/
Similar
Text
Биотит
K2(Mg, Fe+2)e_4(Fe+3, Al, TiH_5
x[Sie_5Al2_3O20]O0_2(OH,FL_2
X
МОНОКЛИННЫЙ (—)
Np 1,565—1,625
Nm 1,605—1,696
Ng 1,605—1,696
Ng—Np 0,04—0,08
—2V 0—25°
Ng:z 0—9°
Nm= у; пл. о. о. @10)
Дисперсия Слабая
Железистые биотиты г < v
Магнезиальные биотиты г i
Уд. в.
Тв.
Спайность
010
Двойникование
Цвет
Плеохроизм
Элементарная
ячейка
2,7-3,3
2,5—3
По {001} , совершенная
Плоскость двойникового срастания {001}, двойниковая ось [310]
Черный, темно-бурый, красновато-бурый или зеленый; в
шлифах желтый, бурый или зеленый
Сильный
По Np — серовато-желтый, буровато-зеленый или бурый,
но Nm = Ng — темно-бурый, темно-зеленый или темный
красновато-бурый
а 5,3, Ь 9,2, с 10,2 А, р 100°
Z = l. Пространственная группа Ст. (полиморфная
модификация 1М)
Обесцвечивается и разлагается серной кислотой
Термин «биотит» используется здесь для обозначения железистой
триоктаэдрической слюды, условная граница которой с флогопитом
определяется отношением Mg : Fe < 2 : 1. Свое название минерал получил
в честь минералога Ж. Б. Биота. Для обозначения минералов группы
биотита употреблялись многочисленные названия, из которых
наибольшее распространение получили такие термины, как «аннит», «сидерофил-
лит» и «лепидомелан». Смысл этих терминов рассматривается в разделе,
посвященном химизму. Поскольку флогопит и биотит представляют собой
члены непрерывной серии как в отношении химизма, так и в структурном
отношении, многие характеристики, рассмотренные в разделе,
посвященном флогопиту, присущи также биотиту.
Структура
В идеальном случае у биотита, так же как и у флогопита, все окта-
эдрические положения катионов слюдяной структуры полностью
заняты. Хендрикс и Джефферсон (Hendricks, Jefferson, 1939) приводят
70
Породообразующие минералы
1М
2М
ЗТ
а = 5,
в=5,
а=5,
3
3
3
Ь=9
Ь=9
,2
-2
е=10,
с=20,
с=30,
2А
2А
ОА
следующие параметры элементарных ячеек полиморфных модификаций
биотита:
0 = 100° Пространственная
группа Cm
|3 = 95° Пространственная
группа С2/с
Пространственная
группа С3412 или
С3212
Были описаны также биотиты с шести-, восемнадцати- и двадцати-
четырехслойными триклинными элементарными ячейками. Однако они
встречаются редко, и по крайней мере одна из структур (шестислойная),
1
I
0,8
0,6
/
/
г
^ 0 10 20 30 40 50 БО 70 80 90 100
I— Содержание Fe в октаздрических положениях
Ф И г. 12. Зависимость отношения интенсивностей
наблюдаемых рентгеновских отражений от содержания железа
в серии флогопита — биотита (Gower, 1957).
как было недавно показано (Hendricks et al., 1953), относится к более
простой полиморфной модификации AМ). У безглиноземистого биотита,
K2Fe+jFe+2Si602o (OHL, синтезированного Уонесом (Wones, 1958a),
установлена трехслойная элементарная ячейка с параметрами а 5,43, b 9,40,
с 30,49 А. Хотя по форме и размерам эта ячейка является гексагональной,
ее истинная симметрия моноклинная при Р 90° (Donnay, Kingman, 1958).
Структура этого биотита, возможно, аналогична структуре, описанной
для лепидолита на стр. 103. Согласно рентгенограммам, нередки смеси
полиморфных модификаций и неупорядоченные структуры. Полиморфные
модификации биотита, в частности ЗТ и 1М, по порошковым
рентгенограммам неразличимы, в противоположность тому как это имеет место
для мусковита. В этих целях можно использовать вейссенбергограммы,
но и на них обнаруживаются лишь незначительные различия, и их
интерпретация должна осуществляться с предосторожностями. Ориентировку
монокристаллической чешуйки нельзя определить оптическими способами
в связи с небольшими значениями 2V и двупреломления, однако при
помощи лауэграмм можно выявить особые кристаллографические
направления, которые затем уточняются другими рентгеновскими методами.
Биотит 71
Порошковые рентгенограммы, однако, пригодны для того, чтобы отличить
минералы серии флогопита — биотита от диоктаэдрических слюд (Nagel-
schmidt, 1937). Взаимосвязи между структурными модификациями биотита
и их химическим составом пока не установлены, однако существуют
некоторые указания, что биотиты из одного и того же района преимущественно
относятся к одной и той же полиморфной модификации. Так, биотиты
в нефелиновых сиенитах района Банкрофт, Канада, преимущественно
относятся к типу 1М, а биотиты из кварцевых диоритов юго-восточной
части США представлены главным образом полиморфной модификацией
2М. Влияние содержания железа на параметры элементарной ячейки
слюд было рассмотрено в разделе, посвященном флогопиту. Размеры
элементарной ячейки зависят от изоморфных замещений нескольких типов
с участием Mn, Al, F, а также Fe, в связи с чем отсутствует какой-либо
надежный косвенный метод определения отношения Mg : Fe в биотите.
Для определения этого отношения в пределах всей серии флогопита —
биотита применима методика измерения отношения интенсивностей
порошковых рентгенограмм. В этих целях предлагалось использовать
рефлексы 004 или 110 (Берхин, 1954), тогда как по методу Гоуэра (Gower,
1957) при сравнении интенсивностей рефлексов 004 и 005 в
благоприятном случае можпо определить величину отношения Fe/(Fe + Mg) с
точностью ^5% (фиг. 12). Последняя методика, по-видимому, дает лучшие
результаты, если у изучаемых образцов в октаэдрических положениях
присутствуют сравнительно небольшие количества Al (Engel, Engel,
1960).
Химизм
В табл. 12 приводятся представительные химические анализы
биотитов из магматических пород, расположенные в порядке увеличения
отношения Fe/Mg. Химический состав биотитов метаморфических пород
представлен в табл. 13.
Общая формула биотита имеет следующий вид:
K2(Fe+2, MgN_4(Fe+3, Al, Ti)o-2(Sie_5Al2~3H20-22(OH, FL_2.
Большая часть составов биотитов на диаграмме фиг. 13 попадает в поле,
ограниченное 4 конечными членами — флогопитом, аннитом, истонитом
и сидерофиллитом. Таким образом, магний флогопита в биотите
замещается закисным железом, а также трехвалентными ионами (Fe+3, Al), тогда
как алюминий замещает кремний в тетраэдрических положениях, причем
последнее изоморфное замещение осуществляется в таких размерах, что
отношение Al : Si становится больше 2:6. Иногда разделяют и сами
биотиты, причем наиболее богатые железом (Fe+2 -f- Fe+3) разности
называют лепидомеланами (например, табл. 12, анал. 14). Биотиты, в составе
которых мало магния или он совершенно отсутствует, много закисного
железа и мало окисного железа, описываются как сидерофиллиты, хотя
их состав не всегда попадает в пределы поля фиг. 13. Так, состав биотита,
представленного химическим анализом 13 (табл. 12), очень близок к
формуле К2 (Fe+gAl2)(SieAl2H2o (ОН, FL, причем интересно отметить, что
количество атомов группы У значительно меньше 6. Другой «сидерофил-
лит» (табл. 12, анал. 15) по составу близок к формуле К2 (Fe+a, Li, AlHSi6
А1202о (ОН, FL. В этом минерале наблюдается замещение алюминия
72 Породообразующие минералы
литием, и он очень близок по составу к идеальной триоктаэдрической
слюде.
Кроме того, в биотите обычно проявляются следующие изоморфные
замещения:
Калий замещается натрием, кальцием, барием, рубидием,
цезием (например, табл. 13, анал. 15). Среди этих элементов
обычно в наибольшем количестве присутствует в составе
биотита натрий, содержание которого, однако, редко превышает
0,5 атома на формульную единицу.
Двухвалентное железо замещается марганцем в количествах,
редко превышающих 0,2 атома на формульную единицу.
,, Алюминий замещается литием (табл. 12, анал. 15, см. также
«Циннвальдит»).
Фтор может замещать ионы гидроксила, причем суммарное
количество ионов (ОН + F) часто меньше 4— обычного числа ионов в этой
Атит Сидерофилящп
K2Fe6[Si6At2OM](OHL
Биотиты
Флогопиты
Флогопит Истопит
ф иг. 13. Поля составов
слюд серии флогопита —
биотита.
Большая часть составов слюд этой
серии попадает в пределы этих
полей. Граница между биотитом
и флогопитом условная и
проведена у значения Mg : Fe = 2 : 1.
позиции *. Изоморфная примесь фтора в биотите появляется
преимущественно при относительно повышенном содержании титана. Ион (ОН)
в слюдах также может замещаться хлором; особенно богатый хлором
биотит (табл. 13, анал. 16) описан Ли (Lee, 1958). Высокое содержание
хлора не оказывает никакого влияния на оптические свойства биотита,
так как окраска и светопреломление его в этом случае как раз такие,
какие следует ожидать, судя по содержаниям FeO, MgO и TiO2- Роль
титана в структуре биотита остается отчасти неясной. Этот элемент
занимает преимущественно октаэдрические положения, однако, по мнению
некоторых исследователей, он может также в небольших количествах
замещать кремний. В ряде химических анализов биотита обнаруживается
нехватка атомных количеств кремния и алюминия для заполнения всех
тетраэдрических положений (например, табл. 12, анал. 10); для таких
* Очень низкое содержание (ОН, F) у биотитов, возможно, обусловлено
ошибкой, вызванной трудностями химического анализа, и не отражает особенностей химизма
минерала; иногда такого рода погрешности могут быть связаны с
недоопределением хлора.
Таблица 12
химический состав биотита (магматические породы)
SiO2
TiO2
A12O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
RboO
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
1
38,22
2,96
14,71
3,83
13,44
0,52
13,45
1,46
—
0,50
7,90
. .
1,89
0,60
99,56
—
99,56
1,637
1,637
0°
2,997
2
39,14
4,27
13,10
12,94
5,05
0,14
12,75
1,64
—
0,70
6,55
1,11
2,41
0,58
100,38
0,46
99,92
1,594
1,671
1,672
10—25°
2,862
3
34,33
3,63
14,80
2,48
19,07
0,35
11,62
1,56
0,36
0,65
8,16
2,38
2,32
0,18
101,89
1,01
100,88
1,598
1,651
1,652
—
—
4
37,35
5,28
15,82
4,42
15,43
0,02
10,25
1,30
—
0,52
8,16
1,25
0,60
~
100,40
0,53
99,87
1,602
1,663
1,664
5°
—
5
34,96
3,99
15,29
2,90
18,30
0,39
10,42
1,11
0,33
0,41
7,99
1,17
3,07
0,41
100,74
0,49
100,25
1,596
1,646
1,650
—
—
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
А1
А1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,859
2,141
0,518
0,342
0,442
1,724
0,067
3,073
—
0,239
0,150
1,546
—
.
1.932
8,00
•6,17
1,94
1,93
5,790
2,210
0,074
0,474
1,440
0,625
0,017
2,811
0,260
0,199
1,236
0,519
2,378
8,00
5,44
■1,70
5,262
2,688
0,418
0,286
2,454
0,046
2,664
0,222
0,256
0,194
1,600
1,172
2,382
8,00
6,04
2,05
3,55
5,7871
2,213 J
0,677-1
0,615
0,514 |
2,000 \
0,002
2,367 |
— J
0,216"\
0,156 {
1,612 f
0,611-1
0,620 \ 1.231
8,00
6,18
1,98
5,344
2,656
0,102
0,460
0,336
2,346
0,050
2,382
0,202
0,182
0,122
1,562
0,572
3,140
•8,00
5,88
■1,87
3,71
1. Биотит из диорита, долина |Хохловска, Татры, Польша (Zastawniak, 1951). (Кроме того,
в анализе Р2О5 0,08.)
2. Биотит из кварцевого латита, Олборото, район Сан-Хуан, Колорадо (Larsen et al., 1937).
Аналитик Ф. А. Гонье.
3. Биотит из тоналитового гранодиорита, Кайрнсмор-оф-Карсфайрн, графство Кёркудбри,
Шотландия (Deer, 1937). Аналитик У. А. Дир.
