MASARYKOVA UNIVERZITA Přírodovědecká fakulta
Bc. Jan Přikryl
Chemické složení Fe-obsahujících berylů z granitických pegmatitů
Rešerše k diplomové práci
Vedoucí práce: prof. RNDr. Milan Novák, CSc. Brno 2011 1
Obsah: 1. Beryl a minerály skupiny berylu
3
2. Chemické složení a vlastnosti berylu
3
2.1.
Chemické složení
3
2.2.
Fyzikální vlastnosti
4
2.3.
Krystalová struktura a popis strukturních pozic
4
2.4.
Substituční vektory a dopad substitucí na vlastnosti minerálu
6
3. Fe v berylu
8
3.1.
Obsahy Fe v berylu a poměr Fe2+/Fe3+
8
3.2.
Pozice Fe v krystalové struktuře a vliv na zbarvení berylu
9
4. Geneze a výskyt
11
4.1.
Horninové prostředí berylu
11
4.2.
Klasifikace granitických pegmatitů
11
4.3.
Granitické pegmatity s berylem
14
5. Použitá literatura
17
2
1. Beryl a Minerály skupiny berylu Beryl, nejhojnější a nejběţnější minerál ze skupiny berylu je jedním z nejdéle známých minerálů.
Název minerálu původně pochází se starořeckého slova beryllos (Simmons 2007), v řecké abecedě βήρσλλος, coţ znamená drahokam modrozelené barvy, údajně připomínající odstín mořské vody. Od starověku je vyhledáván jako drahokam či byl broušen do optických čoček a pouţíván jako brýle. Dnes se vyuţívá především jako zdroj Be při výrobě speciálních slitin. Beryl je minerál, který má v mnoha případech ideální sloţení, Be3Al2Si6O18. Avšak do jeho krystalové struktury vstupují také určité příměsi. To je podmíněno podobným iontovým poloměrem a elektrickým nábojem a proto jednotlivé atomy obsazují určité vhodné pozice v krystalové struktuře. Obsah SiO2 je v rozmezí 63-66 hm. %, Al2O3 vykazuje široké rozpětí od 11,72 aţ 18.90 hm. % (Aurisicchio et al. 1988) a to z důvodu častých substitucí v této pozici. Hmotnostní procenta Be jsou závislá na vstupování Li do struktury berylu, kde Be je vzácně zastoupeno za Li. Online mineralogická databáze Webmineral.com (2011) uvádí v ideálním sloţení minerálu 13.96 hm. % Be. V mineralogickém systému se řadí beryl mezi cyklosilikáty, kde tvoří se svými koncovými členy poměrně malou samostatnou skupinu. V přírodě existují 3 hlavní koncové členy o ideálním obecném vzorci Be3R3+2Si6O18: 1) beryl Be3Al3+2Si6O18 2) bazzite Be3Sc3+2Si6O18 3) stoppaniite Be3Fe3+2Si6O18
2. Chemické složení a vlastnosti berylu
2. 1. Chemické složení Jak uţ bylo zmíněno, beryl se chemickým sloţením často blíţí ideální krystalochemické formuli Be3Al2Si6O18, ale i v něm dochází k vstupování určitých prvků do struktury. Pro takový beryl specifikoval Černý (2002) krystalo-chemickou formuli se všemi moţnými vstupujícími látkami: C
C
(Na,Cs)2X-Y+Z
O
(Fe,Mg,Mn)2+Z
T1
(H2O,He,Ar)≤2-(2X-Y+Z)+Na
[Si6O18],
T2
(Be3-XLiY□X-Y)
O
(Al,Fe,Sc,Cr)3+2-Z
kde rovnice Y ≤ 2, X ≥ Y, Z << 2 a 2X – Y + Z ≤ 2 odpovídají 3
počtu atomů a horní indexy znázorňují substituční pozice, které jsou detailně popsány v kapitole Krystalová struktura. 2. 2. Fyzikální vlastnosti Beryl vykazuje vysokou proměnlivost ve fyzikálních vlastnostech kvůli velmi komplexnímu krystalo-chemickému chování. Štěpnost: {0001} nedokonalá Barva: nejběţněji zelená, ţlutá, dále pak modrá, bezbarvá, růţová, červená a vzácná černá Hustota: 2,6 – 2,9 g/cm³ Propustnost světla: průhledný aţ skoro průsvitný Lom: lasturnatý – velmi křehký lom produkující malé lasturanté fragmenty Habitus: sloupcovitý – tvoří sloupce, hrubě krystalický – vyskýt jako dobře formované hrubozrnné krystaly, prizmatický – krystaly ve tvaru úzkých prizmat Tvrdost: 7,5-8 Luminiscence: nefluoresenční Lesk: : skelný Vryp: bílý (Webmineral.com 2011) 2. 3. Krystalová struktura a popis strukturních pozic Základním stavebním prvkem jsou tetraedry SiO4, které jsou vzájemně propojené a tvoří hexagonální prstence o 6 tetraedrech SiO4, proto příznačná anionová skupina (Si6O18)-12. Prstence mají středy v hexagonálních osách a jsou uspořádány střídavě nad sebou. Kaţdé dva kyslíkové atomy v tetraedrech SiO4 jsou vzájemně sdíleny se sousedními tetraedry. V elementární buňce jsou celkem 2 hexagonální prstence a to znamená, ţe elementární buňka je rovněţ číslo 2. Mříţkové parametry pro všechny typy berylu (normální, tetraedrický, oktaedrický) jsou v rozmezí a = 9,200-9,220 Å. c = 9,187-9,249 Å (Deer et al. 1986). Pro „normální“ beryl (substituce v tetraedrické a oktaedrické pozici limitované do určité míry) je poměr os c/a 0.997 aţ 0.999 (Aurisicchio et al. 1988). Prostorová grupa je P6/mcc (Gibbs et 4
al. 1968). Elementární buňka má roviny souměrnosti paralelně k základně ve výšce 0, c/2, c, kde se na těchto rovinách nachází hexagonální prstence s atomy křemíku a sdílenými atomy kyslíku (Deer et al. 1986). Mezi nimi leţí atomy Al a Be. Atomy Al jsou koordinovány v oktaedru spolu s šesti atomy kyslíku a atomy Be se čtyřmi atomy O v deformovaném tetraedru. V těchto pozicích jsou vázány s atomy O z prstenců Si6O18 a celou strukturu takto horizontálně a vertikálně prostupují (Bragg a West 1926; Gibbs et al. 1968).
