Aplikovaná RTG difraktometrie Rozlišování minerálních fází pomocí RTG práškové difrakce Identifikace minerálních fází V práškovém RTG difrakčním záznamu potřebujeme k identifikaci fází stanovit: Přesné polohy difrakčních maxim Intenzity difrakčních maxim provést identifikaci minerálních fází na základě porovnání s tabelovanými hodnotami databáze 2 Identifikace minerálních fází Jednotlivé minerální fáze se Polohy a intenzity difrakčních vzájemně liší vzhledem svých ^ proč? y maxim jsou závislé na uspořádání RTG difrakčních práškových -\/ a typu stavebních jednotek ve záznamů struktuře každé minerální fáze. Jednotlivé minerály se ve svých difrakčních záznamech liší zpravidla v dostatečné míře, takže jejich rozpoznání nečiní obtíže V rámci jednotlivých minerálních skupin (spinelidy, amfiboly atd.) dochází k izomorfnímu zastupování prvků v některých strukturních pozicích. Odezva této změny nemusí být v difrakčním záznamu příliš výrazná a tak se může stát identifikace koncových členů izomorfních řad obtížnou záležitostí. 3 Skupina AI2Si05 Skupinu tvoří polymorfní modifikace AI2Si05: andalusit, kyanit a sillimanit. Polovina Al3+ iontů je vždy v oktaedrické koordinaci Struktury jednotlivých členů se navzájem liší koordinací druhé poloviny Al3+ kationů ve struktuře, která je následující: u kyanitu v oktaedrické koordinaci (celková symetrie P-1) u andalusitu v nepravidelné pětičetné koordinaci (symetrie Pnnm) u sillimanitu v tetraedrické koordinaci (symetrie Pbnm). 4 Skupina AI2Si05 Strukturní rozdíly jednotlivých členů se projevují v práškových difrakčních záznamech, takže rozlišení a identifikace jednotlivých polymorfních modifikací není obtížná. Plně postačuje načtení difrakčního záznamu v oblasti 15 - 40° 20, ve které se projeví nejintenzivnější difrakce všech tří polymorfů. andalusit (pegmatit) Dolni Bory (Range 1) kyanit - Becov (Range 1) sillimanit - Ramzova (svor) (Range 1) Jelikož je chemické složení všech členů téměř konstantní jsou i změny difrakčních záznamů zcela minimální. Andalusit pochází z pegmatitu v Dolních Borech, kyanit z uzavřenin v ultrabazických horninách u Bečova a sillimanit ze svoru v Ramzové. 5 100.0 90.0 80.0 70.0 60.0 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 16.0 20.0 24.0 28.0 32.0 36.0 40.0 2Theta Skupina AI2Si05 Porovnání reálného difrakčního záznamu andalusitu (pegmatit, Dolní Bory) a modelovaného difrakčního záznamu andalusitu s ideálním složením. STOE Powder Diffraction System 100.0 „ 70.0 Žř eo.o m I 50.0 a 30.0 'A\.ü 10.0 0.0 10O.O 80.0 eo.o 1 ■ž 40.0 L JU U ii_jJjU. Reálný andalusit obsahuje do 1 hm. % FeO, což se v difrakčním projeví jen minimálními !K (pesmalit) Dolní Buiy (Range 1)1 , záznamu změnami. i andalusit (eumHam, 1901) (Rangu 1) 70.0 ÍThcta 6 Skupina AI2Si05 /-N Porovnání reálného difrakčního záznamu sillimanitu (svor, Ramzová) a modelovaného difrakčního záznamu sillimanitu s ideálním složením. STOE Powder Diffraction System so.o a so.o á 40.0 o.o 100.0 = 40.0 ü CC 0.0 A 30.0 Sillimanit z Ramzové vykazuje minimální izomorfní příměsi FeO, a proto je shoda s teoretickým vzorkem velmi dobrá._ juU sillimanit (Bumtiam, 1963) (Range 1) ľ Skupina apatitu Minerály skupiny apatitu se dělí na základě převažující anionové skupiny na fluorapatit, chlorapatit, hydroxylapatit a mnohem vzácnější členy např . karbonát-hydroxylapatit. Práškové difrakční záznamy jednotlivých krajních členů jsou dostatečně odlišitelné a to platí i pro hodnoty mřížkových parametrů. Polohy a intenzity nejsilnějších difrakčních linií jako např. 211, 002 nebo 210 lze pro krajní členy snadno identifikovat. //Vzájemná zastupitelnost skupiny OH-, F- a Cl- v apatitu je neomezená a u izomo rfních směsí je stanovení přítomných koncových členů na základě difrakčního záznamu komplikovanější. Spolehlivá je chemická analýza. Difrakční záznamy koncových členů skupiny apatitu mohou být komplikovány i řadou dalších substitucí, z nichž nejčastější je vstup U, Sr, nebo REE do struktur minerálů skupi ny apatitu. 8 Skupina apatitu Srovnání modelovaných difrakčních záznamů chlorapatitu, fluorapatitu a Difrakční maxima jsou u jednotlivých koncových členů dobře odlišitelná. apatit-Cl (Hughes et al., 1989) (Range 1) apatit-F (Sudarsanan et al., 1972) (Range 1) apatite-OH (Kay et al., 1964) (Range 1) li a! liAjLlL 9 100.0 80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 24.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 48.0 52.0 2Theta Skupina apatitu Srovnání modelovaných difrakčních záznamů fluorapatitu a chlorapatitu na středních úhlech 20. Hodnoty poloh a intenzit významných difrakčních linií jsou pro rozlišení dostatečně vzdálené. STOE Powder Diffraction System 100.0 80.0 ŕ 60.0 S 40.0- 20.0- 0.0 100.0 BO.O- 60,0 20.0 0.0 li 15.0 20.0 25.0 30.0 iL 35.0 22-Jan-02 apatit-F (Sudarsanan et ai., 1972) (Range 1) A . A j apatit-CI (Hughes et ai., 1989) (Range 1) Jj^-JL-d 40.0 I I Ii.»,. I -U- 55.0 2Theta 10 Skupina apatitu Měřený práškový difrakční záznam fluorapatitu z pegmatitu v Horních Borech ve srovnání s modelovaným záznamem fluorapatitu. Oba záznamy vykazují již na první pohled velmi dobrou míru shody. 