Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




13.08.2019


13.08.2019


08.08.2019


06.08.2019


30.07.2019


09.07.2019


09.07.2019


08.07.2019


08.07.2019


04.07.2019





Яндекс.Метрика
         » » Трехкомпонентные системы

Трехкомпонентные системы

09.12.2017

Системы, в которых содержатся три компонента A, В и C различного состава, имеют в петрологии крупнейшее значение, так как в ряде случаев состав горных пород приближается к составу таких именно трехкомпонентных систем. Сюда относятся, в частности, такие сложные соединения, как альбит — анортит—диопсид и др. Ряд других пород соответствует системам трех различных окислов, как например, CaO—Al2O3—SiO, MgO—Al2O3—SiO2 и др.

В трехкомпонентную систему могут также входить, как отдельные компоненты, двухкомпонентные системы AВ, AC и BС любого из типов, описанных выше. Изучая такого рода трехкомпонентные системы, выясняем те взаимоотношения, которые получаются в результате совместного присутствия трех двухкомпонентных систем. Типы трехкомпонентных систем, таким образом, могут быть очень сложными. Мы рассмотрим наиболее характерные и часто наблюдаемые случаи.

Диаграмма, которая широко применяется для изображения взаимоотношений трех компонентов, имеет в своем основании равносторонний треугольник, т. е. систему из трех координат, пересекающихся друг с другом под углами 60° (рис. 49). Вершины треугольников А, В и С соответствуют 100%-ному содержанию компонентов А, В и С; на этом равностороннем треугольнике наносят относительные количества всех трех компонентов (в процентах). Каждую по сторон треугольника делят на 100 частей (в случае малых размеров его — на 20 частей); каждая точка на данной стороне, например на линии AU, определяет относительное (в процентах) содержание компонентов A, В и С.
Пример вычисления. Пусть смесь, проекция которой помещается внутри треугольника, содержит А—45%, В—30% и С—25%. На стороне AB откладываем от точки В по направлению к А 45% А (точка а) и проводим через эту точку линию аа1, параллельную стороне ВС, от точки А но направлению к В—30% В (точка b) и проводим линию bb1 параллельную AC. Отрезок bа, очевидно, соответствует содержанию С (25%). Искомая точка проекции состава А—В—С и будет дана пересечением этих двух линий aa1 и bb1.

Диаграмма взаимоотношений трех компонентов усложняется тем, что, помимо состава, требуется наносить на нее также температуры плавления, вообще фазы состояния этих компонентов и их смесей друг с другом. Для этого в вершинах треугольника А, В и С восстанавливают перпендикуляры, на которых соответственно откладывают температуры плавления этих трех компонентов (рис. 50).
Очевидно, каждая из трех вертикальных плоскостей, образующих в совокупности трехгранную призму, представляет собой проекцию двухкомпонентной системы, в основании которой располагается одна из сторон треугольника — AВ, AC или ВС. На этих именно плоскостях наносятся температуры плавления, характерные для той или иной из двухкомпонентных систем.

Для изображения в возможно более наглядном виде на плоскости вся пространственная проекция наносится на площадь равностороннего треугольника ABC. Направления, но которым происходит падение температуры и, следовательно, процессы плавления или затвердевания, изображаются стрелками (рис. 51).
Если нанесем эвтектические точки, то точки двухкомпонентных систем будут лежать на сторонах треугольника, эвтектическая же точка трех компонентов — внутри треугольника; каждая точка внутри треугольника, как мы видели, соответствует определенному составу тройной смеси.

Далее дается несколько примеров трехкомпонентных систем, имеющих особенно крупное петрогенетическое значение.

Система альбит — анортит — диопсид. Двухкомпонентные системы, входящие в состав данной трехкомпонентной системы, очень просты: диопсид — альбит, диопсид — анортит и анортит — альбит. Благодаря этому процессы в этой системе могут быть просто изображены и на диаграмме (рис. 52).

