Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов
Обсуждена роль воды в трансформации ортоклаза в микроклин. На примере зональных и дифференцированных интрузий, жильных и камерных пегматитов показана связь отношения микроклин/ортоклаз с локализацией флюида. Предлагается использовать ортоклаз-микроклиновый переход для уточнения амфиболитовой изоград...
Збережено в:
| Опубліковано в: : | Мінералогічний журнал |
|---|---|
| Дата: | 2009 |
| Автор: | |
| Формат: | Стаття |
| Мова: | Російська |
| Опубліковано: |
Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України
2009
|
| Теми: | |
| Онлайн доступ: | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/30916 |
| Теги: |
Додати тег
Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
|
| Назва журналу: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Цитувати: | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов / В.С. Мельников // Мінералогічний журнал. — 2009. — Т. 31, № 4. — С. 16-29. — Бібліогр.: 32 назв. — рос. |
Репозитарії
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| _version_ | 1859716590319173632 |
|---|---|
| author | Мельников, В.С. |
| author_facet | Мельников, В.С. |
| citation_txt | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов / В.С. Мельников // Мінералогічний журнал. — 2009. — Т. 31, № 4. — С. 16-29. — Бібліогр.: 32 назв. — рос. |
| collection | DSpace DC |
| container_title | Мінералогічний журнал |
| description | Обсуждена роль воды в трансформации ортоклаза в микроклин. На примере зональных и дифференцированных интрузий, жильных и камерных пегматитов показана связь отношения микроклин/ортоклаз с локализацией флюида. Предлагается использовать ортоклаз-микроклиновый переход для уточнения амфиболитовой изограды в амфиболит-гранулитовых комплексах и для диагностики процессов диафтореза. Висвітлено роль води у трансформуванні ортоклазу в мікроклін. На прикладі зональних і диференційованих інтрузій, жильних і камерних пегматитів показано зв’язок відношення микроклін/ортоклаз з локалізацією флюїда. Запропоновано застосовувати ортоклаз-мікрокліновий перехід для уточнення амфіболітової ізогради в амфіболіт-гранулітових комплексах і діагностування процесів діафторезу.
Висвітлено роль води у трансформуванні ортоклазу в мікроклін. На прикладі зональних і диференційованих інтрузій, жильних і камерних пегматитів показано зв’язок відношення микроклін/ортоклаз з локалізацією флюїда. Запропоновано застосовувати ортоклаз-мікрокліновий перехід для уточнення амфіболітової ізогради в амфіболіт-гранулітових комплексах і діагностування процесів діафторезу.
Orthoclase and microcline are main rock forming minerals of many acid rocks. In the evolution sequence of sanidine → orthoclase → microcline the orthoclase was formed as an intermediate metastable phase with specific domain structure on nanometrical scale (tweed-structure). Cross-hatched twin structure of microcline is observed on microscopic scale. Tweed-structure of orthoclase is unstable through numerous twin boundaries. It means that under certain conditions tweed-orthoclase will be transformed into microcline by enlarging of size of twin domains.
|
| first_indexed | 2025-12-01T08:12:19Z |
| format | Article |
| fulltext |
16 ISSN 0204�3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2009. 31, No 4
УДК 548.24:549.651.11
В.С. Мельников
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА
САНИДИН/МИКРОКЛИН. 1. ФЛЮИДНЫЙ ФАКТОР
В ТРАНСФОРМАЦИИ ДВОЙНИКОВОЙ СТРУКТУРЫ
ЩЕЛОЧНЫХ ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ
Обсуждена роль воды в трансформации ортоклаза в микроклин. На примере зональных и дифференцированных
интрузий, жильных и камерных пегматитов показана связь отношения микроклин/ортоклаз с локализацией
флюида. Предлагается использовать ортоклаз;микроклиновый переход для уточнения амфиболитовой изограды
в амфиболит;гранулитовых комплексах и для диагностики процессов диафтореза.
МІНЕРАЛОГІЧНИЙ ЖУРНАЛ
MINERALOGICAL JOURNAL
(UKRAINE)
Введение. Ортоклаз и микроклин — главные
минералы большинства пород, содержащих
щелочной полевой шпат (ЩПШ). Незначи;
тельно различаясь по составу и Al/Si;упорядо;
ченности, они обладают разной рентгенов;
ской и оптической симметрией. Но главное их
различие в том, что они образуются на разных
этапах субсолидусной истории ЩПШ. В эво;
люционном ряду санидин → ортоклаз → ми;
кроклин две последние разновидности зани;
мают особое положение. Ортоклаз, который
образуется как промежуточная, метастабиль;
ная "фаза" калиевого полевого шпата (КПШ),
обладает специфической наноструктурой,
сложенной из триклинных доменов (твид;
структура). Микроклин хорошо известен пет;
рографам по решетчатой двойниковой струк;
туре, наблюдаемой под микроскопом. Из;за
большого числа междоменных границ твид;
структура ортоклаза обладает повышенной
свободной энергией по сравнению с кристал;
лом, лишенным двойников (монодоменом) [6].
Это означает, что в определенных условиях ме;
тастабильный твид;ортоклаз будет трансфор;
мирован в микроклин. Трансформация твид;
структуры проявляется прежде всего в укруп;
нении двойниковых доменов и переходе на
оптическую шкалу наблюдения. Прогрессив;
ное развитие этого процесса приводит к
уменьшению числа доменов и, в конечном сче;
те, к исчезновению двойниковой структуры [6,
23, 25]. Несмотря на то, что такое превращение
энергетически выгодно, оно, как показывают
наблюдения, не всегда реализуется в природе.
Ранее [23] отмечалось, что в двойниковой
структуре укрупнение доменов возможно
только в результате переориентации по схеме:
правый + левый → правый (или левый). Для
этого на границе доменов должно произойти
перераспределение атомов Al и Si. Поскольку
ниже температуры инверсии санидин/мик;
роклин (~450 °C) скорость диффузии мала,
для завершения трансформации даже за гео;
логическое время необходим эффективный
катализирующий фактор. Согласно результа;
там анализа петрологических данных, реша;
ющее влияние на процесс трансформации
двойниковой структуры ЩПШ оказывает во;
досодержащий флюид. Известно, что вода ус;
коряет физические процессы, происходящие
на границе твердых фаз, например, межзерен;
ную диффузию. Однако роль воды и ее "ком;
понентов" (H2, ОH– , H+) в процессах, проис;
ходящих внутри кристалла, изучена недоста;
точно. Долгое время оставалось неизвестным,
могут ли крупные нейтральные компоненты
воды (Н2О, Н2) или заряженный гидроксил
(ОН–) проникать в кристалл и активизировать© В.С. Мельников, 2009
Al/Si перераспределение. Частичным решени;
ем этой проблемы оказалась серия экспери;
ментальных работ, которые показали, что роль
катализатора в процессе Al/Si распределения
принадлежит не молекулам воды, а протону
[21]. Предполагается, что эта безразмерная
частица обладает уникальной способностью
проникать в кристалл, перемещаться в нем,
разрывать тетраэдрические связи (Al, Si);кис;
лород и способствовать укрупнению двойни;
ковых доменов. Поскольку способность моле;
кул H2O диффундировать в структуру КПШ
ограничена, одного присутствия в минерало;
образующей системе флюида недостаточно
для укрупнения двойников. Для этого в водо;
содержащем флюиде должна поддерживаться
высокая активность протонов. Отсюда следу;
ет, что связь преобразования двойниковой
структуры с активностью флюида приобретает
важное генетическое значение. Если инвер;
сию санидин/микроклин при Т ≈ 450—500 °С
можно использовать как температурный ре;
пер, то трансформацию твид;ортоклаза в ре;
шетчатый микроклин, а последнего — в моно;
доменный микроклин следует рассматривать
как индикатор активности водного флюида (в
частности активности протонов).
В процессе медленного охлаждения породы
инверсия санидин/микроклин происходит
непременно и присутствие в этом процессе
флюида не обязательно. В петрологии хорошо
известны так называемые сухие системы. Если
бы упорядочение санидина не сопровожда;
лось инверсией и образованием твид;структу;
ры, единственной фазой КПШ в гранитоидах
был бы монодоменный микроклин. С другой
стороны, если бы твид;структура не обладала
способностью к дальнейшей трансформации в
микроклин, граниты содержали бы только
один полевой шпат — ортоклаз. В то же время
нахождение в земной коре крупных гранит;
ных батолитов с решетчатым микроклином
указывает на глобальный характер процесса
трансформации твид;ортоклаза [6, 24].
