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 Fe 2+ /Fe 3+ 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, Be 3 Al 2 Si 6 O 18. 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 SiO 2 je v rozmezí 63-66 hm. %, Al 2 O 3 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 Be 3 R 3+ 2Si 6 O 18 : 1) beryl Be 3 Al 3+ 2Si 6 O 18 2) bazzite Be 3 Sc 3+ 2Si 6 O 18 3) stoppaniite Be 3 Fe 3+ 2Si 6 O 18 2. Chemické složení a vlastnosti berylu 2. 1. Chemické složení Jak uţ bylo zmíněno, beryl se chemickým sloţením často blíţí ideální krystalochemické formuli Be 3 Al 2 Si 6 O 18, 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 (Na,Cs) 2X-Y+Z C (H 2 O,He,Ar) 2-(2X-Y+Z)+Na T2 (Be 3-X Li Y X-Y ) O (Al,Fe,Sc,Cr) 3+ 2-Z O (Fe,Mg,Mn) 2+ Z T1 [Si 6 O 18 ], 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 SiO 4, které jsou vzájemně propojené a tvoří hexagonální prstence o 6 tetraedrech SiO 4, proto příznačná anionová skupina (Si 6 O 18 ) -12. Prstence mají středy v hexagonálních osách a jsou uspořádány střídavě nad sebou. Kaţdé dva kyslíkové atomy v tetraedrech SiO 4 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 Si 6 O 18 a celou strukturu takto horizontálně a vertikálně prostupují (Bragg a West 1926; Gibbs et al. 1968). Spojení tetraedrů SiO 4 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 SiO 4, tetraedry BeO 4 a oktaedry AlO 6 ), lze tyto strukturní prvky označit jako substituční pozice a importovat je do krystalochemického vzorce, který dosáhne výsledné podoby C T2 Be O 3 Al T1 2 Si 6 O 18,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 H 3 O +, H 2 O. 2b pozice je víceméně vyplněná molekulami H 2 O. H 2 O upředtnostňuje pozici 2b, pokud je počet molekul větší neţ 1, voda musí okupovat pozici 2a (Aurisicchio 1988). Přítomnost Fe 2+ v obou pozicích naznačoval Goldman et al. (1978). Viana et al. (2002a) zjistili ve zkoumaných vzorcích taktéţ obsahy Fe 2+ v kanálové dutině, ovšem pozice nejsou specifikované. T 2 tetraedr BeO 4 Tato pozice je většinou obsazena pouze Be 2+, někdy však dochází k zastoupení Li + za Be 2+ a dokonce zde můţe vstupovat Fe 2+ (Price et al. 1976) i Fe 3+ (Braga et al. 2002). O oktaedr AlO 6 Zde je Al 3+ v oktaedrech často nahrazován za Fe 2+, Fe 3+ (Braga et al. 2002) Mg 2+, Mn 2+, Cr 3+, V 3+, Sc 3+,Ti 4+ aj. T 1 tetraedr SiO 4 V tetraedrech T1 dochází k substitucím zcela výjimečně, jsou velmi vzácné a dochází k výměně jen několika atomů; Ti 4+, Al 3+ a dokonce Fe 3+ (Bragga et al. 2002) za Si 4+. 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 R f + AlMe 2+ Be 3 Si 6 O 18.zH 2 O N-berylAl 2 Be 3 Si 6 O 18.zH 2 O T-berylR f + Al 2 Be 2 LiSi 6 O 18.zH 2 O R f = Cs, Rb, K, Na Obr. 2: Ternární diagram zobrazuje obsah Li vs. Fe tot + 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 (Fe 2+,Mg 2+,Mn 2+ ), 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 0,997-0,999 (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. Fe 2+ 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 Fe 2+ a Fe 3+ kationty (viz. kapitola 4.2.).. Minerál Varieta Barva Běžné odchylky od Be 3 Al 2 Si 6 O 18 Možné chromofory Běžné prostředí geologické Beryl Beryl Bezbarvý Ţádné Ţádné Pegmatit Beryl Smaragd Zelená O Al<2, C >0 Cr 3+, V 3+ Pegmatit Beryl Akvamarín Světlá aţ tmavě Al<2, C >0 modrozelená Fe 2+, Fe 3+ Pegmatit Beryl Goshenit Bezbarvý Ţádné Ţádné Pegmatit Beryl Morganit Růţový O Al<2, Cs+>0 Mn 2+, Mn 3+, T2 Li + <1 Cs + Pegmatit Beryl Heliodor Zlatoţlutý O Al<2 Fe 3+ Pegmatit Beryl Červený beryl Červený O Al<2 Mn 3+ Ryolit Bazzit Bazzit Světle aţ tmavě modrý, SC 3+ <2 ţlutý, bezbarvý Fe 3+, Sc 3+ Alpské ţíly, pegmatit Pezzottait Pezzotait Červený/růţový O Cs +. T2=(Be 2, Li) Cs, Li Pegmatit s vysokým obsahem Cs (+Li) Stoppaniit Stoppaniit Světle modrý