4. Бурый Сиотит из норита, Оатолит Южной Калифорнии (Larsen, Dralsln, 1950). Аналитик
Ф. А. Гонье.
5. Биотит из гибридного горнблендита, Кайрнсмор-оф-Карсфайрн," графство Кёркудбри,
Шотландия (Deer, 1937). Аналитик У. А. Дир.
SiO2
TiO2
АЬОЗ
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K,0
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O^F
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
6
36,67
3,39
17,10
4,58
16,36
0,04
9,20
0,38
—
0,21
9,17
.—
1,37
1,98
~
100,45
0,57
99,88
1,604
1,656
1,656
0°
—
7 "
38,30
3,60
13,99
3,98
20,24
0,09 .
7,96
0,90
—
0,50
8,31
.—.
0,32
1,63
~
99,84
0,13
99,71
1,608
1,666
1,666
2°
—
T аб
8
37,80
0,62
12,87
4,86
21,03
0,88
8,22
—
1,53
8,65
—
3,51
-;
100,15
—
«100,15»
—
—
—
—
лица 12 (продолжение)
9
34,64
3,48
16,30
3,22
19,94
0,31
8,23
1,03
0,25
0,80
7,90
1,69
2,88
0,64
101,31
0,73
100,58
1,595
1,652
1,656
—
—
10
33,42
3,14
12,22
9,41
21,83
0,72
6,84
—
—
1,02
7,86
—
—
4,32
"
100,78
—
100,78
—-
—
—
—
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
Al
Л1
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,623
2,377
0,713
0,390
0,528
2,098
0,005
2,103
—
0,062
0,062
1,792
—
0,664
2,024
1 8,00
5,84
— J
,062 Л
,062 I . 92
7Q9. ( 1>J*
,792 j
:}'■
69
6,015)
1,985 J 8'00
6,03
0,605 1
0,424
0,470
2,659
0,012
1,863
— J
0,151^
0,150 J g7
1,664 > I>J7
J
5,894 \
2,106/
0,254 ч
0,072
0,568
2,738
0,116
1,907
0,462
1,718
8,00
f 5,66
2,18
3,644 f 3-64
5,326
2,674
0,282")
0,402
0,374
2,572
0,040
1,892
0,166
0,170*
0,240
1,556
8,00
5,73
1,97
0,834 )
2,966 f 3,
80
,233
,256
,370
,108
,860
,095
,596
— J
л
,308 J
,571 f
7,49
6,03
4,512
6. Еиотит из тоиалита, Лейквью, батолит Южной Калифорнии (Larsen, Draisin, 1950). Апа-
литик Ф. А. Гоыье.
7. Биотит из гранодиорита, Вудсон, батолит Южной Калифорнии (Ьагзеп, Draisin, 1950).
Аналитик Ф. А. Гонье. (Кроме того, в анализе ВаО 0,02.)
8. Лепидомелан из нефелинового сиенита, Лавен, Норвегия (Kunitz, 1929). Аналитик В. Ку-
нитц.
9. Биотит из адамеллита, Кайрнсмор-оф-Карсфайрн, графство Кёркудбри, Шотландия (Deer,
1937). Аналитик У. А. Дир.
10. Лепидомелан из пегматоидного нефелинового сиенита, Брейвик, Норвегия (Kunitz, 1924).
Аналитик В. Кунитц.
Таблица 12 (продолжение)
SiO2
TiO2
А12О3
Fe2O3
PeO
MnO
MgO
GaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
F
H2O+
н2о-
0=F
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
11
37,17
3,14
14,60
3,75
26,85
0,06
4,23
0,17
—
0,15
8,25
—
0,85
1,35
—
100,57
0,36
100,21
1,610
1,676
1,677
5°
—
12
35,40
2,14
11,82
9,52
25,09
0,67
0,95
Сл.
—
1,54
9,02
—
3,64
0,00
«99,86»
—
«99,86»
1,653
1,653
0°
—
13
39,60
0,21
22,80
0,79
20,98
0,29
0,46
1,52
0,00
Сл.
8,95
2,03
2,93
0,24
100,80
0,85
99,95
1,582
1,625
1,625
3,04
14
37,38
1,84
11,89
4,38
28,65
0,41
0,22
0,16
0,77
0,39
8,78
—
4,36
1,84
0,67
101,94
1,86
100,08
1,600
—
1,654
6°
—
15
37,01
0,02
15,89
Сл.
30,16
1,01
0,22
0,10
1,01
0,58
9,02
0,19
3,88
1,92
0,00
101,37
1,68
99,69
1,590
1,640
1,640
3,121
16
42,24
0,18
19,62
2,02
18,64
0,30
0,08
0,11
1,90
0,14
8,84
5,02
2,35
0,48
102,01
2,11
99,90
_
1,602
1,606
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
Oil
5,972
2,028
0,736 ч
0,379 I
0,454 I
3,608 1-6,20
0,007 I
1,013 I
- J
0,029 Л
0,046 J
1,691 (
0,431 1
1,446 f
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
1,77
5,7391
2,258 J1
0,261
1,160
3,403
0,091
0,229
— J
i,00
5,14
0,482
1,866
■2,35
3,936
}•■<
5,932-1
2,069J
1,956 i
0,024
0,088
2,626
0,036
0,102
0,244"
1,710
i
0,960i
2,926 И,89
8,00
4,83
1,95
6,025 1
1,975 Г'
0,284-1
0,223
0,530
00
3,863
0,056
0,053
0,499
0,028
0,122
1,806
2,223
1,978
5,9521
2,048/'
0,964 i
5,51
,00
4,056
0,138
0,054 I
0,654 J
0,018 "\
0,182 |
1,850 Г
0,020 J
1,972 I
2,058 }4
5,87
086
6,213
1,787
1,616
0,019
0,222
2,293
0,037
0,018
1,124 J
0,018 Л
0,040
1,660
J8,00
5,33
■ 1,72
2,335
2,296 y^
11.
12.
13.
14.
15.
16.
a
б
в
г
Биотит из тонкозернистого гранита, РуОидокс, батолит Южной Калифорнии (Larsen, Dra-
isin, 1948). Аналитик Ф. А. Гонье.
Биотит из гранита, Моурн-Маунтинс, Северная Ирландия (Brown, 1956). Аналитик
П. И. Браун.
Голубовато-зеленый сидерофиллит из грейзеновой жилы с топазами, Ньюкастл, графство
Дауп, Северная Ирландия (Nockolds, Richey, 1939). Аналитик Н. Салбом.
■Биотит (лепидомелан) из биотитового гранита, Лируэй, северная Нигерия (Jacobson et al.,
1958). (Кроме того, в анализе С1 0,09, СОг 0,08, SO 0,03.)
Зеленовато-серый сидерофиллит из пластового пегматита в мраморе, хребет Брукса,
Аляска (Coats, Fahey, 1944). Аналитик Дж. Дш. Фахи. (Кроме того, в анализе Сз2О 0,12,
С1 0,24.)
Зеленая слюда (феррофенгит) из грейзеновой зоны, рудный пояс Лируэй, северная
Нигерия (Jacobson et al., 1958). (Кроме того, в анализе С1 0,02, СОг 0,05, S 0,02.)
В том числе С1 0,024.
В том числе Cs 0,008.
В том числе С1 0,06 6.
В том числе С1 0,04
Т а б лица 13
химический состав биотита (метаморфические породы)
SiO,
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
1
38,42
1,49
18,26
9,69
6,93
0,36
9,46
0,59
—
2,67
7,17
—
4,58
0,64
100,28
—
100,28
_
1,649
=-0°
—
2
36,22
3,02
16,39
3,92
14,41
0,16
11,11
0,00
—
0,37
8,97
0,08
4,00
0,75
100,19
0,03
100,16
1,586
1,643
1,643
0-8°
2,98
3
35,98
2,35
18,06
1,47
21,56
0,13
7,40
0,15
—
0,42
9,09
0,09
3,28
0,23
100,21
—
100,21
_
1,644
,
—
4
36,15
1,96
19,42
2,00
17,41
0,10
9,70
0,00
—
0,18
8,61
—
4,03
0,23
99,79
—
99,79
_
1,635
—
5
36,47
2,59
19,70
1,44
15,37
0,07
11,44
0,17
—
0,16
8,98
0,08
3,58
0,15
100,20
—
100,20
_
1,642
3,01
Si
Al
Al
Ti
Fe+з
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,570
2,430
0,691
0,162
1,056
0,840
0,044
2,044
0,091
0,751
1,325
4,428
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
4,84
■2,17
5,466
2,534
0,386
0,344
0,452
1,812
0,018
2,492
0,108
1,722
^8,00
5,50
■1,88а
0,0361
4,024L,06
0,827
0,272
0,170
2,780
0,017
1,700
0,025
0,126
1,787
0,043
5,77
•1,94
3,42
5,420
2,580
0,853
0,221
0,225
2,183
0,013
2,168
0,052
1,647
-8,00
5,66
1,70
4,032 [4,03
5,405
2,595
0,847
0,288
0,160
1,906
0,088
2,527
0,027
0,046
1,700
0,036
3,540
■8,00
5,82
1,77
3,58
Зеленый биотит из биотитового кристаллического сланца, Сето, Огава-мати, Накосо-Сити,
префектура Фукусима, Япония (ShidO, 1958). Аналитик X. Харамура. (Кроме того, в
анализе РгОв 0,02.)
Темно-бурый биотит из линзы пегматитоподобной породы в олигоклаз-кварц-биотитовом
гнейсе, Чарльз-Саунд, Новая Зеландия (Hutton, 1947). Аналитик Ф. Т. Сили. (Кроме того,
в анализе ВгОз 0,05, ВаО 0,74, P2Og ел.)
Виотит из гранат-слюдяного кристаллического сланца низкой ступени метаморфизма,
Морар, графство Инвернесс (Lambert, 1959). Аналитик Р. Дж. Ламберт. (Кроме того,
в анализе &а 20, Сг 120, V 125, L1 65, N1 70, Со 35, Zr 40, Sr 7, Ва 500, Rb 3000 ч. на
млн.)
Биотит из гранат-слюдяного кристаллического сланца средней ступени метаморфизма,
Морар, графство Инвернесс (Lambert, 1959). Аналитик Р. Дж. Ламберт. (Кроме того,
в анализе Ga 18, Сг 50, V 100, Li 185, N1 30, Со 25, Zr 20, Ва 1000, ЕЬ 1000 ч. на млн.)
Биотит из регионально метаморфизованного биотит-плагиоклазового роговика, Карн-Чуин-
ниг-Инчбе, графство Росс, Шотландия (Harker, 1954). Аналитик Р. И. Харкер.
В том числе Ва 0,046.
Таблица 13 (продолжение)
SiO2
TiO2
А12О3
Ре2О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K,0 .
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
-2V
Уд. в.
6
35,65
1,78
17,51
3,48
18,15
0,34
8,53
0,69
—
0,48
9,83
3,35
0,14
100,03
—
100,03
1,641
—
—
7
34,06
1,42
20,52
0,58
19,90
0,02
9,55
0,47
—
0,41
7,57
5,03
0,21
99,74
—
99,74
1,638
1,638
—
—
8
37,35
1,71
20,31
2,80
12,29
0,04
13,21
0,06
—
1,25
7,81
0,06
2,95
0,31
100,15
0,02
100,13
1,616
—
—
—
9
35,42
3,15
19,04
2,70
16,11
0,25
9,56
0,24
—
0,40
9,30
0,37
3,48
—
100,02
0,16
99,86
—
1,646
—
3,147
10
36,58
5,14
17,35
1,13
13,93
0,00
13,08
0,18
—
0,07
8,73
0,52
3,38
—
100,09
0,22
99,87
—
1,641
—
3,152
Количества ионов в пересчете на 24 (О, ОН, F)
Si
Al
Al
Ti
Fe+s
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
on
5,495 1
2,505 j
0,677 1
0,207
0,402
2,340
0,044
1,959
0,114
0,142
1,934
3,446 i
8,00
5,63
2,19
3,45
5,089
2,911
0,704
0,160
0,064
2,488
0,003
2,127
0,075
0,118
1,444
—
5,014
•8,00
■5,55
1'64
5,513
2,487
1,049
0,189
0,310
1,518
0,005
2,907
— j
0,009
0,356
1,470 |
0,028
2,904
8,00
5,98
,84
■2,93
5,347
2,653
0,733
0,357
0,306
2,033
0,031
2,151
0,039
0,116
1,792
0,176
3,502
8,00
5,61
•1,95
■3,f
5,422 1
2,578 J 8
0,454 "I
0,572
0,124
1,727
2,889
—
0,028 ^
0,020
1,650
0,243 1
3,342
5
\
1
-3
,00
,77
,70
,59
10.
