Sodnovápenaté živce (plagioklasy)

Izomorfní řada s krajními členy albitem NaAlSi₃O₈ (Ab) a anortitem CaAl₂Si₂O₈ (An), již za povrchové teploty úplná. Jsou triklinické (–1). Zastupování Na⁺ za Ca²⁺ je heterovalentní, valence se kompenzují zastupováním Si⁴⁺ za Al³⁺. Obecný vzorec plagioklasů tedy lze napsat: Na_1–xCa_x(Si_3–xAl_1+x)O₈, kde x nabývá hodnot od 0 do 1. Se změnou složení se spojitě mění všechny krystalografické i fyzikální vlastnosti plagioklasů. Mísivost s draselným živcem je u anortitu silně omezená, u albitu omezená (za nízkých teplot). Ve stopovém množství bývá se na složení plagioklasů podílí i Ba, Sr, Fe. Přechodné členy plagioklasové řady se označují:

Izomorfní mísivost v řadě plagioklasů není při detailním pohledu zcela úplná. Při nízkých teplotách v ní lze vymezit tři oblasti (mezi An₂–An₁₅, An₄₇–An₅₈ a An₆₀–An₈₅), v nichž dochází k odmíšení Na- a Ca-bohatších lamel submikroskopické tloušťky. Na nich může docházet k interferenci světla v důsledku odlišného indexu lomu – to je příčina vzniku hry barev (iridizace) na některých krystalech těchto živců (např. labradorit).

Bazicita a zonálnost plagioklasů

Složení konkrétního plagioklasu se často označuje čísly: např. “plagioklas no. 33” je plagioklas s 33 molárními % anortitové komponenty (An₃₃Ab₆₇, An₃₃, Ab₆₇, 33 % An, 67 %Ab = různé způsoby značení téhož). Obsah SiO₂ se v plagioklasové řadě spojitě mění v širokém rozpětí od 68,74 hmotnostních % (čistý albit) do 43,19 hm. % (čistý anortit), tedy od kysého k bazickému složení. Říkáme, že od albitu k anortitu roste bazicita plagioklasů. Podle bazicity dělíme plagioklasy na kyselé (albit a oligoklas), intermediální (střední; andezín a labradorit) a bazické (bytownit a anortit).

V důsledku změn složení a fyzikálních podmínek krystalizačního prostředí mají jednotlivé přírůstkové zóny krystalů plagioklasů velmi často různou bazicitu – hovoříme o zonálnosti plagioklasů. Ve většině případů je jádro krystalu tvořeno plagioklasem s nejvyšší bazicitou, okrajové zóny jsou nejkyselejší (tzv. normální zonálnost), méně často je tomu naopak (obrácená čili inverzní zonálnost). “Směsí” obou typů je oscilační zonálnost, kdy se různě střídají bazičtější a méně bazické zóny, často velmi složitě. Normální zonálnost je – zhruba řečeno – typická pro plagioklasy magmatitů (viz kontinuiní řadu Bowenova schématu), inverzně zonálními plagioklasy najdeme nejčastěji v některých metamorfovaných horninách. Oscilační zonálnost je nejčastěji vysvětlována jako výsledek pulzování tlaku krystalizačního prostředí. Jednotlivé zóny jsou od sebe ostře odděleny nebo do sebe plynule přecházejí v závislosti na rychlosti krystalizace.

Výskyt plagioklasů

Plagioklasy se vyskytují ve všech typech plutonických i vulkanických hornin s výjimkou ultrabazik a hornin bohatých foidy. Lze říci, že složení plagioklasů magmatických hornin zhruba kopíruje jejich složení: kyselé plagioklasy jsou typické pro kyselejší (granity, granodiority), bazické plagioklasy pro bazičtější magmatity (gabra, nority). Během diferenciace magmat tedy klesá bazicita plagioklasů. V průběhu krystalizace magmatu často vznikají zonální plagioklasy, obvykle s normální zonalitou. Plagioklasy jsou dále typické pro metasedimenty a metamorfované bazické magmatity. V regionálně metamorfovaných horninách se generelně zvyšuje bazicita plagioklasů s intenzitou metamorfózy (albit je typický pro facii zelených břidlic, oligoklas pro amfibolitovou, andezín pro granulitovou facii). V eklogitové facii nejsou stabilní. Plagioklasy metamorfitů jsou často nezonální nebo mají jen malý počet zón, častá je inverzní zonálnost. Při metasomatických pochodech dochází za přínosu Na k zatlačování bazičtějších plagioklasů i K-živců albitem (albititizace). Albit až oligoklas (varieta periklin) se hojně vyskytuje na nízkoteplotních hydrotermálních žilách. V některých sedimentach, např. v některýh vápencích, vzniká plagioklas albitového až oligoklasového složení jako autigenní (novotvořený) minerál. Detritické plagioklasy jsou hojné v některých pískovcích, arkózách apod.

zpět na třídy » »