Spojení
tetraedrů SiO4 do prstenců vede ve struktuře ke vzniku nevyplněného prostoru ve směru krystalografické osy c uvnitř těchto prstenců, tzv. kanálové dutiny. (angl. channels). Pokud shrneme základní stavební částice v krystalové struktuře berylu (tetraedry SiO4, tetraedry BeO4 a oktaedry AlO6), lze tyto strukturní prvky označit jako substituční pozice a importovat
je
do
krystalochemického
vzorce,
který
dosáhne
výsledné
podoby
CT2Be3OAl2T1Si6O18 ,kde je: C kanálová dutina Prostor ,v kterém jsou vázány atomy a molekuly ve dvou rozdílných pozicích. 2a pozice je okupována velkými kationty Na+, Cs+, Rb+, K+, a pravděpodobně H3O+, H2O. 2b pozice je víceméně vyplněná molekulami H2O. H2O upředtnostňuje pozici 2b, pokud je počet molekul větší neţ 1, voda musí okupovat pozici 2a (Aurisicchio 1988). Přítomnost Fe2+ v obou pozicích naznačoval Goldman et al. (1978). Viana et al. (2002a) zjistili ve zkoumaných vzorcích taktéţ obsahy Fe2+ v kanálové dutině, ovšem pozice nejsou specifikované. T2 tetraedr BeO4 Tato pozice je většinou obsazena pouze Be2+, někdy však dochází k zastoupení Li+ za Be2+ a dokonce zde můţe vstupovat Fe2+ (Price et al. 1976) i Fe3+ (Braga et al. 2002). O oktaedr AlO6 Zde je Al3+ v oktaedrech často nahrazován za Fe2+, Fe3+ (Braga et al. 2002) Mg2+, Mn2+, Cr3+, V3+, Sc3+ ,Ti4+ aj. T1 tetraedr SiO4 V tetraedrech T1 dochází k substitucím zcela výjimečně, jsou velmi vzácné a dochází k výměně jen několika atomů; Ti4+, Al3+ a dokonce Fe3+ (Bragga et al. 2002) za Si4+. Výše popisovanou krystalovou strukturu přehledně znázorňuje obr. 1, na kterém si lze substituční pozice dobře představit. 5
Obr. 1: Struktura berylu v pohledu osy c pronikající kolmo do obrázku (Hochleitner et al 2002). 2. 4. Substituční vektory a dopad substitucí na vlastnosti minerálu Na základě pozice v krystalové struktuře kde dochází k záměně atomů, substituci, lze definovat substituční vektory. Podle převládajícího substitučního vektoru lze vymezit 3 typy berylu. Tetraedrický-beryl (tzv. T-beryl), oktaedrický beryl (tzv. O-beryl) a normální beryl (N-beryl), kde buďto k susbtituci nedochází nebo jsou zastoupeny do určité míry substituce jak v tetraedrické i oktaedrické pozici. Tyto moţnosti chemické variace prezentuje následující diagram, (Obr. 2.).
