với 3,23 của silimannit Andalusit, khoáng vật bền vững ở điều kiện áp suất thấp nhất, có tỉ trọng từ 3,15 đến 3,20

6.3.1 Silimanit AlIVAlVISiO4O

Hệ trực thoi (+) Định hướng: Np = x Nm = y Ng = z Mặt trục quang: (010)

trong biến thể dạng sợi fibrolit Từ các oxit hợp phần có thể tổng hợp silimannit ở nhiệt độ và

áp suất cao Khi nung trên 1000°C nó không bền vững và biến đổi thành mulit + thạch anh Khi bị phong hoá nó cho muscovit và sericit, pyrophyllit, kaolinit và montmorillonit

Một nửa lượng nhôm của andalusit nằm trong phối trí 5 với các hình phối trí gắn gián tiếp với nhau bằng tứ diện SiO4 (hình 6.8,b) Một nửa nhôm còn lại có phối trí bát diện không đều

đặn Chúng gắn với nhau qua cạnh chung tạo thành chuỗi chạy dọc truc z Các chuỗi song

song này gián tiếp gắn với nhau qua nhóm SiO4 và AlO5 Khoáng vật có tỉ khối (17,1Å3/ion oxy) lớn nhất trong 3 biến thể và như vậy bền vững ở điều kiện áp suất thấp

Viridin (đá phiến chlorit-mica, theo Kramm U., 1973) là biến thể giàu mangan (16,75%

Mn2O3) cũng chứa đến 0,82% Fe2O3 Người ta đã mô tả pha viridin với 4,8% Fe3O3 và 19,6%

Mn2O3 Khoáng vật với công thức (Mn3+,Al)AlSiO5 chứa 32,2% Mn2O3 cũng được biết tới và

kanonait là tên gán chopha đầu cuối với công thức lí tưởng Mn3+AlSiO5

Có thể tổng hợp andalusit từ kaolinit hay từ Al2O3 + SiO2 ở 450 ÷ 650°C và áp suất hơi nước giữa 0,6 và 2,0kbar Biểu đồ trạng thái của Al2SiO5 (theo Bohlen S.R., Montana A và Kerrick D.M.,1991) cho thấy điểm kép ba giữa silimannit, andalusit và disten nằm ở 530 ± 20°C và 4,2 ± 0,3kbar Andalusit dễ dàng biến đổi thành sericit Chiastolit (biến thể của andalusit thường chứa bao thể than; trên mặt cắt ngang tinh thể có thể thấy hình chữ thập đều đặn, tối màu; nơi đây tập trung bao thể) rất dễ bị biến đổi kiểu này dọc theo các tuyến bao thể than Khi tăng nhiệt độ và áp suất andalusit biến thành silimannit và disten

Andalusit thường bắt gặp cùng cordierit trong đá chứa sét thuộc đới tiếp xúc quanh thể magma xâm nhập Khi kiểu biến chất này còn ở giai đoạn đầu, andalusit không có dạng đa diện Về sau, nó sớm có dạng thỏi với mặt cắt ngang có hình chữ thập màu đậm, nơi chứa các bao thể than; đó là chiastolit Ở mức độ cao hơn andalusit trở nên thoát khỏi bao thể

6.3.3 Disten AlVIAlVISiO4O

Định hướng: Ng: z trên(100) = 27 ÷ 32°, trên (010) = 5-8°

Np:x trên (001) = 0 ÷ 3°; Phân giác nhọn ∼⊥ (100) Cát khai: {100} hoàn toàn

Song tinh: (100), trục ST ⊥ (100) hay //y hay z, (001) đa hợp

Thể tích ô mạng cơ sở V1 và thể tích mol V2 của 3 biến thể đa hình Al2SiO5 (ở 25°C) như sau:

Andalusit Silimannit Disten

V1, Å3: 342 331 293 V2, cm 3 /mol: 51,5 49,9 44,1

Rõ ràng, disten có thể tích riêng nhỏ nhất và vì vậy nó là biến thể đa hình bển vững ở

điều kiện áp suất cao nhất trong ba biến thể

Disten rất giống những biến thể kia ở chỗ nguyên tử khác lạ như Fe3+ thâm nhập vào cấu trúc chỉ với số lượng rất hạn chế Đôi khi Cr có mặt ở một lượng vừa phải Một lượng nhỏ Ti

có trong bao thể thường bắt gặp dưới dạng rutil Những nghiên cứu gần đây cho thấy hàm lượng kim loại kiềm trong disten không vượt quá 0,06% Disten nhân tạo hình thành ở 900°C

và 10 ÷ 40kbar Khi nung, nó biến thành mulit và một pha thuỷ tinh Disten bị phong hoá thì cho pyrophyllit, muscovit và sericit Điều kiện nhiệt độ và áp suất thay đổi biến nó thành silimannit hay là andalusit Chẳng hạn, trong biến chất khu vực nó cho andalusit trong đới tiếp xúc với grannit muộn Cùng với hai khoáng vật kia, bị nung disten trở thành vật liệu chịu lửa

và cả ba khoáng vật là những alumosilicat quan trọng nhất về phương diện này Chúng cũng thường gặp trong những mỏ khoáng tương đối lớn

Cấu trúc beryl (hình 6.9) gồm các

vòng sáu tứ diện (Si6O18) xếp chồng

lên nhau thành các lớp song song với

{0001} Các lá của ion beryli và nhôm

nằm xen kẽ giữa các lớp của vòng sáu

Beryli phối trí tứ diện nằm giữa hai

vòng, nhôm phối trí bát diện nằm giữa

đặt vòng nọ đối diện vòng kia, khiến

cho tâm điểm (bán kính của vòng là

2,55Å) của chúng đều nằm trên trục

chính bậc sáu

Bằng cách ấy chúng đã tạo nên

cho cấu trúc những kênh rộng kéo dài

theo trục chính Những kênh này có

thể chứa đựng nhiều ion, nguyên tử và

phân tử OH−, H2O, F−, He, các ion

Rb+, Cs+, Ca2+ và K+ đều nằm trong

beryl theo cách ấy Với các ion kim

loại kiềm hoá trị một trong kênh như

Na+, điện tích tổng của cấu trúc sẽ

trung hoà bằng cơ chế thay thế:

2 kiềm1+ U Be2+ hay 3 kiềm1+ + 1Al3+ U 3Be2+ Nước trong kênh beryl có 2 loại: phân tử nước loại I định hướng trục đối xứng của nó vuông góc với trục z, trong khi phân tử nước loại II xoay 90° do ion kim loại kiềm kề cận tác động lên đầu âm của phân tử nước lưỡng cực

Mặc dầu beryl là thành viên của silicat vòng sáu, nếu nhìn nhận vai trò của tứ diện BeO4

và tứ diện SiO4 ngang bằng nhau trong cấu trúc, thì về toàn cục có thể nhận thấy cấu trúc như một khung ba chiều Vì lí do ấy, beryl cũng có thể xếp loại vào phụ lớp silicat khung (tectosilicat)

Đặc điểm hoá học

Tổng hàm lượng kim loại kiềm trong beryl có thể lên tới khoảng 5 ÷ 7% Cùng với natri

và liti, các ion kiềm cỡ lớn cũng góp mặt như kali và cesi, nhưng rubidi thì ít gặp hơn Số liệu phân tích hoá cho thấy (theo W A Deer, R.A Howie & J Zussman, 1992), beryl có thể xếp hạng theo hàm lượng kiềm như sau:

– Beryl không kiềm: tổng hàm lượng kiềm nhỏ hơn 0,1% trọng lượng

– Beryl kali nghèo kiềm và beryl kali natri: K trội hơn, 0,5 ÷ 1,0% trọng lượng – Beryl natri: natri trội hơn, 0,5 ÷ 1,0% trọng lượng

Hình 6.9 Cấu trúc tinh thể beryl chiếu trên (0001) (a)

và trên mặt chứa trục c (b)

– Beryl liti natri: Na trong khoảng 0,0 ÷ 2,0% trọng lượng, liti < 0,6% trọng lượng – Beryl cesi liti: cesi > 0,5% trọng lượng

Vậy sự có mặt của kim loại kiềm trong beryl đã rõ ràng và với một lượng đáng kể Chúng chiếm giữ các kênh rỗng, điện tích dương chúng mang đến có thể cân bằng; bằng cơ chế thay thế trong cấu trúc Sơ đồ thay thế có thể như sau:

3Be2+ → 2Li+ + Si4+, Si4+ → Be2+ + 2R+, Si4+ → Al3+ + R+ và Be2+ + Si4+ → 2Al3+ Dùng hỗn hợp các oxit SiO2, Al2O3 và BeCO3 có thể tổng hợp beryl bằng phương pháp nhiệt dịch ở áp suất thay đổi từ 400 đến 1500bar; ở 400°C xuất hiện bột trắng mịn beryl cùng với một ít phenakit Be2SiO4 và chrysoberyl BeAl2O4 Đã có nhiều phương pháp giúp sản xuất emerald tổng hợp; ngoài các oxit chính còn có thêm chút ít phụ gia Cr2O3 Một trong những phương pháp trọng yếu là quá trình nhiệt dịch của Linđe có phụ gia trợ dung tương đối đơn giản

Thông thường, beryl biến đổi thành kaolinit, đôi khi có thêm lượng nhỏ muscovit Các

khoáng vật khác như bavenit, bertrandit, phenakit, epididymit và milarit cũng là sản phẩm

biến đổi của nó Việc beryl chứa kim loại kiềm là yếu tố chủ yếu ảnh hưởng tới tính chất quang học của nó Hàm lượng kiềm làm tăng giá trị chiết suất và cả lưỡng chiết suất ở mức độ thấp hơn

6.4.2 Cordierit (Mg,Fe)2Al4Si5O18.nH2O

Hệ trực thoi (Giả sáu phương) (–) (+)

Định hướng : Np = z, Nm = y, Ng = x; MTQ (010)

Np Nm Np : 1,527 – 1,560; 1,532 – 1,574; 1,537 – 1,578 2Vα : 35 – 106°

Cát khai: {100} trung bình; {001}, {010} không tốt

{110}, {310} đơn giản, liên phiến, dạng vòng

Đa sắc: Mg-cordierit lát dày: Np vàng/lục

Nm tím/lam tím, Ng lam nhạt

Vành đa sắc quanh bao thể zircon

Ô cơ sở: a ∼17,1Å; b ∼9,7Å; c ∼ 9,3Å; Z = 4; N.K.G Cccm

Cấu trúc tinh thể

Cordierit có biến thể đa hình nhiệt độ cao là indialit, đồng cấu trúc với beryl, trong đó

nhôm phân bố ngẫu nhiên trong vòng sáu Biến thể nhiệt độ thấp phổ biến hơn thuộc hệ trực thoi (giả sáu phương) Trong đó, vòng sáu có 2 tứ diện chứa nhôm, tạo nên cấu trúc trật tự

đảo vòng Nhưng, Al/Si phối trí tứ diện (như Be) liên kết các vòng này theo chiều ngang và

chiều dọc Vì vậy, theo G.V Gibbs, cordierit trở thành silicat khung với Mg và Fe2+ phối trí bát diện giống như Al trong beryl Các phân tử nước và ion kim loại kiềm gặp trong khoáng vật ở quy mô thay đổi và định vị lần lượt trong chỗ rộng và hẹp của kênh do các vòng sáu tạo nên

Trong indialit tứ diện trong vòng sáu đều tương đương và giàu silic, còn ngoài vòng sáu thì chúng giàu nhôm Cordierit có trật tự cao của silic và nhôm khắp nơi trong cấu trúc; nhưng

sự trao đổi ion cũng ảnh hưởng tới điều này

Đặc điểm hoá học

Hầu hết cordierit chứa Mg vượt trội trong vị trí bát diện, cordierit chứa Fe hơn 1 ion/đơn

vị công thức thì hiếm gặp và có xu hướng hạn chế trong pegmatit So sánh với các khoáng vật sắt magnesi như biotit, granat, pyroxen thoi và spinel, cordierit thường giàu magnesi hơn sắt

Tỉ lệ Si : Al không thay đổi nhiều hơn 5 : 4, tương ứng với nhu cầu của cấu trúc Vòng sáu có 4Si + 2Al, bên ngoài có 1Si + 2Al Thường cordierit của pegmatit giàu beryli thì hàm lượng nhôm thấp hơn, hàm lượng silic và/hay ion kiềm cao hơn Cùng với kiềm, vòng sáu chứa H2O, CO2, Ar, v.v… Hàm lượng H2O+ của khoáng vật cordierit đạt 2,8% trọng lượng tương đương khoảng một phân tử trên đơn vị công thức

Cordierit hay biến đổi; sản phẩm thường gặp nhất là pinit phớt lục; đó là hỗn hợp muscovit với chlorit hay serpentin và oxit sắt Thực nghiệm cho thấy Mg-cordierit khan nóng chảy bất chỉnh dung ở 1465°C thành mulit và chất lỏng Fe-cordierit Fe2Al4Si5o18 nóng chảy bất chỉnh dung ở 1210°C cho mulit, tridymit và chất lỏng Từ thực nghệm có thể kết luận rằng nhiệt độ biến đổi cordierit từ trực thoi sang sáu phương giảm từ 1450°C đối với Mg-cordierit xuống khoảng 700°C đối với thành phần trung gian và tăng đến gần 900°C đối với Fe-cordierit

Y3(OH)4Si6O21 sẽ gắn với nhau bằng ion Al, B và Na Ion B phối trí tứ diện, chung một đỉnh oxy với tứ diện SiO4 của vòng sáu Điều này cho thấy nguyên nhân tại sao Al không vào thay chân Si trong vòng sáu Bởi vì cầu oxy nối Al−O−Si quá yếu so với Si–O–Si; nó sẽ bị tiêu biến khi kề cận là mối liên kết vốn đã yếu là B–O−Si Ion Al (vị trí Z) phối trí sáu với oxy, nằm trong bát diện méo mó; mỗi đôi chung cạnh với một bát diện Mg cùng trên mặt phẳng Ion Na (vị trí X) liên kết với 3 nguyên tử oxy và một nhóm hydroxil để có phối trí tứ diện Thành phần hoá học của tourmalin rất phức tạp, cho đến gần đây công thức cơ sở của nó vẫn chưa xác định (Deer W.A., 1992) Cấu trúc tinh thể cũng không tránh khỏi tình trạng này

Mô hình đưa ra sau đây (Cornelis K & nnk, 1993) cũng có chi tiết khác so với mô hình trên