Биотит из мусковит-биотит-микроклин-кварцевого кристаллического сланца, Каийя, Таби-
ломура, район Госайсио — Такануки, Япония (Mlyashiro, 1958). Аналитик X. Харамура.
(Кроме того, в анализе Р2О5 0,10.)
Биотит из ставролит-гранат-слюдяного кристаллического сланца ставролитовой зоны
регионального метаморфизма, залив Пертхуми, Стоунхейвн, Шотландия (Snelling, 1957).
Аналитик Н. Дж. Спеллинг.
Биотит из кианитового гнейса, остров Малл, Шотландия (MacKenzie, 1953). Аналитик
У. С. Маккензи.
Зеленовато-черный биотит из кварц-биотитового гнейса, Уаст-Бэлмет, северо-западная
часть гор Адирондак, Нью-Йорк (Engel, Engel, 1960). Аналитик К. Г. Энгел. (Кроме того,
в анализе V 320, Ва 750 ч. на млн.)
Темный краснопато-бурый биотит из кварц-биотитового гнейса, Колтон, северо-западная
часть гор Адирондак, Нью-Йорк (Engol, Engel, 1960). Аналитик К. Г. Энгел. (Кроме
того, в анализе V 700, Ва 1800 ч. на мип.)
Таблица 13 (продолжение)
SiO2
ТЮ2
А]2О3
Ге2О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Li2O
Na2O
K2O
Rb2O
F
H2O+
н2о-
O=F
Сумма
Np
Nm
Ng
— 2V
Уд. в.
11
35,59
1,66
19,83
2,52
18,49
0,25
8,16
Сл.
0,21
9,72
—
3,69
0,15
100,32
—
100,32
1,647
12
35,03
2,56
20,38
1,08
20,41
0,02
7,11
0,17
0,96
8,62
—
.—
3,60
0,07
100,01
—
100,01
1,640
1,640
—
13
35,21
2,65
20,27
0,68
16,88
0,35
9,78
Сл.
0,37
8,94
—
■—
3,80
0,53
«99,21»
—
«99,21»
—
—
14
34,87
5,12
19,79
1,72
17,79
0,02
7,42
0,54
0,67
8,18
—
0,42
2,89
0,29
99,72
0,18
99,54
1,603
1,660
1,661
—
—
15
42,02
1,35
18,75
0,66
8,29
0,27
9,55
0,93
1,20
0,73
8,54
1,85
4,34
2,44
0,16
100,55
1,83
99,72
1,555
1,589
1,590
0-5°
—
16
33,09
1,30
17,65
2,42
29,22
0,04
2,83
0,10
0,13
9,04
0,10
0,23
2,92
0,04
100,31
0,34
99,97
1,605
1,668
1,668
0°
3,21
Количества попов в пересчете па 24 (О, ОН, F)
Si
Л1
Al
Ti
Fe+з
Fe+2
Mn
Mg
Li
Ca
Na
К
Rb
F
OH
5,401
2,599
0,949"
0,190
0,288
2,347
0,032
1,846
3,00
5,65
0,002 J
1,882 С
3,736 }
1,94
3,74
5,3391
2,661 J
1, ООП
0,293
0,124
2,602
0,003
1,615
— J
0,027^1
0,282 \
1,676 \
5,00
5,64
1,99
3,660 Г3'66
5,3231,
2,677 J '
0,9351
0,302
0,076 I
2,135 "
0,044
2,203
0,109 \
1,
,00
,70
,724 | 1>Sd,1,596 j 1;
5,327
2,673
0,891
0,589
0,198
2,274
0,003
1,689
— J
0,088 "\
0,198
1,596
,00
6,0521
1,948 |
1,236 "i
0,146
;o,O7O
64 0,999 [
0,033
2,050 I
@,696 J
Ь
!,00
5,23
3,832 f 3>83
0,202
2,946
0,204
1,570
0,171
1,977
2,344
5,337 1
2,663 ,1
0,693-j
0,158
0,292
3,942 }
0,005
10,680 |
j
0,017^
0,040
1,860
0,010.
0,117"
3,142
,00
5,77
■ 1,935
-3,5бв
11
Биотит из силлиманитсодердаащего пиральспит-биотит-олигоклаз-кварцевого гнейса, Тино-
кубо Хурудономура, район Госайсио — Такануки, Япония (Miyashiro, 1958). Аналитик
X. Харамура. (Кроме того, в анализе Р2О5 0,05.)
12. Биотит из гранат-силлиманит-слюдяного кристаллического сланца силлиманитовой зоны
регионального метаморфизма, Глен-Экс, Энгас, Шотландия (Snelling, 1957). Аналитик
II. Дж. Снеллинг.
13. Биотит из кордиерит-биотитовых роговиков, Тенриокио, Симоипа-гори, префектура Нагано,
Япония (Tsuboi, 1938). Аналитик С. Танака.
Биотит из бедных кремнеземом роговиков, Спаркрейгс, Белхелви, графство Абердин
(Stewart, 1942). Аналитик Ф. X. Стьюарт.
Бурый цезийсодержащии биотит из кристаллического сланца на контакте со сподумено-
вым пегматитом, Кингс-Маунтин, Северная Каролина, США (Kess, Stevens, 1937).
Аналитик Р. И. Стивене. (Кроме того, в анализе СэгО 0,47.)
Обогащенный хлором биотит из гранат-мусковит-кварцевого кристаллического сланца,
округ Лемхай, Айдахо, США (Lee, 1958). Аналитик И. X. Ослунд. (Кроме того, в
анализе ВаО 0,09, С1 1,11.)
В том числе Cs 0,028.
В том числе Ва 0,005.
В том числе С1 0,303.
14
15
16
а
б
в
Биотит 79
случаев предполагается, что присутствующий титан занимает вакантные
позиции. По мнению Сердюченко A948) и других исследователей, такой
вид структурного изоморфизма имеет место при кристаллизации биотита
в условиях высоких температур и повышенной щелочности. Более того,
высказывалось предположение, что небольшие количества окисного
железа также могут замещать кремний. Двойственное поведение алюминия
в структуре слюд, занимающего порознь или одновременно как октаэдри-
ческие, так и тетраэдрйческие положения, видимо, наиболее характерно
для тех условий, в которых кристаллизуются биотиты с большим
количеством алюминия в четверной координации (Наггу, 1950). Многие
исследователи помещают атомы алюминия, титана и железа в тетраэдрйческие
положения, оставляя дефицит в количестве катионов шестерной
координации, однако нет оснований считать, что вакантные позиции менее
«допустимы» в тетраэдрическом положении, нежели в других местах
структуры.
Сумма количеств ионов в октаэдрических положениях часто меньше
возможных 6 ионов на формульную единицу, однако их редко меньше 5.
Таким образом, существуют биотиты, промежуточные между триокта-
эдрическими и диоктаэдрическими слюдами, так как у них количество
атомов в октаэдрических положениях соответственно равно 6 и 4. Поле
составов флогопит — истонит — аннит — сидерофиллит не отражает всего
разнообразия химического состава слюд, так как в пего попадают лишь
минералы строго триоктаэдрические. Для графического изображения
состава слюд мусковитового и флогопит-биотитового рядов Гоуэр (Gowor,
1957) использовал треугольные диаграммы, отражающие отношения Fe,
Mg и [А1]6. Однако (Fe, Mg) может замещаться алюминием в шестерной
координации. Это осуществляется двумя способами: а) при
сбалансированности зарядов в отношении [Si]4 : [А1]4 и замене группы SieAl2
(флогопит) на группу Si5Al3 (истонит) или б) без всякого изменения группы
SieAl2, но с уменьшением количеств ионов в положении [У]8. Изменение
второго типа может приводить не только к изменениям в пределах
составов биотита, но и к мусковиту, тогда как при изоморфном замещении
по первому типу переходы осуществляются лишь в пределах серии
биотита. Реальные соотношения между мусковитом, флогопитом и истонитом
приведены на фиг. 14, где в качестве переменных использованы лишь два
параметра: по оси абсцисс — количество ионов Si, а по оси ординат —
сумма количеств ионов группы У. По бокам диаграммы показаны
количества трехвалентных ионов (А1 + Fe+3) позиций У для двух крайних
случаев а ж б. Эта диаграмма не отражает замещения Mg ^ Fe+2, однако
можно построить такого же типа график с использованием в качестве
основапия сечения аннит — сидерофиллит. Главная масса точек состава
минералов серии флогопита — биотита ложится на фиг. 14 вблизи
основания графика, однако наиболее заметно отклоняются от этой линии два
крайних состава (табл. 12, анал. 13, и табл. 10, анал. 11), представленные
соответственно точками А и В; ряд точек располагается в пределах
заштрихованной области (см. табл. 12, 13). Реальные составы мусковитов
почти не отклоняются от идеального состава диоктаэдрической слюды;
исключение составляют лишь разновидности, в которых присутствует
изоморфная примесь лития (см. стр. 23).
Обычно считается, что между биотитом и мусковитом существует
лишь частичная смесимость по типу твердого раствора, однако
высказывались и противоположные мнения. По мнению ряда исследователей,
в кристаллической структуре биотитов могут присутствовать как диокта-
80
Породообразующие минералы
эдрические DА1), так и триоктаэдрические FMg) слои (Holzner, 1936;
Сердюченко, 1948а); сочетание этих слоев в различных соотношениях
может в принципе дать любой промежуточный состав. Пока нет каких-
либо данных по структурам слюд, подтверждающих эти представления,
хотя такие промежуточные разновидности могут быть представлены плохо
раскристаллизованными неупорядоченными слюдами.
В предыдущем разделе справочника при описании мусковита
упоминались глинистые минералы группы иллита. От мусковита минералы
группы иллита отличаются меньшим замещением кремния алюминием
Диоктаэдрические
4
Мусковит
Сумма ионов группы [Y]
Флогопит (аннит) Триоктаэдрические Исптшт(сидеро<риплит)
ф и Г- 14. Возможные колебания составов флогопита
и биотита и их соотношение с составом мусковита.
Ббльшая часть точек составов флогопитов и биотитов
располагается вдоль основания диаграммы, но некоторые из них попадают
в заштрихованную область.
в их структуре и меньшим количеством межслоевых ионов калия; калии
в иллитах может замещаться ионами Са2+, Mg2+ и Н+ (или Н3О+).
Размеры частиц иллитов очень малы и для них характерны определенные
признаки неупорядоченности в упаковке слоев. Все эти особенности могут
проявляться и у триоктаэдрических слюд, которые в таком случае можно
рассматривать как триоктаэдрические иллиты или глинистые биотиты.
Ниже приведен химический анализ глинистого биотита (Walker, 1950):
SiO2 40,87, А12О3 20,45, ТЮ2 2,13, Fe2O3 12,81, MgO 6,86, MnO 0,25,
CaO 0,89, K2O 3,25, Na2O 0,70, H2O+ 4,94, H2O" 6,90, сумма 100,05.
Если допустить, что (ОН) = 4, а (О) = 20, этот анализ будет
соответствовать формуле (Са0?15 KM7Na0J0) (Al2L8Ti0,26Fe+f53Mglie3Mn0i(,4) (Sie>6AlM)
(ОНLО20, в которой X = 1,02, а У = 5,94. В этом случае дефицит
межслоевых катионов компенсируется высоким содержанием трехвалентных
ионов в положениях типа Y. В случае значительного замещения калия
ионами Н+ [или, вероятно, (Н3О)+] для обозначения подобных
минералов можно использовать термин «гидробиотит» по аналогии с термином
«гидромусковит». Однако более поздние исследования показали, что
некоторые образцы, первоначально описанные под этим названием, являются
смешаннослойными глинистыми минералами.
Биотит 81
Синтез. До недавнего времени гидротермальный синтез в области
систем, содержащих окисляющиеся элементы, например железо, при
высоких давлениях проводить не удавалось. В связи с этим железистые
представители серии флогопита — биотита синтезировались преимущественно
в виде фторбиотитов (Григорьев, 1938; Michel-Levy et al., 1947). Однако
была синтезирована и чисто железистая гидроксильная слюда (Верес
и др., 1955), которая была получена при температуре 580—590° С и
давлении 750 бар в виде темно-бурых, чешуйчатых, почти одноосных
кристаллов с Np 1,701 и Ng 1,733. С помощью методики, в которой
контролировалось парциальное давление кислорода, было изучено поле устойчивости
аннита, K2FeeAl2Si602o(OHL (Eugster, 1956).