6
O-beryl Rf+AlMe2+Be3Si6O18.zH2O
T-berylRf+Al2Be2LiSi6O18.zH2O
N-berylAl2Be3Si6O18.zH2O
Rf = Cs, Rb, K, Na
Obr. 2: Ternární diagram zobrazuje obsah Li vs. Fetot + Mg + Mn vs. Al mezi koncovými členy berylu: oktaedrický „O-beryl“, tetraedrický „T-beryl“, normální „N-beryl“. Přerušovaná čára představuje hranici mezi tetraedrickým a oktaedrickým berylem. Černé a bíle tečky jsou analyzováné vzorky preprezentované Aurisiccihem (1988). Představují tak model o zastoupení jednotlivých typů berylu v přírodě (upraveno z Aurisicchio 1988). Substituce mohou ovlivnit parametry krystalové mříţky (poměr c/a), divalentní ionty zvětšují kation-kyslíkovou vzádelnost (vazbu) v oktaedru. Oktaedrický beryl, kde za Al vstupují dvoumocné kationy (Fe2+,Mg2+,Mn2+), jakoţto je hlavní izomorfní substituce má poměr c/a v rozmezí 0,991-0,996. Tetraedrický beryl, kde dochází k hlavní výměne mezi Be a Li, má poměr c/a 0,999 aţ 1,003. Be tetraedr je zploštěn ve směru osy c a proto zvětšuje délku osy c. A normální beryl, kde se mohou vyskytovat obě substituce dohromady má c/a 0,9970,999 (Aurisicchio 1988). Také barva je do jisté míry ovlivněna substitucemi. V takovém případě označujeme prvky, které zbarví minerál jako chromofory. Výčet chromoforu pro minerály skupiny berylu je uveden v tab. 1. Ovšem záleţí na chromoforové koncentraci, valenčních stavech a pozici chromoforu ve struktuře, to jsou důleţité faktory pro generování barvy (Turner et al. 2007). Např. pokud prvek obsadí jinou substituční pozici (neovlivňující zbarvení), nemusí dojít k změně barvy. Fe2+ v oktaedrické pozici v berylu nemá vliv na 7
zbarvení (Viana et al. 2002b). Někteří předchozí badatelé navrhovali, ţe modrá barva berylu je způsobená intervalenčními nábojovými přenosy (IVCT) mezi Fe2+ a Fe3+ kationty (viz. kapitola 4.2.). . Minerál
Varieta
Barva
Běžné odchylky Možné od Be3Al2Si6O18 chromofory
Běžné prostředí
Beryl
Beryl
Bezbarvý
Ţádné
Pegmatit
Zelená Světlá aţ modrozelená Bezbarvý
O
Al<2, □>0
Cr , V
O
Al<2, C□>0
Fe2+, Fe3+
Beryl
Smaragd
Beryl
Akvamarín
Beryl
Goshenit
Beryl
Morganit
Růţový
Beryl
Heliodor Červený beryl
Zlatoţlutý
Beryl
tmavě
Ţádné C
Ţádné O Al<2, T2 + Li <1 O Al<2
3+
Ţádné Cs+>0 Mn2+, Cs+ Fe3+
C
3+
geologické
Pegmatit Pegmatit Pegmatit 3+
Mn ,
Pegmatit Pegmatit
Červený
O
Al<2
Mn3+
Ryolit
Fe3+, Sc3+
Alpské ţíly, pegmatit
Bazzit
Bazzit
Světle aţ tmavě modrý, ţlutý, bezbarvý
O
SC3+<2
Pezzottait
Pezzotait
Červený/růţový
O
Cs+. T2=(Be2, Li) Cs, Li
Stoppaniit
Stoppaniit
Světle modrý
O
Fe3+2
Fe2+, Fe3+
Pegmatit s vysokým obsahem Cs (+Li) Subvulkanická hornina se sanidinem
Tab. 1: Variety berylu a minerály skupiny berylu s jejich hlavními chromofory, upraveno a přejato od Turner a Groat (2007).
3. Fe v berylu 3. 1. Obsahy Fe v berylu a poměr Fe2+/Fe3+ Většina přírodních berylů patří do „normální“ skupiny Al-bohatého berylu a s celkovým obsahem Fe většinou pod 1 hm. %. Jedny z nejvyšších obsahů Fe má tmavě modrý „True beryl“ z Yukonu s hodnotami průměrně 3 hm. % FeO a nejbohatší vzorek aţ 5,92 hm. % (Turner et al. 2007). Bazzit jako další člen skupiny berylu obsahuje aţ 8,30 hm. % Fe2O3 v modrých krystalech z Val Strem ve Švýcarsku (Nowacki & Phan 1964) a stoppaniit světle modré barvy z Latinum v Itálii dosahuje aţ 19,30 hm. % Fe2O3 (Della Ventura et al. 2000). Zonální modrý beryl ze Skal u Rýmařova, který poprvé popsal Novák a Jílemnická (1986) je příklad Fe bohatého metamorfního O-berylu z území ČR se zvýšeným obsahem Li2O (0,28 hm. %) a obsahy Fe
tot
v rozmezí 0,05-0,34 apfu (nejvyšší hodnota FeO je 4,50 hm. %)
(Novák et al. 2011). 8