В большинстве случаев мы наблюдаем сме;
шанные ортоклаз;микроклиновые граниты,
причем моно; и триклинная фазы как правило
сосуществуют в одном кристалле. Двухфазный
КПШ — это результат не завершившейся
трансформации ортоклаза. На чрезвычайно
длительный процесс трансформации указыва;
ет то, что ортоклаз;микроклиновые КПШ
сохранились в древнейших породах архей;
протерозойского возраста. Этот факт свиде;
тельствует также о том, что не всегда присут;
ствие флюида достаточно для завершения
трансформации и, по;видимому, состав флю;
ида также имеет значение. Мы не знаем пока
всех особенностей перехода ортоклаза в мик;
роклин, но можно утверждать, что ортоклаз;
микроклиновый переход совершается в водо;
содержащей среде. К сожалению, физико;хи;
мические параметры этой среды не достаточ;
но изучены.
Таким образом, микроклин/ортоклаз (Mic/Ort)
отношение приобретает важное генетичес;
кое значение. Для наглядного представления
результатов рентгеновского анализа КПШ це;
лесообразно использовать диаграмму триклин;
ность — упорядоченность (∆Р — 2t1), в кото;
рой используются легко измеряемые на ди;
фрактометре величины [23].
Ниже проанализированы петрологические
данные, подтверждающие участие водного
флюида в трансформации ортоклаза в мик;
роклин. Минералообразующие системы, в ко;
торых проявлено взаимодействие флюида с
породой, целесообразно разделить на две ка;
тегории. К первой следует отнести минерало;
образующие макросистемы (магматические и
метаморфические комплексы, массивы, инт;
рузии, отдельные магматические тела), на ко;
торых можно увидеть масштабность процесса
трансформации, его развитие в пространстве
и времени, очертить области локализации
флюида и временную шкалу его активности.
Во вторую категорию объектов попадают мик;
росистемы — кристаллы ЩПШ, которые под;
вергались воздействию флюида, что зафикси;
ровано в пертитовой и двойниковой структу;
ре. При рассмотрении макрообъектов иногда
достаточно ограничиться диагностикой струк;
турного типа КПШ (ортоклаз или микро;
клин), применяя для этого оптические и рент;
геновские измерения. Важно, чтобы массив
данных охватывал весь объект или наиболее
представительную его часть. Изучение микро;
объектов может показать, как развивается
процесс трансформации на микроуровне, в
каких изменениях структуры он проявляется.
Но как свидетельствует опыт, выявление
признаков взаимодействия флюида с кристал;
лом ЩПШ оказывается сложной задачей.
Макросистемы. За несколько последних де;
сятилетий прошлого века региональная мине;
ралогия ЩПШ накопила большой материал о
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА САНИДИН/МИКРОКЛИН
ISSN 0204�3548. Мінерал. журн. 2009. 31, № 4 17
В.С. МЕЛЬНИКОВ
18 ISSN 0204�3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2009. 31, No 4
распределении его структурных разновиднос;
тей в породах разного состава, генезиса, сте;
пени метаморфизма [1—3, 10—13]. В некото;
рых регионах проводилось полевошпатовое
картирование гранитоидов. Большей частью
характеристика ЩПШ ограничивалась вели;
чиной триклинности, реже измерялась сте;
пень упорядочения структуры. Микроскопи;
ческое описание двойниковой пертитовой
структуры ЩПШ как правило отсутствовало.
Но даже эти сведения, отнесенные к конкрет;
ному геологическому объекту, дают чрезвы;
чайно важную информацию о субсолидусной
истории горной породы.
Граниты и сиениты. Субсольвусные (двупо;
левошпатовые) граниты кристаллизуются при
высоком парциальном давлении водного
флюида (выше 5 кбар). Известно, что решет;
чатый микроклин — характерный минерал
глубинных гранитов [15]. Можно предполо;
жить, что образованию микроклина способ;
ствует не столько медленное охлаждение по;
роды, сколько постмагматический (дейтери;
ческий) флюид, отделившийся от расплава. С
его воздействием связывают кристаллизацию
поздних минералов (мусковита, хлорита, эпи;
дота, кальцита) и образование мирмекита. Ги;
персольвусные (однополевошпатовые) грани;
ты и сиениты, кристаллизующиеся в условиях
низкого давления водного флюида, содержат
преимущественно ортоклаз. Это вызвано низ;
ким содержанием воды в исходном расплаве.
По мере кристаллизации расплава происходит
его обогащение флюидом и остаточные рас;
плавы могут оказаться водонасыщенными при
давлении ниже 5 кбар. В расслоенной сиени;
товой интрузии Кунгнат (Южная Гренландия)
ранние нижние серии пород содержат орто;
клаз, а поздние верхние — микроклин [14].
По минералогическим характеристикам к
гренландским интрузиям близки гиперсоль;
вусные сиенитовые штоки Украинского щита
(УЩ) — Ястребецкий и Азовский. В них
ЩПШ представлен исключительно анорто;
клаз;микропертитом, который прослеживает;
ся в вертикальном разрезе до глубины 1900 м
для Ястребецкой и 300 м — для Азовской инт;
рузий. Калиевая фаза микропертита пред;
ставлена решетчатым микроклином. На по;
вышенное содержание в остаточном расплаве
водосодержащего флюида указывает комп;
лекс фемических минералов, в котором резко
преобладают амфибол и слюда.
Зональные интрузии. Для докембрийских
гранитов Херефос (Норвегия) [26] показано,
что в глубокой части плутона присутствует ор;
токлаз, а в верхней части преобладают ЩПШ
с высокой степенью триклинности (микро;
клин). Предполагается, что это вызвано воз;
действием на твид;структуру ортоклаза флю;
ида, который аккумулировался в апикальной
части плутона. В других случаях в эндоконтак;
те небольших интрузий обычно присутствует
ортоклаз (не санидин), тогда как в централь;
ной части развит микроклин. Примечательно,
что зона развития ортоклаза не совпадает с зо;
ной закалки — она намного шире. Это можно
объяснить обогащением флюидом позднего
расплава, который локализовался в централь;
ной области интрузии. Д. Ваниман [30] произ;
вел минералогическое картирование гранит;
ного плутона Godani Valley (Nigeria) размером
3×10 км. В качестве параметра картирования
использовалась степень триклинности мега;
кристаллов ЩПШ размером 2—5 см. Оказа;
лось, что образцы с нулевой триклинностью
(ортоклазы) локализованы в краевых частях, а
триклинные микроклины — в центральной
части плутона. Важно отметить, что зона ор;
токлаза имела ширину от 300 м до 1,8 км. Это
намного больше мощности возможной зоны
закалки. Такое распределение ортоклаза и
микроклина можно объяснить, если кристал;
лизация гранита происходила от контактов к
центру, где аккумулировался водный флюид.
Подобная ситуация установлена в Эльджур;
тинской гранитной интрузии (Кавказ, Россия).
Ортоклаз в центральной части интрузии более
упорядоченный по сравнению с краевыми зо;
нами, где он близок к санидину [1, 11, 12]. Не
известно, что способствовало упорядочению —
медленное охлаждение внутренней части или
накопление в ней летучих компонентов.
Жильные пегматиты. Формирование магма;
тических пегматитов происходило при актив;
ном участии водного флюида, обогащенного
щелочными металлами (Li, Na, K, Rb, Cs).
Тренд дифференциации пегматита (число зон,
их минеральный состав, текстура, интенсив;
ность автометасоматоза) зависит от первона;
чального объема расплава и степени насы;
щенности флюидом. Известно, что жильные
пегматиты с низким уровнем дифференциа;
ции содержат ортоклаз не только в графичес;
кой зоне, но также в зонах, близких к осевой
части жилы. В крупных промышленных пег;
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА САНИДИН/МИКРОКЛИН
матитах микроклин может присутствовать и в
графической зоне. Надо полагать, что сохра;
нению твид;структуры ортоклаза способство;
вало низкое содержание флюида в остаточном
расплаве. С высоким содержанием флюида
связывают перекристаллизацию внешних зон
пегматита, мусковитизацию и альбитизацию.