11 Skupina olivínu Minerály řady olivínu jsou tvořeny krajními členy forsteritem (Mg2Si04) a fayalitem (Fe2Si04), symetrie Pbnm. Přítomna bývá i složka tefroitová (Mn2Si 04). Zastupování Fe a Mg ionů ve strukturních pozicích M1 a M2 má zn ačný vliv n a polohu a intenzitu některých difrakčních linií. Difrakční záznamy obou krajních členů jsou dobře odlišitelné. Vpřírodě se však krajní členy vyskytují relativně vzácně, většina horninotvorných olivínů je forsterit s 10-30 obj.% fayalitové složky. Difrakční práškový záznam takového olivínu je velmi podobný forsteritu. Mísitelnost obou krajních členů forsteritu a fayalitu je neomezená a složení výsledného pevného roztoku lze stanovit i na základě spočtených mřížkových parametrů např. podle Saturina et al. (1971): % podíl fayalitu = -3813,808 - 47,499a + 228,233Ď + 286,890c ± 2,5 % Vzhledem k pravidelné přítomnosti železa v olivínu je lépe při měření difrakční ch záznamů použít jiné než Cu záření. 12 Skupina olivínu Porovnání modelovaných difrakčních záznamů koncových členů olivínové řady forsteritu se složením Mg1 8 Fe02 (SiO4), a fayalitu se složením odpovídajícímu koncovému členu. forsíerite (Range 1) 20.0 30.0 40.0 60.0 70.0 80.0 2Theta 13 Skupina olivínu Difrakční práškový záznam olivínu z bazaltu (Smrčí) a modelovaného záznamu pro olivín s 10% fayalitové složky. Zvýšené pozadí v záznamu , olivínu z bazaltu je způsobeno fluorescencí železa při použití CuKa1 z áření. STO E PÄ^_ J _____1 100.0 90.0 80.0 70.0 60.0 50.0 4o.o; 30.0 20.0 10.0 0.0 olivín (bazalt) Smrči (Range 1) I lil ni i otivin Fo90 (Range 1) J_-ä_l Ak J k ULiJ 40.0 14 Skupina SiO2 a-křemen je jeden z nejběžnějších hlavních horninotvorných minerálů s velmi stálým chemickým složení a jeho difrakční práškový záznam má ustálený vzhled a charakteristiky. Jedinou významnější proměnnou ve struktuře křemene je záměna směru rotace u šroubové osy, takže výsledná symetrie může být P3221 nebo P3121. Difrakční „mohutnost" křemene je značná, takže i poměrně malý obsah křemene ve vzorku (často i pod 3%) se projeví na výsledném difrakčním záznamu. Především difrakční linie 101 (d = 3,334) je dobrým indikátorem přítomnosti křemene. Možná záměna je s linií 003 tj. d = 3,348 grafitu, ale je-li přítomen křemen ^najdeme další významné linie (např. d = 4,25 nebo d = 1,818)._ -n Difrakční záznamy dalších polymorfních modifikací SiO2 jsou buď dostatečně odlišné (opál, moganit, tridymit, crystobalit) nebo za normálních teplot nezměřitelné (vyšší křemen). 15 Skupina SiO2 Difrakční práškový záznam a-křemene s vyznačenými d-hodnotami nejdůležitějších difrakcí pro CoKa1. 16 Skupina SiO2- opály Z hlediska uspořádání struktury se opály dělí na tři typy: • opál-A, • opál-CT • opál-C. V uvedeném pořadí se ve struktuře opálů zvětšuje míra uspořádanosti na dlouhou vzdálenost, která se projeví zvětšujícím se počtem a „zostřením" difrakčních maxim. 17 Skupina TiO2 Z polymorfních modifikací TiO2 se nejčastěji můžeme setkat s rutilem. Anatas a brookit jsou poměrně vzácné. Vzájemné rozlišení uvedených tří minerálů na základě práškových difrakčních záznamů není problematické. Porovnání modelovaného práškového difrakčního záznamu anatasu s naměřeným zázname m rutilu (Golčův Jeníkov). 18 Fluorit Jako horninotvorný minerál se fluorit vyskytuje pouze ve speciálních případech. Vzhledem k jeho symetrii Fm-3m je v difrakčním záznamu málo linií. Typy a množství substitucí ve struktuře fluoritu vede k velké variabilitě jeho barvy, ale práškový difrakční záznam bývá zpravidla změněn jen minimálně. Fluoritu se často používá jako vnitřního standardu při kvantitativní fázové analýze. 19 Fluorit Práškový difrakční záznam fluoritu z hydrotermálního ložiska Běstvina, záření CuKa1. 20 Anhydrit, bassanit, sádrovec fSírany vápníku lišící se pouze obsahem krystalové vody: • anhydrit je bezvodý (Bmmb), • bassanit je hemihydrát (I2) a • sádrovec je dihy drát (C2/c). Ve speciálních případech se může jednat o důležité horninotvorné minerály a jejich roz lišení je nezbytné. -- Přítomnost a množství krystalové vody ve struktuře ovlivňuje symetrii celé struktury, takže difrakční záznamy jsou jen těžko zaměnitelné. Variabilita chemického složení je minimální, pouze u bassanitu může být obsah vody proměnlivý od 0,5 do 0,67 na vzorcovou jednotku. Tato změna však způsobuje jen minimální diference ve výsledném záznamu. Při měření bassanitu je třeba brát ohled na fakt, že velmi snadno reaguje s vodou, často z cela postačuje vzdušná vlhkost. Vzájemné rozlišení vš ech tří minerálů může být velmi důležité v některých stavebních materiálech. 21 Anhydrit, bassanit, sádrovec Porovnání práškových difrakčních spekter anhydritu (ložisko Hallstadt), bassanitu (stavební sádra) a sádrovce (ložisko Kobeřice u Opavy). Snadnost rozlišení jednotlivých minerálů je evidentní (vše pro CoKa1). Relative Intensity (%) ■— o o o o o I Ö 0 Ö Ö Ö t*m*> anh bassanit ci gyp ydrit (5-7U;l,5 krok;4UL sta faze (krok 1st. 5UUs sum (5-7U;1,5 krok;4UU s) (Range 1) ) (Range 1) s) (Range 1) 16,0 20,0 24,0 28,0 32,0 36,0 2Theta Anhydrit, bassanit, sádrovec Odlišení anhydritu a bassanitu je možné již na nízkých úhlech 20 difrakčního záznamu (CoKa1). 