đây (theo nguồn đã dẫn) Cấu trúc tinh thể của tourmalin xâydựng trên cơ sở các vòng Si6O18

nằm ngang; mỗi tứ diện có hai oxy đã trung hoà điện tích để ghép tứ diện thành vòng Hai oxy kia vẫn còn dư 50% điện tích Các tứ diện đều hướng một trong hai ion này về một phía, làm cho vòng sáu trở nên có cực (giống như mô hình trên) Tại tâm của chúng, Na+ vàOH– xen kẽ nhau dọc trục đứng (ở đây không nói Na có phối trí tứ diện) Xen giữa các vòng sáu là lớp tam giác BO3 (không phải B có phối trí tứ diện) Nhóm bát diện (Li,Mg,Al)O4(OH)2 liên kết vòng Si6O18 với nhóm BO3 Các nhóm (Al,Fe,Mn)O5(OH) ghép các cột vòng sáu với nhau

Đặc điểm hoá học

Thành phần hoá học của tourmalin có thể biểu diễn bằng công thức tổng quát như đã dẫn

XY3Z6B3Si6(O,OH)30(OH,F), trong đó vị trí giúp phân biệt các khoáng vật thành viên như sau:

Elbait Na Al,Li Al Olenit Na Al Al Dravit Na Mg Al Schorl Na Fe 2+ Al Tsilaisit Na Al,Mn Al Buergerit Na Fe 3+ Al Lidicoatit Ca Li,Mg Al Uvit Ca Mg Al,Mg Feruvit Ca Fe 2+ Al,Fe 3+ ,Mg

Cu, Ba, Mn (như trong tsilaisit) và V hay Cr nếu thoả mãn được điều kiện hoá trị

Ion Fe3+ thay cho Al trong Z khiến cho tourmalin chứa sắt ba tiến triển thành feridravit Buergerit là thành viên chứa Fe3+ chủ yếu trong Y, nhưng hoá trị vẫn duy trì; đó là do (O,OH)30(OH,F) đổi thành O30(OH,F) Nhờ có R+, OH–, F– mà ion hoá trị ba R3+ biến động Giải pháp nằm trong hai trao đổi sau:

Trong tự nhiên tourmalin biến đổi thành muscovit, biotit hay lepidolit, mica, hoặc chlorit

và kookcit LiAl4(Si,Al)4O10(OH)8

Giá trị chiết suất, lưỡng chiết suất và trọng lượng riêng tăng tỉ lệ thuận với lượng (Fe2 +

Fe3++ Mn + Ti) Tính đa sắc thay đổi với cường độ lớn, nhưng rất mạnh ở tourmalin chứa sắt Khả năng hấp phụ ánh sáng luôn luôn phân biệt; theo no lớnhơn theo ne, kết quả là hấp phụ tối

đa xảy đến khi trục z nằm vuông góc với phương dao động trong Nicol phân cực Đối với

schorl tia thường có tốc độ xuyên thâu vượt ≤ 10%

6.5 BIOPYRIBOL

Danh từ này phản ánh sự liên quan về hoá học tinh thể giữa silicat lớp (với BIOtit là tiêu biểu), silicat chuỗi (với PYRoxen) và silicat chuỗi kép (với amphiBOL) Mica, pyroxen và amphibol có thể là những nhóm khoáng vật liên quan nhau về mặt hoá học tinh thể (Thompson, 1978, 1981)

6.5.1 Tương quan hóa học tinh thể mica–pyroxen–amphibol

Từ pyroxen sang amphibol rồi đến mica có thể là sự chuyển hoá liên tục, kết quả của trình tự trùng hợp nhóm chức chuỗi đơn sang chuỗi kép 2, chuỗi kép 3,… và sau chót là

“chuỗi kép” ∞ Không những thế, amphibol có thể xem như được dựng nên từ những modul của pyroxen và của mica Quan hệ cấu trúc giữa ba nhóm khoáng vật biểu diễn trên hình 6.10

Có thể nói, cấu trúc của amphibol dựng nên từ những giải băng tứ diện–bát diện–tứ diện với mặt cắt ngang hình chữ I Phần giữa của giải băng amphibol tương đồng với modul mica về cấu trúc, vách hai biên của nó dựng nên từ cấu trúc của modul pyroxen Có thể nhận thấy rằng một vài vị trí tinh thể học trong amphibol như vị trí A lấy từ modul mica và vị trí M4 lấy từ M2 của modul pyroxen

Chúng là A vị trí của nguyên tử kiềm, M (tức là M1, M3 và M4) của nguyên tử kim loại khác và T vị trí tứ diện của Si Bảy vị trí cation của amphibol có thể coi như xuất phát từ modul mica (A, M3, M1, T1) và từ modul pyroxen (M4, M2 và T2) Vị trí M4 và M2 của amphibol lần lượt ứng với M2 và M1 của pyroxen, M3 và M1 của amphibol ứng với M1 và M2 của mica Bảng 6.6 cho thấy bảy công thức của amphibol; chúng là sản phẩm kết hợp của pyroxen và mica Không phải tất cả các dạng giả định ấy đều là những khoáng vật bền vững

Glaucophan 2NaFeSi 2 O 6 + Acmit …Fe 3 Si 4 O 10 (OH) 2 = Fe-Talc …Na 2 Fe 3 Fe 2 Si 8 O 22 (OH) 2

Riebeckit 2CaMgSi 2 O 6 + Diopsit KMg 3 AlSi 3 O 10 (OH) 2 = Phlogopit …KCa 2 Mg 5 AlSi 7 O 22 (OH) 2

K-edenit 2CaMgSi 2 O 6 + Diopsit NaMg 3 AlSi 3 O 10 (OH) 2 = Na-Phlogopit …NaCa 2 Mg 5 AlSi 7 O 22 (OH) 2

Edenit 2CaAlAlSiO 6 + Ca-tschermak …Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2 = Talc …Ca 2 Mg 3 Al 2 Al 2 Si 6 O 22 (OH) 2

Vectơ thay thế tschermak AlVIAlIVMg–1Si–1 bao quát vị trí M2 phối trí sáu trong amphibol

và M1 trong pyroxen cũng như các vị trí tứ diện Vectơ này có một trường hợp đặc biệt là

AlVI cũng có thể chiếm các vị trí M1 và M2 của mica, M3 và M1 trong amphibol Vectơ trao đổi plagioclas NaSiCa–1Al–1 gồm việc thay thế của Na cho Ca tại M4 của amphibolhay M1 của pyroxen và sự thay thế trong vị trí tứ diện của Si cho Al Mica là trường hợp đặc biệt ở đây; vì sự thay thế này xảy ra trong vị trí A của mica (chúng không có vị trí tương đương với M4 của amphibol)

FeMg−1 và FeMn−1 là những vectơ trao đổi có trong tất cả các vị trí bát diện M của biopyribol Tuy nhiên, cation không thể thích hợp như nhau đối với từng vị trí, bởi vì không phải tất cả các vị trí đều có kích thước như nhau

Hình 6.10

Sơ đồ cấu trúc tinh thể chiếu dọc trục c của (a) pyroxen, (b) amphibol và dọc trục b

của (c) mica cho thấy những nét tương đồng

Có thể coi cấu trúc của amphibol dựng lên từ modul pyroxen và modul mica Từ góc nhìn hoá học tinh thể, vị trí M4 và M2 của amphibol tương ứng M2 và M1 của pyroxen, M1, M3

và A của amphibol lần lượt tương ứng M1, M2 và A của mica Px = pyroxen, T = tứ diện, B = bát diện