Здесь же присутствует микроклин. Следует от;
метить, что присутствие слюды (основного во;
досодержащего минерала пегматитов) не всег;
да признак активности постмагматического
флюида. Если мусковит кристаллизовался до
инверсии санидина, вода могла полностью
войти в структуру слюды и "осушить" остав;
шийся расплав. Это наблюдается в небольших
телах жильных пегматитов кварц;мусковит;
ортоклазового состава (Миасс, Урал, Россия),
а в керамических пегматитах Елисеевки (При;
азовье, Украина) большие гнезда мусковита
находятся в окружении крупных кристаллов
решетчатого микроклин;пертита. По;видимо;
му, значение имеет не только температурный
интервал кристаллизации слюды, но также об;
щее содержание воды в системе на момент ин;
версии ЩПШ.
Редкометалльные пегматиты. Поскольку
высокая концентрация редких металлов в ос;
таточном расплаве достигается за счет боль;
шой массы флюида компонентов, следует
ожидать, что редкометалльные пегматиты
должны быть сложены микроклином. В боль;
шинстве случаев это наблюдается. Однако на
УЩ известны два месторождения сподумен;
петалитовых пегматитов, аналогичных по ха;
рактеру редкометалльной минерализации, но
являющихся антиподами по структурному
состоянию ЩПШ [2, 6]. Сподуменовые пег;
матиты Шевченковского месторождения (Се;
верное Приазовье) исключительно микрокли;
новые. Более того, решетчатый микроклин
интенсивно трансформирован в монодомен;
ный, а небольшие реликты твид;структуры
представлены микроскопической решеткой
альбит;периклиновых двойников. Превали;
рование микроклина согласуется с кристал;
лизацией пегматитов в РТ;условиях амфибо;
литовой фации. В пегматитах Ташлык;Шпо;
лянской группы месторождений (Полоховка,
Лепняшка, Станковатское) преобладает ор;
токлаз и/или ортоклаз, частично трансформи;
рованный в решетчатый микроклин [2]. Этот
феномен можно объяснить отсутствием в
расплаве компонентов воды или особенностя;
ми состава флюида. Привлекает внимание,
что в ортоклазовых редкометалльных пегма;
титах этой группы вместо мусковита кристал;
лизуется силлиманит, а мусковит образуется
позже. На участках скоплений мусковита сре;
ди кристаллов ЩПШ резко возрастает коли;
чество микроклина. Минеральная ассоциация
ортоклаз + силлиманит предполагает, что
формирование этих пегматитов происходило
в относительно сухих условиях, т. е. глубина
формирования пегматитов была больше глу;
бины устойчивости амфиболитовой фации.
Известно, что в составе глубинных флюидов,
существующих в РТ;условиях гранулитовой
фации, преобладает углекислота [29]. Можно
ожидать, что высокое значение отношения
CO2/H2O существовало и в пегматитовом
расплаве, подвижность которого обеспечива;
лась высоким содержанием лития. В обога;
щенном углекислотой флюиде активность
свободных протонов могла быть недостаточ;
ной для трансформации ортоклаза в микро;
клин. Предположительно протон мог быть за;
фиксирован в анионе HCO3
–.
Камерные пегматиты. По сравнению с
жильными телами перекристаллизация в ка;
мерных пегматитах менее интенсивная и поэ;
тому зональность более полная (нет выпаде;
ния зон). По мере кристаллизации расплав
обогащается водным флюидом, достигая мак;
симального значения в момент его отделения
от расплава (кварц;полевошпатовая зона). В
большинстве дифференцированных пегмати;
тов Mic/Ort отношение в ЩПШ прогрессивно
возрастает от ранней графической зоны к
поздней полевошпатовой. Эта закономер;
ность отчетливо выражена в полнодифферен;
цированных (зональных) телах и "размыта" в
слабодифференцированных. Не вызывает
сомнений, что возрастание значения отноше;
ния Mic/Ort в поздних зонах пегматита непос;
редственно связано с ростом концентрации
флюидных компонентов в расплаве.
П е г м а т и т ы В о л ы н и . Камерные пегма;
титы Волыни (Украина) характеризуются раз;
ными размерами тел, степенью их дифферен;
циации и продуктивности [9]. Установлено,
что в зависимости от позиции ЩПШ в теле
пегматита его упорядоченность и триклин;
ность возрастают от ортоклаза (2t1 = 0,80—0,92,
∆Р = 0—0,3) до максимального микроклина
(2t1 = 1,0, ∆Р = 1,0) [9, 23]. Для всех камерных
пегматитов установлена общая закономер;
ISSN 0204�3548. Мінерал. журн. 2009. 31, № 4 19
В.С. МЕЛЬНИКОВ
20 ISSN 0204�3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2009. 31, No 4
ность: ортоклаз (или ортоклаз + микроклин)
преобладает в графической зоне, а полево;
шпатовая (блоковая) зона сложена микрокли;
ном. Анализ обширного фактического мате;
риала показывает, что в пегматитах с хорошо
выраженной зональностью отношение Mic/Ort
постепенно возрастает от ранней (высокотем;
пературной) зоны к центральной (низкотем;
пературной). В случае, если значение темпера;
туры превышает температуру инверсии, все
магматические зоны пегматита будут закрис;
таллизованы. Учитывая относительно неболь;
шие (по сравнению с вмещающей интрузией)
размеры пегматитовых тел, можно предполо;
жить, что градиент температуры на линии гра;
фическая зона — ядро был незначительным.
Поэтому инверсия санидина происходила во
всех зонах одновременно. Поскольку кон;
центрация летучих компонентов в расплаве
возрастает по мере кристаллизации зон пегма;
тита, рост значения Mic/Ort отношения от;
ражает постепенный переход от "сухой" к
"водонасыщенной" системе. Если предполо;
жить, что в момент кристаллизации флюид
был захвачен кристаллами ЩПШ в количест;
ве, пропорциональном его содержанию в
расплаве, то результат воздействия на твид;
структуру должен быть адекватным содержа;
нию флюида в кристалле. Следовательно,
должна быть положительная корреляция меж;
ду значением отношения Mic/Ort и количест;
вом законсервированного в ЩПШ флюида.
Так как непосредственное определение содер;
жания флюида в кристалле затруднено, для
оценки "флюидонасыщенности" расплава не;
обходимо использовать иной критерий. Изве;
стно, что содержание в ЩПШ структурных
примесей редких элементов, например Rb и
Tl, хорошо отражает степень дифференциа;
ции пегматита [4]. Это объясняется тем, что по
мере кристаллизации зон пегматита в распла;
ве возрастает не только количество водосодер;
жащего флюида, но также концентрация в нем
редких металлов [16]. На рис. 1 показана ва;
риация содержания рубидия (нормированно;
го на среднее содержание его во вмещающих
гранитах) в четырех условных зонах камерных
пегматитов Волыни. Видно, что содержание
рубидия в КПШ растет с увеличением коли;
чества микроклина, т. е. трансформированно;
го ортоклаза. Хотя в данном случае связь с
флюидом опосредованная, она выглядит дос;
таточно убедительно.
Метаморфические породы. В метаморфичес;
ких породах, содержащих калий, может крис;
таллизоваться ЩПШ. Если температура крис;
таллизации превышает 450 °С, структурное
состояние КПШ соответствует моноклинному
санидину. При инверсии санидина возникает
твид;структура ортоклаза. Дальнейшая эво;
люция метастабильного ортоклаза полностью
зависит от присутствия в системе водосодер;
жащего флюида. Существует важное отличие
метаморфического ЩПШ от магматического.
Первый рос в твердом состоянии, не контак;
тируя с содержащим флюид расплавом. Неиз;
вестно, мог ли быть захвачен флюид при росте
кристалла в твердом состоянии, но позже
флюид мог поступать в межзерновое прост;
ранство и взаимодействовать с КПШ. Мета;
морфические породы разной фациальной
принадлежности прекрасно иллюстрируют за;
висимость двойниковой структуры КПШ от
активности водосодержащего флюида. Как
показали многочисленные исследования, ор;
токлаз и микроклин служат типоморфными
минералами гранулитовой и амфиболитовой
фаций метаморфизма соответственно.