Kompozice tmavě modrých berylů z Yukonu vykazuje značné mnoţství Fe (aţ 0,43 apfu coţ odpovídá 5,39 hm. % FeO pokud je celkově Fe jen Fe2+). S růstem Fe ve vzorcích klesala koncentrace Al, Mg i dopočtené H2O, zatímco mnoţství Si a Na zůstalo přibliţně na stejné úrovni (Groat et al. 2010). Předchozí studie ukázaly ţe nábojová nerovnováha způsobená substitucí dvoumocných kationů v Al (oktaedr) pozici můţe být neutralizována substitucí jednomocných kationů v kanálové dutině a podle tohoto předpokladu a odhadu, ţe celkové Fe je v Al pozici, Fe2+ + Mg = Na, Fe2+calc = Fe tot – (Na – Mg) a Fe3+calc = Fe tot - Fe2+ calc, vypočítali Groat et. al (2010) obsahy Fe2+/Fe3+ ve vzorcích: (1) Fe2+calc > Fe3+ calc pro ty s méně Fe a (2) Fe3+calc > Fe2+ pro vzorky s více Fe (0,376-0,434 apfu Fe
tot),
pro které byl
poměr Fe3+ calc : Fe2+ calc přibliţně 2 : 1. 3. 2. Pozice Fe v krystalové struktuře a vliv na na zbarvení berylu Jak bylo zmíněno uţ v textu (kapitola Substituční vektroy a dopad substitucí na vlastnosti minerálu), Fe má pravděpodobnou klíčovou roli v původu modré barvy berylu/akvamarínu. Není uţ tak jasné, jestli je to způsobeno IVCT mezi kationy Fe, poměrem Fe2+/Fe3+, obsazováním odlišných strukturních pozic (kanálová dutina, tetrader T2 BeO4 a oktaedr AlO6) či spojením všech těchto předpokladů. Určování mnoţství Fe a následně valencí je značně komplikováné, protoţe Fe okupuje tří různé strukturní pozice a pravděpodobně v obou valencích kromě kanálové dutiny (jen Fe2+). Těchto několik „proměnných“ ztěţuje odkrýt příčinu modré barvy berylu, protoţe takto zaměřený krystalografický výzkum je analyticky komplikovaný. Novodobější publikace
na základě optických absorpčních a mössbauer. spekter
potvrdili dřívější interpretace přítomnosti Fe2+ v tetraedrické pozici jak nazančoval Price et al. (1976), tak i v kanálové dutině jak naznačoval Goldman et al. (1978). Braga et al. (2002) zjistili, ţe ve zkoumaných vzorcích smaragdu Fe2+ i Fe3+ substituuje jak v oktaedrické pozici za Al tak i za Be v tetraedrické. Vianna et al. (2002a) dospěli k závěru, ţe barva berylu se zdá být určena vzájemným poměrem Fe3+ v oktaedrické pozici a Fe2+ v kanálových dutinách, tmavě modrý beryl obsahuje určité mnoţství Fe3+. Ale Fe2+ v oktaedrické pozici zřejmě nemá vliv na
zbarvení (Vianna et al. 2002b). Ovšem Fe se můţe objevit ve struktuře také v intersticiální pozici. Platonov et al. (1978) se domníváli, ţe modrá barva berylu je způsobena intervalenčními nabojovými přenosy (IVCT) mezi kationty Fe2+ v oktaedrické pozici Al a malým mnoţstvím Fe3+ v jiných strukturních pozicích, které produkují absorpční pásy centrované blízko 620 nm ve směru E\\c. Platonov et al. (1978) dále naznačovali, ţe malé mnoţství Fe3+ je v pozici 6g (1/3,2/3,1/2), pozice, která je šesterečně (trigonálně prizmaticky) 9
koordinovaná a leţí mezi Al strukturními pozicemi a je běţne prázdná/neokupovaná. Také navrhovali, ţe kationty v pozici 4d (1/2,0,1/2) mohou mít dopad na barvu berylu, tato pozice je tetragonálně koordinovaná a leţí mezi Be strukturními pozicemi a je běţně také prázdná (obr. 3).
Vmíšení pruhu Fe2+ spojeného s Fe v oktaedrické pozici naznačuje, ţe Fe3+
interaguje s Fe2+ v Al pozici, polarizující směr indikuje polohu Fe3+ buď přímo nad nebo pod Al pozicí (Groat et al. 2010). Tím je myšlena pozice 6g.
Obr. 3: Koordinace 6g (1/3, 2/3, 1/2) a 4d pozice (0,1/2,1/2), c osa směřuje vertikálně [010], překresleno z Groat et al. (2010). Interpretace optického absorpčního a Mössbaurova spektra je značně komplikovaná co se týče stanovení strukturních pozic Fe2+. Dvojice pruhů v optickém spektru blízko 820 a 970 nm, více intenzivních ve směru E\\c, jsou částečně typické pro Fe2+ v oktaedrické pozici (Goldman et al. 1978). Problém tkví v tom, ţe pruhy jsou často překryty mnohem intenzivnějším pruhem 820nm, který je korelován s vnitřním párem v Mössbauerově spektru (Price et al. 1976). Groat et al. (2010) se snaţíli obajsnit původ silně polarizovaného pruhu 620 nm, a jasně definovat, kde se Fe2+ nachází kromě oktaedrické pozice avšak nebyli schopni potvrdit, ţe IVCT zahrnující Fe v 6g pozici je zodpovědné za modrou barvu jimi analyzovaných vzorků modrého berylu.