Во всех этих опытах существовало пять переменных: температура,
состав, давление паров воды, парциальное давление кислорода и общее
давление. Практически Рн2о = Робщ> и в данном эксперименте
применялись фиксированный состав и постоянное общее давление. Парциальное
давление кислорода определялось пятью буферными веществами (смеси
окислов железа, фаялита и кварца), герметизирующими (в качестве
полупроницаемой перегородки) платиновую бомбу, в которую была
помещена исходная шихта. Водород, образующийся при диссоциации
воды, проходя через платиновую бомбу, действовал как переносчик,
уравнивающий парциальное давление р02 между буферными
соединениями и шихтой. Парциальные давления водорода и кислорода —
зависимые переменные, так как константа диссоциации воды постоянна при
данном Т и РОбщ • Результаты опытов с шихтой состава аннита и
переменными значениями pOi и Т при общем давлении 500, 1000 и 2000 бар
отражены на фиг. 15. На этой фигуре можно видеть, что в
координатах Т, РОбщ и Рог аннит стабилен в пределах определенной области,
а вне ее устойчивы другие парагенезисы: гематит + санидин + пар,
магнетит + санидин -f- пар, фаялит + лейцит + калсилит + пар,
железо + санидин + пар.
На фиг. 16 приведено сечение трехмерной диаграммы фиг. 15
при РОбщ = 2000 бар. Предельное давление pOi, при котором устойчив
аннит, соответствует линии фазового перехода магнетит — гематит. На
фиг. 17 приводится диаграмма состояния систем аннит и аннит + кварц
в координатах Т и РОбщ, а на фиг. 18—диаграмма фазовых переходов
в системе аннит + кварц при переменных ро2 и Т в условиях
постоянного РОбщ = 2000 бар. На этой диаграмме можно видеть, что в
присутствии кварца область устойчивости аннита в координатах р02 и Т
значительно сокращается. По данным Эйгстера, для характеристики
областей устойчивости водных силикатов железа Р — Г-кривые достаточны
лишь в том случае, если установлено, что отношение Fe : О в ходе
реакции было постоянным.
Эйгстер и Вонес (Eugster, Wones, 1958) описали сходные эксперименты
со слюдами серии флогопита — аннита с переменным отношением Fe : Mg.
В этих экспериментах составы биотитов, синтезированных при различных
температурах, определялись измерениями светопреломления и положения
рентгеновского рефлекса 060 (фиг. 19). Вонес (Wones, 1958a)
синтезировал чисто железистый безглиноземистый биотит, K2Fe+2Fe+3SieO20(OHL,
при общем давлении 30 000 фунт /кв. дюйм (~2100 кг/см2), различных
температурах и различных парциальных давлениях кислорода (см. также
Верес и др., 1955). Исследование структуры кристаллической
решетки этой слюды было проведено Доннеем и Кингманом (Donnay, King-
man, 1958).
6 NS 1263
у/
-го
-22
-24
10
~zs
400 500 600 100 BOO 900 1000 1100
Температура, °С
ФИГ. 15. Трехмерная диаграмма устойчивости аннита в координатах
■Робщ—Ро2—Т, представленная в виде изобарических сечений.
Криволинейные поверхности, разделяющие 5 отдельных трехмерных областей,
определяются на этом графике кривыми рд2 — Т и ^общ — т (Eu8ster' 1956).
An — аннит; Fa — фаялит; Fe — железо; Наеш — гематит; Ks — калсилит;
Lc — лейцит; Mag — магнетит; Sa — санидин; V — пар.
Iff
Г16
Гематит*
санидин +
пар
Фаялит*
лейцит+
калсилигл*
пар
Железо*
санидин*пар
500
600 100 800
Температура, "С
900
ФИГ. 16. Изобарическое сечение поля устойчивости аннита
для Робщ=РН2О= 200° б
Кривые р0 — Т' приведенные на графике, получены с
использованием следующих буферных веществ: о — железо + фаялит +
+ кремнезем; б — железо + вюстит; в — вюстит + магнетит; г —
фаялит+магнетит и кремнезем; в—магнетит-(-гематит (Eugster, 1956).
2500
2000
t
с?
II
I
1
eg
QJ
I
W00
500
Гематит'
Магнетит
0
400
Магиетит+ кварц!
Фаялит J
Фаялит
Железо + пварц
[Магнетит]
Зюстит J
500
600 700
Температура, "С
300
фиг. 17. Диаграмма состояния системы аннит + кварц в координатах температура —^ общее давление
(Лэбщ = )
Парциальное давление кислорода для каждой моновариантной кривой было равно его давлению в используемом
буфеном веществе и изменялось в зависимости от температуры (Eugster, 1957),
10
rIB
Гематит-*
санидин +
кварц + пар
7 Магнетит*
санидин+
кварц +
пар
Фаялит /~
санидин
V •'
кварц /
500 600 100
Температура^
800
ФИГ. 18. Изобарическое сечение поля устойчивости
системы аннит + кварц для РОбщ = Рщо = 200® ^аР>
а, б, е, г, д соответствуют одноименным кривым фиг. 16.
i г
600° С
О О 100°С
а п 8оо° с
1,535
О 10
Флогопит
АО 50 60
Аннит, вес. %
80
90 100
Атит
фиг. 19. Зависимость светопреломления и d<oeo> от состава у
биотитов серии флогопита — аннита, синтезированных при различных
температурах и давлениях кислорода с использованием в качестве
буферного вещества Ni — NiO (Eugster, Wones, 1958).
Биотит 85
Изменения. Вопрос об изменениях биотита под действием
гидротермальных растворов в условиях умеренных температур и давлений
рассматривался Шварцем (Schwartz, 1958). Как продукты изменения биотита
описаны зеленый биотит, хлорит, мусковит и серицит; иллит, каолинит
и другие глинистые минералы; кальцит, эпидот-цоизит, лейкоксен и рутил;
пирит и другие сульфиды. При воздействии минерализующих растворов
из биотита обычно выщелачиваются железо и магний и в его решетку
привносится калий, в результате чего по биотиту псевдоморфно
развиваются вторичный мусковит и серицит. Присутствие нескольких
продуктов изменения в пределах одного небольшого кристалла биотита
свидетельствует, что при его гидротермальном изменении редко достигается
равновесие. Последовательность в изменении биотита не установлена,
однако Шварц указывает, что прежде всего происходит
перекристаллизация биотита (если она вообще имеет место), а вслед за этим биотит обычно
замещается хлоритом. Выделение титана из биотита происходит на
ранних стадиях изменения и сопровождается образованием тонко- и грубо-
кристаллического рутила, который распределяется столь равномерно,
что по участкам его развития можно точно судить о месте расположения
нацело измененного зерна биотита. Из глинистых минералов в продуктах
гидротермального изменения биотита чаще всего встречается каолинит,
однако были установлены также иллиты и монтмориллониты (вероятно,
на ранних стадиях изменения). В случае присутствия закисного железа
биотит особенно легко изменяется под воздействием H2S с образованием
пирита и других сульфидов. Шварц разграничивал случай изменений,
при которых в новообразованных минералах сохранялись некоторые
элементы, первоначально присутствовавшие в биотите (например, биотит ->•
-> хлорит), и случай с полным удалением первичного материала и привносом
новых элементов (например, биотит-»- кальцит). Во всех случаях изменения
биотита наиболее интенсивно проявляются параллельно его спайности.
В результате изменения биотита при процессах выветривания за счет
него образуются монтмориллонит или вермикулит. Согласно Уокеру
(Walker, 1949), первая стадия выветривания биотита выражается в
замещении ионов калия молекулами воды с образованием гидробиотита. При
этом закисное железо окисляется, ионы (ОН)" замещаются ионами О~2,
магний удаляется, однако слюдяные чешуйки остаются устойчивыми.
На второй стадии выветривания удаляется еще большее количество калия,
а железо замещается магнием, заимствованным из фильтрующихся вод;
появляется способность к набуханию по мере появления в структуре слоев
молекул воды, что приводит к возникновению структуры типа
вермикулита; в конечном счете вермикулит может разлагаться с образованием
каолинита. Процесс выветривания «глинистого биотита» происходит в том
же направлении (Walker, 1950), но в почвах, развитых на основных и
ультраосновных породах, в условиях слабого дренажа изменения
«глинистого биотита» при выветривании происходят с образованием в качестве
промежуточных продуктов хлорита и монтмориллонита. Очевидно, какое-
нибудь из двух указанных выше условий неблагоприятно для
образования биотита. При разложении биотита в лабораторных условиях конечный
продукт изменений представлен каолинитом; если воздействие достаточно
интенсивное, образуется кремнезем. При медленном выщелачивании
раствором MgCl2 биотит постепенно превращается в вермикулит; гидробиотит
превращается в вермикулит гораздо быстрее (Barshad, 1948).
При выветривании биотита увеличивается 2V, уменьшаются
удельный вес и светопреломление, а цвет изменяется до желтого или белого.
86 Породообразующие минералы
Скорость разложения мусковита и биотита в почве примерно одинакова,
а по сравнению с большинством других минералов эти слюды весьма
устойчивы к выветриванию. Биотит легко выщелачивается серной
кислотой, и при промывании крепкой серной кислотой чешуйки биотита
переходят в желтый аморфный кремнезем (Mehmel, 1937). При
продолжительном растирании закисное железо биотита переходит в окисное,
причем это превращение сопровождается потерей водорода (Цветков,
Вальяшихина, 1956).
Оптические и физические свойства
Зависимость между оптическими свойствами и химическим составом
в целом для серии флогопита — биотита была рассмотрена в разделе,
посвященном флогопиту. Светопреломление обычно возрастает по мере
увеличения содержания железа, но также заметно зависит от величины
изоморфной примеси других элементов (например, возрастает при
увеличении содержания Mn, Ti и понижается при вхождении в состав минерала
фтора). В связи с этим определение отношения Fe/Mg оптическими
методами недостаточно надежно. Вустер (Wooster, 1950) описал рентгеновский
метод определения содержания железа у слюд серии флогопита —
биотита, основанный на измерении коэффициента линейной абсорбции
пластинки слюды с использованием медного излучения Ка, монохроматизи-
рованного при помощи кристаллов. При графическом изображении
соотношений этого коэффициента абсорбции и BFe2O3 + FeO) выявляется
прямолинейная зависимость.
У большинства биотитов плоскость оптических осей располагается
параллельно @10), однако у некоторых образцов она перпендикулярна
@10); такие биотиты многие авторы соответственно называют мероксеном
и аномитом. В настоящее время установлено, что мероксен и аномит
эквивалентны полиморфным модификациям 1М и 2Mj (Heinrich et al., 1953),
в связи с чем ранее использовавшиеся названия представляются
излишними. Во всех минералах группы слюды у полиморфных модификаций 2М4
ллоскость оптических осей перпендикулярна @10), а почти у всех
структурных разновидностей типа 1М она параллельна @10). У немногих
биотитов величина светопреломления выходит за пределы, указанные
выше (стр. 69); таковы, например, слюды с очень большим содержанием
Fe+3 с Ng 1,73 и Ng — Np 0,08, которые иногда называют железистыми
биотитами.
Окраска у биотитов обычно интенсивнее, чем у флогопитов, и в общем
зависит от состава. Не редки зональные кристаллы биотита. По данным
Хаямы (Hayama, 1959), главнейшие факторы, определяющие окраску
биотита,— это содержание TiO2 и отношение Fe2O3/(Fe2O3 + FeO).
Повышенное содержание TiO2 вызывает красновато-бурую окраску, тогда как
высокое содержание окисного железа — зеленую. Цвет биотита в
большей мере определяется соотношением этих факторов, нежели абсолютной
их величиной. Так, биотит с небольшим содержанием TiO2 будет иметь
бурую окраску при условии, что содержание Fe2O3 в нем низкое, но при
таком же содержании Fe2O3 и очень небольшом содержании TiO2 цвет
биотита будет зеленым. Промежуточные соотношения Fe+3 и Ti
обусловливают желтоватую или зеленовато-бурую окраску биотита. В биотите
часто наблюдаются плеохроичные дворики, возникновение которых свя-
Биотит 87
зывают с присутствием включений циркона или других минералов,
содержащих радиоактивные элементы U — Ra и Th — Ас. Так, Хаттон (Hutton,
1947) установил в ядрах таких двориков монацит, ксенотим и апатит. ■
Плеохроизм и анизотропия парамагнитной восприимчивости биотита
обычно сильнее выражены у биотитов с высоким содержанием железа.