Рис. 1. Вариация относительной концентрации (C/C0)
рубидия и содержания микроклина (мас. %) в KПШ
из камерных пегматитов (Волынь): C — концентрация
Rb в КПШ; С0 — концентрация Rb во вмещающем
граните. Зоны: 1 — графическая, 2 — графико;пегма;
тоидная, 3 — пегматоидная, 4 — полевошпатовая
Fig. 1. The variation of the rubidium relational concentra;
tion (C/C0) and microcline content (mas. %) in the potas;
sium feldspar (KFSP) from the chamber pegmatites
(Volyn'): C — Rb concentration in KFSP, С0 — Rb concen;
tration in the pegmatite — bearing granites. Zones: 1 —
graphic pegmatite, 2 — graphic and pegmatoid pegmatite,
3 — pegmatoid pegmatite, 4 — feldspar pegmatite
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА САНИДИН/МИКРОКЛИН
Гр а н у л и т о в а я и а м ф и б о л и т о в а я ф а ;
ц и и . Для гранитоидов УЩ А.С. Марфунин
[5] выявил связь между структурным состоя;
нием ЩПШ (упорядоченность + триклин;
ность) и фациальной принадлежностью поро;
ды. Так, например, структурное состояние
ЩПШ из пегматитов и вмещающих их грани;
тоидов во многих случаях оказалось близким.
Существует соответствие структурного состо;
яния ЩПШ из мигматитов и вмещающих гра;
нитов. Эти и другие наблюдения подтвержда;
ют общее заключение, что сходные по составу,
но отличающиеся глубиной формирования и,
следовательно, участием в петрогенезисе флю;
ида породы будут также отличаться структур;
ным типом КПШ. Поскольку для метаморфи;
ческих фаций минеральный состав породы от;
ражает присутствие в момент ее образования
водного флюида, устойчивость ортоклаза в
глубоко метаморфизованных породах (без во;
досодержащих минералов) становится понят;
ной. Это заключение подкрепляется тем, что
изограда гранулитовой фации совпадает с ус;
тойчивостью в ней ортоклаза [17, 18]. Рентге;
новское исследование КПШ из метаморфи;
ческих пород разной фациальной принадлеж;
ности выявило отчетливую связь триклинности
и упорядоченности с РТ;параметрами метамор;
физма [3, 10]. Для гранулитов УЩ подобные
региональные исследования не проводились.
На диаграмме ∆Р — 2t1 (рис. 2) представле;
ны ЩПШ из метаморфических пород УЩ,
которые образовались в РТ;условиях гранули;
товой фации (чарнокиты и чарнокитоиды).
Преобладающей полевошпатовой фазой яв;
ляется ортоклаз, причем его упорядоченность
достигает очень высоких значений (2t1 =
= 0,90—0,95). Трудно объяснить такую высо;
кую упорядоченность триклинных доменов
(на уровне максимального микроклина) и ус;
тойчивость при этом твид;структуры. Не иск;
лючено, что определенную (если не главную)
роль играет очень большой возраст чарноки;
тов. Возможно, что громадный период време;
ни существования породы позволил реализо;
ваться маловероятному процессу Al/Si упоря;
дочения при низкой температуре в отсутствие
флюида. Определенную роль могли сыграть
колебания термического градиента. Нельзя
говорить и о полном отсутствии флюида, но,
вероятно, в его составе преобладала углекис;
лота. Часто в ассоциации с моноклинной фа;
зой находится небольшое количество три;
клинной. Это свидетельствует о прохождении
локальных процессов образования микрокли;
на, но они могли совершаться намного позже.
Для ортоклаз;микроклинового ЩПШ из чар;
ISSN 0204�3548. Мінерал. журн. 2009. 31, № 4 21
Рис. 3. Сложная структура ортоклазa, образованная
наложением двойниковой и пертитовой очень тонкой
микроструктуры (чарнокит, Приазовье). Сечение
(001), ув. 70
Fig. 3. The complex structure of orthoclase is the result of
superposition of twin and perthite very thin microstructure
(charnokite, Priazoviya). The section (001), ×70
Рис. 2. Диаграмма ∆Р — 2t1 для КПШ из гранулитов
УЩ. Фаза: 1 — моноклинная, 2 — триклинная
Fig. 2. The diagram of ∆Р — 2t1 for KFSP from the gran;
ulites of the Ukrainian Shield. Phase: 1 — monoclinic, 2 —
triclinic
нокитов в шлифах по (001) характерна своеоб;
разная микроструктура, образованная супер;
позицией крипто; и микропертитов и двойни;
ков (рис. 3). Двойниковая структура калиевой
фазы включает твид и очень тонкую решетку
низкого микроклина. Другая характерная осо;
бенность — игловидные пертиты в сечении
намного больше, чем линейные [13]. Перти;
ты;иглы в сечении шлифа имеют округлую
или овальную форму, но число их невелико и
распределены они крайне неравномерно. Про;
исхождение их не выяснено, но морфология
и ориентация не соответствуют критериям
распада твердого раствора. С распадом твер;
дого раствора плагиоклаз–ортоклаз в системе
KAlSi3O8 — NaAlSi3O8 — CaAlSi3O8 связано
образование антипертитов — мелких вростков
КПШ в плагиоклазе. Растворить значитель;
ное количество KAlSi3O8 в плагиоклазе можно
только при высоких значениях температуры и
давления. Поэтому антипертиты характерны
для глубоких фаций метаморфизма, где вод;
ный флюид отсутствует. Это вполне согласует;
ся с тем, что КПШ в антипертитах представ;
лен исключительно ортоклазом.
Д и а ф т о р и т ы и м е т а с о м а т и т ы . Рег;
рессивный метаморфизм сопровождается при;
носом в гранулиты водосодержащего флюида,
что приводит к смене парагенезисов (замеще;
нию пироксена водосодержащими амфиболом
или слюдой). Диафторез гранулитов, содержа;
щих КПШ (чарнокиты), сопровождается пе;
реходом первичного ортоклаза в микроклин
[8]. В результате образуется ЩПШ, в котором
значение отношения Mic/Ort изменяется в
широких пределах. Если трансформация
твид;структуры заканчивается полным ее
превращением в микрорешетку двойников, то
порода, состоящая из микроклина, амфибола,
слюды, формально относится к амфиболи;
товой фации.
Диафторез ставит важную проблему физи;
ческой кристаллографии: каким образом флю;
ид, окружающий ортоклаз, взаимодействует с
ним и трансформирует твид;структуру? В от;
личие от магматического ЩПШ, который на
фронте роста кристалла может захватывать из
расплава флюид, межзерновой флюид (дейте;
рический или инфильтрационный) либо его
компоненты должны обладать способностью
проникать в кристаллическую решетку мине;
рала. Эта проблема относится к исследованию
микросистем.
Микросистемы и признаки взаимодействия
ЩПШ с флюидом. Исследование макросистем
не раскрывает механизм трансформации орто;
клаза, но дает косвенные доказательства учас;
тия в этом процессе воды. Последнее обстоя;
тельство весьма существенно, так как микро;
клин в принципе может кристаллизоваться
как стабильная фаза ниже точки инверсии. Та;
кой микроклин не содержит двойников (кроме
двойников роста) и не отличим от полностью
трансформированного микроклина. Особенно
ценным свойством ЩПШ служит их реакция
на воздействие водосодержащего флюида, ко;
торая проявляется в преобразовании двойнико;
вой и пертитовой структуры ортоклаза и мик;
роклина. Микроскопическое исследование
КПШ, образовавшегося в разной генетической
обстановке, позволило установить некоторые
важные особенности преобразования ортокла;
за в микроклин. Есть основания полагать, что
механизмы трансформации наноструктуры ор;
токлаза и микроструктуры микроклина заметно
различаются. Вероятно, что определенную роль
здесь играет масштаб проявления этих процес;
сов. Более полную информацию о физическом
процессе трансформации ортоклаза в природных
петрологических системах можно получить,
изучая на микроуровне последствия взаимодей;
ствия доменной структуры КПШ с флюидом.
