Zirkon
Struktura zirkonu Projekce na (001) 4/m 2/m 2/m ditetragonálnědipyramidální oddělení Střídající se řetězce tetraedrů SiO 4 a dodekaedrů ZrO 8 rovnoběžné s osou Z. Tyto řetězce způsobují velký dvojlom a pozitivní optický charakter.
Fyzikální vlastnosti Izomorfní řada zirkon hafnon: s rostoucím poměrem Hf/Zr se zmenšují mřížkové parametry (zirkon a = 6,61 Å a c = 5,99 Å, hafnon a = 6,57 Å a c = 5,95 Å) Tvrdost (Mohs) 7.5, vysoká hustota (3,9-4,7 g/cm 3 ) Optické vlastnosti: indexy lomu n E = 1.968-2.015, n O = 1.924-1.906, dvojlom D = 0.044-0.055. Barva: bezbarvý, různé odstíny hnědé, žluté, zelené či dokonce modré (většinou po vyžíhání); ve výbruse většinou bezbarvý či světle hnědý. Barva může souviset s oxidačním stavem Fe a také s obsahem U a Th Červenavé zbarvení charakteristické pro zirkony s příměsí Nb 5+ (zastupuje Zr 4+ ). Přírodní modré zbarvení příměs Cu a Fe. Zelené až olivové zbarvení je typické pro metamiktní zirkony Hafniem bohaté odrůdy jsou oranžovo-červené a mají vyšší hustotu (až 7,0 g/cm 3 ).
Chemismus Podle Goldschmidtova pravidla je substituce možná jen tehdy, když je rozdíl v iontovém poloměru menší než ± 15 %; pak by v zirkonu mohly substituovat Hf4+, Pb4+, Mg4+, Mn2+ a Y3+, U4+, P5+, REE3+. Bližší iontovým poloměrem jsou Zr4+(0.84 Å) HREE než LREE. Spřažená substituce Zr 4+ + Si 4+ Y 3+ + P 5+ Poměr Hf/Zr roste se stupněm diferenciace magmatu.
Hydrozirkon, gelzirkon Zr(SiO 4 ) 1-x (OH) 4x Část (OH) může být kompenzována REE 3+ a vakancemi. Podle Sommerauera (1977) se zirkony skládají ze dvou fází Z K a Z M : Z K je čistá a strukturně uspořádaná, zatímco Z M obsahuje až 15% příměsí, 10% H 2 O a je strukturně méně uspořádaná a mnohem méně stabilní V magmatických horninách alkalický pegmatit v nefelinickém syenitovém masívu Tatar (Jenisejské pohoří) 9,67% H2O, 46,3% ZrO2 a 23,96% SiO2, hustotu 2,8-2,9, n = 1,655 V metamiktních zirkonech poměr Zr/Si blízký 1 nepodporuje hypotézu, že SiO 4 4- jsou nahrazovány (OH) 4-4 REE vstupující do struktury zirkonu mohou být doprovázeny vstupem fosforu místo Si (vyrovnávání náboje) Běžný na uranových ložiscích pískovcového typu (Mississippi Valley, Stráž pod Ralskem) a v uranových ložiscích vázaných na zlomové struktury v metamorfitech (Brzkov)
Metamiktizace
tetragonální dipyramidy {h0l},{hhl} ditetragonální prizmata {hk0} tetragonální prizmata {100}, {110} pinakoid {001}
Využití morfologie zirkonu jako petrogenetického indikátoru Zabývali se Poldervaart 1950, Hoppe 1962, Pupin 1980, Vavra 1990 LARSEN & POLDERVAART (1957): Zirkon jako raný minerál odráží svou morfologií fyzikálně chemické podmínky v době jeho krystalizace. Jmenovali: chemismus a viskozitu magmatu, povrchové napětí krystalů vůči tavenině a stupeň podchlazení taveniny. Důraz na poměr délky krystalu ku šířce. PUPIN (1980) viděl hlavní příčinu rozdílného vývinu zirkonových ploch v chemismu magmatu. Zjistil, že v hyperaluminických a hypoalkalických magmatech se přednostně vyvíjejí plochy pyramid (211), naopak v hyperalkalických a hypoaluminických magmatech se vyvíjejí plochy pyramid (101). Obsahu alkálií a hliníku v magmatu odpovídá index A jeho typologického diagramu. Hlavním faktorem ovlivňujícím růst prizmatických ploch je podle Pupina teplota magmatu v době krystalizace zirkonu. Proto PUPIN & TURCO (1972) a později PUPIN sám (1980) navrhli používat zirkon jako geoteploměr.
Pupinova (1980) typologie
Pozdější práce - Vavra (1990, 1994) Dalším faktorem obsah vody v magmatu. Ve vodou chudých magmatech začíná zirkon krystalizovat velmi brzy, avšak roste dlouho (pomalu). Za těchto podmínek je zirkon obohacován uranem, thoriem a yttriem. VAVRA zjistil, že plochy prizmatu (110) jsou nejcitlivější k přesycení magmatu zirkoniem. Adsorpce vody naopak vede k potlačení růstu (110). Oproti tomu růst pyramidy (211) je zabudováváním stopových prvků. Ostrá morfologická diskontinuita v růstu během pozdějších fází vývinu spolu s zesíleným zabudováváním U, Th, Y, P a REE podle VAVRY (1994) vede k vzniku shluků (clusterů) v magmatu.