23 Anhydrit, bassanit, sádrovec Odlišení bassanitu a sádrovce je možné již na nízkých úhlech 20 difrakčního záznamu (CoKo^). 24 Skupina pyroxenů . Mg-fe pyrojtť;n;S 1. tmstatitp ÍEnJ(l) hg2sí2n6 2, fii-rosilitetfs ) < 2 i fe^Si^úg 4. iľliľioí'sirťuslute 5. pi^eofilte Pbu) íhg,fg,cal 2si20g /c ( mn, hg) rtgS i 2q(; Pbca WnMgSi2c6 («n,Kg)HgSi2qŕ £2f/í Ib. dlupsiäé (d ijI 4 & 9. bede nberg i te{hd m 5) '0. audite 1. j o ha ftn s 6 n í. t* í jellí) CaŕlgSi 206 2 6 ] >ca (>5g , fe ) si 226 £2/i 2j6 (carmgrľsf,ei206 c2/c i . essBTiei.t(ľ< lis j f s) »2 c2/c Cl/c f. c*-ľía pyroxiiihss 4. cunphacit* $t aň-gri r i ne -au^ l (co,Fa ) (r24", m )Si2oŕ c2/c,p2/n l na pyroxé fte s t. aegirins ( ae ) i 1 0 i S. kosiTiOíhlortKol (1 1 ) 19. jarvisite (je](12J t UZIM, Fe3*}Si2Ofi C2/c .vagr-**s i zot c2/c c2/c !■ li rtjľmjíene Í0. sfjoďjine^iŕ (Sp>(13) LUl3i306 cz/t Skupina pyroxenů je poměrně rozsáhlou a chemicky variabilní skupinou, podle platné klasifikace Morimota et al. (1989) se vyčleňuje 20 minerálních druhů v 6 skupinách. Mezi nejběžnější horninotvorné pyroxeny můžeme zařadit rombické členy skupiny Mg-Fe pyroxenů (řada enstatit-ferrosilit, symetrie Pbca), ve skupinách Ca a Ca-Na pyroxenů řadu diopsid-hedenbergit a pyroxeny typu augitu a omfacitu (symetrie všech C2/c). Ve skupině alk alických pyroxenů (Na-pyroxeny) jsou to jadeit a eagirin (oba C2/c) a v některých případech m ůže být horninotvorným minerálem i spodumen (C2/c) ze skupiny Li-pyroxenů. 25 Skupina pyroxenů RTG prášková difrakce zpravidla umožňuje dobré rozlišení pyroxenů monoklinických a rombických. Enstatit jako zástupce kosočtverečných pyroxenů má v difrakčním záznamu soubor tří relativně silných difrakcí v oblasti 31 - 33° 20 (vše pro CoKal) a nejsilnější difrakci 610 na 36,3° 20, jsJ- t diopsid (Clark et al., 1969) (Range 1) enstatit (Sasaki et al., 1980) (Range 1) Diopsid jako zástupce monoklinických pyroxenů má soubor tří relativně silných difrakcí (včetně nejsilnější linie -221) v oblasti 33 - 36° 20. 26 90.0 80.0 70.0 60.0 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 0.0 31.0 32.0 33.0 34.0 35.0 36.0 37.0 38.0 2Theta Skupina pyroxenů Rozlišení pyroxenů se stejnou symetrií je méně snadné a v některých případech pomocí difrakčního záznamu nemožné, takže je třeba použít kurčení chemickou analýzu. Je reálné provést přibližné určení pyroxenu v rámci jedné izomorfní řady jako je tomu v případě enstatitu-ferrosilitu nebo diopsidu-hedenbergitu, pokud se v jejich složení uplatňují jiné koncové čl eny skupiny pyroxenů jen v minimálním množství. V takovém případě se polohy a intenzity difrakcí mění kontinuálně se změnou z astoupení Mg a Fe v pozici M1 struktury pyroxenů. Podobně se mě ní i mřížkové parametry, takže velmi hrubé urč ení chemismu měřeného pyroxenu je možné. Jako příklad můžeme uvést v řadě diopsidu-hedenbergitu rozdílné polohy nejsilnějších difrakcí -221 a rozdílné polohy a intenzity linie -31 0. Podobné rozdíly najdeme i v řadě enstatitu-ferrosilitu. 27 Skupina pyroxenů Porovnání modelovaných záznamů pro krajní členy diopsid a hedenbergit v oblasti 20, která je pro jejich rozlišení nejvhodnější (vše pro CoKa1). diopsid (Clark et al., 1969) (Range 1) hedenbergit (Cameron et al., 1973) (Range 1) jy i\ j v, 28 100.0 80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 48.0 2Theta Skupina pyroxenů Vzájemně lze rozlišit alkalické pyroxeny jadeit a aegirin, pokud mají nízké zastoupení jiných koncových členů. Komplikovaná situace vzniká v oblasti pyroxenů typu augitu a omfacitu. Nemají totiž stálé složení a tomu odpovídá i vzhled difrakčních záznamů. Jakákoliv bližší charakterizace takového pyroxenu musí být potvrzena pomocí chemické analýzy. Většina augitů nebo omfacitů, se svým práškovým záznamem podobá diopsidu. Odlišení spodumenu od ostatních pyroxenů lze provést na základě poloh a intenzit difrakčních maxim stejně dobře jako na základě mřížkových parametrů. 29 Skupina pyroxenů Práškový difrakční záznam omfacitu (eklogit, Černín) lze dobře srovnat s modelovaným záznamem diopsidu. V základních rysech jsou záznamy velmi podobné, ale v bližším detailu najdeme rozdíly v polohách i intenzitách difrakcí. omfacit v eklogitu, Cernin u Jevis.,9550 (Range 1) diopsid (Clark et al., 1969) (Range 1) X 30 80.0 70.0 60.0 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 50.0 55.0 60.0 2Theta Skupina pyroxenů Srovnání měřeného difrakčního záznamu aegirinu (Kirovská oblast, Kola) s modelovaným záznamem aegirinu, CoKal. Míra shody vzorku a modelu je pro iden tifikaci dostatečná. JO aegirin, Centr.Rudnik, Kirovsk,Kola, 11216 (Range 1) aegirin (Cameron et al., 1973) (Range 1) 31 80.0 - 70.0 60.0 50.0 - 40.0 - 30.0 20.0 10.0 - 0.0 16.0 20.0 24.