Соотношение микроклина и ортоклаза. В ин;
трузивных телах большой массы охлаждение
происходит настолько медленно, что санидин
обязательно испытывает инверсию, превраща;
ясь в метастабильный твид–ортоклаз. В свою
очередь, твид–ортоклаз может быть трансфор;
мирован в микроклин [6]. В этой схеме прев;
ращений ортоклаз можно рассматривать как
исходную фазу (псевдофазу) КПШ, а микро;
клин — как конечную. Так как микроклин —
термодинамически устойчивая фаза, преоб;
разование метастабильного ортоклаза в мик;
роклин можно рассматривать как псевдо;
фазовый переход. Отсюда следует, что для
превращения ортоклаза в микроклин необхо;
димо преодолеть некоторый активационный
барьер. Учитывая связь "раздвойникования" с
Si/Al;упорядочением и относительно низкую
температуру процесса, ортоклаз (при отсут;
ствии факторов разрушения твида) может сох;
ранять твид;структуру миллиарды лет. Вслед;
ствие локального характера трансформации
моно; и триклинная фазы КПШ могут сосу;
ществовать в одном кристалле [9]. Поскольку
В.С. МЕЛЬНИКОВ
22 ISSN 0204�3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2009. 31, No 4
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА САНИДИН/МИКРОКЛИН
ISSN 0204�3548. Мінерал. журн. 2009. 31, № 4 23
ортоклаз является исходной фазой, Mic/Ort
отношение отображает степень его преобра;
зования в микроклин. С помощью метода
рентгеновской дифрактометрии в частично
трансформированном ортоклазе ортоклаз и
микроклин фиксируются как две фазы, разли;
чающиеся симметрией. Несмотря на то, что
значение отношения Mic/Ort в разных крис;
таллах может варьировать, среднее его значе;
ние в некотором объеме породы служит важ;
ным генетическим показателем. В шлифах оп;
тическая граница твида и микроклина иногда
настолько резкая, что создается эффект фазо;
вой границы. Учитывая разницу в свободной
энергии монодоменного микроклина и твид;
ортоклаза, образование такой границы вполне
возможно. В результате изучения шлифов ус;
тановлено, что нередко часть кристалла КПШ
представлена тонкорешетчатым микрокли;
ном, а другая — микроклином без признаков
двойникования (монодоменом). Эти разно;
видности не различаются симметрией.
Коэволюция пертитов и двойников. На связь
двойниковой и пертитовой структур указал
еще Спенсер [28], а роль флюида в преобразо;
вании пертитов рассмотрена в работах [27, 31,
32]. Установлено, что уже на ранней постмагма;
тической стадии происходит взаимодействие
дейтерического раствора с полевыми шпата;
ми. При этом на межфазных границах, напри;
мер пертитового альбита и КПШ, образуются
субмикроскопические каналы, по которым
происходит циркуляция флюида. При этом
дейтерический раствор преобразует пертито;
вую структуру, укрупняя ламели и изменяя их
первичную ориентацию. Интенсивность ук;
рупнения пертитов (сегрегации) зависит от
числа флюидопроводящих каналов в единице
объема (плотности каналов). После инверсии
КПШ каналы сохраняются, обеспечивая ин;
фильтрацию флюида в кристалл. Поскольку
область циркуляции флюида охватывает твид;
структуру, груборешетчатый микроклин неред;
ко ассоциирует с сильно сегрегированными
пертитами. Можно заключить, что существует
прямая связь между укрупнением пертитов и
их двойников. Поскольку время образования
пертитовой и двойниковой структур КПШ раз;
ное, взаимосвязь двойников пертитового аль;
бита и микроклина менее отчетливая. Приве;
дем несколько примеров, иллюстрирующих
непростой характер этой связи.
Повышенная активность дейтерического
флюида на Азовском месторождении отчетли;
во проявилась в коэволюции пертитовой и
двойниковой структур ЩПШ [6]. Поскольку
состав ЩПШ отвечает анортоклазу (>63 %
NaAlSi3O8), пертитовые ламели представлены
КПШ, а матрица — альбитом. К;пертиты и
Na;матрица имеют высокую степень упорядо;
чения. Эволюционный ряд пертитов [7] начи;
нается тонкими пластинчатыми (иногда изви;
листыми) пертитами, ориентированными по
( 6
;
01). По мере сегрегации они преобразуются
в структуры типа зигзаг или ромбовидные, да;
лее — трехмерные выделения КПШ и наконец
формируются объемные (столбчатые) перти;
ты (рис. 4, а, б).
Рис. 4. Коэволюция пертитовой и двойниковой структуры в анортоклазе Азовского месторождения: а — первич;
ная пертитовая микроструктура, содержащая микроклин (темное, без двойников) и оптически моноклинный
альбит (светлое); б — частично сегрегированная пертитовая структура, в которой пертиты изменили ориента;
цию, оптическая симметрия фаз не изменилась; в — столбчатые пертиты микроклина в монокристалле — мат;
рице альбита, белые горизонтальные полосы в микроклине — монодоменные участки. Сечение (001), ув. 25
Fig. 4. The coevolution of the perthite and twin structures of the anorthoclase (Azov deposit): а — the original perthite
microstructure consisting of microcline (dark, without twins) and albite (clear) with monoclinic optic; b — partially segre;
gated structure where perthites changed their orientation; an optical symmetry of phases has not been changed; c — the
columned microcline pertites in the single crystal matrix, the white horizontal streaks in the microcline, they are the mo;
nodomains areas. The section (001), ×25
В.С. МЕЛЬНИКОВ
24 ISSN 0204�3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2009. 31, No 4
В структуре, где преобладают пластинчатые
пертиты, альбитовая матрица оптически моно;
клинная, а К;пертиты триклинные, без види;
мых двойников и с малым углом погасания.
В сегрегированной пертитовой структуре
альбит показывает тонкое двойникование по
альбитовому закону (рис. 4, в). Изредка попа;
даются реликты альбит/периклиновой струк;
туры (А/Р;структура), возникшей после ин;
версии гомогенного анортоклаза в триклин;
ную симметрию (рис. 5). Это свидетельство
инверсии анортоклаза при высокой темпера;
туре. После инверсии анортоклаз был сдвой;
никован по А/Р системе, но во время даль;
нейшего длительного охлаждения утратил
большую часть Р;двойников. Двойниковая
структура калиевой фазы отчетливо проявлена
только в столбчатых пертитах (рис. 6, а). Это
шахматная структура, в разной степени транс;
формированная в А; и Р;структуру. Поскольку
она состоит наполовину из твида, следует
заключить, что столбчатые пертиты сформи;
ровались при температуре, превышающей
температуру инверсии [6]. Интересно, что
двойниковая структура альбитовой матрицы
практически не изменяется (рис. 6, б ). Можно
предположить, что диффузия калия и натрия,
с которой связано укрупнение пертитов, не
влияет на трансформацию двойников нат;
риевой фазы.
Связь морфологии пертитов и степени
трансформации твид;струтуры хорошо прояв;
лена в кристаллах ортоклаз;микроклина из
пегматитов Волыни. На участках, где преобла;
дает ортоклаз, развиты тонкие пластинчатые
пертиты, расположенные в плоскости ~ ( 6
;
01)
Рис. 6. Столбчатые пертиты микроклина в сечении
(001) (анортоклаз, Азовское месторождение): а — аль;
бит;периклиновая двойниковая структура с участка;
ми шахматной структуры и твида (ув. 35); б — квад;
ратное сечение пертитового выделения микроклина в
альбитовой матрице (ув. 40)
Fig. 6. The columnar pertites of the microcline in (001)
section (anorthoclase, the Azov deposit): a — the
albite/pericline twin structure with the segments of the
chess;board structure and the tweed (×35); b — the square
section of the pertitic microcline separation in the albite
matrix (×40)
Рис. 5. Реликтовые участки периклиновых двойников
в альбитовой монокристальной матрице (Азовское
месторождение). Прямой угол между альбитовыми
периклиновыми двойниками — признак инверсии из
моноклинной структуры. Сечение (001), ув. 30
Fig. 5. The relict segments of the pericline twins are in;
cluded in the albite single crystal matrix (the Azov deposit).
The right angel between the albite and pericline twins is the
sign of the inversion from the monoclinic structure. The
section (001), ×30
и ориентированные вдоль [010]. Там, где со;
держание ортоклаза низкое (10—15 %), перти;
ты имеют совершенно иную морфологию —
широкие, извилистые ленты, ориентация ко;
торых меняется с [010] на [110]. Тонкие двой;
ники преобразуются в широкие, приобретаю;
щие форму кристаллических индивидов.
В некоторых случаях коэволюция двойни;
ковой и пертитовой структур не наблюдается.