Имеется только одна пограничная кривая, отделяющая диопсидовое поле от плагиоклазового. Вдоль соединительной линии альбит — анортит температура постепенно падает от 1550° (температура плавления анортита) до 1120° (температура плавления альбита). Аналогичное падение температуры наблюдается вдоль пограничной линии от эвтектической точки E диопсид — анортит (около 1275°) до эвтектической точки E1 диопсид — альбит (около 1100°, близко к температуре плавления чистого альбита).

Расплав состава Q в поле плагиоклаза кристаллизуется следующим образом. При температуре 1375° начинается выделение кристаллов плагиоклаза состава Q. По мере охлаждения расплава химический состав кристаллов плагиоклаза постепенно изменяется от Q до R, одновременно также изменяется и состав расплава от Q до Р. В точке P температура падает до 1216°. При этой температуре начинает выделяться, одновременно с плагиоклазом, также и диопсид. По мере выпадения из расплава кристаллов плагиоклаза и диопсида, состав последнего будет изменяться. В точке M при температуре 1200° жидкость будет полностью закристаллизована. При данной температуре остаток жидкости будет находиться в равновесии с кристаллами как плагиоклаза состава N1, так и диопсида.

Если на пути от Q до P кристаллы плагиоклаза не будут иметь возможности реагировать с жидкостью, будет происходить процесс кристаллизационного фракционирования. В таком случае состав остаточного расплава достигает пограничной линии где-либо между точками P и М. В конечном результате одновременная кристаллизация плагиоклаза и диопсида закончится образованием эвтектики между альбитом и диопсидом при температуре 1085° и содержании в плагиоклазе 97 % альбита.

Система диопсид — форстерит — кремнекислота. Диаграмма системы диопсид — форстерит — кремнекислота разделена на три поля двумя линиями: левое поле — форстерит, правое — кремнекислота (кристобалит или тридимит) и среднее — пироксен переменного состава. Это три первично выкристаллизованные фазы (рис. 53).
Следует обратить внимание прежде всего на то, что соединительная линия диопсид — клиноэнстатит (CaMgSi2O6 — MgSiO3), она же соединительная линия пироксенов, располагается главным образом в поле форстерита. Это указывает на то, что соответствующие пироксены плавятся инконгруентно. Вне форстеритового ноля находятся только диопсидовые пироксены; они плавятся конгруентно. При охлаждении расплава, находящегося в поле форстерита и левее соединительной линии диопсид — клиноэнстатит, сперва выделяется форстерит. В результате этого изменяется состав расплава до тех пор. пока не будет достигнута пограничная линия. При дальнейшем охлаждения начинается кристаллизация пироксена (смешанные кристаллы ряда CaMgSu2O6 — MgSiO3), в то время как форстерит все более и более резорбируется. Вся масса затвердевает в конце концов как агрегат форстерита и пироксена.

Если первичный расплав располагается направо от соединительной линии CaMgSi2O6 — MgSiO3, во все еще в поле форстерита, первым снова выделяется форстерит, как первая фаза. Когда состав остаточного расплава достигнет пограничной линии, образуются пироксены, а форстерит будет полностью резорбирован. В результате дальнейшего охлаждения и реакции расплава изменяется состав ранее выпавших кристаллов пироксена и одновременно продолжается кристаллизация пироксена. Состав расплава должен теперь оставить пограничную линию, пересечь поле пироксена и подойти к пограничной линии пироксены — кремнекислота. При дальнейшем охлаждении выделяются тридимит и пироксен, и, наконец, все застывает в виде агрегата тридимита и пироксена.

Все предыдущие рассуждения базируются на том, что во время этих процессов кристаллизации всегда сохраняется равновесие между расплавом и кристаллами.

Однако кристаллизация этих компонентов может происходить и иным путем. Возможен случай, когда выделившиеся кристаллы не резорбируются или смешанные кристаллы не испытывают никаких изменений своего состава (например, вследствие отсутствия условий для свободной диффузии). Выделившиеся кристаллы в момент своего выделения всегда находятся в равновесии с расплавом, но после — не всегда.