Биотит часто встречается в виде крупных хорошо образованных
кристаллов таблитчатого габитуса (по {001}) и псевдогексагональных
очертаний. Для определения кристаллографической ориентировки биотита
можно использовать фигуры удара (стр. 18), которые, однако, в этом
случае, как и у других слюд, не всегда легко интерпретировать. Биотит
имеет совершенную спайность по {001}, дающую однородные гибкие листы.
Диагностические признаки
Биотит обычно темнее и имеет более высокое светопреломление, чем
другие слюды. От мусковита он отличается небольшой величиной 2V.
По сравнению с биотитом вермикулит обладает меньшими
светопреломлением и двупреломлением, а хлориты имеют гораздо меньшее двупреломле-
ние. Лепидолиты можно отличить по их более светлой по сравнению с
биотитом окраске и по характерному окрашиванию литием пламени
паяльной трубки. Чтобы различать триоктаэдрические и диоктаэдрические
слюды, следует пользоваться порошковыми рентгенограммами. С биотитом
можно спутать стильпномелан (см. стр. 134).
Парагенезис
Биотит встречается в самой разнообразной геологической обстановке,
гораздо более разнообразной по сравнению со всеми остальными слюдами.
В метаморфических породах он образуется в широком интервале
температур и давлений и в изобилии присутствует во многих контактно и
регионально метаморфизованных осадках. Из интрузивных магматических
пород биотит обычно присутствует в гранитах и гранитных пегматитах,
гранодиоритах, тоналитах, диоритах, норитах, кварцевых и нефелиновых
сиенитах, кварцевых монцонитах. Особенно характерен биотит для извест-
ково-щелочных пород, а также для различных гибридных пород. Реже он
встречается в эффузивных магматических породах, риолитах, трахитах,
дацитах, латитах, андезитах и некоторых базальтах.
Термический метаморфизм. При термическом метаморфизме
глинистых Пород в качестве первого новообразованного продукта появляются
мелкие чешуйки биотита, рассеянные в хлоритово-серицитовой основной
массе. В возникающих на несколько более высокой ступени роговиках
биотит встречается почти всегда. При термическом метаморфизме биотит
образуется за счет хлорита, светлой слюды, железорудных минералов
и рутила исходных осадков. В районе Комри, Пертшир, во внешней зоне
контактного ареола диоритового массива Карн-Чойс, по данным Тилли
{ТШеу, 1924), биотит кристаллизовался в виде чешуек, параллельных
ориентированным пучкам хлорита и серицита. Ближе к контакту массива
размеры зерен биотита увеличивались и ориентировка их становилась
88 Породообразующие минералы
менее заметной. Часто биотит ассоциирует с андалузитом и кордиеритом
в роговиках низкой ступени метаморфизма, однако оба эти минерала
начинают кристаллизоваться лишь после начала кристаллизации биотита.
На более высоких ступенях термического метаморфизма количество
биотита уменьшается, и он в конечном счете замещается калиевым полевым
шпатом, ромбическим пироксеном и силлиманитом или калиевым
полевым шпатом и кордиеритом. В районе Комри биотит присутствует в анда-
лузит-кордиерит-кварцевых (класс I), кордиерит-плагиоклаз-кварце-
вых (класс III), кварц-кордиерит-гиперстен-плагиоклаз-ортоклазовых
(класс IV), гиперстен-плагиоклаз-ортоклазовых (класс VII) роговиках.
Стьюарт (Stewart, 1942) привел анализ биотита (табл. 13, анал. 14)
из ненасыщенных кремнеземом глиноземистых роговиков, состоящих
из граната, шпинели, кордиерита, плагиоклаза, биотита, магнетита
и пирротина с небольшими количествами силлиманита и калиевого
полевого шпата. Этот образец биотита с высоким содержанием А1 и Ti
относится к числу немногих химически проанализированных биотитов из
термически метаморфизованных пород (см. также анал. 13, табл. 13). Питчер
и Синха (Pitcher, Sinha, 1957) изучили изменение состава биотитов в
контактном ареоле плутона Ардара Донегальского гранитного комплекса.
Вмещающие породы этого массива представлены регионально метамор-
физованными глинистыми осадками, превращенными в тонкозернистые
биотит-мусковитовые кристаллические сланцы. При наложенном
ретроградном метаморфизме биотит в этих породах частично перешел в хлорит.
В период последующего термического метаморфизма происходила
перекристаллизация биотита и его образование в больших количествах за счет
хлорита, причем источником калия, видимо, являлась светлая слюда.
В биотитах внутренних зон контактного ареола значительно болытте
Fe+3 и Ti, тогда как биотиты внешних зон отличаются повышенными
содержаниями Mg и К; параллельно установлены изменения величины Ng.
Еще до этих исследований Тилли (ТШеу, 1926) отмечал прогрессивное
изменение окраски биотита в процессе термического метаморфизма,
выразившееся в появлении во внутренних зонах контактного ареола биотитов
с более интенсивной красной окраской. Тилли предположил, что темно-
окрашенные биотиты содержат больше железа, чем биотиты менее
метаморфизованных пород внешних частей ареола.
Разложение биотита с образованием силлиманита было установлено
в Далредских кристаллических сланцах близ Барнсбега, графство Доно-
гал, при контактном воздействии на них Донегальского массива гранитов
(Tozer, 1955). По мере увеличения количества силлиманита в этих породах
окраска биотита последовательно становилась более светлой. Рамберг
(Ramberg, 1952) высказал предположение, что в условиях наиболее
высокой ступени амфиболитовой фации разложение биотита может
осуществляться по следующим реакциям:
(OHJKFe3AlSi3O10-|-(OHJKAl3Si3Od0 + 3SiO2 ^ 2K.AlSi3O8 + Fe3Al2Si3O1
Ге-биотит Мусковит Ортоклаз Альмандин
Флогопит Мусковит Ортоклаз Пироп
Более железистый биотит, вероятно, реагирует в условиях меньших
давлений и температур по сравнению с маложелезистыми биотитами;
относительно обогащенные магнием разности этого минерала должны
оставаться устойчивыми при более высоких значениях РТ, о чем и
свидетельствует прогрессивное обесцвечивание биотитов Барнсбега. Реакция
Биотит 89
силлиманитизации представлена Франсисом (Francis, 1956) в виде
следующего уравнения:
(OHJKFe3AlSi3O10 + Al2O3 + SiO2 ^ KAlSi3O8-f-Al2SiO3-|-3FeO-fH2O.
Fe-биотит (Из растворен- Ортоклаз Силлиманит
ного кианита)
В противоположность образованию магнезиального биотита в этом
районе во внутренней зоне контактного ареола плутона Ардара
кристаллизуется относительно железистый биотит. В последнем случае, однако,
биотит устойчив при температурах и давлениях метаморфизма, а в Барнс-
беге он неустойчив и наблюдается частичное его замещение силлиманитом.
Региональный метаморфизм. По сравнению с термально метаморфи-
зованными породами при региональном метаморфизме биотит появляется
при несколько более поздних процессах перекристаллизации. Вещество
для образования биотита заимствуется при региональном метаморфизме
из тех же минералов, что и в контактно метаморфизованных породах,
т. е. за счет реакции между антигоритовым хлоритом, мусковитом и
железорудными минералами (ТШеу, 1924). Кристаллизация биотита в
глинистых породах начинает осуществляться в условиях температуры и
давления, отвечающих биотитовой зоне, типичными породами которой
являются биотитовые, биотит-серицитовые, биотит-хлоритовые и аль-
бит-биотитовые кристаллические сланцы. Структурные взаимоотношения
минералов во многих глинистых и песчано-глинистых осадках позволяют
предполагать, что биотит не возникает за счет какого-либо специфического
исходного материала. Однако содержание биотита в породах биотитовой
зоны можно сопоставить с уменьшением количества хлорита и особенно
мусковита. Биотит представляет собой устойчивый минерал гранатовой
зоны регионального метаморфизма и играет важную роль во многих
гранатово-слюдистых кристаллических сланцах. Снеллинг (Snelling, 1957)
полагает, что в гранатовой зоне кристаллизуется более магнезиальный
биотит, чем в биотитовой зоне:
Fe+1iMg1oAl6Si13040(OHK2 + 2KAl3Si3O10(OHJ + 2SiO2 _♦-
Амезитовый хлорит Мусковит
Альмандин Флогопит
Биотит обычен также во многих породах последующих зон регионального
метаморфизма, и его присутствие в ставролитовой, кианитовой и силлима-
нитовой зонах частично связывается с ограниченным замещением закис-
ного железа магнием в ставролите, а в двух зонах наиболее интенсивного
метаморфизма — с отсутствием других железо-магнезиальных минералов.
Наиболее распространенная порода силлиманитов ой зоны плато Абуку-
ма — биотит-калишпат-плагиоклазово-кварцевый гнейс, в котором обычно
присутствуют также небольшие количества мусковита, граната ряда
пиральспитов и силлиманита; однако некоторые породы здесь содержат
также андалузит и кордиерит. Миясиро предполагает, что на этой ступени
метаморфизма биотит становится неустойчивым и реагирует с
мусковитом, в результате чего образуются калиевый полевой шпат и кордиерит:
6(OHJKAl3Si3O10 + 2(OHJK(Mg
Мусковит Биотит
-+ 8KAlSi3O8 + 3(Mg, Fe+2JAl4Si8O18
Калиевый Кордиерит
полевой
шпат
90 Породообразующие минералы
В результате изучения биотитов докембрийских гнейсов Гренвилл
юго-восточного Квебека Крейтц (Kretz, 1959) установил, что биотит,
находящийся в ассоциации с силлиманитом, содержит меньше Са, чем
биотит в ассоциациях, лишенных силлиманита. По мнению Крейтца, эти
соотношения свидетельствуют, что биотиты с содержанием Са выше
обычного неустойчивы в контакте с силлиманитом, в результате чего может
происходить следующая реакция:
Ca(Mg, Fe+sKAl2Si2O10(OHJ + Al2SiO5+2SiO2 ^
Составляющая Са-биотита Силли- Кварц
в К-Са-биотите манит
^ CaAl2Si208-l-(Mg> re+2KAl2Si3O12 + H2O.
(В плагио- Гранат
клазе)
В определенных условиях давления и температуры при метаморфизме
эта реакция будет смещаться в левую или правую сторону уравнения
до тех пор, пока в биотите имеется кальций. Таким образом, содержание
Са в биотите, сосуществующем с силлиманитом, анортитом, гранатом,
кварцем и Н2О во время их кристаллизации, может указывать на
температуру образования этой ассоциации и степень метаморфизма. Кроме того,
Крейтц (Kretz, 1959) установил, что в биотитах, сосуществующих с
силлиманитом, проявляется тенденция к увеличению содержания А1(А12О3
17,0—19,5%) по сравнению с биотитом, участвующим в бессиллиманито-
вых ассоциациях (А12О3 12,7—17,6%).
Крейтц (Kretz, 1959) изучил распределение Fe, Mg, Mn, Ti, V, Cr,
Y и Sc в биотитах, гранатах и роговых обманках гнейсов Гренвилл юго-
западного Квебека и показал, что распределение некоторых элементов
в сосуществующих минералах очень строго подчиняется закону
распределения Нернста; примером может служить распределение V между
биотитом и роговой обманкой. Диаграмма этого распределения трактуется
Крейтцем как графическое выражение закона распределения Нернста.
Наклон линии на этом графике представляет собой константу
распределения:
— -Ку —1,2,
где Су — концентрация V (или V2O3) в роговой обманке, Су —
концентрация ванадия в биотите, а КНуВ — константа распределения.
Распределение некоторых элементов между сосуществующими минералами
оказалось совершенно неправильным, например распределение Ti между
биотитом и гранатом. Это может быть вызвано либо примесью мелких
включений простых окислов или силикатов, либо тем, что сейчас данного
элемента в минерале меньше, чем при кристаллизации, в связи с его
выносом из кристалла.