Амазонит, независимо от месторождения,
имеет две характерные особенности: натрие;
вая фаза образует широкие пертиты, частично
ориентированные в плоскости (110); калиевая
фаза представлена тонкорешетчатым практи;
чески не трансформированным микроклином
с высокой степенью упорядоченности (∆Р =
= 0,9—1,0; 2t1 = 1,0). Трансформация двойни;
ковой структуры альбита проявляется в укруп;
нении тонких альбитовых двойников, замене
их широкими двойниками с узкими резкими
границами. В свою очередь, широкие двойни;
ки преобразуются в параллельные по (010)
сростки индивидуальных кристаллов альбита,
создавая пилообразную границу с микрокли;
ном (рис. 7). Индивиды альбита содержат не;
большое число двойников (1—3 на кристалл).
Двойниковая структура калиевой фазы амазо;
нита имеет ряд интересных особенностей. По
морфологии это типичная А/Р;структура, но
периклиновые двойники здесь присутствуют
реально, т. е. действительно имеют ориента;
цию (h0l). Строго говоря, это укрупненная М;
структура [22, 27], состоящая из блоков альби;
товых и периклиновых двойников (рис. 8). В
ней всегда присутствуют участки оптически
моноклинной структуры (твида?). Логично
предположить, что сегрегация пертитов про;
исходила выше инверсии санидин/микро;
клин, а инверсия и образование микроклина
происходили в практически свободной от нат;
рия калиевой фазе. Это может быть следстви;
ем медленного охлаждения в условиях слабой
активности водосодержащего флюида. Если
это так, то необходимо пересмотреть роль
флюида в сегрегации пертитов.
Ассоциация микроклина с гидроксилсодержа�
щими минералами. Связь трансформации (ук;
рупнения, сегрегации) пертитовой структуры
(ЩПШ) с присутствием в породе дейтеричес;
кого флюида установлена давно [31, 32]. Ме;
нее очевидна связь с флюидом преобразова;
ний структуры твид;ортоклаза и решетчатого
микроклина. Однако в твид;ортоклазе неред;
ко наблюдаются скопления поздних водосо;
держащих минералов, приуроченные к участ;
кам развития двойниковой решетки микро;
клина. Это не касается случаев, когда биотит
и амфибол являются протовключениями. Тот
факт, что кристаллы метасоматической слюды
в ортоклазе окружены решетчатым микрокли;
ном, можно рассматривать как доказательство
воздействия на ортоклаз водного флюида. В
ортоклаз;силлиманитовых пегматитах Леп;
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА САНИДИН/МИКРОКЛИН
ISSN 0204�3548. Мінерал. журн. 2009. 31, № 4 25
Рис. 7. Параллельные сростки идиоморфных кристал;
лов альбита, которые образовались в амазоните в ре;
зультате преобразования пертитов. Матрица (черное)
представлена тонкорешетчатым микроклином (Пер;
га, Украина). Сечение (001), ув. 20
Fig. 7. The parallel intergrowth of the idiomorphic albite
crystals have been formed as a result of the perthites trans;
formation in the amazonite. The matrix (black) represents
the superfine cross;hatched microcline (Perga, Ukraine).
The section (001), ×20
Рис. 8. Двойниковая структура амазонита, состоящая
из блоков альбитовых и периклиновых двойников
(Перга, Украина). Сечение (001), ув. 35
Fig. 8. The twin structure of the amazonite consisting of
the blocks of the albite and pericline twins (Perga,
Ukraine). The section (001), ×35
няшки (Кировоградская обл.) ассоциация
микроклина и мусковита проявляется доста;
точно часто. В то же время в камерных пегма;
титах Волыни кристаллы ЩПШ в кварц;по;
левошпатовой брекчии, сцементированные
поздним опалом, не обнаруживают полной
трансформации, сохраняя ортоклаз;микро;
клиновый состав. Возможно, что в этом слу;
чае определяющую роль играет щелочно;кис;
лотный баланс раствора, его температура и
время воздействия на кристалл.
Декорирование флюидом двойниковых границ.
Воздействие флюида на кристалл полевого
шпата вызывает его преобразование в другие
фазы, прежде всего в слюдистые минералы.
Часто на начальном этапе изменения плагио;
клаза серицитизация развивается преимуще;
ственно на двойниковых границах. В резуль;
тате плохо выраженные двойники отчетливо
проявляются в виде следов кристаллизации
слюды. Тот факт, что при серицитизации деко;
рированию подвергаются в первую очередь
двойниковые швы, свидетельствует об их
энергетической неустойчивости. Гораздо реже
декорированию пелитовым (слюдистым ?)
материалом подвергаются двойники микро;
клина. Раствор избирательно воздействует на
двойниковые швы альбитовых двойников.
Декорированные двойниковые швы занимают
незначительную часть незатронутого измене;
нием кристалла. Причиной неустойчивости
двойниковых границ могут быть: напряжения
структуры на границе доменов, вызванные не;
соответствием моноклинной геометрии меж;
доменной границы и триклинной геометрии
двойниковых доменов; частичная разупоря;
доченность Al/Si на двойниковой границе;
примесные дефекты, закрепленные на двой;
никовых границах. Отметим, что декориро;
вание двойниковых границ, зафиксирован;
ное на микроскопической шкале, должно
проявляться и на более тонкой двойнико;
вой решетке.
Протоны в структуре КПШ. Целью статьи
не было обсуждение проблемы протона в
кристаллической структуре полевых шпатов.
Отметим лишь следующее. Эксперименты,
подтверждающие гипотезу катализирующего
влияния воды на процесс Al/Si распределения
в ЩПШ, проводились многими исследовате;
лями [20, 21]. Результаты можно резюмиро;
вать следующим образом: 1 — разупорядоче;
ние низкого альбита резко усиливается в при;
сутствии воды при температуре 700—900 °С и
давлении до 18 кбар [20]; 2 — молекулы воды и
водорода не оказывают влияния на разупоря;
дочение альбита [21]; 3 — единственным эф;
фективным фактором Al–Si разупорядочения
служит присутствие в системе протонов [21].
Показано, что водородная форма КПШ мо;
жет быть синтезирована в результате ионно;
го обмена натрия на протон, если в качестве
исходного материала выбран разупорядочен;
ный санидин [19]. Образующаяся устойчивая
фаза HAlSi3O8 имеет разупорядоченную мо;
ноклинную структуру. Поскольку предпола;
гается, что границы двойников имеют мо;
ноклинную симметрию и разупорядоченное
Al/Si распределение [23], они могут служить
каналами проникновения протонов в струк;
туру КПШ.
Переход ортоклаз/микроклин — индикатор
активности флюида. При описании пород, со;
держащих ЩПШ, очень мало внимания уде;
ляется характеристикам их двойниковой и
пертитовой структуры, тогда как морфологи;
ческие особенности этих структур могут пре;
доставить важную информацию о размерах ин;
трузии, скорости остывания, активности во;
досодержащего флюида. Поскольку San/Mic
переход совершается в очень узком темпера;
турном интервале, температура инверсии
(400—450 °С) может служить репером при изу;
чении низкотемпературных процессов с учас;
тием ЩПШ. Изограда, основанная на са;
нидин;микроклиновом переходе, успешно
использована при фациальном анализе мета;
морфических пород Центральных Швейцар;
ских Альп [17]. Признаки ретроградного мета;
морфизма, включая диафторез гранулитов,
хорошо диагностируются по структурам транс;
формации ортоклаза [8].
Из петрологических данных известно, что
микроклин присущ большим глубинным инт;
рузиям гранитов (батолитам), а ортоклаз —
гипабиссальным и жильным телам [15]. Пос;
кольку считалось, что моноклинный ортоклаз
по своей структуре близок санидину, возникло
представление о зависимости степени упоря;
дочения ЩПШ от скорости охлаждения и,
следовательно, от массы интрузивного тела.
Однако простая детерминистическая цепочка
масса породы — скорость охлаждения — сте;
пень упорядочения ЩПШ, оставаясь в прин;
ципе верной, оказалась намного сложнее.
Например, зависимость степени упорядоче;
В.С. МЕЛЬНИКОВ
26 ISSN 0204�3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2009. 31, No 4
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА САНИДИН/МИКРОКЛИН
ISSN 0204�3548. Мінерал. журн. 2009. 31, № 4 27
ния от размера гранитного тела становится не;
однозначной, если учесть, что нередко гра;
нитные батолиты — комплекс интрузивных
тел, внедрение которых происходило в разное
время. Эти мелкие интрузии могут содержать
как ортоклаз, так и микроклин. Во многих
случаях жильные граниты, обладающие не;
большой массой породы, содержат микро;
клин, а пегматиты — ортоклаз.