BENISEK & FINGER (1993) BENISEK & FINGER (1993) zpochybňují, že vývin ploch prizmatu je ovlivňován teplotou magmatu a vývin ploch prizmat (100) a (110) je podle nich ovlivňován hlavně chemismem magmatu. Zvýšený obsah U zpomaluje růst prizmat (100) a dominanci (110). Stejný vliv předpokládají u thoria. Tím zpochybnili využití morfologie prizmatické zóny ke geotermometrii.
Příprava preparátů pro studium vývoje morfologie během růstu krystalů (Sturm 1999)
Sturm (1999) zirkon migmatitu (perlové ruly, S-typ) a Schlierengranitu (I-typ), Český masív
Morfologický vývoj zirkonů z peraluminického granitoidu ( perlové ruly ) Perlová rula vysoký obsah živců a slíd vysoký molární poměr Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O+CaO) podle vnější morfologie přednostní vývin prizmat {110} a pyramid{211}. Cca. 80 % - subtypy S1, S2, S6 a S7. Metamorfní ovlivnění nárůstky (overgrowths). Během krystalizace posun od dominance (100) a rovnováhy (101) s (211) k dominanci (110) a (211) krystaly A a B. Krystal C projevy rekrystalizace, krystal D metamiktní jádro.
Morfologický vývoj zirkonů z peraluminického vápenatoalkalického granitoidu (Schlierengranit) (Na 2 O+K 2 O)/Al 2 O 3 > 1.1, obsah CaO okolo 3.5% Vnější morfologii určují prizmata {100} a pyramidy {101}, kombinované s podřízenými {110} a {211} - subtypy S19, S20, S24 a S25. Oproti perlové rule žádné nárůstky. Podle vnitřní morfologie: počáteční dominance {100}, později přibývá {110}. Pyramidy nejprve {101}, ke konci růstu přibývá {211} vliv zbytkové taveniny.
Růstová zonálnost srovnání Perlová rula (A); Schlierengranit (B). Šipky vyznačují vývojové trendy pyramidálních a prizmatických ploch.
B. Morfologický vývoj zirkonů z vápenatoalkalického granitoidu začíná plochami {110} a {101}. Jen slabá adsorpce H 2 O a stopových prvků vede ke konci krystalizace ke zvýšení růstové rychlosti ploch prizmat {110} a vzniku ploch {100} (BENISEK & FINGER, 1993).
Typologický vývoj zirkonů z různých granitických hornin (PUPIN, 1980). 1. Aluminické leukogranity, 2. (Sub)autochtonní monzogranity a granodiority, 3. Intruzivní aluminické monzogranity a granodiority, 4. (a-c) vápenatoalkalické granity, 5. Subalkalické granity, 6. alkalické granity, 7. tholeiitické granity
Mechanismus vzniku zirkonu během metamorfózy: 1. Vyžíhání (annealing) nebo reorganizace krystalové mřížky u zděděných metamiktních zirkonů během zahřátí nad 600 C (s tím je spojena epizodická ztrátapb loss [Mezger & Krogstad (1997) ]. 2. Sekundární krystalizace odpovídá nahrazení mřížky zděděného zirkonu novou mřížkou zřejmě reakcí s metamorfními fluidy. Tento proces může sledovat preexistující struktury zirkonu nebo má podobu reakční fronty postupující od povrchu zrna dovnitř (Pidgeon et al., 1998 ; Schaltegger et al., 1999 ; Vavra et al., 1999 ).
3. K precipitaci metamorfního zirkonu může docházet reakcemi v pevném stavu, včetně rozpadu magmatických nebo metamorfních Zr-nosných fází (Fraser et al., 1997). Rozpad jakéhokoli modálně hojného minerálu obsahujícího desítky ppm Zr může vést k tvorbě významného množství zirkonu. 4. Precipitace zirkonu je možná v parciální intergranulární tavenině, která je obohacena zirkoniem v důsledku parciální resorpce zděděných zirkonů nebo jiných Zr-nosných fází (Roberts & Finger, 1997 ;Vavraet al., 1999 ). Granát, amfibol, pyroxen a ilmenit mohou být významnými rezervoáry Zr, z nichž může být Zr během metamorfózy uvolněno (Scoates & Chamberlain, 1997 ).
Ilmenit jako zdroj Zr během metamorfózy vysokého stupně? CL a BSE snímky leštěného výbrusu granulitu ukazují luminiskující zirkon kloboukovitého tvaru, nasedající na ilmenit. Kloboukovitý zirkon přechází do tenkého povlaku na povrchu ilmenitu. B. Bingen et al. (2001), Journal of Petrology, 42(2), 355-375
Zirkony vysoce metamorfovaných hornin Katodoluminescenční (CL) snímky nábrusů ze zirkonových zrn. Kloboukovité zirkony zrna b, e, f; zrno g dvoustupňová struktura zirkonového jádra. Šipky (spodní řada) ukazují na malá protáhlá až plochá jádra zirkonu z eklogitů mohou představovat jádra zirkonu v koronitické textuře.
Zirkony metamorfovaných hornin - CL Nejstarší známý zirkon 4,4 mld let
Zirkony magmatických hornin - CL