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 2Theta Baryt Baryt je minerál s rombickou symetrií Pbnm a obsahuje řadu izomorfních příměsí. Nejčastěji je Ba nahrazováno Sr (zpravidla do 10%), přičemž v práškovém difrakčním záznamu dochází k postupnému posunu v polohách i intenzitách difrakčních linií. Identifikace barytu je zpravidla bez problémů, pouze při přípravě práškových vzorků je třeba počítat s vysokou absorpcí primárního RTG svazku na vzorku. 32 Baryt Porovnání práškového difrakčního záznamu barytu z dutin bazaltů u Studence v Podkrkonoší a modelovaného záznamu syntetického baryt u podle, CuKa1. 33 Azurit r. Azurit tvoří zpravidla méně hojný (oproti malachitu) sekundární doprovod výskytů a ložisek Cu rud. Difrakční práškový záznam je vzhledem k minimálním substitucím ve struktuře téměř neměnný a jeho odlišení od malachitu je poměrně snadné - stačí stanovit polohy difrakcí s maximální intenzitou. 34 Azurit Porovnání změřeného difrakčního práškového záznamu azuritu ze Špania Doliny s modelovaným záznamem azuritu, CoKa1._ 35 Skupina epidotu Ve skupině epidotu můžeme rozlišit minerály s monoklinickou symetrií P121/m1, kam řadíme kli nozoisit, epidot a všechny typy allanitu a minerály s rombickou symetrií Pnma, kam patří zoisit. Chemické složení zoisitu a klinozoisitu je zpravidla velmi podobné, takže jejich rozlišení na základě chemického složení j e prakticky nemožné. Rozdílnost v symetrii se však zřetelně projeví v práškovém difrakčním záznamu. Difrakční linie s maximální intenzitou (u zoisitu 511 s 20 kolem 33,2°, u klinozoisitu 11-3 s 20 kolem 30,8°) jsou od sebe vzdáleny o téměř 3° 20 ( platí pro CuKa1). Kromě toho difraktují u obou minerálů zcela rozdílné typ strukturních rovin, což se v záznamech projeví v ýrazně rozdílným uspořádáním difrakčních maxim. 36 Skupina epidotu Srovnání modelovaných difrakčních záznamů monoklinického klinozoisitu a rombického zoisitu v úhlové oblasti, kde jsou rozdíly nejmarkantnější, CuKa1. 37 Skupina epidotu r Vezmeme-li v úvahu monoklinické členy lze zjednodušeně říci, že se vzrůstajícím podílem Fe ve struktuře klinozoisitu (nahrazují se ionty Al) vzniká epidot. Spřibývajícím množstvím Fe ve struktuře dochází k posunu většiny difrakčních maxim od ekvivalentních strukturních rovin k vyšším úhlům 20. Díky rozdílné rozptylové mohutnosti iontů Fe a Al dochází i ke změnám intenzit ekvivalentních difrakčních maxim. U většiny běžných klinozoisitů (obsah FeO do 5 %) a epidotů (zpravidla nad 1U % FeO) je jejich vzájemné odlišen í možné, komplikace nastávají u minerálů, jejichž složení je na hranici mezi epidotem a klinozoisitem. r 38 Skupina epidotu Skupina epidotu - allanit Nejběžnějším typem allanitu bývá allanit-Ce, který má většinu svých strukturních parametrů nejblíže k epidotu. Vstup relativně větších kationů REE+3 způsobuje v difrakčním záznamu posun ekvivalentních difrakčních maxim k vyšším úhlům 20 vzhledem k epidotu. Rovněž se mění i intenzity ekvivalentních strukturní roviny. Odlišit navzájem různé typy allanitu (především Ce a La) je z práškového záznamu běžnými postupy nemožné, mnohem efektivnější je v tomto případě chemická analýza. 40 Titanit Titanit je běžný akcesorický minerál s monoklinickou symetrií A2/a. Vzhledem k poměrně ustáleným substitucím je RTG práškový záznam poměrně neměnný a tedy dobře identifikovatelný. Výjimkou jsou vysoce hlinité titanity, kdy vstup Al je kompenzován vstupem OH a F. Difrakční práškový záznam Al-titanitu má všechny difrakční maxima posunuta kmzsím úhlům 20, poměry intenzit jednotlivých difrakčních linií se mění jen nepatrně. 41 Titanit Porovnání změřeného záznamu titanitu z alpské žíly v Mirošově a modelovaného záznamu titanitu s ideálním složením, vše pro CuKa1._ STOE Powder Diffraction System 12-Feb-02 100.0 90.0 80.0 70.0 Ě- 60.0 £Z f 50.0 1 40 0-OJ a: : 30 0; 20.0; 10.0; 0.0 : 100.080 0 ■ g ; £ 60.00) ■| 40.0-CĽ 20.00.0- titanit - Mirofov (rula) (Range 1) .1.....1 l J , 1 . titanit (Taylor M. and Brown G.E., 1 , , m Ii . U. . í .» I JU Ji Ii íl .í 376) (Range 1) I.I I 200 30-° 40.0 50.0 60:o ' ' 2Thetá Titanit Porovnání modelovaných difrakčních záznamů ideálního titanitu a Al-bohatého titanitu se substitucí Ti+4 + O-2 = Al+3 + (OH,F)-, vše pro CuKa1. Ma I titanit (Taylor M. and Brown G.E., 1976) (Range 1) Al-(OH,F) titanit (Oberti et al., 1991) (Range 1) Lil 56.0 2Theta 43 100.0 80.0 60.0 40.0 - 20.0 - 0.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 48.0 52.0 Staurolit Častý akcesorický minerál metamorfovaných hornin, typický především pro svory. Složení staurolitu je poměrně kolísavé, především v poměrech Al: Fe : Mg : Mn. N ěkteré staurolity mohou obsahovat i méně běžné substituenty, např. Zn nebo Cl. Ze srovnání modelovaných záznamů „běžného" staurolitu a Zn-bohatého staurolitu vyplývá, že Zn-staurolit má totožné difrakce, pouze dochází k jejich posunu a ve většině případů mají vyšší intenzitu. Rozdíly v mřížkových parametrech jsou zanedbatelné. Difrakční záznam staurolitu je bez problémů identifikovatelný, ale vzhledem k výše uvedené variabilitě složení vykazuje srovnání se standardem vždy řadu odchylek v polohách i intenzitách difrakčních linií. Přesnou charakteristiku studovaného staurolitu lze dát pouze chemickou analýzou. 