В больших интрузиях образование твид;
структуры происходит независимо от скорос;
ти охлаждения. Поэтому ортоклаз как первич;
ная после инверсии фаза КПШ образуется в
большинстве изверженных пород. Неустойчи;
вость ортоклаза и преобразование его в мик;
роклин является следствием неустойчивости
всей петрогенетической системы. A priori по;
нятно, что на скорость трансформации орто;
клаза могут влиять факторы разной природы.
Однако многочисленные наблюдения показы;
вают, что главным фактором служит "флюидо;
насыщенность" материнской породы.
Присутствие в породе ортоклаза или мик;
роклина на первый взгляд не должно зависеть
от ее состава. Действительно, граниты и сие;
ниты могут быть ортоклазовыми, микрокли;
новыми или содержать обе разновидности
КПШ в одном кристалле. Для микроклиновых
пород характерна одна особенность — устой;
чивая ассоциация микроклина и водосодер;
жащих минералов (слюды, амфибола, хлори;
тов). Для ортоклазовых пород присутствие
этих минералов не характерно. Эта законо;
мерность давно известна, поэтому ортоклаз
считается индикатором сухой системы. Мик;
роклинизация ортоклаза может быть локаль;
ной (зоны пегматитов, апикальные и/или
центральные области интрузии), глобальной
(крупные гранитные батолиты) или регио;
нальной (зоны регрессивного метаморфизма).
Но независимо от масштаба проявления
трансформации ортоклаза всегда обнаружива;
ется связь с присутствием в породе водосодер;
жащего флюида.
В работе А.С. Марфунина [5] выделены
пять структурно;оптических типов ЩПШ, ус;
тановленных в породах УЩ: три типа ортокла;
за (тип бердичевского гранита, трахитоидных
новоукраинских гранитов и гранитов рапаки;
ви) и два типа микроклина — крипторешетча;
тый и четко решетчатый. Они показывают
прямую связь с разделением гранитоидов УЩ
по фациальному признаку. Четко решетчатый
микроклин характерен для пород амфиболи;
товой фации метаморфизма, ортоклазы при;
сущи гранулитам. Такая связь может быть ис;
пользована для фациального картирования
метаморфических пород с использованием
ортоклаз;микроклинового перехода для уста;
новления гранулитовой изограды.
Заключение. Петрологические данные под;
тверждают гипотезу, что основным управляю;
щим фактором трансформации ортоклаза в
микроклин служит высокая активность водо;
содержащего флюида в минералообразующей
среде. Микроскопические наблюдения указы;
вают на связь преобразований в перлитовой и
двойниковой структуре с присутствием водо;
содержащего флюида. Только один компонент
воды — протон, является действенным ката;
лизатором трансформации ортоклаза. Обла;
дая высокой проникающей способностью,
протон диффундирует в кристалл и, разрывая
мостиковые связи в тетраэдрическом каркасе
структуры, активизирует раскрытие (Al, Si);
тетраэдров, ускоряя диффузию алюминия и
кремния. Этим обеспечивается Al/Si пере;
распределение на границе смежных двойни;
ковых доменов — необходимое условие роста
размера доменов и укрупнения двойниковой
структуры. Активность протонов быстро воз;
растает с увеличением значений температуры
и давления флюида, а также с ростом концент;
рации солей.
Существует отчетливая связь между присут;
ствием в породе определенной структурной
разновидности КПШ и активностью водного
флюида. Породы, образующиеся в близких
РТ;условиях, могут резко различаться по ак;
тивности водосодержащего флюида. Ортокла;
зовые и микроклиновые породы следует от;
нести к категории "сухих" и "влажных" систем.
Петрологическое значение перехода орто;
клаз–микроклин заключается в возможности
разделения пород по степени активности вод;
ного флюида. Эта концепция может быть по;
ложена в основу картирования гранитоидов в
сложной геологической обстановке сосущест;
вования метаморфических и магматических
комплексов.
В.С. МЕЛЬНИКОВ
28 ISSN 0204�3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2009. 31, No 4
1. Бычков А.М., Волков В.Н., Гаврилин Р.Д. Изменение степени упорядоченности фенокристаллов K;Na полевых
шпатов в вертикальном разрезе верхней части гранитного интрузива // Геохимия. — 1977. — № 3. — С. 394—400.
2. Возняк Д.К., Бугаєнко В.М., Галабурда Ю.А. та ін. Особливості мінерального складу та умов утворення
рідкіснометалевих пегматитів західної частини Кіровоградського блоку (Український щит) // Минерал.
журн. — 2000. — 22, № 1. — С. 21—41.
3. Галибин В.А., Байкова В.С., Сдова И.С. Структурное состояние и состав полевых шпатов пород гранулитовой
и амфиболитовой фаций (на примере центральной части Албанского щита и его обрамления) // Докл. АН
СССР. — 1972. — 205, № 3. — С. 681—684.
4. Кузнецов Г.В., Таращан А.Н. Люминесценция минералов гранитных пегматитов. — Киев : Наук. думка, 1984. —
190 с.
5. Марфунин А.С. Полевые шпаты — фазовые взаимоотношения, оптические свойства, геологическое распреде;
ление. — М. : Изд;во АН СССР, 1962. — 272 с.
6. Мельников В.С. Трансформация твид;структуры ортоклаза в решетчатый микроклин // Мінерал. журн. —
2005. — 27, № 2. — С. 9—31.
7. Мельников В.С., Возняк Д.К., Гречановская Е.Е. и др. Азовское цирконий;редкоземельное месторождение : ми;
нералогические и генетические особенности // Там же. — 2000. — 22, № 1. — С. 42—61.
8. Мельников В.С., Лазаренко Е.Е. Признаки диафтореза в щелочных полевых шпатах рудовмещающих пород
Майского проявления золота // Сб. науч. тр. Центра радиогеохимии окружающей среды. — 2000. — 2. —
С. 190—207.
9. Мельников В.С., Павлишин В.И., Пшенцова Н.П. Структурные особенности и симметрия щелочных полевых
шпатов из камерных пегматитов Волыни // Минерал. журн. — 1991. — 13, № 4. — С. 12—24.
10. Седова И.С., Нгуй Т.Н., Каменцев И.Е. Структурное состояние K;Na полевых шпатов мигматитов и ультраме;
таморфогенных гранитоидов в связи с условиями их образования // Зап. Всесоюз. минерал. о;ва. — 1982. —
Ч. 111, вып. 5. — С. 514—528.
11. Сендеров Э.Э., Бычков А.М., Попов А.А. Отражение магматического и постмагматического этапов становления
гранитов в изменении структурного состояния и состава полевых шпатов на примере Эльджуртинского мас;
сива // Геохимия. — 1978. — № 12. — С. 1782—1801.
12. Соболев Р.Н., Каплуник Л.Н., Чжу Юнфэн. Структурная упорядоченность и химический состав K;Na полевых
шпатов как показатель условий их кристаллизации и посткристаллизационных превращений // Вестн. Моск.
ун;та. Сер. 4. Геология. — 2000. — № 5. — С. 54—61.
13. Усенко И.С., Рокачук Т.А., Крамаренко Н.К. и др. Щелочные полевые шпаты гранитоидов Украинского щи;
та. — Киев : Наук. думка, 1980. — 195 с.
14. Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные породы. — М. : Мир, 1970. — 552 с.
15. Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. — М. : Наука, 1987. — 232 с.
16. Badejoko T.A. Correlation between microstructures, K;feldspars triclinicity and trace elements geochemistry in stan;
niferous and barren granites, northern Nigeria // Lithos. — 1984. — 17, No 3. — P. 259—271.
17. Bambauer H.U., Bernotat W., Breit U., Kroll H. Perthitic alkali feldspar as indicator mineral in the Central Swiss Alps.
Dip and extension of the surface of the microcline/sanidine transition isograde // Eur. J. Mineral. — 2005. — 17. —
P. 67—80.
18. Bambauer H.U., Krause C., Kroll H. TEM;investigation of the sanidine/microcline transition across metamorphic zo;
nes : the K;feldspar varieties // Ibid. — 1989. — 1. — P. 47—58.
19. Deubener J., Sternitzke M., Mu
..
ller G. Feldspars MAlSi3O8 (M = H, Li, Ag) synthesized by low;temperature ion
exchange // Amer. Miner. — 1991. — 76. — P. 1620—1627.