10
4. Geneze a výskyt 4. 1. Horninové prostředí berylu Beryl lze nalézt v rozmanitém geologickém prostředí. Původ můţe být magmatický v granitickýh pegmatitech a granitech, hydrotermálně pneumatolický v greisenech, v dutinách ryolitů či v křemenných ţílách. Dále existuje beryl metamorfní geneze, vyznačující se nízkým stupněm frakcionace a diferenciace. Beryl je stabilní přibliţně asi mezi 250 aţ 600°C (Turner a Groat 2007) a teplota je pro vznik důleţitější neţ tlak. Mnoţství a aktivita Si a alkálií jsou klíčové pro vznik berylu. Nízká aktivita SiO2 vede ke vzniku chrysoberylu, bromellitu a phenakitu v karbonátových systémech. Chudé a velmi bohaté prostředí na Al2O3 způsobí vznik chrysoberylu nebo euklasu a phenakitu nebo bertranditu (Turner a Groat 2007). 4. 2. Klasifikace granitických pegmatitů Tato kapitola si zaměřuje na obecné seznámení a shrnutí poznatků klasifikace pegmatitů. Pegmatit lze definovat jako hrubozrnnou magmatickou horninu, jeţ je produktem magmatické diferenciace. Výslednou podobu horniny během této diferenciace ovlivňuje několik základních magmatických procesů: desilikace, kontaminace, anatexe a geochemická frakcionalizace. Průběh krystalizace pegmatitů probíhá v teplotním rozmezí 400 aţ 650°C, kdy pegmatit tuhne jako reziduální magma. Pro pegmatit je velmi typická zonální stavba, coţ je texturní diferenciace vznikající během postupné krystalizace jednotlivých jednotek (zón) s odlišnou texturou, velikostí zrna i mineralogickým (chemickým) sloţením. Novák (2005) uvádí pěkný příklad zonálnosti granitického pegmatitu od okraje po jádro; granitická zóna (velikost zrna ~
0,1-2 cm, křemen + K-ţivec + kyselý plagioklas + biotit muskovit), grafická zóna (velikost zrna ~ 0,5-5 cm, křemen + K-ţivec), bloková zóna (velikost zrna aţ několik m, K-ţivec), křemenné jádro. Ve více diferencovaných pegmatitech se objevují také albitová jednotka jako jasně definovaná zóna nebo jen partie, ale někdy i značných rozměrů, lepidolitová jednotka popř. blokový spodumen nebo blokový petalit většinou situované mezi blokovým K-ţivcem (zóna blokového K-ţivce) a křemenným jádrem. Pegmatity mohou mít značně rozdílné velikosti, na šířku od několika centimetrů aţ po desítky metrů mocnou ţílu. Typické jsou euhedrální krystaly v určitých zónách (zejména v těch vnitřních) při dostatku krystalizačního prostoru. Občas se mohou vyskytnout krystaly o velikosti aţ několik metrů a o váze několik tun. Největší krystaly byly popsány z klasických pegmatitových lokalit v Brazílii (světoznámý důl Minas Gerais) na Ukrajině či Madagaskaru. Pegmatity tvoří ţíly i hnízda ve velkých tělesech intruzív nebo metamorfních sérií (často v úzkém sepětí s aplity uvnitř). Hlavními 11
minerály jsou křemen, ţivce (často mikroklín a albit), slída (zvláště muskovit). Příznačná je přítomnost méně běţných prvků (tzv. inkompatibilních) akumulovaných v reziduálních magmatech, například Li, B, Be, Nb, Ta, Zr aj. Tak mohou krystalizovat charakteristické minerály jako je lepidotit, spodumen, tantalit, topaz, beryl, turmalín. Jedna z hlavních klasifikací je zaloţena na geologické pozici okolních hornin. Ty jsou rozděleny do 5 základních skupin: abysální, muskovitická, muskovitická-vzácných prvků, vzácných prvků a miarolitická. Ty jsou dále děleny do podskupin a ty do typů a subtypů dle geochemických a zčásti geologickýh charakteristik; detailnější rozdíly v geochemických vlastnostech, P-T podmínky krystalizace, variabilní asociace akcesorických minerálů. Toto dělení je shrnuto v tab. 2. s typickými stopovými prvky pro jednotlívé skupiny spolu s metamorfními podmínkami v okolních horninách a strukturní pozicí těles. Skupina
Typické stopové prvky
Metamorfní podmínky okolních hornin
Strukturní pozice těles
Abysální
HREE, Y, Nb, Zr, U, Ti LREE, U, Th, Y U, Th, Zr, LREE B, Be