Изменения состава биотита в зависимости от степени метаморфизма
были установлены во многих районах. Так, Барт (Barth, 1936) обнаружил,
что в округе Датчесс в высоко метаморфизованных породах присутствует
менее железистый биотит, чем в породах, метаморфизованных менее
интенсивно. В результате детального изучения биотитов широко развитых
парагнейсов Адирондака Энгелы (Engel, Engel, 1960) пришли к выводу, что
в биотитах по мере увеличения степени метаморфизма происходит
уменьшение содержания Mn, Fe+2 и Fe+S и одновременное увеличение количеств
Ti, Mg, Ba, Cr и V. Наиболее ценные сведения об изменении степени
метаморфизма дают отношения TiO2 : MnO и FeO (или FeO + MnO) : MgO
Биотит 91
т, е. пар окислов, изменение содержаний которых происходит в
противоположных направлениях. В табл. 13 приводятся примеры химических
-анализов биотитов из пород, относящихся к наиболее низкой и наиболее
высокой ступеням метаморфизма, изученным Энгелами (соответственно
анал. 9 и 10). Ламберт в результате сопоставления 14 химических
анализов биотита (например, табл. 13, анал. 3, 4) пород серии Мойн, округ
Морар, графство Инвернесс, установил, что содержание Mg в биотитах
возрастает по мере усиления степени метаморфизма. В работе Снеллинга
(Snelling, 1957), посвященной биотитам глиноземистых кристаллических
-сланцев, относящихся по степени метаморфизма к биотитовой до силлима-
нитовой региональным зонам и развитых в районе Глен-Эск, Стоунхавен
и Абердин, показано, что в общем биотиты пород низкой ступени
метаморфизма характеризуются большим содержанием Si и меньшим
содержанием А1 по сравнению с биотитами пород средних и высоких ступеней.
Однако в биотитах этого района систематические изменения величины
отношения Fe+2 : Mg в зависимости от степени метаморфизма отсутствуют.
Увеличение содержания Fe+2 и Мп в биотите по мере усиления
метаморфизма отмечал для ряда районов Де Вор (De Vore, 1955b); аналогичные
наблюдения были сделаны Миясиро (Miyashiro, 1956) в отношении
биотитов пород амфиболитовой фации, распространенных в префектуре Нагано,
Япония. Последний автор (Miyashiro, 1953, 1958) также отмечал, что
■биотиты (табл. 13, анал. 6, И) в глиноземистых породах зон более
интенсивного метаморфизма центральной части плато Абукума имеют большее
содержание Ti и меньшее содержание Мп по сравнению с биотитами
промежуточных зон (в зоне наивысшего метаморфизма МпО 0,42, 0,33, 0,32,
0,25, 0,05%, а в промежуточных зонах МпО 0,47, 0,42 и 0,34%).
Различия в составе биотита в зависимости от степени метаморфизма
отчетливо связаны с природой других присутствующих
железо-магнезиальных минералов. Так, биотиты, изученные Де Воре, были отобраны
из лишенных граната роговообманковых и пироксеновых метаморфических
пород, тогда как биотиты округа Датчесс (Barth, 1936) и гор Адирондак
(Engel, Engel, 1960) сосуществуют с гранатом. Для последнего случая
•Энгелы отмечали, что по мере увеличения температуры метаморфизма
за счет биотита и кварца образуется гранат; при этом проявляется
фракционирование элементов: биотит обогащается Mg, Ba, Co, Cr, Cu, Ni,
Ti и V, тогда как в состав граната входят Мп, Fe, Ca, Sr, Y, Yb. Таким
образом, в результате этих наблюдений удалось установить, что
отношения Со : Fe и Ni : Fe в биотите можно использовать для оценки степени
метаморфизма. Снеллинг (Snelling, 1957) предположил, что в состав
альмандина и ставролита предпочтительнее входит Fe+2, чем Mg, и показал,
что содержание Mg в биотитах ставролитовых кристаллических сланцев
выше, чем валовое содержание Mg в материнских породах. В кордиерит-
содержащих регионально метаморфизованных породах Mg
предпочтительно входит в состав кордиерита, и содержание Mg в биотитах таких
пород меньше, чем в Материнских породах.
Биотиты адирондакских парагнейсов по составу являются
промежуточными между биотитами гранитов и диоритов. Увеличение степени
метаморфизма соответствует нарастанию основности магматической
кристаллизации, и, таким образом, состав биотита из парагнейсов более низкой
•ступени метаморфизма ближе к составу биотита гранитов. Энгельхардт
(Engelhardt, 1936) отмечал аналогичное увеличение содержания бария
в биотитах магматических пород по мере увеличения температуры их
кристаллизации.
92 Породообразующие минералы
Энгелы (Engel, Engel, 1960) наблюдали систематические изменения
окраски биотитов адирондакских гнейсов по мере увеличения степени
метаморфизма от зеленовато-бурой через бурую до интенсивной красновато-
черной. Окраска биотита лучше всего коррелируется с химическим
составом, выраженным не в виде отношения (ТЮ2): (суммарное железо), а как
отношение (TiO2/MgO) : (суммарное железо, пересчитанное на FeO), так
как присутствие больших количеств магния ослабляет влияние Fe и Ti
на окраску биотита (см. Hall, 1941). В породах центральной части плато
Абукума, Япония, зависимость между Ng биотита и степенью
метаморфизма не была установлена (Miyashiro, 1958), однако оказалось, что здесь
величина Ng биотитов измененных глинистых и песчанистых пород
наиболее часто располагается в пределах от 1,640 до 1,650, тогда как у
биотитов метаморфизованных основных пород этот показатель преломления
колеблется от 1,630 до 1,640. В зоне низкой ступени метаморфизма цвет
биотитов глинистых и песчанистых пород по Ng зеленовато-бурый, бурый
или желтовато-бурый, тогда как в породах высокой ступени
метаморфизма — бурый. Для другого района центральной части плато Абукума Сидо
(Shido, 1958) отмечал характерный зеленый цвет биотита (например,
табл. 13, анал. 1) глинистых и песчаных кристаллических сланцев
наиболее низких ступеней метаморфизма. Аналогичные изменения окраски
биотитов в зависимости от степени метаморфизма отмечались и в других
районах (ТШеу, 1925; Phillips, 1930; Ambrose, 1936).
Чарнокиты. Для чарнокитов биотит мало характерен, однако Хауи
(Howie, 1955) описал породы среднего состава из чарнокитовой серии
Салема, Мадрас, в которых присутствовало 8% биотита. Хауи показал,
что Ga, Li и V в относительно повышенных количествах присутствуют
в биотитах кислых членов этой серии, Sc, Y и Cs концентрируются в
биотитах пород среднего состава, тогда как наивысшее содержание Сг
наблюдается в наиболее магнезиальных биотитах. В большом количестве отмечен
биотит в некоторых чарнокитовых породах комплекса Западного Уусимаа
в юго-западной Финляндии (Parras, 1958). В некоторых пироксенсодер-
жащих породах этого комплекса биотит присутствует в виде мелких
чешуек, выстилающих с внешней стороны призматические грани
пироксена в ассоциации с очень малым количеством вторичного кварца. Эти
чешуйки биотита рассматриваются Паррасом как продукт распада
твердого раствора, сопровождавшегося выделением К, А1 и Ti, входивших
в состав пироксена в процессе его образования при высоких
давлениях и температурах. Для биотитов чарнокитовой серии характерен
сильный плеохроизм: по Ng — бурый, темно-бурый и красновато-бурый
цвет.
Магматические породы. В литературе приводится много анализов
биотитов магматических пород; для нескольких проанализированных
образцов были проведены детальные сопоставления состава и
парагенезиса. В результате изучения биотитов магматического комплекса Карс-
файрн (табл. 12, анал. 3, 5,9) Дир (Deer, 1937) пришел к выводу, что
в биотитах более кислых пород отношения Fe+2 : Mg и R+3 : i?+2 выше.
В этих слюдах октаэдрические позиции редко заняты полностью; очевидно,
количество таких вакантных позиций возрастает по мере увеличения
содержания трехвалентных ионов и отношения Fe+2: Mg. Сходные
отношения наблюдались и в биотитах комплекса Гарбал-Хилл — Глен-Фин
(Nockolds, 1941). В последнем случае в ряду от пироксеново-слюдяного
Биотит 93
диорита до порфировидного гранодиорита в составе биотитов содержание
Si, Ti и Mg уменьшается, тогда как содержание Al. Fe+2 и Fe+3 возрастает.
Изменение содержаний элементов-примесей в биотитах комплекса
выражается в последовательном увеличении количеств Ga, Mn и Rb и
уменьшении количеств Сг, V, Gu, Ni, Co и Sr в направлении от ранее к позднее
кристаллизовавшимся минералам. Содержание лития довольно быстро
увеличивается на ранних стадиях кристаллизации, а затем удерживается
на более или менее постоянном уровне (Nockolds, Mitchell, 1948). В общем
относительно поздно кристаллизовавшиеся биотиты отдельного
интрузива по сравнению с ранними биотитами из любого другого массива
обнаруживают большее содержание Fe+2 и (Fe+a + Fe+3) и пониженное
содержание Mg, однако четкие соотношения между составом биотита и
содержанием кремнезема во вмещающей породе отсутствуют.
В химических анализах 8 образцов биотита из пород батолита Южной
Калифорнии (Larsen, Draisin, 1950) также наблюдается увеличение
содержания Fe+2 по мере нарастания кислотности пород: в норите 2,0, в тона-
лите 2,1, в гранодиорите 2,7, в граните 3,6% (табл. 12, анал. 4, 6, 7, 11)..
Сходные изменения состава установлены для биотитов кварцевых мон-
цонитов и тоналитов батолита Айдахо (Larsen, Schmidt, 1958). У биотитов
батолита Южной Калифорнии наблюдается общее уменьшение
содержания А1 в образцах из гранодиорита и гранита по сравнению с образцами
из норита и тоналита. Пониженное содержание А1 было также отмечено
в образце биотита (табл. 12, анал. 14) из биотитового гранита кольцевого
комплекса Лируэй в северной Нигерии (Jakobson et al., 1958) и в биотите
(табл. 12, анал. 12) гранита G. 2 из гор Морн (Brown, 1956). В последнем
случае гранит отличается повышенным содержанием кремнезема, в связи
с чем интересно отметить, что количество А1, входящего в состав биотита
Морн, точно соответствует его содержанию, необходимому для заполнения
8 тетраэдрических положений на формульную единицу.
Нокколдс и Митчелл (Nocholds, Mitchell, 1948) построили диаграмму
состава в координатах FeO — MgO — А12О3 ряда проанализированных
биотитов из известково-щелочных пород Каледонии. Нанесенные точки
составов биотитов, за исключением одного образца из биотит-мусковито-
вого адамеллита, четко располагаются вдоль линии, на продолжении
которой легли составы двух биотитов из гранитного массива Дартмур
(Bra.mmall, Harwood, 1932). Нокколдс и Митчелл изучили в
проанализированных образцах биотитов поведение элементов-примесей по отношению
к главным элементам близкого ионного радиуса. По мере продвижения
от ранее кристаллизовавшихся к позднее кристаллизовавшимся минералам
происходит увеличение отношений Ga : Al, Li : Mg, Mn : Fe+2 и Rb : K,
тогда как отношения Ni : Mg, Co : Fe+2 и Ва : К уменьшаются.
Отношения Сг : Fe+3, V : Fe+3 и Sr : (К + Ca) более изменчивы, но в общем
также уменьшаются по мере развития кристаллизации в какой-либо
отдельной интрузии.
Нокколдс (Nockolds, 1947) изучил отношения между химическим
составом и парагенезисами примерно для 70 образцов биотита из
магматических пород. Этот исследователь пришел к выводу, что отношение
А12О3 : (MgO 4- суммарное Ге в виде FeO) в биотитах
известково-щелочных пород определяется их парагенезисами, тогда как отношение
MgO : (суммарное Fe в виде FeO) зависит от степени дифференциации магмы,
из которой кристаллизовался биотит, или степеннее загрязнения. В табл. 14
приведены средние составы биотитов из упомянутых выше парагенезисов
известково-щелочных и щелочных магматических пород. В последователь-
94
Породообразующие минералы
Таблица 14
СРЕДНИЕ СОСТАВЫ БИОТИТОВ ИЗ РАЗЛИЧНЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ (Nockolds, 1947)
Ассоциирующий с
биотитом минерал
Si
[А1]«
[Ti]4
[А1]6
Сумма октаэдри-
ческих атомов
Сумма Fe в виде
ГеО
MgO
Fe2O3
FeO
MnO
Na2O
K2O
Известково-щелочные
1
топаз и
т. д.