Когда таким именно образом происходит кристаллизация какого-либо расплава, получается следующее. Форстерит кристаллизуется как первая фаза; поэтому состав расплава передвигается по направлению к пограничной линии. Когда он достигает пограничной линии, должно было бы начаться выделение смешанных кристаллов пироксена и при условии равновесия также резорбция форстерита, а расплав должен был бы двигаться вдоль пограничной линии. Однако в нашем случае либо расплав и форстерит вовсе не реагируют друг с другом, либо реакция не заканчивается; в результате этого состав расплава пересекает пироксеновое поле и достигает кривой тридимит — пироксен. Состав выделяющихся пароксеновых кристаллов непрерывно становится более известковистым. В смеси находим зонарео построенные кристаллы пироксена, с богатым магнием ядром и с обогащенной кальцием оболочкой. При одновременном выделении тридимита и пироксена со все возрастающим содержанием кальция состав остаточного расплава непрерывно передвигается вниз по пограничной линии. Последняя фаза кристаллизации происходит при температуре эвтектики тридимит — диопсид. Остаток расплава будет иметь состав эвтектики, а последней фазой кристаллизации будут тридимит а чистый диопсид.

Присутствие в таком продукте кристаллизации одновременно тридимита и форстерита указывает на то, что мы имеем здесь случай отсутствия равновесия во время кристаллизации. Следует указать на то, что вышеприведенная схема кристаллизации применима для всех расплавов в форстеритовом поле этой системы. Даже очень сильно обогащенная магнием смесь может дать в конечном продукте кристаллизации чистый диопсид. Становится вполне понятным благодаря этим примерам большое значение фракционирующей кристаллизации для процесса диференциации расплавов. Каждое обстоятельство, оказывающее влияние на такое фракционирование, например относительное движение расплава и кристалла, будет тем самым влиять на температуру остывания и на природу состава продуктов кристаллизации. Как бы ни была богата форстеритом первичная смесь, всегда может образоваться остаточный расплав, из которого должна выделиться свободная кремнекислота при значительно более низкой температуре, чем температура первых выделений форстерита.

То же установлено и во многих других силикатных системах. Условия равновесия делают невозможным одновременное присутствие в них форстерита и тридимита, соответственно оливина и кварца, и, наоборот, одновременное присутствие оливина и кварца в горных породах свидетельствует о том, что во время кристаллизации данной породы условия равновесия были нарушены. Следует помнить, что в системе MgO—FeO—SiO2 имеется поле, в котором пироксен кристаллизуется раньше, чем оливин, и другое ноле, в котором могут присутствовать одновременно богатый железом оливин и тридимит, не нарушая равновесия. В огромном большинстве случаев оливин, кристаллизуясь до пироксена, не находится в равновесии ни с тридимитом, ни с кварцем. Экспериментально доказано, что также и в других тройных системах, например в системе анортит—форстерит—кремнекислота, первично выкристаллизованный форстерит при охлаждении и образовании пироксена растворяется полностью или частично.

Таким образом, в магматических породах явления резорбции и повторной кристаллизации могут быть результатом простого охлаждения магмы. Петрографы знают бесчисленные примеры явления растворения, которые обнаруживаются в шлифах многих пород в виде своеобразных коррозий первичных вкрапленников. Так, в базальтах и диабазах очень часто наблюдаются характерные резорбированные оливины и одновременно окружение оливина пироксеновым веществом. Такого рода петрографические явления представляют собой полное повторение наблюдаемых в искусственных расплавах явлений кристаллизации и резорбции. Способ объяснения явлений реакционным принципом имеет большое значение для дальнейшего развития теоретической петрографии.

Система анортит — форстерит — кремнекислота — типичная тройная система (если исключить небольшое поле шпинели). Явления кристаллизации в этой системе полностью отражает соответствующая диаграмма, которая разделена на пять полей (рис. 54):

1. Поле кремнекислоты (SiO2).

2. Поле клиноэнстатита (MgSiO3).

3. Поле форстерита (Mg2SiO4).

4. Поле анортита (CaAl2Si2O8).