Vyšší stupeň amfibolitové a granulitové facie 4-9 kbar, 700-800°C
Konformní a mobilizované ţíly
Muskovitická
Li, Be, Ti, Th, Nb > Ta
Vysokotlaká amfibolitová facie 5-8 kbar, 580 -650°C
Muskovitová – Vzácných prvků
Be, Y, REE, Ti, U, Th Nb-Ta Li, Be, Nb
Amfibolitová facie středních tlaků 3-7 kbar, 540-650°C
Konformní a diskordantní tělesa Konformní a diskordantní tělesa
Vzácných prvků
Li, Rb, Cs, Be, Ga, Sn, Hf, Nb, Ta, B, P, F Be, Y, REE, U, Th, Nb>Ta, F
Nízkotlaká amfibolitová facie aţ svrchní facie zelených břidlic 2-4 kbar, 450-650°C
Konformní a diskordantní ţíly
Miarolitická
REE, Y, Ti, U, Th, Zr, Nb, F
Nízké tlaky 1-2 kbar
Konformní a diskordantní tělesa
Li, Be, B, F Ta>Nb
Nízkotlaká amfibolitová facie aţ facie zelených břidlic 1,5-3 kbar, 500°C
Tab. 2: Klasifikace granitických pegmatitů podle geologické pozice okolních hornin. Upraveno a přejato od Černý a Ercit (2005). Nebo je moţné klasifikovat podle petrogenetický podmínek (tab. 3). Jde o pegmatity derivované magmatickou diferenciací z mateřského plutonu a dělí se do tří petrogenetických tříd. NYF třída je charakteristická progresivní akumulací Nb, Y, F (mohou se vyskytovat tyto prvky: Be, REE, Sc, Ti, Zr, Th, U) a jedná se o subaluminické aţ metaaluminické horniny, A12
typ i I-typ granitu. LCT třída je význačná akumulací Li, Cs, Ta (někdy také Rb, Be, Sn, B, P a F) a je přítomná především v S-typech granitu. Třetí třída NYF + LCT je tvořena smíšením dvou předchozích tříd. Má společné geochemické charakteristiky avšak jiné mineralogické sloţení. Geochemicky lze pegmatity třídy vzácných prvků charakterizovat následovně: LCT - B > F > P, nebo méně často F > B > P, a Li > Be; NYF - B > F, P a Be >>> Li, přičemţ u NYF pegmatitů je výrazně niţší aktivita volatilních sloţek (Novák 2005). Třída
Typ
Geochemie
Celk. složení
Asociované granity
LCT
berylové komplexní albit-spodumenové albitové
Li, Br Cs, Be, Sn, Ga Ta >Nb, (B, P, F)
peraluminické
synorogenní , pozdně orogenní
NYF
vzácných zemin
Nb>Ta, Ti, Y, Sc, REE, Zr, U, Th, F
subaluminické aţ metaluminické
zejména anorogenní
smíšená
metaluminické aţ slabě peraluminické
postorogenní aţ orogenní
Smíšená LCT + NYF
Tab. 3: Klasifikace granitických pegmatitů podle petrogenetických podmínek. Upraveno, Černý a Ercit (2005). Detailní klasifikace skupiny vzácných prvků (ve vztahu geologické pozice pegmatitu k okolním horninám) je přehledně zobrazena v tab. 4, jakoţto nejběţnější skupina pro minerální asociace s berylem. Pegmatity lze také kategorizovat na základě specifických kriterií. Jako příklad lze úvest „subabysální“ podtřídu, tedy méně hlubinný typ abysálních pegmatiů, kterou vyčlenil Novák (2005) pro regionální popis abysálních pegmatitů z Českého masivu (zejména v moldanubiku) s minerální asociací obsahující i nízkotlaké minerály.
13
Typ pegmatitu
Pegmatitový subtyp
typické vedlejší prvky
typické minerály
vzácných zemin
allanit-monazitový
(L)REE, U, Th
allanit,
(P, B, Nb > Ta)
monazit
Y, (H)REE, Be, Nb > Ta
gadolinit,
F, (U, Th, Ti, Zr)
euxenit, (topaz, beryl)
Be, Nb ↔Ta
beryl,
(±Sn, B)
kolumbit-tantalit
Be, Nb ↔ Ta, P
beryl, kolumbit-tantalit
(Li, F, ± Sn, B)
triplit, trifylin
Li, Rb, Cs, Be, Nb ↔ Ta
spodumen, beryl, tantalit,
(Sn, P, F ± B)
(amblygonit,
gadolinitový berylový
beryl-kolumbitový
beryl-kolumbit-fosfátový komplexní
spodumenový
fergusonit,
lepidolit,
pollucit) petalitový
lepidolitový amblygonitový
F, Li, Rb, Cs, B, Nb < Ta
petalit,
beryl,
tantalit,
(Sn, Ga, P, F, ±B)
(amblygonit, lepidolit)
F, Li, Rb, Cs, Be
lepidolit,
Nb < Ta, (Sn, P, ±B)
mikrolit, (pollucit)
P, F, Li, Rb
amblygonit, beryl, tantalit
topaz,
beryl,
Cs, Be, Nb < Ta elbaitový
albit-spodumenový albitový
Li, B, Be
elbait, hambergit, danburit,
Cs, Nb > Ta
datolit
Li
spodumen,
(Sn, Be, Nb ↔ Ta, ±B)
(kassiterit, beryl, tantalit)
Nb ↔ Ta, Be
tantalit, beryl,
(Li, ±Sn, B)
(kassiterit)