5,89
2,11
—
1,42
5,08
43,7
0,23
—
2
мусковит
5,30
2,70
—
0,78
5,45
3,20
0,22
0,46
0,11
магматические
породы
3
только
биотит
5,49
2,51
—
0,38
5,66
3,05
0,14
0,53
0,07
4
роговая
обманка
5,53
2,47
—
0,15
5,85
1,75
0,22
0,34
0,06
5
пироксен
и (или)
оливин
5,74
2,19
0,07
0,09
5,81
0,62
0,17
0,13
0,09
Щелочные
магматические породы
6
только
биотит
5,48
2,52
—
0,44
5,75
—
0,23
0,49
0,12
7
щелочные
амфиболы
5,63
2,23
0,14
0,19
5,44
—
0,28
0,82
0,16
8
Эги-
рин
5,52
2,12
0,24
0,10
5,67
—
0,33
1,46
0,15
ности образцов от биотита колонки 2, ассоциирующего с мусковитом,,
до биотита колонки 5, ассоциирующего с пироксеном и оливином
(присутствующими порознь или совместно), уменьшается количество А1,
занимающего как тетраэдрические, так и октаэдрические положения, тогда
как отношение MgO : (суммарное Fe в виде FeO) в этом же направлении
возрастает. Биотиты, ассоциирующие с топазом, бериллом и сподуменом
(колонка 1), выпадают из этой серии. В данных по биотитам щелочных
пород наблюдается большой разброс; типичные для них содержания
элементов приведены в колонках 6, 7 и 8. В биотитах щелочных пород по
сравнению с образцами из известково-щелочных пород больше Ti входит
в тетраэдрические положения и выше отношения Fe+3 : Fe+2, Na : К,
а также содержание Мп (см. анал. 8, 10, табл. 12).
Нокколдс (Nockolds, 1946) изучил положение биотита в ряду
кристаллизации железо-магнезиальных минералов известково-щелочных
пород. В комплексе Гарбал^Хилл — Глен-Фин биотит приурочен к
основной массе оторочек закалки наиболее рано закристаллизовавшихся пород
и располагается на линии ликвидуса. В среднезернистых породах
кристаллизация биотита начинается после прекращения кристаллизации
оливина и пироксена и лишь частично совпадает по времени с выпадением'
из расплава роговой обманки. Полагают, что кристаллизация биотита
завершается до начала кристаллизации плагиоклаза, калиевого полевого
шпата и кварца. В породах батолита Южной Калифорнии кристаллизация
биотита частично совпадает с образованием пироксена (Larsen, Draisin,
1950). В этом массиве, однако, нет признаков реакционных отношений
между роговой обманкой и биотитом, и в основном эти минералы
кристаллизовались совместно. Распределение биотита в интрузивных и
эффузивных породах Южной Калифорнии одинаковое. Биотит отсутствует в
габбро и базальтах, появляясь в породах обеих групп, когда величина
Биотит 95
(V3 SiO2 + K20 — CaO — FeO — MgO) породы составляет —2 и выше.
В группе интрузивных пород батолита биотит становится главным
железо-магнезиальным минералом, когда величина (х/з SiO2 + К2О — СаО —
— FeO — MgO) превышает 5 (тоналиты, гранодиориты, граниты), а в
эффузивных породах, когда это значение больше 12 (кварцевый латит,
риолит).
Весьма распространен биотит в породах среднего состава,
образовавшихся в результате ассимиляции габброидного, долеритового и норито-
вого материала кислой магмой. Нокколдс (Nockolds, 1934) подчеркивал,
что биотит кристаллизуется в качестве конечного продукта реакционных
серий, например моноклинный пироксен -»- бурая роговая обманка -»-
-*- зеленая роговая обманка —*- биотит и моноклинный пироксен —*■
ромбический пироксен -*- биотит. В частности, многие исследователи
отмечали прогрессивное образование биотита по мере последовательного
преобразования роговой обманки в ксенолитах пород основного состава,
попавших в породы среднего и кислого состава. Так, в ксенолитах
основных пород в тоналите комплекса Карсфайрн отношение биотит: роговая
обманка изменяется от 1 : 4 в наименее измененных включениях до 1: 0,5
в ксенолитах, интенсивно преобразованных явлениями ассимиляции.
Выравнивание отношения биотит : роговая обманка в ксенолитах и
вмещающем их тоналите A : 0,4) ведет к тому, что в наиболее
преобразованных ксенолитах и тоналите возникают почти одинаковые количества этих
двух минералов.
Обычно биотит встречается в средних и кислых интрузивных
породах, однако иногда он играет важную роль и в составе некоторых
основных пород. Так, его много в кварц-биотитовых норитах и кордиери-
товых норитах района Хэддо-Хауз (Read, 1935), где его
кристаллизация может быть вызвана ассимиляцией андалузит-кордиеритовых
кристаллических сланцев и кордиерит-биотитовых гнейсов габброидной
магмой. Биотит присутствует в большинстве пород серии амфиболитов —
гнейсовидных кварцевых диоритов района Гасайсио — Такануки,
Япония. По мнению Огуры (Ogura, 1958), эти кварцевые диориты
образовались за счет амфиболитов в результате проявления гранитизации,
обусловленной пропитыванием основных пород кварцево-полевошпатовыми
компонентами. По мере развития гранитизации содержание суммарного
и окисного железа в биотитах возрастает, а количество Mg, Ti и Мп
понижается. Кроме того, наблюдается увеличение содержания биотита по
мере уменьшения содержания анортитового компонента в
сосуществующем с биотитом плагиоклазе.
Во многих гранитах наблюдается частичная или полная хлорити-
зация биотита, происходящая в гидротермальную стадию
кристаллизации. Чейз (Ghayes, 1955) предположил, что это превращение может
осуществляться по следующим реакциям (железистая слюда и слюда, не
содержащая железа, учитываются порознь):
Истонит Клинохлор Калиевый
полевой
шпат
2(OHJKFeJ2AlSi3O10 + 2H2O -*- (OH)8Fe+2Fe+3AlSi3O10 + KAlSi3Os+К.
Железистая слюда Железистый хлорит Калиевый
полевой
шпат
96
Породообразующие минералы
В излившихся породах биотит встречается значительно реже, чем в
интрузивных, и в тех случаях, когда он появляется в эффузивах, он обычно
всегда частично замещается другими минералами. Объяснение
различного поведения биотита в интрузивных и эффузивных породах с точки
зрения экспериментально определенной кривой устойчивости
флогопита и ее соотношений с минимальными кривыми плавления гранита
и базальта было дано Йодером и Эйгстером (Yoder, Eugster, 1954). На
фиг. 20 видно, что кривая устойчивости флогопита располагается выше
I
«а
I
г 1 1—
| Минимальная
кривая
плавкости
I „гранита "
Кривая ^Минимальная
устойчивое - J1 Критя
~" I плавкости
I „базальта".
I
I
\
ФИГ. 20. Соотношения
верхней кривой устойчивости
флогопита, минимальной кривой
плавкости гранита (Bowen,
Tuttle, 1953) и предполагаемой
кривой плавкости базальта
(Yoder, Eugster, 1954).
800 1000 1200
Температура, "G
кривой плавления гранита, за исключением области самых низких
давлений, однако она пересекает кривую плавления базальта при
некотором промежуточном значении давления. Таким образом, в основных
породах флогопит должен быть устойчив на глубине, но неустойчив при
излиянии. Возможность экстраполяции этих выводов на биотитовую
слюду довольно сомнительна, так как экспериментальная работа
по анниту показала, что кривая его устойчивости сильно зависит от
величины изоморфного замещения магния железом (Eugster, 1956).
Однако биотит присутствует в излившихся породах, где он полностью
или частично резорбирован, что наиболее четко проявляется в самых
бедных кремнеземом эффузивах, например в вулканических породах
региона Сан-Хуан, Колорадо (Eugster, 1956). В вулканических породах
района Самбре, юго-западная часть Японии, кристаллы биотита
обычно окружены венцовыми оторочками роговой обманки, к которой иногда
присоединяется подчиненное количество пластинок плагиоклаза (Taneda,
1952). За исключением слюд базальтов, состав биотитов эффузивных
пород не попадает в поля состава биотитов их интрузивных эквивалентов
(см. стр. 95), и в общем первые по сравнению со вторыми обеднены Fe+2
и обогащены Ге+3 и Ti (см., например, табл. 12, анал. 2). Во многих
эффузивных породах биотит присутствует в виде вкрапленников, полное
или частичное (по краям) окисление которых связано с кристаллизацией
основной массы в приповерхностных условиях.
Биотит
97
Общие соотношения состава биотита и геологических условий были
изучены Хейнрихом (Heinrich, 1946). Результаты этой работы в общем
согласуются с данными, полученными при других исследованиях, и
отражены на фиг. 21. На этой фигуре, представляющей собой треугольную
диаграмму состава биотита в координатах (Fe2O3 + TiO2) — (FeO-f-MnO) —
—MgO, показаны соотношения составов биотитов и флогопитов,
присутствующих в тех или иных породах. Главные выводы выражены графически
и заключаются в следующем.
FeO + MnO
Граниты \
* Гнейсы и \
\кристалличес\
\кие сланцы \
\ \
\ >
^ Диориты
Ч Габбро Бдз^ть/
4 ^ Ультра -
<v базигпы
Мрамо\
Fe203+Ti0j
фиг. 21. Колебания химического состава флогопитов
и биотитов в зависимости от типа материнских пород
[построено по данным диаграмм Хейнриха (Heinrich, 1946)]
(Engel, Engel, 1960).
Гранитные пегматиты. Биотиты из гранитных пегматитов
характеризуются очень высоким содержанием FeO (с максимальным значением
приблизительно 30%). Как MgO, так и Fe2O3 + TiO2 менее 10%.
Граниты, кварцевые монцониты и гранодиориты. Содержание FeO
колеблется приблизительно от 12 до 25%; Fe2O3 + TiO2 менее 10%,
содержание MgO может достигать 12%.
Тоналиты, диориты. Содержание FeO обычно ниже, количество
Fe2O3 + TiO2 приблизительно такое же, a MgO — больше, чем в
предыдущей группе.
Габбро. Содержание MgO колеблется от 15 до 20%, отношение (FeO +
+ MnO) : (Fe2O3 + TiO2) близко к 1. Максимальное содержание FeO
примерно 10%, a Fe2O3 — 8%; в образцах с небольшим содержанием Fe2O3
в повышенном количестве присутствует TiO2.
Перидотиты и другие ультраосновные породы. Присутствуют
преимущественно флогопиты с максимальным содержанием FeO 5%, а
Fe2o3 — 6%. Максимальное содержание MgO приближается к 30%.
Содержание TiO2 обычно мало.
7 Ли 1263
98 Породообразующие минералы
Сиениты, нефелиновые сиениты и сиенит-пегматиты. Высокое
содержание FeO (максимально около 32%), наивысшее содержание Fe2O3,
количество MgO редко превышает 7 %.
Гнейсы и кристаллические сланцы. Состав изменяется в довольно
ограниченных пределах. Максимальное содержание FeO — 20%, но
обычно не превышает 10%, тогда как MgO присутствует, как правило,
в количестве не более 18%.
Метаморфизованные карбонатные породы. Присутствуют лишь
флогопиты, обычно богатые MgO (максимальное содержание
приблизительно 30%). Максимальное содержание FeO -f- Fe2O3 менее 10%.
Соотношения составов сосуществующих биотита и пироксена, а
также сосуществующих биотита и роговой обманки получены Де Вором
(De Vore, 1957). По сравнению с пироксеном в биотите в больших
количествах присутствуют [Al]4, [A1]B, Fc+3 и Ti; исключения из этого
правила редки; в биотите содержания [Al]4, Fe+3 и Ti выше, чем в роговой
обманке, тогда как отношение Mg : (Mg + Ti+2) в нем ниже. Роль
адсорбции в разделении и распределении элементов-примесей и колебание
отношения Mg : (Mg + Fe+2) рассматривались Де Вором (De Vore, 1955 a, b).
ЛИТЕРАТУРА
Ambrose J. W., 1936. Progressive kinetic-metamorphism of the Missi series near
Flinflon, Manitoba, Am. Journ. Sci., ser. 5, 32, 257.
Barshadl., 1948. Vcrmiculite and its relation to biotite as revealed by base exchange
reactions, X-ray analysis, differential thermal curves, and water content, Am.
Mineral., 33, 655.
Barth T. F. W., 1936. Structural and petrological studies in Dutchess County, New
York, Pt. II, Bull. Geol. Soc. Am., 47, 775.
Б e p x и н СИ., 1954. Рентгенограммы железо-магнезиальных слюд, Докл. АН
СССР, 95, 145.