44 Staurolit Změřený difrakční záznam staurolitu ze svoru na Obřích skalách a modelovaný difrakční záznam staurolitu. 45 Staurolit Srovnání modelovaných záznamů staurolitu se složením Fe338 Ti011 Mn006 Mg075 (Al1781 Si766 O45) (OH)3 a Zn-bohatého staurolitu, jehož chemické složení odpovídá vzorci Fe2,33 Ti0,09 Mn0,08 Mg0,94 Zn0,65 (Al18,10 Si7,26 O43,8) vše CoKai. staurolit (Stahl K. and Legros J., 1990) (Range 1) Zn-staurolit (Alexander V.D., 1989) (Range 1) JI II A. 1 11 46 60.0 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 0.0 12.0 16.0 20.0 24.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 2Theta Rozlišování minerálních fází pomocí RTG práškové difrakce 2. část 47 Skupina amfibolů Jedná se o rozsáhlou skupinu horninotvorných minerálů, ve které se rozlišuje přes 70 koncových členů. Izomorfní zastupování prvků v rámci čtyř skupin je tak rozsáhlé, že se zpravidla pro bližší charakterizaci používá ještě řada předpon (např. hlinitý- nebo sodný- atd.). Z hlediska struktury se rozdělení skupiny amfibolů jeví mnohem jednodušší. Vyčleňují se amfi boly rombické a monoklinické. Z hlediska symetrie amfibolových struktur se jedná o 5 následujících prostorových grup: Pnma, Pnmn, C2/m, P21/m a P21/a. Nejběžnější horninotvorné amfiboly spadají do grup Pnma a C2/m. Parametry základní buňky kolísají u jednotlivých amfibolů v relativně úzkých intervalech a při množství nejrůznějších typů substitucí je lze použít pro identifikaci konkrétního amfibolového typu jen velmi obtížně. Jediné, co lze vcelku pravidelně vysledovat v rámci každé izomorfní řady, je růst mřížkových parametrů buňky s rostoucím obsahem Fe ve struktuře. Při účasti dalších prvkových substitucí však i toto pravidlo může postrádat platnost. 48 Skupina amfibolů Srovnání difrakčních záznamů monoklinických amfibolů aktinolitu Na0 08 Ca1 76 Mn016 Mg1 88 Fe+22 72 Fe+30 32 (Al0 32 Si7 68 Q22)(OH)2 a tremolitu Na0 38 K012 Ca1 Mg5 0 Fe0 01 (Al0 24 Si7 84 Q22) (QH)2, vše CoKa1. Qbsah Fe posouvá difrakční linie k vyšším d-hodnotám, tj. větším mřížkovým parametrům. actinolite (Mitchell et al., 1971) (Range 1) tremolite (Hawthorne and Grundy, 1976) (Range 1) J li JM, Jáv .1 )k{ 49 40.0 2Theta 100.0 80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 12.0 16.0 20.0 24.0 28.0 32.0 36.0 Skupina amfibolů Práškové RTG difrakční záznamy jsou vzhledem k nestálosti složení amfibolů poměrně variabilní, ale přesto v nich lze najít řadu podobných znaků. Obecně lze říci že u všech monoklinických amfibolů difrakt ují stejné strukturní roviny, ale intenzity těchto difrakčních maxim silně kolísají v závislosti na rozptylové mohutnosti prvku, který obsazuje pozice v dané strukturní rovině. Polohy difrakčních maxim stejných strukturních rovin se zpravidla liší jen málo. Za zcela typická difrakční maxima pro většinu amfibolů C2/m můžeme považovat následující: Dvojice difrakčních maxim od rovin 020 a 110, jejichž d-hodnota se pohybu je od 8,9 po 9,02, resp.8,3 až 8,6. Intenzity obou difrakcí pro různé amfibolů silně kolísají, ale vždy platí I(020) < I(110), někdy se 020 chybí a 110 bývá u řady amfibolů linie s maximální intenzitou. Zpravidla silné difrakční maximum od roviny 310, jehož d-hodnota je u většiny běžných amfibolů kolem 3,1. Silné difrakční maximum od roviny 151, jehož d-hodnota kolísá u většiny běžných amfibolů mezi 2,69 a 2,76. 50 Skupina amfibolů Modelovaný záznam monoklinického aktinolitu s vyznačenými hkl indexy pro jednotlivá difrakční maxima (vše CoKa^. Chemické složení amfibolu odpo vídá vzorci: Nao,o8 Cai,76 Mn0,16 Mg188 Fe+22,72 Fe+3Q,32 (Al0,32 Si7,68 °22)(OH)2' 51 Skupina amfibolů Modelovaný záznam monoklinického hastingsitu s vyznačenými hkl indexy pro jednotlivá difrakční maxima (CoKa1). Chemické složení hastingsitu odpovídá vzorci: Na0 96 Ca2 q Mg0 55 Fe4 45 (Al168 Si6 32 O22)(OH)2. 52 Skupina amfibolů Rombické amfiboly (Pnma) mají ve svém záznamu rovněž dvojici difrakcí v oblasti d-hodnot kolem 8,9 od roviny 020 a 8,2 od roviny 210. Difrakční maxima 310 a 151 na rozdíl od monoklinických amfibolů chybí, ale jsou zde jiná silná maxima, např. 610 s d-hodnotou kolem 3,04 a 161 s d-hodnotou kolem 2,58. Odlišení od monoklinického amfibolu v práškovém záznamu je možné, ale není vždy tak jednoznačné jako např. u pyroxenů. Pro přesnou klasifikaci amfibolů je nejlepším řešením chemická analýza, kde mohou nastat problémy pouze se stanovením mocenství Fe nebo stanovením některých méně běžných či hůře stanovitelných prvků (F , Li). RTG práškový záznam je užitečný především při odlišování monoklinických a rombických amfibolů (antofylit - cummingtonit, ferroantofylit - grunerit) a může být užitečný i u amfibolů, kde je kl asifikace založena na rozlišení Fe+2 a Fe+3, např. (ferro)pargasit - (magnesio)hastingsit. 53 Skupina amfibolů Modelovaný záznam rombického gedritu se složením Na0,5 Al1,21 Mg 4 52 Fe122 Si6 25 Al175 O22 (OH)2 s vyznačenými hkl indexy pro jednotlivá difrakční maxima (CoKa1). 54 Skupina amfibolů Srovnání difrakčních záznamů monoklinického cummingtonitu a rombického antofylitu na nízkých a středních difrakčních úhlech (CoKa1). Složení obou amfibolů odpovídá vzorci Mg7Si8O22(OH)2. 