Tab. 4: Detailní klasifikace skupiny pegmatitů vzácných prvků (LCT, NYF, LCT + NYF třídy), upraveno z Černý (1991). Černý a Ercit (2005). 4. 3. Granitické pegmatity s berylem Beryl lze nalézt ve dvou třídách granitických pegmatitů: (1) vzácných prvků, (2) miarolitické. Třída vzácných prvků Z tab. 4 lze vyčíst, ţe beryl můţe být přítomen ve všech skupinách pegmatitů vzácných prvků kromě allanit-monazitového a elbaitového subtypu. V pegmatických zónách se beryl nachází od
14
okraje aţ po jádro. Nejběţněji se vyskytuje v berylovém typu pegmatitu a ten dělíme na dva základní subtypy: beryl-columbitový a beryl-columbit-fosfátový. Na základě mineralogického sloţení i moţného vztahu geneze těchto pegmatitů k S-typovým granitům lze zařadit pravděpodobně všechny berylové pegmatity (beryl-columbitový a beryl-columbit-fosfátový subtyp) do LCT rodiny (Novák 2005). Beryl, typomorfní minerál pro berylové pegmatity, se vyskytuje také v některých více frakcionovaných pegmatitech vzácných zemin Novák (2005). Beryl je často také přítomen v komplexních pegmatitech s Li-minerály. Typ berylových pegmatitů patří do podtřídy RE-Li a dělíme je na 2 subtypy.
Subtyp beryl-columbitové pegmatity Podle minerálních asociací můţeme vyčlenit berylové pegmatity bez turmalínu a pegmatity s hojným turmalínem. Berylové pegmatity bez turmalínu jsou obecně typické nízkou aktivitou B, P a F (Novák 2003). V sileziku se vyskytují jako poměrně jednoduché muskovitické pegmatity nebo jako poměrně silně frakciované ţíly s granátem (spessartin-almandin) a s řadou dalších akcesorických minerálů, k nimţ patří např. ferrotapiolit, minerály skupiny mikrolitu, rynersonit, topaz, ryzí bismut, triplit, turmalín a chryzoberyl (Novák 2005). Druhý typ, berylový pegmatit s turmalínem, se nachází ve většině případů na území Českého masívu v moldanubiku a tvoří dva rozdílné podtypy: (1) Primitivní pegmatity obsahující vedle křemene, ţivců a někdy muskovitu pouze beryl, turmalín a jen výjimečně další akcesorické minerály, např. granát, zirkon, apatit a columbit. (2) Subtyp berylových pegmatitů s turmalínem a chudé na muskovit obsahující akcesorický cordierit, niobový rutil, tantalový rutil, monazit, xenotim, zirkon, apatit, ilmenit, rutil a další akcesorické minerály (Novák 2005). Pro berylové pegmatity s turmalínem je typická vysoká aktivita B, ale ve většině případů nízká aktivita P a F. Subtyp beryl-columbit-fosfátové pegmatity Pro tento subtyp pegmatitu je charakteristická přítomnost fluoritu, hematitu, sekundárních fosfátů a akcesorických minerálů (manganocolumbit, mikrolit, zirkon, euxenit?) a hlavně silné hydrotermální alterace většiny minerálů (Novák 2005). Na území ČR není tento subtyp téměř vůbec přítomen. Jediná lokalita, Kynţvart u Mariánských Lázní, odpovídá svým popisem berylcolumbit-fosfátovému pegmatitu. Novák (2005) se domnívá, ţe k tomuto subtypu by mohly náleţet některé pegmatity v oblasti Poběţovice-Domaţlice (např. Otov-Větrný vrch), ale jsou vzhledem k jejich geologické pozici (jsou uloţeny v rulách a svorech často s kyanitem) řazeny do třídy muskovitové-vzácných prvků.
15
Třída miarolitických pegmatitů Takové pegmatity jsou typické pro primární dutiny, které vznikají zachycováním bublin plynných fází v mateřském pegmatitu. V miarolitické třídě tvoří dva typy: Typ Topaz- berylové pegmatity
Patří do podtřídy MI-REE s geochemickou charakteristikou Y, REE, Be, Nb, F, Ti, U, Zr, která je určená pro pegmatity v kterých proběhlo oddělení plynné fáze poklesem tlaku (Černý a Ercit 2005). Nachází se na území Finska, Namíbie Ukrajiny, USA (Colorado). Typ Beryl-topazové pegmatity Podtřída MI-LI, v které exsoluce plynné fáze sleduje kombinovaný pokles tlaku a chemismu.
Charakteristické prvky jsou Li, Be, B, F (Černý a Ercit 2005). Takové pegmatity lze nalézt v Rusku, Itáliii, na Madagaskaru.