В о w e n N. L., T u t t I e О. F., 1953. Beginning of melting of some natural granites,
Carnegie Inst. Washington, Ann. Hep. Dir. Geophys. Lab., 1952—1953, 52, 50.
Brammall A., Harwood H. F., 1932. The Dartmoor granites: their genetic
relationships, Quart. Journ. Geol. Soc, 88, 171.
Brown P. E., 1956. The Mourne Mountains granites — a further study, Geol. Mag.,
93, 72.
С h а у е s F., 1955. Potash feldspar as a by-product of the biotite-chlorite
transformation, Journ. Geol., 63, 75.
Coats R. R., Fahey J. J., 1944. Siderophyllite from Brooks Mountain, Alaska,
Am. Mineral., 29, 373.
Deer W. A., 1935. The Cairnsmore of Carsphairn igneous complex, Quart. Journ. Geol.
Soc, 91, 47.
Deer W. A., 1937. The composition and paragenesis of the biotites of the Carsphairn
igneous complex, Mineral. Mag., 24, 495.
D e V о r e G. W., 1955a. The role of adsorption in the fractionation and distribution
of elements, Journ. Geol., 63, 159.
D e V о r e G. W., 1955b. Crystal growth and the distribution of elements, Journ. Geol.,
63, 471.
D e V о r e G. W., 1957. The association of strongly polarizing cations with weakly
polarizing cations as a major influence in element distribution, mineral
composition, and crystal growth, Journ. Geol., 65, 178.
Donnay G., Kingman P., 1958. Synthetic mica of type 3M, Carnegie Inst.
Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab., 1957—1958, 57, 252.
Биотит 99
Engel A. E.J., Engel С. G., 1960. Progressive metamorphism and granitization
of the Major paragneiss, northwest Adirondack Mountains, New York, Part II,
Mineralogy, Bull. Geol. Soc. Am., 71, 1.
Engelhardt W. von, 1936. Die geochemie des Barium, Chemie der Erde, 10, 187.
E u g s t e r H. P., 1956. Stability of hydrous iron silicates, Carnegie Inst. Washington,
Ann. Rep. Dir. Geophys. Lab., 1955—1956, 55, 158.
Eugster II. P., 1957. Stability of annite, Carnegie Inst. Washington, Ann. Rep.
Dir. Geophys. Lab., 1956—1957, 56, 161.
Eugster H. P., Wones D. R., 1958. Phase relations of hydrous silicates with
intermediate Mg/Fe ratios, Carnegie Inst. Washington, Ann. Rep. Dir. Geophys.
Lab., 1957—1958, 57, 193.
Francis G. H., 1956. Facies boundaries in pelites at the middle grades of regional
metamorphism, Geol. Mag., 93, 353.
G о w e r J. A., 1957. X-ray measurement of the iron-magnesium ratio in biotites, Am.
Journ. Sci., 255, 142.
Григорьев Д. П., 1938. Синтез и исследование биотита, Докл. АН СССР, 20, 391.
Hall A. J., 1941. The relation between colour and chemical composition in the
biotites, Am. Mineral., 26, 29.
Harker R. I., 1954. Further data on the petrology of the pelitic hornfelses of the
Cam Chuinneag — Inchbae region, Ross-shire, with special reference to the
status of almandine, Geol. Mag., 91, 445.
Harry W. Т., 1950. Aluminium replacing silicon in some silicate lattices, Mineral.
Mag., 29, 142.
H а у a m a Y., 1959. Some considerations on the colour of biotite and its relation to
metamorphism, Journ. Geol. Soc. Japan, 65, 21.
Heinrich E. W., 1946. Studies in the mica group; the biotite — phlogopite series,
Am. Journ. Sci., 244, 836.
Heinrich E. W., Levinson A. A., Levandowski D. W., H e-
w i t t С. Н., 1953. Studies in the natural history of micas, University of
Michigan Engineering Research Inst. Project M. 978; final report.
Hendricks S. В., Jefferson M. E., 1939. Polymorphism of the micas, Am.
Mineral., 24, 729.
Hess F. L., Stevens R. E., 1937. A rare-alkali biotite from Kings Mountain,
North Carolina, Am. Mineral., 22, 1040.
H о 1 z n e r J., 1936. Uber den anomalen Kristallbau der Biotite, Zeit. Krist., 95, 435.
Howie R. A., 1955. The geochemistry of the charnockite series of Madras, India,
Trans. Roy. Soc. Edin., 62, 725.
H u t t о n CO., 1947. The nuclei of pleochroic haloes, Am. Journ. Sci., 245, 154.
H u t t о п С. О., 1947. Contributions to the mineralogy of New Zealand, Part 3, Trans.
Roy. Soc. New Zealand, 76, 481.
Jacobson R.R. E., M а с 1 e о d W. N., Black R., 1958. Ring-complexes in
the younger granite province of Northern Nigeria, Geol. Soc, Mem. No. 1.
Jakob J., 1937. tjber das Auftreten von dreiwertigen Titan in Biotitcn, Schweiz. Min.
Petr. Mitt., 17, 149.
К r e t z R., 1959. Chemical study of garnet, biotite and hornblende Irom gneisses of
southwestern Quebec, Journ. Geol,, 67, 371.
К u n i t z W., 1924. Die Beziehungen zwischen der chemischen Zusammensetzung und
den physikalisch-optischen Eigenschaften innerhalb der Glimmergruppe, Neues
Jahrb., Bl— Bd. 50, 365.
К u n i t z W., 1929. Enthalten die Muskovite und Biotite Kalk, Zeit. Krist., 70, 508.
Lambert R. St. J., 1959. The mineralogy and metamorphism of the Moine
schists of the Morar and Knoydart districts of Inverness-shire, Trans. Roy. Soc.
Edin., 63, 553.
7*
100 Породообразующие минералы
Larsen E.S. Jr., Draisin W., 1950. Composition of the minerals in the rocks
of the Southern Californian Batholith, Int. Geol. Congress, Report of 18th
Session, Great Britain, 1948, Part III, 66.
Larsen E.S. Jr., Gonyer F. A., Irving J., 1937. Petrologic results of a stib
dy of the minerals from the Tertiary volcanic rocks of San Juan Region, Colorado,
6, Biotite, Am. Mineral., 22, 898.
Larsen E.S. Jr., Schmidt R. G., 1958. A reconnaissance of the Idaho
batholith and comparison with the Southern California batholith, U. S. Geol. Surv.
Bull. 1070—A.
Lee D. E., 1958. A chlorine-rich biotite from Lemhi County, Idaho, Am. Mineral.,
43, 107.
M а с К e n z i e W. S., 1953. Metamorphism in the Ross of Mull, Ph. D. Thesis,
Cambridge.
M e h m e 1 M., 1937. Ab und Umbau am Biotit, Chemie dor Erde, 11, 307 (M. A. 7—28).
Michel-Levy A., W у a r t J., Michel-Levy M., 1947. Reproduction
artificielle a haute pression de la biotite et de la hercynite, Compt. Rend. Acad.
Sci. Paris, 225, 85.
M i yashiro A., 1953. Calcium-poor garnet in relation to motamorphism, Geochim. et
Cosmochim. Acta, 4, 173.
Miyashiro A., 1956. Data on garnet — biotite equilibria in some metamorphic
rocks of the Ryoke zone, Journ. Geol. Soc. Japan, 62, 700.
Miyashiro A., 1958. Regional metamorphism of the Gosaisyo — Takanuki District
in the Central Abukuma Plateau, Journ. Fac. Sci., Univ. Tokyo, sec. II, 11, 219.
N'a g e*l s с h m i d t G., 1937. X-ray investigations on clays, Part 3, Zeit. Krist.,
* 97, 514.
Nockolds S. R., 1934. The production of normal rock types by contamination and
their bearing on petrogenesis, Geol. Mag., 71, 31.
Nockolds S. R., 1941. The Garabal Hill — Glen Fyne igneous complex, Quart.
Journ. Geol. Soc, 96, 451.
Nockolds S. R., 1946. The order of crystallization of the minerals in some
Caledonian plutonic and hypabyssal rocks, Geol. Mag., 83, 206.
Nockolds S.R., 1947. The relation between chemical composition and paragenesis
in the biotite micas of igneous rocks, Am. Journ. Sci., 245, 401.
Nockolds S. R., Mitchell R. L., 1948. The geochemistry of some Caledonian
plutonic rocks: a study in the relationship between the major and trace elements
of igneous rocks and their minerals, Trans. Roy. Soc. Edin., 61, 533.
Nockolds S. R., R i с h e у J. E., 1939. Replacement veins in the Mourne
Mountain granites, N. Ireland, Am. Journ. Sci., 237, 27.
О g u r a Y., 1958. On the granitization of some basic rocks of the Gosaisyo —
Takanuki District, Southern Abukuma Plateau, Japan, Jap. Journ. Geol. Geogr., 29,
171.
P a r г a s K., 1958. On the charnockites in the light of a highly metamorphic rock
complex in southwestern Finland, Bull. Comm. geol. Finlande, No. 181.
Phillips F. C, 1930. Some mineralogical and chemical changes induced by
progressive metamorphism, Mineral. Mag., 22, 239.
Pitcher W. S., S i n h a R. C, 1957. The petrochemistry of the Ardara aureole,
Quart. Journ. Geol. Soc, 113, 393.
Read H. H., 1935. The gabbros and associated xenolithic complexes of the Haddo
House district, Aberdoenshire, Quart. Journ. Geol. Soc, 91, 591.
Schwartz G. M., 1958. Alteration of biotite under mesothermal conditions, Econ.
Geol., 53, 164.
С е р д ю ч е н к о Д. П., 1948. О кристаллохимической роли титана в слюдах, Докл.
АН СССР, 59, 545.
Сердюченко Д. П., 1948а. О химическом составе и классификации слюд, Докл.
АН СССР, 59, 545.
Биотит 101
S h i d б F., 1958. Plutonic and metamorphic rocks of the Nakoso and Iritono Districts
in the Central Abukuma plateau, Journ. Fac. Sci., Univ. Tokyo, sec. II, 11, 131.
S n e 11 i n g N. J., 1957. Notes on the petrology and mineralogy of the Barrovian
metamorphic zones, Geol. Mag., 94, 297.
Stewart F. H., 1942. Chemical data on a silica-poor argillaceous hornfels and its
constituentminerals, Mineral. Mag., 26, 260.
T a n e d a S., 1952. Petrographic notes on the volcanic rocks from Sambre, southwestern
Japan, Jap. Journ. Geol. Geogr., 22, 1.
T i 1 1 e у С. Е., 1924. Contact metamorphism in the Comrie area of the Perthshire
Highlands, Quart. Journ. Geol. Soc, 80, 22.
T i 1 1 e у С. Е., 1925. Metamorphic zones in the southern Highlands of Scotland, Quart.
Journ. Geol. Soc, 81, 100.
Tilley С. Е., 1926. Some mineralogical transformations in crystalline schists,
Mineral. Mag., 21, 34.
T о z e r C. F., 1955. The mode of occurrence of sillimanite in the Glen District, Co.
Donegal, Geol. Mag., 92, 310.
Tsuboi S., 1938. Petrological notes A9)—C2), Jap. Journ. Geol. Geogr., 15, 125.
Цветков А. И., Вальяшихина Е. П., 1956. О гидратации и окислении
слюд, Изв. АН СССР, сер. геол., № 5, 74.
Верес Г. И., Меренкова Т. Б., Островский И. А., 1955.
Искусственная чисто железистая гидроксильная слюда, Докл. АН СССР, 101, 147.
Walker G. F., 1949. The decomposition of biotite in the soil, Mineral. Mag., 28, 693.
Walker G. F., 1950. Trioctahedral minerals in the soil-clays of north-east Scotland,
Mineral. Mag., 29, 72.
Wones D. R., 1958a. Ferrous-ferric biotitcs, Carnegie Inst. Washington, Ann.
Rep. Dir. Geophys. Lab., 1957—1958, 195.
Wones D. R., 1958b. The phlogopite-annite join, Carnegie Inst. Washington, Ann.
Rep. Dir. Geophys. Lab., 1957—1958, 194.
Wooster W. A., 1950. Mineralogical applications of a two-crystal Weissenberg
X-ray goniometer, Mineral. Mag., 29, 427.
Y о d e r H. S., E u g s t e r H. P., 1954. Phlogopite synthesis and stability range,
Geochim. et Cosmochim. Acta, 6, 157.
Zastawniak F., 1951. Chemical composition of biotites in different rocks of the
Tatra Mts, Ann. Soc. Geol. Pologne, 20, 117 (M. A. 11—391).