20. Goldsmith J.R. Al/Si interdiffusion in albite : effect of pressure and the role of hydrogen // Contribs Mineral. and Pet;
rol. — 1987. — 95. — P. 311—321.
21. Graham C.M., Elphick S. A re;examination of the role of hydrogen in Al;Si interdiffusion in feldspars // Ibid. — 1990. —
104. — P.481—491.
22. Laves F. The lattice and twinning of microcline and other potash feldspars // J. Geol. — 1950. — 58, No 5. —
P. 548—571.
23. Melnikov V.S. Evolution of twin structure of alkali feldspars. I. Feldspars enriched with potassium // Mineral. Journ.
(Ukraine). — 2001. — 23, No 5/6. — P. 47—64.
24. Melnikov V.S. Interaction of twinning structure of the feldspars with water fluid — the most significant geological
process in the Earth’s Crust // Tenth intern. symp. on water;rock interaction (WRI;10). — Willasimius (Italy), 2001.
25. Melnikov V.S. Evolution of twin structure of alkali feldspars. II. Feldspars enriched with sodium // Mineral. Journ.
(Ukraine). — 2003. — 25, No 5/6. — P. 20—35.
26. Nilsen B., Smithson S. Studies on the Precambrian Herefoss granite. 1. K;feldspars obliquity // Norsk geol. tidsskr. —
1965. — 45. — P. 367—396.
27. Smith J. Feldspars minerals. — Berlin etc. : Springer, 1974. — Vol. 1. — 627 p.; Vol. 2. — 690 p.
28. Spencer E. The potash;soda feldspars. 11. Some applications petrogenesis // Miner. Mag. — 1983. — 25, No 162. —
P. 88—112.
ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИНВЕРСИОННОГО ПЕРЕХОДА САНИДИН/МИКРОКЛИН
ISSN 0204�3548. Мінерал. журн. 2009. 31, № 4 29
29. Touret J. Granulite facies and CO2 fluids // Centenaire de la Soc. Geol. des Domaines Critallins, Liege, 1974. —
Р. 267—287.
30. Vaniman D. Crystallization history of sector;zoned microcline megacrysts from Goldani Valley pluton, Nigeria //
Miner. Mag. — 1978. — 42. — P. 443—451.
31. Walker F.D.L., Lee M.R., Parsons I. Micropores and micropermeable texture in alkali feldspars : geochemical and geo;
physical implications // Ibid. — 1995. — 59. — P. 505—534.
32.Worden R.H., Walker F.D.L., Parsons I., Brown W.L. Development of microporosity, diffusion channels and deuteric
coarsening in perthitic alkali feldspars // Contribs Mineral. and Petrol. — 1990. — 104. — P. 507—515.
Ин;т геохимии, минералогии и рудообразования Поступила 26.01.2009
им. Н.П. Семененко НАН Украины, Киев
РЕЗЮМЕ. Висвітлено роль води у трансформуванні ортоклазу в мікроклін. На прикладі зональних і дифе;
ренційованих інтрузій, жильних і камерних пегматитів показано зв’язок відношення микроклін/ортоклаз з ло;
калізацією флюїда. Запропоновано застосовувати ортоклаз;мікрокліновий перехід для уточнення амфіболітової
ізогради в амфіболіт;гранулітових комплексах і діагностування процесів діафторезу.
SUMMARY. Orthoclase and microcline are main rock forming minerals of many acid rocks. In the evolution sequence of
sanidine → orthoclase → microcline the orthoclase was formed as an intermediate metastable phase with specific domain
structure on nanometrical scale (tweed;structure). Cross;hatched twin structure of microcline is observed on microscopic
scale. Tweed;structure of orthoclase is unstable through numerous twin boundaries. It means that under certain conditions
tweed;orthoclase will be transformed into microcline by enlarging of size of twin domains. So on boundaries of twin
domains Al/Si redistribution must occur. Since the diffusion rate below temperature of sanidine/microcline inversion
(~450 °C) is very small the presence of certain catalyze factor is necessary to finish transformation, even if the commitment
time of this process is "geological" time. The analysis of the rocks taken from the objects with different petrological history
(intrusions of granite, pegmatites, metamorphic complexes) shows that the main effect on the orthoclase/microcline trans;
formation makes water bearing fluid. The microcline/orthoclase (Mic/Ort) relation may be as index of the level of the
orthoclase transformation. The disposition of Mic/Ort relation in different zones of the chamber and vein pegmatite is in
a good agreement with accumulation of water bearing fluid enriched by rare elements (Li, Rb, Cs) in them. The tempera;
ture of sanidine/microcline transition (450 °C) may be used as geological thermometer and the petrological meaning of
orthoclase/microcline transformation consist in ability of rocks division by degrees of fluid activity. Orthoclase and micro;
cline are indicators of the "dry" and "damp" petrological system respectively. This conception may be applied to the detailed
mapping of the alkali Fsp rocks of magmatic and metamorphic complexes.
|
| id | nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-30916 |
| institution | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| issn | 0204-3548 |
| language | Russian |
| last_indexed | 2025-12-01T08:12:19Z |
| publishDate | 2009 |
| publisher | Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України |
| record_format | dspace |
| spelling | Мельников, В.С. 2012-02-17T14:24:02Z 2012-02-17T14:24:02Z 2009 Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов / В.С. Мельников // Мінералогічний журнал. — 2009. — Т. 31, № 4. — С. 16-29. — Бібліогр.: 32 назв. — рос. 0204-3548 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/30916 548.24:549.651.11 Обсуждена роль воды в трансформации ортоклаза в микроклин. На примере зональных и дифференцированных интрузий, жильных и камерных пегматитов показана связь отношения микроклин/ортоклаз с локализацией флюида. Предлагается использовать ортоклаз-микроклиновый переход для уточнения амфиболитовой изограды в амфиболит-гранулитовых комплексах и для диагностики процессов диафтореза. Висвітлено роль води у трансформуванні ортоклазу в мікроклін. На прикладі зональних і диференційованих інтрузій, жильних і камерних пегматитів показано зв’язок відношення микроклін/ортоклаз з локалізацією флюїда. Запропоновано застосовувати ортоклаз-мікрокліновий перехід для уточнення амфіболітової ізогради в амфіболіт-гранулітових комплексах і діагностування процесів діафторезу. Висвітлено роль води у трансформуванні ортоклазу в мікроклін. На прикладі зональних і диференційованих інтрузій, жильних і камерних пегматитів показано зв’язок відношення микроклін/ортоклаз з локалізацією флюїда. Запропоновано застосовувати ортоклаз-мікрокліновий перехід для уточнення амфіболітової ізогради в амфіболіт-гранулітових комплексах і діагностування процесів діафторезу. Orthoclase and microcline are main rock forming minerals of many acid rocks. In the evolution sequence of sanidine → orthoclase → microcline the orthoclase was formed as an intermediate metastable phase with specific domain structure on nanometrical scale (tweed-structure). Cross-hatched twin structure of microcline is observed on microscopic scale. Tweed-structure of orthoclase is unstable through numerous twin boundaries. It means that under certain conditions tweed-orthoclase will be transformed into microcline by enlarging of size of twin domains. ru Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України Мінералогічний журнал Мінералогія Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов Genetic Importance of Sanidine/Microcline Inversion Transition 1. Fluid Factor in the Transformation of the Alkali Feldspars Twin Structure Article published earlier |
| spellingShingle | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов Мельников, В.С. Мінералогія |
| title | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов |
| title_alt | Genetic Importance of Sanidine/Microcline Inversion Transition 1. Fluid Factor in the Transformation of the Alkali Feldspars Twin Structure |
| title_full | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов |
| title_fullStr | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов |
| title_full_unstemmed | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов |
| title_short | Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов |
| title_sort | генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. флюидный фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов |
| topic | Мінералогія |
| topic_facet | Мінералогія |
| url | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/30916 |
| work_keys_str_mv | AT melʹnikovvs genetičeskoeznačenieinversionnogoperehodasanidinmikroklin1flûidnyifaktorvtransformaciidvoinikovoistrukturyŝeločnyhpolevyhšpatov AT melʹnikovvs geneticimportanceofsanidinemicroclineinversiontransition1fluidfactorinthetransformationofthealkalifeldsparstwinstructure |