55 Skupina amfibolů Načtené práškové difrakční záznamy ferropargasitu (pegmatit, Dolní Líšná) (bazalt, České středohoří), oba Ca-amfiboly, CoKa1._ a kearsutitu 56 Prehnit Tento horninotvorný minerál, typický především pro nízce metamorfované horniny, má poměrně konstantní složení a tomu odpovídá i málo proměnlivý RTG difrakční práškový záznam. Drobné změny poloh a intenzit některých difrakčních linií mohou být způsobeny vstupem Fe do struktury (zpravidla do 3 hm.%). 57 Prehnit Srovnání načteného difrakčnírio záznamu prehnitu (alpská parageneze, Markovice) a modelovaného spektra jehož složení odpovídá vzorci Ca2 (Fe017 Al0 83) Al (Si3 O10) (OH)2, vše CuKa1. 58 Leucit Leucit je tetragonální minerál se symetrií I41/a, při teplotě nad 605°C je kubický se symetrií Ia3d. Za běžných teplot jsme schopni změřit pouze tetragonální polymorfní modifikaci, jejíž difrakční záznam může měnit pouze častá substituce Na za K. Vyšší zastoupení Na způsobuje zmenšení mřížkových parametrů leucitu. Při identifikaci leucitu z difrakčního záznamu je potřeba počítat s přítomností ortoklasu a nefelínu v případě, že dochází k sekundární přeměně leucitu na tzv. „pseudoleucit". Častá přítomnost sklovité fáze v leucitu může způsobit vyšší pozadí difrakčních záznamů. 59 Leucit Porovnání načteného difrakčního záznamu leucitu (Vesův) a modelovaného spektra se složením (K0 94 Na0 05 Ca0 01 )(Al0 96 Fe0 01) Si2 02 O6, vše CuKa1. 60 Nefelín Běžný horninotvorný minerál alkalických hornin je asi do 900°C hexagonální se symetrií buňky P63. Nad tuto teplotu jsou stabilní další vysokoteplotní modifikace nefelínu. Běžnou substitucí je vstup K do pozice Na, přičemž dochází ke zvětšování rozměrů základ ní buňky. Difrakční záznam je velmi snadno odlišitelný od leucitu, se kterým se často vyskytuje. Složitější identifikace může být při přeměně nefelínu, kdy je záznam komplikován zpravidla minerály skupiny zeolitů. 61 Nefelín Srovnání načteného difrakčního záznamu nefelínu (Norsko) a modelovaného spektra se složením Na715 (Al72 Si8 8 O32), vše CuKa^ 62 Kasiterit Zpravidla akcesorický minerál s tetragonální symetrií P42/mnm, jehož difrakční záznam je jednoduchý a dobře identifikovatelný. Vz hledem k velmi omezeným substitucím ve struktuře je tvar difrakčního spektra téměř neměnný. Srovnání načteného difrakčního záznamu kasiteritu (Horní Slavkov) a modelovaného spektra, jehož složení odpovídá teoretickému vzorci, vše CuKa1. 63 Cordierit Cordierit tvoří Mg koncový člen v izomorfní řadě se sekaninaitem. Většina přírodních cordieritů má jen mírnou převahu Mg-složky. Rozlišení difrakčních záznamů čistě koncových členů není problém, rozlišení přírodního cordieritu a sekaninaitu již tak snadné být nemusí. Identická difrakční maxima u cordieritu leží zpravidla na vyšších úhlech (mají menší d) než u sekaninaitu, vstup Fe do struktury způsobuje růst mřížkových parametrů a a b. 64 Cordierit Srovnání modelovaných difrakčních záznamů cordieritu s ideálním složením Mg2Al3(AlSi5018) a sekaninaitu, jehož složení odpovídá vzorci Mg034 Fe1 66 Al3 (AlSi5 018), vše CoKa1. w 50.0 cordierit Schwartz et al. (1994) (Range 1) sekaninait Hochella (1979) (Range 1) li 65 90.0 80.0 70.0 60.0 40.0 30.0 20.0 10.0 0.0 12.0 16.0 24.0 28.0 32.0 36.0 2Theta Cordierit Srovnání načtených záznamů přírodního cordieritu (Horní Bory) a sekaninaitu (Dolní Bory). Lze zaznamenat je nepatrné změny v intenzitách a drobný posun v polohách difrakčních maxim, vše CoKa1._ 66 Skupina melilitu Skupina melilitu má dva krajní členy - hořečnatý ákermanit a hlinitý gehlenit. Oba mají tetragonální sy metrii P -421m a jejich vzájemná izomorfní mísitelnost je poměrně široká. Vzájemná substituce Mg a Al je spojena se substitucí Al za Si v tetraedrické pozici: Mg+2 + Si+4 = + Al+3(okt.) + Al+3(tetr.) Vstup Al do struktury akermanitu má za následek zmenšování mřížkových parametrů a tedy i posun difra kčních maxim k vyšším difrakčním úhlům (menší d-hodnoty). Změny v intenzitách difrakčních maxim jsou většinou zanedbatelné. Identifikace minerálů skupiny melilitu je poměrně jednoznačná, pouze u ákermanitu, který se často vyskytuje ve struskách, může amorfní podíl výrazně zvyšovat pozadí difrakčního záznamu. Pro přesné určení ákermanitové a gehlenitové složky je nejvhodnější chemická analý za. 67 Skupina melilitu Srovnání modelovaných difrakčních záznamů akermanitu a gehlenit, složení obou odpovídá koncovým členům, vše CoKa1. i_Li M_U iLi -A- akermanit (Swainson et al., 1992) (Range 1) gehlenit (Swainson et al., 1992) (Range 1) 68 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 0.0 20.0 30.0 40.0 50.0 60.0 2Theta Skupina axinitu Minerály skupiny axinitu mají širokou izomorfní mísitelnost Fe - Mg- Mn s koncovými členy ferroxinitem, magnesioaxinitem a manganaxinitem. Kromě toho se vyčleňuje ještě tinzenit, ve kterém je část Ca zastoupena Mn, Fe a Mg. Rozdíly v mřížkových parametrech jsou poměrně malé, polohy a intenzity difrakčních maxim vykazují významnější vzájemné odchylky pouze v oblasti koncových členů. Identifikace minerálů ze skupiny axinitu není zpravidla problematická, ale pro rozlišení podílu koncových členů je nutné provést chemickou analýzu. 