5. Поле шпинели (MgAl2O4).
В каждом из этих нолей соответственный тип кристаллов представляет собой первую фазу кристаллизации (кристаллизуется в данном поле первым). В расплаве, фигуративная точка которого помещается в поле форстерита, по мере остывания первым начинает кристаллизоваться форстерит. Из расплава, находящегося в поле клнноэнстатита, первыми выпадают кристаллы клиноэнстатита и т. д.

При этом состав остаточного расплава (освобожденного от уже выпавших кристаллов) всегда направляется к эвтектической точке При температуре 1222°. Следует обратить особое внимание на то, что фигуративная точка клино-энстатита (MgSiO3) лежит далеко вне поля клиноэнстатита, и далее на то, что состав шпинели на данной диаграмме вообще не может быть изображен.

Для примера можно привести разбор кристаллизации расплава, имеющего состав: 15% анортита, 70% клиноэнстатита, 15% кремнекислоты (точка а на диаграмме). Эта смесь лежит в поле клиноэнстатита; поэтому первым выделяется клиноэнстатит (MgSiO3). Состав остаточного расплава при этом передвигается по направлению к точке Ь. Кристаллизационная кривая будет: а —> b —> 1222°. Между а и b кристаллизуется один только клиноэнстатит; между точками b и 1222° кристаллизуются одновременно клиноэнстатит и кремнекислота в виде тридимита; при температуре 1222° затвердевает эвтектическая смесь из тридимита, клиноэнстатита и анортита. Для пояснения данного процесса Барт дает такую таблицу (табл. 11).
Система диопсид — лейцит — кремнекислота (рис. 55). Система особенно интересна в том отношении, что туг присутствуют многочисленные окислы, которые входят в состав как светлых, так и темных породообразующих минералов: CaO, MgO, Al2O3, K2O и SiO2. Температуры плавления в этой системе очень высоки: диопсида (CaMgSi2O4) — 1391°, кремнекислоты (SiO2) — 1713°, лейцита (KAlSi2O6) — около 1825°. Огромную площадь на диаграмме, составленной Шерером и Боуэном, занимает поле диопсида, температура кристаллизации которого в нижней части опускается ниже 1200°. Левин нижний угол занимает поле лейцита. В правом нижнем углу довольно большую площадь занимает поле кремнекислоты; оно начинается при особенно высокой температуре (1698°) нолем ликвации (одна жидкость содержит около 97% кремнекислоты, другая — около 70% диопсида).

Пo мере понижения температуры на поверхности не смешивающихся жидкостей образуется сперва поле кристобалита, затем поле тридимита.

Наконец, вдоль основания диаграммы и линии лейцит — кремнекислота располагается узенькая полоска первой фазы кристаллизации ортоклаза.

Из диаграммы видно, что первым на значительной части доля выделяется диопсид, даже при очень малом содержании его в расплаве, а самый расплав очень сильно обогащается ортоклазом, следовательно калием.
Система нефелин — калиофилит — кремнекислота (NaAlSiO4—KAlSiO4—SiO2). Для данной системы характерно, что основные компоненты представлены высокотемпературными миналами (калиофилит, нефелин и кремнекислота). На основании работ Шерера и Боуэна в этой системе выделяются (рис. 56) поля карнегиита, твердых растворов натровокалиевого нефелина, расположенных вдали от компонента SiO2. Ближе к SiO3 располагаются поля лейцита, натрово-калиевых полевых шпатов и кремнекислоты, причем последнее поле разделяется на поле более низкотемпературное (тридимита) и более высокотемпературное (кристобалита). Наиболее низкая точка плавления (1042-) находится на границе между тремя полями — ненасыщенных нефелинов и лейцита, с одной стороны, и насыщенных полевых пшатов, с другой.