O Fe 3+ 2 Fe 2+, Fe 3+ 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 Fe 2+ /Fe 3+ 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. % Fe 2 O 3 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. % Fe 2 O 3 (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 Li 2 O (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 Fe 2+ ). S růstem Fe ve vzorcích klesala koncentrace Al, Mg i dopočtené H 2 O, 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, Fe 2+ + Mg = Na, Fe 2+ calc = Fe tot (Na Mg) a Fe 3+ calc = Fe tot - Fe 2+ calc, vypočítali Groat et. al (2010) obsahy Fe 2+ /Fe 3+ ve vzorcích: (1) Fe 2+ calc > Fe 3+ calc pro ty s méně Fe a (2) Fe 3+ calc > Fe 2+ pro vzorky s více Fe (0,376-0,434 apfu Fe tot ), pro které byl poměr Fe 3+ calc : Fe 2+ 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 Fe 2+ /Fe 3+, obsazováním odlišných strukturních pozic (kanálová dutina, tetrader T2 BeO 4 a oktaedr AlO 6 ) 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 Fe 2+ ). 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 Fe 2+ 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 Fe 2+ i Fe 3+ 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 Fe 3+ v oktaedrické pozici a Fe 2+ v kanálových dutinách, tmavě modrý beryl obsahuje určité mnoţství Fe 3+. Ale Fe 2+ 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 Fe 3+ 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 Fe 3+ 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 Fe 2+. Dvojice pruhů v optickém spektru blízko 820 a 970 nm, více intenzivních ve směru E\\c, jsou částečně typické pro Fe 2+ 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 Fe 2+ 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 SiO 2 vede ke vzniku chrysoberylu, bromellitu a phenakitu v karbonátových systémech. Chudé a velmi bohaté prostředí na Al 2 O 3 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 Vzácných prvků Be, Y, REE, Ti, U, Th Nb-Ta Li, Be, Nb Li, Rb, Cs, Be, Ga, Sn, Hf, Nb, Ta, B, P, F Be, Y, REE, U, Th, Nb>Ta, F Amfibolitová facie středních tlaků 3-7 kbar, 540-650 C Nízkotlaká amfibolitová facie aţ svrchní facie zelených břidlic 2-4 kbar, 450-650 C Konformní a diskordantní tělesa Konformní a diskordantní tělesa 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, A- 12
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) NYF vzácných zemin Nb>Ta, Ti, Y, Sc, REE, Zr, U, Th, F peraluminické synorogenní, pozdně orogenní subaluminické aţ metaluminické zejména anorogenní Smíšená LCT + NYF smíšená metaluminické aţ slabě peraluminické postorogenní aţ orogenní 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 (P, B, Nb > Ta) gadolinitový Y, (H)REE, Be, Nb > Ta F, (U, Th, Ti, Zr) berylový beryl-kolumbitový Be, Nb Ta (±Sn, B) beryl-kolumbit-fosfátový Be, Nb Ta, P (Li, F, ± Sn, B) komplexní spodumenový Li, Rb, Cs, Be, Nb Ta (Sn, P, F ± B) petalitový F, Li, Rb, Cs, B, Nb < Ta (Sn, Ga, P, F, ±B) lepidolitový F, Li, Rb, Cs, Be Nb < Ta, (Sn, P, ±B) amblygonitový P, F, Li, Rb Cs, Be, Nb < Ta elbaitový Li, B, Be Cs, Nb > Ta albit-spodumenový Li (Sn, Be, Nb Ta, ±B) albitový Nb Ta, Be (Li, ±Sn, B) allanit, monazit gadolinit, fergusonit, euxenit, (topaz, beryl) beryl, kolumbit-tantalit beryl, kolumbit-tantalit triplit, trifylin spodumen, beryl, tantalit, (amblygonit, lepidolit, pollucit) petalit, beryl, tantalit, (amblygonit, lepidolit) lepidolit, topaz, beryl, mikrolit, (pollucit) amblygonit, beryl, tantalit elbait, hambergit, danburit, datolit spodumen, (kassiterit, beryl, tantalit) tantalit, beryl, (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 (Be 6 Si 12 O 36 )*(H 2 O) 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: Al 2 Be 3 Si 6 O 18, Al 1.9 Cr 0.1 Be 3 Si 6 O 18. 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