69 Skupina axinitu Srovnání modelovaných difrakčních záznam ů koncových člen ů feroaxinitu a magnesioaxinitu, CoKa1. Fe-axinit (Range 1) Mg-axinit (Range 1) 56.0 2Theta 70 70.0 60.0 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 0.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 48.0 52.0 Skupina karbonátů Rozdělení skupiny karbonátů do tří základních řad kalcitu, dolomitu a aragonitu se jednoznačně projeví na difrakčních záznamech. Symetrie minerálů řady kalcitu odpovídá prostorové grupě R-3c, v řadě dolomitu je to R-3 a v řadě aragonitu je to Pmcn. Odlišení minerálů řady aragonitu je zcela jednoznačná záležitost, podobně jednoznačné je i odlišení minerálů řady kalcitu a dolomitu. 71 Skupina karbonátů Porovnání modelovaných difrakčních záznamů kalcitu a aragonitu, oba se složením CaCO3. Vše pro CoKa1. kalcit (Effenberger, 1981) (Range 1) aragonit (Jarosch, 1986) (Range 1) 100.0 80.0 60.0 a, j v , n U. 72 56.0 2Theta 40.0 20.0 0.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 48.0 52.0 Skupina karbonátů Porovnání modelovaných difrakčních záznamů kalcitu se složením koncového členu a dolomitu rovněž se složením odpovídajícím koncovému členu. Vše pro CoKa1. A. ){ }\ kalcit (Effenberger, 1981) (Range 1) dolomit (althoff, 1977) (Range 1) Rozdíl v poloze nejsilnějších difrakcí X 1 Jj x 73 70.0 60.0 50.0 40.0 30.0 - 20.0 - 10.0 0.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 48.0 52.0 56.0 60.0 2Theta Skupina karbonátů V rámci řady dolomitu je bezpečné rozlišení mezi dolomitem a ankeritem možné pouze v případě, že se jedná o minerály svým složením blízké koncov ým členům. V ostatních p řípadech je nutné klasifikovat na základě chemického složení. V řadě kalcitu je v případě koncových členů poměrně jednoznačné odlišení kalcitu od ostatních minerálů - sideritu, magnesitu a rodochrozitu. Od rodochrozitu a sideritu lze úspěšně odlišit i magnezit, ale rozlišení dvojice rodochrozit - siderit nemusí být ani zdaleka jednoznačné. Vtomto případě a v případě minerálů, které jsou směsí více koncových členů, je bezpečnější opět použít chemickou analýzu. 74 Skupina karbonátů Porovnání modelovaných difrakčních záznamů dolomitu se složením odpovídajícím koncovému členu a ankeritu se složením Ca Mg027 Fe073 (CO3)2. Vše pro CoKa1. Skupina karbonátů Modelované difrakční záznamy minerálů řady kalcitu: kalcit, magnesit, rodochrosit a siderit, všechny se složením koncového členu, CoKa1. j v. kalcit (Effenberger, 1981) (Range 1) magnesit (Effenberger, 1981) (Range 1) rodochrosit - Effenberger et al. (1981) (Range 1) siderit - Effenberger (1981) (Range 1) -41 ISA iL 76 90.0 80.0 70.0 60.0 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 0.0 28.0 32.0 36.0 40.0 44.0 48.0 52.0 56.0 60.0 2Theta Skupina karbonátů Některé karbonáty lze bez potíží identifikovat pouze na základě vzhledu difrakčního záznamu ve vztahu k použitému RTG záření. Při použití Co záření bude pozadí rodochrozitu (obecně karbonátu s vysokým obsahem Mn) velmi vysoké, takže difrakční maxima se v n ě m ztrácejí. Totéž platí pro karbonáty s vysokým obsahem Fe p ři použití Cu zá ření. Tyto jevy spojené s fluorescencí n ě kterých prvků mohou b ýt částečn ě eliminovány použitím sekundárního monochromátoru. Stanovení chemického složení karbonátů z práškových difrakčních spekter lze provést nap ř. mezi sideritem a magnezitem, kdy obsah Mg v sideritu m ů že být ode čítán z polohy a absolutní intenzity difrakční linie 104, detailně viz Weiss a Chmielová (1981). r 77 Skupina karbonátů Difrakční záznam rodochrozitu (Colorado) při použití záření CoKa1 má velmi vysoké pozadí a difrakční maxima se ztrácejí. Je to způsobeno vysokým obsahem Mn, kte rý v Co záření způsobuje nežádoucí fluorescenci. Záznam bez sekundárního monochromátoru. rodochrozit - Colorado (Range 1) 70.0 2Theta 78 20.0 30.0 40.0 50.0 60.0 Korund r Může být horninotvorným nebo akcesorickým minerálem v Al-bohatých horninách. Jeho složení je zpravidla konstantní, případné izomorfní příměsi se pohybují do několika málo procent. Vzhledem ke své tvrdosti je převedení do prášku poměrně obtížné, difrakční záznam je zpravidla dobře identifikovatelný. Používá se i jako vnitřní standard v různých RTG difrakčních metodách. J 79 Korund Skupina slíd f Skupina vrstevnatých silikátů 2:1 s mezivrstevním kationem (zpravidla K, Na, méně často Ca) je z hlediska identifikace práškovou difrakcí poměrně složitá. V celé skupině existuje pro každý koncový člen několik polytypů, které se ve svých difrakčních obrazech mohou lišit. Společným znakem všech slíd je bazální difrakce s d hodnotou kolem 10 A. Výrazně se však může lišit hodnota intenzity této difrakce a to nejen v závislosti na měřeném polytypu, ale i na geometrii práškového difraktometru. Obecně lze říci, že při načítání v reflexním módu jsou bazální difrakce (např. 001) díky přednostnímu uspořádání, ve svých intenzitách silně nadhodnoceny, zatímco při načítání z kapiláry nebo v transmisním módu je přednostní orientace potlačena a dobře zřetelné jsou i difrakce nebaz ální. Podle difrakčního záznamu slíd lze rozlišit slídy trioktaedrické a diokaedrické a to na základě poloh difrakčních maxim určitých strukturních rovin. 