Về tương quan kích thước thì các vị trí xếp theo thứ tự như sau:

trong amphibol M4 > M3 = M1 > M2;

trong pyroxen M2 > M1 và trong mica M1 = M2

Còn cation thì xếp theo thứ tự giảm bán kính ion: Ca > Mn > Fe2+ >Mg Cho nên Ca, Mn

và Fe thích hợp với vị trí M4 của amphibol và M2 của pyroxen; còn Mg thì thích hợp với M2 amphibol và M1 pyroxen

Từ góc độ địa chất, silicat lớp có tầm quan trọng lớn, trong đó mica là thành phần chính của đá phiến và đá magma Hình thành ở nhiệt độ thấp hơn so với pyroxen và amphibol, chúng thường sinh ra do kết quả của phản ứng thay thế khoáng vật thuộc hai lớp sinh sớm ấy bằng biến đổi nhiệt dịch Chẳng hạn, talc là sản phẩm của sự thay thế trực tiếp từ pyroxen thoi dọc khe nứt mà Veblen D.R và Buseck P.R (năm 1981) đã quan sát được dưới kính hiển vi điện tử phân giải cao Đây là quá trình biến đổi phức tạp về mặt hoá học và tinh thể học Nhiều sản phẩm trung gian của quá trình này đã phát hiện được mới đây Chúng là kết quả của hydrat hoá trên các silicat chuỗi enstatit và anthophillit

6.5.2 Một số khoáng vật biopyribol

Hình 6.11

a) Sơ đồ chuỗi đơn và chuỗi kép (mặt cắt ngang) của pyroxen, amphibol và biopyribol;

b) Sơ đồ chỉ hướng của các phản ứng giả định nhằm biến đổi pyroxen thành silicat lớp

Các chữ số chỉ chuỗi kép: kép “2” trong amphibol, kép “3” trong biopyribol, do các chuỗi đơn “1” của pyroxen trùng hợp nên Từ đó suy ra sự trùng hợp cao nhất của“∞” chuỗi đơn, với sản phẩm là silicat lớp (theo Veblen D.R và Buseek P.R., 1981)

Năm 1977, Veblen D.R đã bắt gặp những pha rắn mới, mang tên chung biopyribol Hai

trong số pha rắn mới tìm được có cấu trúc đặc trưng (hình 6.11,a) của nhóm chức chuỗi kép

ba (do sự trùng hợp của 3 chuỗi đơn) là:

jimthomsonit (Mg,Fe)10Si12O32(OH4)

và chuỗi kép phức hợp xen kẽ giữa chuỗi kép 2 và chuỗi kép 3 là:

chesterit (Mg,Fe)17Si20O54(OH)6

Những phát hiện sau đó (1983) của cùng tác giả cho thấy sự có mặt của chuỗi kép bốn trong một sản phẩm cùng loại Chúng xuất hiện ở giai đoạn chuyển tiếp của sự phát triển cấu trúc tinh thể từ silicat chuỗi, tức là pyroxen (khoáng vật nhiệt độ cao, không chứa nước) sang silicat lớp, tức là mica (khoáng vật nhiệt độ thấp, chứa nước) theo sơ đồ trên hình 6.11,b Dưới kính hiển vi điện tử, các tác giả còn cho thấy biopyribol với cấu trúc mạch kép ba nằm giữa một bên là thể sót (chưa bị biến đổi) của augit với bên kia là talc Vậy, biopyribol là sản phẩm trung gian trong loạt phản ứng :

pyroxen → silicat mạch kép ba → talc

6.6 PYROXEN

Inosilicat bao gồm pyroxen với nhóm chức chuỗi đơn và amphibol với nhóm chức chuỗi

kép Giữa chúng có nhiều điểm tương đồng Hầu hết khoáng vật của chúng đều thuộc hệ một

nghiêng, nhưng cả hai đều có những khoáng vật trực thoi Thông số mạng c dọc chuỗi đơn

hay chuỗi kép đều có độ lớn khoảng 5,2Å Thông số b của chúng cũng gần như nhau Duy

thông số a thì amphibol có nhóm chức chuỗi kép nên a có độ dài lớn gấp đôi so với a của

pyroxen

Hai bên đều có những cation cùng loại trong thành phần Nhưng nhóm hydroxil (OH) chỉ

có mặt trong amphibol Mặc dù các khoáng vật của hai phía có biểu hiện như nhau về màu

sắc, về ánh, về độ cứng; nhưng nhóm (OH) trong amphibol đã làm cho tỉ trọng và chiết suất

của chúng thấp hơn so với của pyroxen Tinh thể của chúng có dạng quen kéo dài dọc theo

hướng của chuỗi Tuy vậy, lăng trụ của pyroxen thường ngắn, dạng thỏi Tinh thể của

amphibol là lăng trụ dài, hình kim Mặt cát khai theo {110} phân biệt rõ rệt về giá trị góc có

thể liên quan trực tiếp đến mặt cắt ngang của cấu trúc chuỗi

Thành phần hoá học của pyroxen có thể biểu thị bằng công thức tổng quát XYZ2O6,

cation X nằm trong vị trí tinh thể học M2; Y trong vị trí M1 (riêng Fe2+ tập trung trong vị trí

tinh thể học M2 của pyroxen trực thoi Pbca); Z chỉ Si4+ nằm trong tâm các tứ diện của chuỗi

Có thể thấy rằng cation X thường lớn hơn cation Y, tương ứng với kích thước của các vị trí

M2 và M1 Cấu trúc pyroxen dựa trên nhóm chức chuỗi đơn Si2O6 kéo dài theo trục c Trong

pyroxen thoi, bát diện M1 biến dạng nhiều hơn so với bát diện M2

6.6.1 Cấu trúc tinh thể

Cấu trúc pyroxen dựa trên nhóm chức chuỗi đơn Si2O6 kéo dài theo trục z (xem lại hình

4.24 và 4.38), do tứ diện silic–oxy gắn với nhau tại hai đỉnh Chu kì tuần hoàn dọc chiều dài

của chuỗi ứng với hai tứ diện và bằng khoảng 5,2Å Giá trị này là thông số c của ô mạng cơ

sở Các chuỗi ghép với nhau nhờ lớp cation X và Y: X gắn chúng với nhau ở phía đáy tứ diện

(1/3 oxy dư –1), Y gắn chúng ở phía đỉnh với mỗi oxy điện tích dư –1 (xem các hình 6.10,a

và 6.11,a)

So sánh thông số mạng của diopsit một nghiêng và enstatit trực thoi (xem bảng trên), có

thể thấy chúng tương đồng về các thông số b và c, còn a (của pyroxen trực thoi) thì gần bằng 2asinβ (một nghiêng)

Hình 6.12

Sơ đồ cấu trúc pyroxen một nghiêng chiếu trên mặt vuông góc trục c (a)

Cát khai dọc lăng trụ trực thoi liên quan tới chuỗi Si-O với mặt cắt ngang dạng chữ I (b)

Trong pyroxen một nghiêng (hình 4.24, 6.11), vị trí M2 là đa diện không đều đặn của số phối trí 8 (theo Prewitt C.T và Burnham C.W., 1966) Chính nơi đây, các tứ diện hướng mặt đáy đã trung hoà 2/3 điện tích của chúng lại với nhau, cạnh đó là các cation điện tích thấp của