5. Použitá literatura: Aurisicchio C., Fioravanti G., Grubessi O., Zanazzi P. F. (1988): Reappraisal of the crystal chemistry of beryl. American Mineralogist, 73: 826-837 Braga, G. C. B., Garg V. K., De Oliveira, A. C., Freitas, J. A., Jr Kuzman, E. & Garg, R. (2002): Optical and Mössbauer study of Brazilian emeralds. Physica status solidi (a) 194, 1: 36-46 Bragg, W. L., West J. (1926): The structure of beryl. Proceedings of the Royal Scoiety London 3A, 691-714 Černý P. (2002): Mineralogy of Beryllium in granitic Pegmatites. In: Beryllium: Mineralogy, Petrology, and Geochemistry (Grew E., editor), Mineralogical Society of America, Washington, 50: 405-444 Černý P., Ercit T. S. (2005): The classification of granitic pegmatites revisited. The Canadian Mineralogist, 43: 2005-2026 Deer W. A., Howie R. A., Zussman J. (1986): Rock-Forming Minerals. Vol. 1B: Disilicates and ring silicates (2nd ed.). Longman, London, 1-629
16
Della Ventura G., Rossi P., Parodi G.C., Mottana A., Raudsepp M., Prencipe M. (2000): Stoppaniite, (Fe,Al,Mg)4(Be6Si12O36)*(H2O)2(Na,□) a new mineral of the beryl group from Latinum (Italy). European Journal of Mineralogy, 12: 121-127 Gibbs G. V., Breck D. W., Meagher E. P. (1968): Structural refinement of hydrous and anhydrous synthetic beryl and emerald: Al2Be3Si6O18, Al1.9Cr0.1Be3Si6O18. Lithos, 1: 275-285
Goldman S. D., Rossman G. R., Parkin K. M. (1978): Channel constituents in beryl. Physics and Chemistry of Minerals, 3: 225-235 Groat L. A., Rossman G. R., Darby Dyar M., Turner D., Piccoli P. M. B., Schultz A. J., Ottolini L. (2010): Crystal chemistry of dark blue aquamarine from the true blue showing, Yukon Territory, Canada. The Canadian Mineralogist , 48: 597-613
Hochleitner R (2002): Emerald: Mineralogically a Beryl. In: Emerald The Most Valuable Beryl; the Most Precious Gemstone (Behmenburg C., editor).
Lapis International, East
Hampton, 10-17 Novák M. (2005): Granitic pegmatites of the Bohemian Massif (Czech Republic); mineralogical, geochemical and regional classification and geological significance. Acta Mus. Moraviae, Sci. Geol., 90: 3-74 Novák M., Černý P., Uher P., (2003): Extreme variation and apparent reversal of Nb-Ta fractionation in columbite-group minerals from the Scheibengraben beryl-columbite pegmatite, Maršíkov, Czech Republic. European Journal of Mineralogy, 15: 565-574. Novák M., Gadas P., Filip J., Vaculovič T., Přikryl J., Fojt B., (2011): Blue, complexly zoned,
(Na,Mg,Fe,Li)-rich beryl from quartz-calcite veins in low-grade metamorphosed Fe-deposit Skály near Rýmařov, Czech Republic. Mineralogy and Petrology, Springer Wien, doi:10.1007/s00710-011-0157-7: 1-12 Novák M., Jílemnická L. (1986): Hořčíkem a ţelezem bohatý modrý beryl ze Skal u Rýmařova. Časopis pro mineralogii a geologii, 31: 173-177 Nowacki. W., Phan D. (1964): Composition quantitative de la bazzite de Val Strem (Suisse) déterminée par la microsonde électronique de Castaign. Bull. Soc. Fr. Minerál. Cristallogr, 87: 453 (abstr.)
17
Simmons W. (2007): Gem-bearing Pegmatites. In: Geology of Gem deposits (Groat L. A., editor). Mineralogical Association of Canada, Short Course, 37: 169–206 Turner D., Groat L. A. (2007): Non-Emerald Gem beryl. In: Geology of Gem deposits (Groat L. A., editor). Mineralogical Association of Canada, Short Course, 37: 111-144 Turner D., Groat L. A., Craig J. R. H., Mortensen J. K., Linnen R. L., Giuliani G., Wengzynowski W. (2007): Mineralogical and geochemical study of the true blue aqumarine showing, Southern Yukon. The Canadian Mineralogist, 45: 203-227 Viana R. R., da Costa G. M., De Grave E., Jordt-Evangelista H., Stern W. B. (2002a): Characterization of beryl (aquamarine variety) by Mössbauer spectroscopy. Physics and Chemistry of Minerals, 29: 78–86 Viana R. R., Jordit-Evangelista H., Magela da Costa G., Stern W. B. (2002b): Characterization of beryl (aquamarine variety) from pegmatites of Minas Gerais, Brazil. Physics.and Chemistry of. Minerals, 29: 668-679
Webmineral.com (2011): Beryl mineral data. Navštíveno 28. 9. 2011, dostupné z http://webmineral.com/data/Beryl.shtml
18