В поле карнегиита в равновесия с расплавом находятся тронные твердые растворы NaAlSiO4 — KAlSiO4 с примесью SiO3 в виде кристаллов кубической сингонии, в поле натрово-калиевых полевых шпатов — твердые растворы альбита и ортоклаза в остальных полях — простые миналы лейцита и кремнекислоты.
Диаграмма Боуэна и Шерера в высокой степени интересна в том отношении, что в средней части ее помещается четырехугольное поле (рис. 57) с наиболее низкими температурами плавления, сравниваемое Боуэном с "трогом" ледниковых ландшафтов (бессточной долиной).

Главная часть этого "трога" помещается в поле натрово-калиевых полевых шпатов. Это поле, получаемое при кристаллизации магматических расплавов, представляет собой, согласно Боуэну, поле остаточных растворов, сильно обогащенных щелочами, глиноземом и кремнекислотой, и соответствует система остаточных расплавов или магм. После кристаллизации магмы и выпадения из нее темноцветных компонентов, обогащенных окислами, должны концентрироваться компоненты светлых минералов.

При проектировании составов каких-либо остаточных магм м соответственно образовавшихся из них магматических пород на треугольник NaAlSiO4—KAISiO4—SiO2, проекция каждой такой породы должна попасть в пределы четырехугольника.

К числу таких пород, которые особенно богаты щелочами и глиноземом, относятся натро-калиевые и натровые (щелочные) граниты и сиениты, среди глубинных риолиты, трахиты, среди излившихся — фонолиты. И действительно, когда Боуэн нанес на данную диаграмму проекции изученных им 40 магматических пород Восточной Африки, точки этих проекций поместились на площади четырехугольника. Из этих 40 пород проекции только двух располагаются вне трога, хотя и в непосредственной близости к нему.
На рис. 58 дана та же диаграмма, на которой точки проекции нанесены Боуэном но средним числам Дэли: 1—15 тингуаитов; 2—25 фонолитов; 5—32 щелочных сиенита; 4—19 щелочных трахитов; 5—12 пантеллеритов; 6—546 гранитов; 7—102 риолита.

Становится несомненной теснейшая связь между системой NaAlSiO4—KAlSiO4—SiO2 и "трогом" низких температур. Отсюда вытекает положение большого петрологического значения: все эта породы действительно представляют собой "остаточную систему петрогенеза" (согласно Боуэну), в которой отчетливо проявляется влияние на состав магм прежде всего равновесия кристалл расплав.

Из рассмотренной диаграммы ясно, почему в магматических породах никогда не могут одновременно присутствовать нефелин и кварц, а также становится ясной возможность существования пород, в которых одновременно присутствуют лейцит и щелочные полевые шпаты.

Рассмотренные выше тройные диаграммы, в особенности системы дионсид — лейцит — кремнекислота и нефелин— калиофилит — кремнекислота, показывают, что из расплавов, содержащих SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na О, K2O в относительных количествах, соответствующих обыкновенным породообразующим минералам, при постепенной кристаллизации в первую очередь цветных минералов, в конечном итоге образуются остаточные магмы, обогащенные Al2O3, Na2O и K2O с примесью SiO2. Этому процессу благоприятствует кристаллизационное фракционирование, т. е. постепенное удаление из магмы ранее выкристаллизовавшихся минералов, следовательно и цветных (магнезиально-железистых) минералов, с освобождением от них магмы и образованием остаточной магмы, богатой щелочами.

Система ортоклаз — альбит — анортит (KAlSi3O8—NaAlSi3O8—CaAlSi2O8) представляет собой трехкомионентную систему полевых шпатов, способных к образованию твердых растворов друг с другом (смешанных кристаллов пли изоморфных смесей).

Отношение к этим терминам резко изменилось в последнее время в результате применения к ном атомной физики, в особенности теорий Гольдшмидта и Гримма об изоморфии. Махачка распространил эти теории на изоморфию силикатов. В конце концов были разработаны новые теории кристаллических структур, была выработана новая химическая минералогия.

Возможно существование трех простых типов твердых растворов:

1. Твердые растворы, образующиеся в результате межатомного добавления.

2. Твердые растворы, образующиеся в результате взаимного обмена.

3. Твердые растворы, образующиеся в результате удаления определенных строительных единиц (атомов, ионов или групп ионов).