M2; liên kết yếu đã biến nơi đây thành khâugiác chứa sơ đồ miền gián đoạn

Dễ tách giãn của cấu trúc chuỗi Trên thang độ nguyên tử, mặt cát khai lượn sóng, lách giữa các chuỗi Si−O và cắt qua các mối liên kết của vị trí M2

Hình 6.13

Các vectơ trao đổi cho thấy những liên quan về thành phần hoá học giữa các pyroxen trong tứ giác enstatit–ferosillit–hedenbergit–diopsit với nhau

và với các pyroxen nhôm

Pyroxen có thể chia thành một số nhóm, phổ biến nhất trong số đó thể hiện trên phần tứ giác Di–Hd–Fs–En của hệ trên hình 6.13 Phần tứ giác này bao gồm các thành phần của dãy đồng hình phổ biến là:

diopsit CaMgSi2O6–CaFeSi2O6 hedenbergit thuộc hệ một nghiêng và

enstatit MgSiO3 – FeSiO3 ferrosillit thuộc hệ

trực thoi enstatit

Về mặt danh pháp, trước đây thành phần

trung gian của dãy đã từng có tên; như bronzit và

hipersthen là các thành phần của dãy trực thoi,

salit và ferosalit là của dãy một nghiêng

Điều này trái với quy định của danh pháp

hiện đại (theo Morimoto et al., 1988)

Ngoài tên của các pha đầu-cuối như trên hình

đã dẫn, thành phần trung gian sẽ diễn đạt bằng

phần trăm của khoáng vật gần hơn trong hai

khoáng vật đầu và cuối dãy Ví dụ, En80 ấn định

cho khoáng vật của dãy trực thoi hai cấu tử, nó có

80% phân tử enstatit và 20% phân tử ferrosillit

trong thành phần Tương tự, một pha trong dãy

diopsit – hedenbergit có thể biểu thị bằng phần trăm phân tử, chẳng hạn Di50Hs50

Cần nói thêm rằng tứ giác Di–Hd–Fs–En chính là một phần của hệ ba cấu tử Wo (wolastonit)–En (enstatit)–Fs (ferosillit) Theo đó, diopsit hay hedenbergit (hai đỉnh Di và Hd của tứ giác vừa nói) có thành phần lần lượt là En50Wo50 và Wo50Fs50 (ứng với hai trung điểm hai cạnh của tam giác) Tương tự, Di50Hd50 = Wo50En25Fs25 và bất cứ thành phần nào tổng quát hơn nằm trong lòng tứ giác đều diễn đạt bằng phần trăm phân tử của hệ ba hợp phần

Augit liên quan chặt chẽ về thành phần với các thành viên của dãy Di–Hd, nhưng với một số

thay thế, như Na thay cho Ca trong M2, Al cho Mg (hay Fe2+) trong M1 Pigeonit có trường

thành phần của các dung dịch Mg–Fe, nhưng với độ chứa Ca phần nào cao hơn so với dãy enstatit–ferosillit; thành phần Pgt tương ứng một phần của trường pyroxen trực thoi Pyroxen

chứa Na là aegirin NaFe3+Si2O6 và jadeit NaAlSi2O6 Mỗi khoáng vật trong cặp ấy tạo với

augit một dãy đồng hình: aegirin–augit và jadeit–augit Omphacit là một trong những thành viên của dãy thứ hai Spodumen LiAlSi2O6 là pyroxen tương đối hiếm, tìm thấy trong pegmatit giàu liti

Các thay thế chính xảy ra trong pyroxen thể hiện bằng các vectơ:

FeMg–1, CaMg–1, AlVIAlIVMg–1Si–1 (tschermak)

Thay thế quan trọng ở áp suất cao là vectơ jadeit:

NaAlVICa–1Mg–1

Ba vectơ đầu thể hiện trên hình 6.13 Trao đổi Fe–Mg là của các cặp diopsit–hedenbergit

và enstatit–ferosillit Các vectơ CaMg–1 và CaFe–1 cho ra đời các đôi enstatit–diopsit và ferosillit–hedenbergit Quan hệ pha trong tứ giác pyroxen có phần phức tạp, do vừa có miền solvus trong pyroxen vừa có biến đổi pha trong vùng nghèo calci của hệ Vùng nhiệt độ thấp (hình 6.14) có miền gián đoạn ở giữa pyroxen trực thoi (Opx) và pyroxen một nghiêng (augit)

và miền này trải rộng khắp tứ giác (hình 6.15,a) Giữa 800 và 900°C pigeonit trở nên bền vững trong hệ không có Mg (hình 6.15,b), bởi vì solvus co rút về phía vùng Mg–Ca

Vectơ tschermak gặp trong cả pyroxen Fe–Mg lẫn pyroxen calci, làm xuất hiện các công thức đầu cuối FeAlAlSiO6, MgAlAlSiO6 và CaAlAlSiO6; lần lượt ứng với các trao đổi Fe2+Si

⇔ AlVIAlIV, MgSi ⇔ AlVIAlIV và CaSi ⇔ AlVIAlIV Những thay thế này chỉ xảy ra trong phạm vi hạn hẹp của pyroxen biến chất Trở lại với cơ chế thay thế chính của pyroxen, có thể nhận xét rằng Fe2+ có thể thay thế Mg2+ trong mọi tỉ lệ cho đến gần 90% FeSiO3 Tuy vậy, trong các pyroxen trực thoi phổ biến tỉ lệ Fe : Mg hiếm khi vượt 1 : 1 Enstatit tinh khiết chứa 40,0% MgO và 60,0% SiO2 Pyroxen trực thoi chứa không quá 1,5% CaO Ferrosillit FeSiO3

tinh khiết hiếm gặp trong tự nhiên; bởi vì trong các khoảng nhiệt độ và áp suất quan sát được chính tổ hợp fayalit + thạch anh với

thành phần tương đương tức là

Fe2SiO4 + SiO2 (= 2FeSiO3) là

pha bền vững hơn Trong số pyroxen

một nghiêng, các pha của dãy

clinoenstatit – clinoferrosillit với

cùng thành phần MgSiO3 – FeSiO3,

nhưng kém bền vững hơn và bền

vững ở nhiệt độ cao hơn, do đó ít phổ

biến hơn, so với các pha tương ứng

của orthopyroxen

Miền gián đoạn và miền mọc

xen Trong pyroxen miền gián đoạn

rộng lớn giữa augit và pyroxen trực

thoi (không phải là solvus, vì hai pha

này không đồng cấu trúc; solvus thực

sự chỉ có ở augit và pigeonit) tồn tại

dọc các vectơ CaMg–1 và CaFe–1

trong pyroxen, như hình 6.12 giới

thiệu Biểu đồ T–X (hình 6.14) cho

thấy phạm vi của miền gián đoạn

trong một hệ không có sắt Hình 6.15 giới thiệu các mặt cắt đẳng nhiệt và đẳng áp của tứ giác pyroxen

Điều này mở ra trường cộng sinh ba pyroxen: augit, pigeonit và pyroxen trực thoi Nhiệt

độ tăng, solvus tiếp tục co rút về vùng Mg–Ca, cho đến khi pigeonit trở nên bền vững trong

hệ không có sắt ở nhiệt độ khoảng 1300°C (hình 6.15,c) Giữa 950 và 1000°C pyroxen trực thoi biến thành protoenstatit (hình 6.14) Sự kết hợp giữa sự chuyển đổi cấu trúc (một nghiêng sang trực thoi) và vùng gián đoạn làm xuất hiện sự mọc xen rất phức tạp khi pyroxen nguội dần