81 Skupina slíd M řížkové parametry slíd mohou silně kolísat, v závislosti na polytypu se mění parametr c, zatímco parametry a,b se mění v závislosti na poměru dvojmocných a trojmocných kationů v oktaedrické vrs tvě. J Identifikace základních koncových členů ve skupině slíd pomocí práškového difrakčního záznamu je možná, pro přesnou identifikaci je ale potřeba ji kombinovat s analýzou chemického složení. 82 Skupina slíd Porovnání modelovaných práškových difrakčních záznamů muskovitu o teoretickém složení KAl2(Si3Al)Q10(OH)2 a biotitu 1M o složení (Na0 025 K0 898) (Fei.232 Mg1.433 Mn0.012 Ti0.231 Li0.009) (Al1.135 Si2.785 Fe0.035 Q10.437) (Q H)1.525 Cl0.038' Skupina slíd Porovnání modelovaných práškových difrakčních záznamů muskovitu o teoretickém složení KAl2(Si3Al)O10(OH)2 a paragonitu 1M se složením Na0 91 88 (Si3 45 Al0 55) O10 (OH)2. muskovit (Birle and Tettenhorst, 1968) (Range 1) paragonit (Soboleva et al., 1977) (Range 1) 100.0 80.0 60.0 Skupina slíd Difrakční záznam biotitu z kontaktní zóny hadce (Mohelno), načteno v transmisním uspořádání, CoKa1. biotit - Mohelno (Range 1) 85 70.0 2Theta 100.0 90.0 80.0 70.0 60.0 50.0 40.0 30.0 20.0 10.0 0.0 10.0 20.0 30.0 40.0 50.0 60.0 Skupina chloritů Skupina chloritů obsahuje řadu koncových členů, které se vzájemně liší nejen chemickým složením ale i různým kladem vrstev. Obě vlastnosti se pak silně odráží v práškovém difrakčním záznamu, jehož analýzou můžeme blíže definovat s ložení a polytyp studovaného chloritu. Z hlediska chemického složení lze na základě práškových záznamů provést o dhad obsahu Fe ve struktuře chloritu (Weiss, 1991). Určení polytypu je pak možné na základě určení poloh a intenzit vybraných difrakčních li nií, blíže Bailey (1980). Obecně lze chlority identifikovat na základě bazálních difrakcí (001) s d hodnotou kolem 14 A, (002) s d kolem 7,1 A a (003) s d kolem 4,7 A. Kromě složení a kladu vrstev záleží vzhled difrakčního záznamu i na geometrii načítání difrakčního záznamu, podobně jako u ostatních vrstevnatých struktur. 86 Skupina chloritů Změřený difrakční záznam chloritu z alpské žífy u Mir°š°va se ^oíteiifrii Mg2,4 Fe2,36 Al124 (Si279 Al121 O,0) (0H)8 a modelovaný difrakční záznam klinochloru se složením (Mg4.715 Alo.694 Fe0.269 Fe0.109 Cr0.128 Ni0.011) (Si3.056 Al0.944) O10 (0H)8. 87 Skupina chloritů Změřené záznamy thuringitu (depositář č.6671) a klinochloru ze Sedente jezero, Bulharsko. 88 Skupina živců Skupina živců se zpravidla rozděluje na základě chemického složení do dvou skupin: alkalické živce a plagioklasy. Jejich pojmenování, resp. zařazení v rámci těchto dvou skupin na základě chemického složení není nijak komplikované, ale z hlediska přesné klasifikace je nedostačující. Z pohledu krystalové struktury je možné ve skupině živců vyčlenit prakticky neomezené množství polymorfních modifikací. Komplikujícím faktorem ve strukturách živců je distribuce iontů Al v tetraedrických pozicích. Ty mohou být ve strukturních pozicích uspořádány zcela nahodil e, tj. celková struktura vykazuje vysoký stupeň neuspořádanosti, nebo mohou obsazovat zcela konkrétní strukturní pozice a tím se struktura stává vysoce uspořádanou. Stupeň uspořádanosti daného živce lze charakterizovat pomocí řady veličin, jejichž význam je třeba hledat ve speciální literatuře (např. Weiss, Chmielová, 1990). 89 Skupina živců Identifikace živců na základě práškových difrakčních záznamů zpravidla nečiní problémy, problematické může být rozlišení jednotlivých minerálů v rámci skupiny. Difrakční spektra živců mají poměrně velké množství difrakcí a u jednotlivých koncových členů dochází k velkému množství překryvů. Při identifikaci je nutno důkladně porovnávat záznam se standardy z databáze PDF. Značnou komplikaci do identifikace živců vnáší fakt, že většina přírodních živců bývá ve formě srůstu dvou nebo i více fází (pertitické živce, antipertity, myrmekity). 90 Skupina živců Porovnání modelovaných difrakčních záznamů sanidinu se složením KAlSi308 a uspořádaného ortoklasu se složením K0 86 10 Si3 Al 07 96 (0H)0 04, vše CoKo^. Skupina živců Porovnání modelovaných difrakčních záznamů uspořádaného oligoklasu se složením Na0 75 25 26 Si2 74 O8 a anortitu se složením CaAl2Si2O8, vše CoKo^. 40.0 oligoklas (Phillips et al., 1971) (Range 1) anortit (Wainwright and Starkey, 1971) (Range 1) JUily ^_. Aa II a ./Ji J Ulli iIhUI^IiU] 92 70.0 60.0 50.0 30.0 20.0 10.0 0.0 12.0 16.0 20.0 24.0 28.0 32.0 36.0 40.0 2Theta Skupina živců Porovnání změřených difrakčních záznamů albitu z alpské žíly v Markovicích u Čáslavi a labradoritu z Ukrajiny, vše CoKa1. 93 Skupina živců Porovnání změřených difrakčních záznamů albitu z pegmatitu Střelecký důl a ortoklasu z pegmatitu Dolní Bory, vše CoKa1. 94 Skupina živců Porovnání změřených difrakčních záznamů sanidinu (Drechenfels) a ortoklasu z durbachitu třebíčského masivu, vše CoKa1. 95