Говоря вообще, для взаимного обмена во всех типах полевых шпатов должно сохраняться то сходство ионных расстояний в кристаллической решетке, которое необходимо для их смесимости. В настоящее время нет необходимости строго придерживаться представления об обязательности химического сходства смешивающихся веществ.

Первый и третий типы нередки среди силикатов; особенно широко распространен среди смешанных кристаллов второй тип.

Из только что сказанного вытекает, что во втором случае изоморфная смесимость двух веществ обусловлена сходством радиусов атомов (ионов) взаимно замещающихся элементов. Радиусы атомов наиболее обычных породообразующих- элементов следующие: О — 1,32; Si — 0,39; Al — 0,57; Fe" — 0,82; Mg — 0,78; Ca — 1,06; Na — 0,98; К — 1,33; Ti — 0,64.

Изоморфные взаимоотношения в группе полевых шпатов с точки зрения консервативных химиков всегда представляли собой загадку. Ho, если взаимоотношения трех молекул полевых шпатов изобразить так:
станет ясным, что в полевых шпатах сохраняется одна и та же валентность. Это и обусловливает сохранение одной и той же атомной структуры, хотя в анортите ион SiIV заменен ионом АlIII. Сходство валентности полевых шпатов при этом не теряется благодаря обмену одновалентных ионов NaI и KI альбита и ортоклаза на двухвалентный CaII анортита (здесь снова играет роль сходство радиусов ионов). Явления такого ионного обмена широко распространены среди минералов, в частности породообразующих, в особенности среди оливинов, пироксенов, амфиболов и слюд, с постепенными усложнениями по мере перехода от оливинов до слюд.

Калиевый полевой шпат состоит из следующих кристаллических членов (табл. 12).
Минал состава KAlSi3O8 называется ортоклазом и обозначается Or. Это же название применяется и для обыкновенного калиевого долевого шпата (минерала). Ортоклаз отличается от адуляра в основном только своим внешним видом п отсутствием характерной для последнего прозрачности.

Предполагают, что ортоклаз, хотя и моноклинный по виду в действительности является триклинным и состоит из субмикроскопических триклинных двойниковых пластинок, построенных по переклиновому и альбитовому законам. Вполне возможно, что существуют также и действительно моноклинные калиевые полевые шпаты; к ним, вероятно, относятся адуляр и санидин.

Вполне явно триклинен только один микроклин, образующий сложные двойниковые срастания по переклиновому и альбитовому законам. Характерно, что при нагревании санидин медленно переходит в адуляр, но нe в микроклин. Другими словами, стабильными остаются вплоть до плавления как микроклин, так и санидин.

Однако все перечисленные модификации калиевого полевого шпата, если можно так называть их, настолько сходны друг с другом, что нет необходимости выделять их, как полиморфные разности при разрешении разного рода петрологических вопросов.

Особенно интересны в петрологическом отношении явления инконгруентного плавления, которые заключаются в том, что при температуре 1170° калиевый полевой шпат плавится и распадается на лейцит (KAlSi2O6) и богатую кремнекислотой жидкость (см. выше систему лейцит — кремнекислота).
Система ортоклаз — альбит (рис. 59). Большое петрологическое значение имеет система ортоклаз — альбит (Or—Ab) с непрерывным рядом промежуточных твердых растворов. Непрерывная серия смешанных кристаллов из этих двух компонентов получается при высоких температурах; при низких температурах происходит далеко идущее разделение молекул калиевого и натрового полевых шпатов. Другими словами, кристаллы Or—Ab при высоких температурах образуют одну фазу, при низких — распадаются на две фазы, взаимно прорастающие друг друга: одну — богатую калием, другую — натрием. Эти минеральные агрегаты называются пертитами. Характерно, что калиевая фаза никогда не бывает лишена некоторой примеси натрия, так же как в натровой фазе всегда присутствует калий. Таким образом, между смешанными и несмешанными кристаллами никогда не бывает полного перерыва. Степень смесимости зависит от температуры, как это показано на диаграмме.