Nhận xét: Calci hoà tan trong pyroxen trực thoi ít hơn hẳn so với sự hoà tan của Fe+Mg trong vị trí M2 của augit Miền gián đoạn ở vùng giàu sắt thu hẹp hơn so với vùng giàu Mg, vì vectơ trao đổi CaMg−1 ít tác dụng hơn (và miền gián đoạn rộng hơn) so với vectơ CaFe−1 Hình 6.16 giới thiệu quan hệ giữa pyroxen natri và pyroxen calci thông qua các vectơ thay thế jadeit NaAlVICa−1Mg−1 và plagioclas NaSiCa−1AlIV−1

Có thể thấy, tam giác diopsit–hedenbergit–Ca-tschermak xuất hiện ở cả hai hình 6.13 và 6.16 Nói chung, jadeit là pyroxen tiêu biểu của vùng áp suất cao và đặc thù của đá phiến lam hay tướng eclogit Omphacit là biến tướng của pyroxen, tức là thành phần trung gian giữa jadeit và diopsit–hedenbergit (hình 6.17) Nó là pha từng gặp trong tự nhiên, nằm giữa tremolit và glaucophan, tại miền gián đoạn dọc vectơ jadeit

Acmit NaFe3+Si2O6là pyroxen quan trọng khác Nó liên quan với diopsit bằng sự trao đổi NaFe3+ ⇔ CaMg và với jadeit bằng Fe3+

⇔ Al Acmit là pyroxen phổ biến trong

môi trường áp suất cao cũng như trong

magma kiềm Cần nhấn mạnh năng lực

của vectơ trao đổi ở đây Ví dụ, sự liên

quan giữa dung dịch cứng của pyroxen

và plagioclas, mà thoạt nhìn có thể chưa

thấy Nhưng từ hình 6.16, giữa

Ca-tschermak và jadeit chính là vectơ trao

đổi kiểu plagioclas Như vậy, một thay

đổi bất kì trong tỉ lệ tschermak/jadeit của

pyroxen cũng có thể được phản ánh

bằng một thay đổi anorthit/albit của

plagioclas trong cùng loại đá

6.6.2 Đặc điểm hoá học

Thành phần hoá học của pyroxen có

thể biểu thị bằng công thức tổng quát XYZ2O6; trong đó, X chỉ Na+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, Mg2+

và Li+ trong vị trí tinh thể học M2; Y chỉ Mn2+, Fe2+, Mg2+, Fe3+, Al3+, Cr3+ và Ti4+ trong vị trí M1; riêng Fe2+ chỉ tập trung trong vị trí M2 của pyroxen trực thoi Pbca Cation X thường lớn hơn cation Y Z chỉ Si4+ trong tứ diện của chuỗi Pyroxen gồm các khoáng vật thuộc hệ trực

thoi và hệ một nghiêng (ortho- và clinopyroxen) Pyroxen trực thoi chủ yếu thuộc loạt thành

phần hoá học đơn giản: (Mg,Fe)SiO3; khác hẳn với pyroxen một nghiêng có khoảng biến thiên

rất lớn về thành phần hoá học Pyroxen có thể chia thành ba phụ nhóm chính :

Hình 6.17 Các vectơ trao đổi giữa pyroxen calci

(diopsit) và pyroxen natri (jadeit và acmit)

– pyroxen magnesi-sắt: ở đây ngoài Mg và Fe, các cation khác chiếm chưa tới 10%

các vị trí M1,M2; khoáng vật thuộc phụ nhóm này chủ yếu là các pyroxen trực thoi, hai phụ nhóm sau là các pyroxen một nghiêng;

– pyroxen calci: calci chiếm hơn 2/3 vị trí M2;

– pyroxen natri: natri chiếm vị trí M2, các cation như Al, Fe3+ hay Cr chiếm M1, với các ví dụ lần lượt là jadeit, aegirin và kosmochlor

Ngoài ra, hai phụ nhóm nhỏ là pyroxen calci-natri, tiêu biểu là omphacid và aegirin-augit

và pyroxen liti như spodumen Các bảng 6.7 và 6.8 giới thiệu số liệu hoá phân tích của một số

pyroxen trong và ngoài nước Kết quả tính toán sau đó nhằm xác lập công thức hoá học cho mỗi khoáng vật

Những chỗ khuyết do Si bỏ lại trong vị trí T đã có ion AlIV lấp vào, bổ sung cho đủ hai vị trí tứ diện trên đơn vị công thức Có thể thấy ở đây không ít dãy thay thế đồng hình Dãy enstatit–ferrosillit chủ yếu là những metasilicat của magnesi và sắt hoá trị hai Những cation khác như Al, Mn, Fe3+, Ca, Ti, Cr và Ni thường xuyên có mặt, nhưng trong hầu hết các (Mg,Fe)-pyroxen tất cả các thành tố này cộng lại không vượt quá 10% đương lượng gam Chrom và nickel thường gặp trong enstatit giàu magnesi của đá metabasic và basic Mangan với độ chứa cao thường giới hạn đến ferrosillit trong đá magma và các hệ tầng sắt biến chất trao đổi

Donpeacorit là Mn–pyroxen thoi có thành phần Mg1,4Mn0,6Si2O6 và kanoit là thành viên

của dãy clinoenstatit – clinoferrosillit chứa 31,2% thể tích của MnO Độ chứa của nhôm có thể đạt 0,5 Al đơn vị công thức gặp trong enstatit của đá biến chất trình độ cao chủ yếu thuộc tướng granulit Độ chứa của Ca thường nhỏ; giá trị cao nhất nằm trong công thức (Mg,Fe)0,97Ca0,03SiO3

Các khoáng vật diopsit và hedenbergit tạo dãy đồng hình hoàn toàn giữa CaMgSi2O6 và CaFeSi2O6.Nhôm có mặt trong hầu hết các khoáng vật của dãy, nhưng sự trao đổi Si ⇔ Al thường chưa tới 10% Trong một số diopsit lượng Fe3+ không vượt quá 0,25 ion trên đơn vị công thức Chrom thường xuyên có trong diopsit của đá basic và metabasic; diopsit chrom là khoáng vật chứa một lượng đáng kể NaCrSi2O6 (kosmochlor) hay CaCrSi2O6 Độ chứa mangan thường thấp (chưa đến 0,25% trọng lượng MnO) trong thành viên giàu magnesi của dãy Di–Hd, nhưng khoáng vật giàu sắt của dãy có Mn nhiều hơn (hedenbergit chứa tới 4% trọng lượng MnO)

Bảng 6.7

Số liệu phân tích hoá của pyroxen

SiO 2 48,81 52,70 48,18 49.68 49,46 48,02 TiO 2 0,01 0,34 0,70 0,56 0,57 0,46

Al 2 O 3 0,74 1,84 1,06 0,78 1,79 13,39

Fe 2 O 3 0,79 2,12 1,46 3,29 1,65 2,09 FeO 1,54 5,42 26,08 18,15 25,51 3,11 MnO 22,58 0,16 0,53 0,59 0,81 0,07 MgO 2,29 15,15 3,52 16,19 10,94 8,18 CaO 21,87 21,58 18,90 9,90 8,57 24,03