Высокотемпературные кали-натровые полевые шпаты носят название анортоклазов с переходами на концах серий, с одной стороны, в бедные натрием калиевые полевые шпаты с разной примесью в них натрия, с другой стороны, в альбиты с малым содержанием калия. При низких температурах образуются богатые натрием пертитовые вростки разной степени крупности, прорастающие калиевый долевой шпат (пертиты, микропертиты, криптопертиты); с другой стороны получаются антипертиты, в которых альбит прорастает мелкими кристалликами калиевого полевого шпата, иногда с заметным решетчатым строением, характерным для микроклина.

Система ортоклаз — анортит (Or—Au). Значительно меньше изучена система ортоклаз — анортит. Смесимость двух основных компонентов — ортоклаза и анортита — при всех температурах очень невелика, что вытекает из разности радиусов ионов К и Ca.
Система альбит — анортит — ортоклаз (Ab—An—Or (рис. 60) не может рассматриваться как тройная система, так как при высоких температурах происходит инконгруентное плавление ортоклаза. Ho обычно применяют для изображения их взаимоотношений тройную диаграмму. Это до известной степени оправдывается тем, что при сравнительно высоком давлении инконгруеyтного плавления ортоклаза не происходит.
При малом давлении поде лейцита занимает значительную площадь (рис. 61). Ho если к полевошпатовой смеси прибавляется 30% кварца, поле лейцита исчезает полностью (рис. 62). В данном случае система, естественно, также не тройная.

При высоком давлении система, действительно, становится вполне тройной; следовательно, числовые отношения между компонентами можно изображать в виде тройной диаграммы. Эти диаграммы имеют большое петрологическое значение, в особенности когда мы имеем дело с такими породами, как трахиты и другие близкие к ним глубинные породы.

В зависимости от химического состава расплава (или магмы), первым кристаллизуется либо ортоклаз, либо плагиоклаз. Во всяком случае состав остаточного расплава движется но направлению к пограничной линии. Когда достигается эта кривая, начинается одновременная кристаллизация ортоклаза и плагиоклаза, которая продолжается до тех пор, пока не будет достигнута наименьшая температура в плоскости плавления. Это место всегда находится на соединительной линии Or—Ab и при обыкновенном давлении соответствует составу 33% Or и 67% Ab. Однако как повышение давления, так и прибавление кремнекислоты передвигают этот состав ближе к углу Or. Поэтому все природные остаточные магмы должны обогащаться щелочным полевым шпатом до содержания около 40% ортоклаза.

Заместители полевых шпатов. К заместителям полевых пшатов или фельдшпатоидам относятся те щелочные минералы, которые образуются в щелочных магмах, богатых натрием или калием, при слишком малом содержании кремнекислоты.

К числу главных из них относятся нефелин (NaAlSiiO4) и лейцит (KAlSi2O6). Менее широко распространены калиофилит (KAlSiO4), канкринит [Na, CaAl6Si6O24(HCO4]2] и минералы группы содалита: содалит (Na8Al6Si8O24*Cl2), нозеан (Na8Al6Si6O24*SO4), гаюин [(Na, Ca)8Al6Si6O24*(SO4)1-2].

Образование лейцита рассмотрено ранее. Он получается как результат инконгруентного плавления ортоклаза по формуле:
Лейцит при высоком давления замещается ортоклазом и инконгруентное плавление переходит в конгруентное. В большинстве случаев он образуется в излившихся породах, застывших при малых давлениях, или накапливается в более высоких частях земной коры.

Троммсдорф наблюдал целые потоки кристаллов лейцита но направлению к земной поверхности. При разрешении вопросов диференциации магмы это имеет большое значение.

Шерер и Боуэн построили тройную диаграмму нефелин—калиофилит—кремнекислота. Стрелки указывают на направление кристаллизации при падении температуры.

В поле карнегиита первым выделяется карнегиит, который при понижении температуры переходит в нефелин.

Карнегиит образует кубические тройные твердые растворы нефелина, калиофилита и кремнекислоты.