Na 2 O 0,07 0,49 0,23 0,65 0,23 0,31

K 2 O 0,02 0,01 0,04 0,15 0,05 0,06

H 2 O+ 0,32 - - 0,10 - 0,20

H 2 O - 0,35 - - 0,00 0,20 0,07 Tổng 99,40 99,96 100,70 100,04 99,78 99,99

Số ion tính trên 6 oxy

Johannsenite Aravaipa mining district, Arizona, USA (Simons, F.S & Munson,

E.,1963, Amer Min, 48, 1154-58)

Augite, pyroxen diorite, Feather Fiver area,.northern Sierra Nevada, USA

(Heitanen,A.,1971,Contr Min Petr., 30 161-76)

Ferroan augite, ferrodiorit, Skaergaard, east Greenland (Brown, G M., 1960, Amer Min.,

45 15-38)

Ferroan augite, hipersthene-augite basalt O-sima Island, Japan (Kuno, H., 1955, Amer Min., 40 70-93)

Ferroan pigeonite, dolerite, Yamagata Prefecture, Japan (Aoki, K., 1962 J Japonese

Assoc Min Petr., Econ., Geol., 47, 41-5)

Aluminian diopsit, eclogite, Knockorman, ayrshire, Scotland, UK (Bloxam, T W &

Allen, J B., 1960 Trans, Roy Soc Edingburgh,64 1-27)

Bảng 6.8

Số liệu phân tích hoá của pyroxen lấy từ lamproit Lai Châu [12]

Cấu tử Nậm Hon Nậm Hon Cốc Pìa

Simang- khang Pìn Hồ Pìn Hồ

Số ion tính trên 6 oxy

(do tác giả sách này tính thêm)

vị công thức đã tìm thấy trong mỏ khoáng kẽm Franklin, New Jersry Zn là cation chính tại vị

trí M1 của pyroxen kẽm (0,37 đơn vị công thức) mang tên petedunit

Căn cứ dãy hợp phần và danh pháp của hệ Ca–Mg–Fe (Morimoto M., 1988), pyroxen một

nghiêng của lamproit Lai Châu có thành phần hoá học ứng với diopsit và diopsit – augit Đối

chiếu với lamproit điển hình (West Kimberley, Leucit – Hills, Murcia – Almeria) có thể thấy

clinopyroxen này thuộc loại giàu nhôm và nghèo titan: số ion trên đơn vị công thức lần lượt là

> 0,10 và < 0,01 so với 0,002 – 0,026 và 0,01 – 0,058 Riêng về hàm lượng sắt thì

pyroxen của lamproit Lai Châu khá phù hợp với các số liệu đối chứng

Pyroxen là nhóm silicat Fe-Mg tạo đá quan trọng nhất và có mặt như những pha bền

vững trong hầu hết các loại đá magma Chúng cũng có trong nhiều loại đá với thành phần

thay đổi, hình thành trong điều kiện biến chất khu vực và tiếp xúc

6.7 AMPHIBOL

Anthophyllit (–)(+)

Hệ trực thoi

Cummingtonit (+)

diện Thay thế đồng hình hoàn toàn xảy ra giữa các ion natri và calci tại A, giữa magnesi, sắt

hoá trị ba và mangan ở M4 Thay thế đồng hình hạn chế là sự trao đổi giữa sắt hoá trị ba và

nhôm, giữa titan và các ion tại M1, M2, M3 Thay thế của nhôm cho silic trong vị trí của tứ

diện là sự thay thế đồng hình từng phần, xảy ra nhiều trong amphibol hơn là trong pyroxen và

có thể đạt tới 1/3 Thay thế từng phần của fluor, oxy và hydroxil cũng phổ biến trong

amphibol

Phần lớn amphibol có thể liệt vào một trong ba nhóm không gian; hai nhóm một nghiêng

là C2/m như tremolit Ca2Mg5Si8O22(OH)2 (hình 4.5) và hornblendd, P2 1 /m tìm thấy trong

cumingtonit và một nhóm trực thoi Pnma là của các khoáng vật của dãy anthophillit,

Mg7Si8O22(OH)2–Fe2Mg5Si8O22(OH)2 và của gidrit (anthophyllit chứa Al và Na) Việc các

cation cỡ nhỏ nằm trong M4, M3, M2, M1 khiến một số amphibol có xu hướng chuyển sang

hệ trực thoi, vì vị trí M4 không phù hợp cation nhỏ Ô mạng cơ sở trực thoi liên quan với ô

một nghiêng là do hai giải băng t-o-t của amphibol một nghiêng ghép đôi (kiểu song tinh,

dưới tác dụng của mặt gương) Kết quả là thông số a của ô trực thoi gần bằng 2asinβ của ô

một nghiêng Tương tự, quan hệ về kích thước ô mạng giữa amphibol của hai hệ đã gặp trong pyroxen

Việc nhóm OH có mặt trong cấu trúc làm cho amphibol kém chịu nhiệt so với pyroxen Điều này gây phân huỷ amphibol, biến nó thành pha khan (thường là pyroxen) ở nhiệt độ thấp hơn điểm sôi Về mặt hóa học tinh thể, amphibol, pyroxen và mica liên quan chặt chẽ với nhau (xem 6.5)

6.7.1 Cấu trúc tinh thể

Cấu trúc tinh thể của amphibol dựa trên cơ sở chuỗi kép Si4O11 (các hình 4.5, 4.36; 6.10,a

và 6.18), là kết quả kết nối dọc hướng [010] của từng cặp chuỗi đơn kiểu pyroxen Chuỗi kép này chạy dọc hướng [001], lặp lại theo chiều dài của nó sau mỗi đoạn 5,3Å Đoạn này lấy làm

thông số c của ô cơ sở Tại chỗ các chuỗi đơn nối nhau, hình thành vòng sáu tứ diện Si−O; nó

chứa một nhóm (OH)– chính giữa 6 anion oxy đã trung hòa điện tích âm

Nhóm chức chuỗi kép này có hai mặt khác nhau về điện tích: mặt đáy tứ diện với phần lớn oxy đã trung hoà điện tích âm và mặt đỉnh tứ diện với O– (các ion này cùng với OH– xếp chặt thành một lớp cầu anion) Các chuỗi kép này chạy dọc hướng [001], ghép lộn đầu đuôi với nhau theo hướng [010] và [100] và phân thành lớp dọc (100) Chúng xếp sóng đôi nhau, hướng đỉnh tứ diện với O– vào trong Điện tích âm này do các cation Y hoá trị hai và ba (tại M1, M2, M3) trung hoà (hình 6.18) Các cation W tại A và X tại M4 nằm giữa hai mặt đáy các tứ diện S–O và trung hoà điện tích âm còn sót tại đây

Vị trí A do 10 đến 12 với oxy và hydroxil tạo nên và là nơi của natri là chính, rồi đến kali Vị trí M4 hình thành do phối trí 6 và 8 và là của cation loại X Các hình bát diện M kết

nối với nhau qua cạnh tạo nên giải băng bát diện song song với c Các vị trí M1 và M3 là do 4

anion oxy và 2 nhóm anion (OH,F) tạo nên, còn M2 do 6 anion oxy phối trí mà có (hình 6.18,a, theo Papike J.J và nnk,1969)

Giống như pyroxen (hình 6.12,b & c), trong amphibol cát khai hoàn toàn theo {110} Mặt cát khai đi qua giữa các mạch chuỗi kép và giữa các anion oxy điện tích đã trung hoà và các cation điện tích hoá trị thấp trong vị trí A và M4 (hình 6.18,b & c) Các đơn vị cấu trúc

giải t-o-t với mặt cắt ngang dạng chữ I của amphibol có chiều rộng (dọc theo b) gấp đôi so với

giải tương tự trong pyroxen, đó là do chuỗi kép do 2 chuỗi đơn ghép lại Vì vậy, amphibol có góc cát khai {110} điển hình là 56° và 124°; còn các giá trị tương ứng trong pyroxen là 87–88° và 92–93°

Về kích thước của ô cơ sở giữa hai hệ một nghiêng và trực thoi hai nhóm khoáng vật này

có sự tương đồng; nghĩa là amphibol của hai hệ có độ lớn bằng nhau của các thông số b và c, nhưng a của amphibol trực thoi thì xấp xỉ gấp đôi và bằng 2asinβ trong amphibol một

nghiêng

6.7.2 Đặc điểm hoá học

Công thức cấu trúc của amphibol là:

A(M4)2(M1)2(M3)1(M2)2(T1)4(T2)4O22(OH)2

Kích thước của các cation trong M1, M2, M3 và M4 xác định cách phối trí của chúng với các oxy của chuỗi kép silic-oxy và chính điều này lại xác định vị trí của các chuỗi kép ghép đôi với nhau Trong hầu hết các trường hợp, các chuỗi kép đều xếp theo cách của mạng một nghiêng, như trong tremolit Ca2 Mg5 Si8O22 (OH)2 với M1 = M2 = M3 của Mg và M4 của Ca Trong amphibol với M4 chứa (Mg,Fe) là chính, không phải cation cỡ lớn (Ca,Na), cách ghép đôi của chuỗi kép có thể cho hai kết quả Đó là ô một nghiêng như trong cummingtonit (Fe2+,Mg)7Si8O22(OH)2 hoặc ô trực thoi như trong anthophyllit (Mg,Fe2+)7Si8O22(OH)2 Trong tremolit và cummingtonit vị trí A thường bỏ trống Nhưng trong một số amphibol,

vị trí này cũng bị chiếm một phần hay hoàn toàn Amphibol có thể chứa tới hai ion (Ca, Na, K) trong đơn vị công thức

Trong amphibol, sự có mặt của hàng loạt vị trí cùng loại (mà không như nhau), ví dụ bát diện M1, M2 và M3, tứ diện T1 và T2 (hình 6.18,a) Điều này chứng tỏ cation phân bố tại các loại vị trí không phải theo cách bất kì; mỗi cation có sự tương thích riêng đối với từng vị trí Trong tứ diện, Al tương thích với T1; trong bát diện, Al cùng Fe3+ tương thích với M2 Đối với các vị trí như M1, M2, M3, M4 sự tương thích của Fe2+ thay đổi tuỳ loại amphibol Bảng 6.9 liệt kê kết quả phân tích hóa học của một số khoáng vật amphibol

Amphibol chia thành ba loại

trên cơ sở cation trong vị trí M4

(pyroxen chia theo cation trong vị

Hai loại sau đều thuộc hệ

một nghiêng và chứa Ca/Na trong

M4

Amphibol trực thoi

(orthoamphibol) Amphibol sắt–

magnesi có cấu trúc của hệ trực

thoi và thành phần hoá học biến

đổi theo hai vectơ trao đổi:

Amphibol sắt-magnesi một nghiêng (Fe-Mg-clinoamphibol) Một số dãy đồng hình phổ

biến của amphibol có thể cho thấy thành phần của chúng trong hệ Mg7Si8O22(OH)2

(anthophyllit hay Mg-cumingtonit)–Fe2+

7Si8O22(OH)2 (grunerit hay Fe-anthophyllit)–

“Ca7Si8O22(OH)2” (thành phần đầu-cuối giả định) Còn nhớ, nhóm pyroxen có hệ tương tự là Wo–En–Fs (hình 6.13); phần cốt lõi của nó là tứ giác Di–Hd–Fs–En, nơi tập trung những hợp phần quan trọng của pyroxen Biểu đồ tam giác amphibol cũng chứa tứ giác tương tự: Tremolit–Fe-Actinolit–Grunerit–Mg-Cumingtonit (hình 6.20) Nó có các dãy đồng hình chính sau:

+ Tremolit Ca2Mg5Si8O22(OH)2 và Fe-Actinolit Ca2Fe5Si8O22(OH)2 với các thành viên

thuộc hệ một nghiêng Actinolit là những khoáng vật thường gặp và gắn liền với các thành

viên giàu Mg của dãy này

+ Anthophyllit tương ứng khoảng thành phần của các amphibol trực thoi, từ

Mg-cumingtonit Mg7Si8O22(OH)2 đến gần Fe2Mg5Si8O22(OH)2

+ Dãy cumingtonit–grunerit bao hàm các thành phần một nghiêng và phát triển từ gần

Fe2Mg5Si8O22(OH)2 đến Fe7Si8O22(OH)2

Những miền gián đoạn trải rộng giữa anthophyllit và dãy tremolit-actinolit, cũng như giữa dãy cumingtonit–grunerit và các Ca-amphibol Các miền gián đoạn này đã tìm thấy dẫn chứng trong thực tế Đó là từng cặp anthophyllit–tremolit và cumingtonit–grunerit, cũng như kiến trúc mọc xen kiểu phân rã dung dịch cứng giữa các khoáng vật của dãy Mg–Fe và

amphibol chứa Ca

Amphibol calci Amphibol calci có mặt nhiều trong tướng phiến lục và tướng amphibolit

Cũng như trong amphibol trực thoi, amphibol calci có sự trao đổi kết hợp giữa vectơ edenit NaAlIV□–1Si–1 và tschermak AlVIAlIVMg–1Si–1 ở tỉ số 1/3, để cho ra đời dung dịch cứng giữa actinolit và hornblend Những trao đổi này thể hiện trên hình 6.21, chỉ khác hình 6.19 ở chỗ cation trong M4 không phải Fe hay Mg, mà Ca Hình này cũng có miền gián đoạn giữa actinolit và hornblend Nhiều tranh cãi xảy ra xung quanh sự tồn tại miền mọc xen này Trong thực tế, tổ hợp cộng sinh của tướng amphibolit nhiệt độ thấp thường chứa

actinolit và hornblend trong cùng loại đá

Amphibol natri Nét đặc trưng của amphibol natri là sự có mặt của natri trong vị trí M4

Chúng có dung dịch cứng hoàn toàn liên quan tới vectơ FeMg–1, và sau đó là trao đổi Fe3+⇔

Al3+ để cho dung dịch cứng glaucophan Na2Mg3Al2Si8O22(OH)2–Na2Mg3Fe2Si8O22(OH)2

riebeckit

Hình 6.22 không giới thiệu mối liên hệ này Hết thảy amphibol natri với hàm lượng

Fe3+/Al trung gian đều mang tên chung là crosit Amphibol natri không có vectơ thay thế

tương tự vectơ pargasit, bởi vì AlVI và Fe3+ đãchiếm vị trí M2 Glaucophan thường có mặt trong các tổ hợp cộng sinh áp suất cao, vì ở điều kiện áp suất này nhôm số phối trí cao AlVI có lợi thế rõ rệt so với AlIV Glaucophan có màu lam; nên tướng phiến xanh lam mang tên nó Riebeckit gặp trong các tổ hợp khác nhau, kể cả các thành tạo quặng sắt và magma kiềm nhiệt

độ cao