В ноле, обозначенном "К—Na нефелины" образуются гексагональные тройные твердые растворы тех же компонентов, находящиеся в равновесии с расплавом. В поле, обозначенном "К—Na полевые шпаты", первыми выделяются кристаллы двойных соединений этих минералов, в виде смешанных кристаллов, состав которых лежит между альбитом и ортоклазом; они также находятся в равновесии с расплавом. В других полях первыми кристаллизуются простые соединения — лейцит (КAlSi2O6) или кремнекислота (кристобалпт и тридимит), также находящиеся в равновесии с расплавом.

Диаграмма Шepepa и Боуэна наглядно показывает, что нефелин и кварц при нормальной кристаллизации никогда не могут встречаться вместе, так как они отделены друг от друга полем полевых шпатов. Точно так же и в горных породах случаи совместного нахождения нефелина и кварца неизвестны.

Система нефелин—кремнекислота. В данной системе нефелин образует две модификации: более высокотемпературную (с температурой плавления 1526°) — карнегиит (NaAlSiO4), переходящую при температуре 1254° в более низкотемпературную модификацию — нефелин того же состава. Кремнекислота также представлена двумя модификациями — более высокотемпературной с температурой плавления 1713° (кристобалит), переходящей при температуре 1670° в другую, более низкотемпературную модификацию (тридимит).

Между этими компонентами располагается сложное соединение—альбит (NaAlSi3O8) с температурой плавления по одним данным 1122°, по другим 1118°. Альбит модификаций не имеет.

Альбит входит в состав двух бинарных систем с эвтектикой:

1) альбит — кремнекислота — правая часть диаграммы, где Е' — эвтектическая точка с температурой 1085° без твердых растворов и с конгруентным плавлением всех компонентов; 2) альбит —нефелин (карнегиит), значительно более сложная бинарная система — левая часть диаграммы, где E — эвтектическая точка с температурой 1068°. В правой части в равновесии находятся расплав и кристаллы альбита, в левой части — расплав и кремнекислота (кристобалит или тридимит). В левой части диаграммы кристаллизация осложняется тем, что как карнегиит, так и нефелин содержат небольшую примесь кремнекислоты, представляя собой ограниченные твердые растворы кремнекислоты в нефелине и карнегиите. Поля эти обозначены на диаграмме косой штриховкой (рис. 63).
Расплав состава между E и нефелином поэтому никогда не дает чистых кристаллов, но всегда с небольшой примесью (избытком) кремнекислоты.

Системапериклаз — вюстит — кремнекислота (MgO—FeO—SiO2). Для данной системы, изученной Боуэном и Шерером в 1935 г. (рис. 64), характерно, что для двух групп компонентов — MgO и SiO2, с одной стороны, FeO и SiO2, с другой — получаются сложные соединения с не вполне одинаковыми физико-химическими особенностями. MgO и SiO4 дают два типа соединений, из которых один с меньшим содержанием кремнекислоты — форстерит (Mg2SiO4) — плавится контруентно, другой с большим содержанием кремнекислоты — энстатит (MgSiO2) — плавится инкопгруентно. Hatборот, FеО и SiO2 дают только одно сложное соединение — файалит (Fe2SiO4). В результате получается трехкомпонентная система. На ее диаграмме можно видеть, что в той части поля, - где находится энстатит, поле кремнекислоты и поле оливинов разделяется узким полем пироксенов, в котором кристаллизуется кварц. Это доказывает, что при кристаллизации силикатных магм кварц не встречается совместно с оливином, если последний богат магнием (форстеритом). Наоборот, в части поля, прилегающей к файалиту, поле оливина (богатого фай а литом) не отделено от поля кремнекислоты, и эти поля непосредственно соприкасаются друг с другом. Поэтому файалит и богатые файалитом оливины могут кристаллизоваться одновременно с кварцем. Это и имеет место в действительности: файалит в обсидианах, железистый оливин в некоторых сиенитах и гранитах, в частности в рапакиви Украинского кристаллического массива.