Гранаты. 
Метаморфизм и метаморфические горные породы

Изотопных данных — ограниченное количество.

Геохимические данные. Это наиболее богатый по количеству анализов минерал. У нас нет выборок, в которых гранат или другой минерал одновременно подвергался бы изотопному и силикатному анализам. Во всех случаях рассчитаны химические реакции обмена элементами Ca, Mg, Fe и Mn между соединениями Grn — C. В качестве C взяты: Ca, Mg, Fe, Ca⁺², Mg⁺², Fe⁺², CaO, MgO, FeO, Fe₂O₃, Al₂O₃, пироксены простые (например, MgSiO₃) и двойные (например, CaMgSi₂O₆), биотиты, оливины (простые и двойные), кордиериты, силлиманиты (для пары Fe⁺³-Al⁺³), шпинели (в том числе магнетиты), корунд, гематит.

Все изученные гранаты (Grn) находятся в ассоциации преимущественно с биотитом (Bio), кордиеритом (Cor) и плагиоклазом (Pl).

По изотопным данным Bio образованы при Т? 700 °C, плагиоклазы? 500 °C. Температура выделения граната не достаточно ясна. По изотопным данным он выделяется при 300−450 °C; результаты анализа ГЖВ дают те же пределы. По официальной точке зрения —? 700 °C, но она опирается во многом на геохимические термометры, в использовании которых имеются существенные ошибки. Bio и Grn выделяются в равновесии с водой. О Cor информации нет. По экспериментам (Л.Л. Перчука и др., 1983) при Т = 550−1000 °C при совместной кристаллизации ионный обмен между Grn и Cor отсутствует.

Основной версией является равновесие Grn с Cor, часто присутствующим в гнейсах в ассоциации с Grn. Тогда вероятное уравнение образования гранатов имеет вид:

… = {Cor + [Grn]+ H₂O]+ ….

Здесь скобки отражают: […] - изотопное; {…} - геохимическое равновесия.

Интересный материал по интерпретации полученных результатов приведен в работе Н. А. Елисеева. Переход пород фации зеленых сланцев в породы фации эпидотовых амфиболитов осуществляется на основе реакции:

Chl + Qw Grn + H2O.

(Chl — хлорит). Но, объясняя изотопное равновесие граната с водой, эта реакция не отражает геохимическое равновесие минерала с другими компонентами гнейсов. Описывая происхождение гранатов, Н. А. Елисеев пишет ещё об одной реакций:

Chl + Qw Cor + Ant + H2O.

(Ant — антофиллит). Эти реакции протекают при разных Р-Т условиях. Но объединение их в средних областях Р-Т — условий приводит к искомой реакции образования минералов:

Chl + Qw > {Cor + [Grn] + H₂O],.

которая соответствует полученной выше схеме по изотопно-геохимическим данным.

Магнетиты Изотопные данные. Изучен изотопный состав кислорода в акцессорных Mt и Il кислых метаморфитов (см. таблицу). Равновесие минералов с Н₂О, СО₂ и СО не подтверждается, зато выявлено равновесие с рутилом, соответствуя образованию системы Mt (Il) — Ru при разложении ферропсевдобрукита или ильменита (П.Я. Ярош, 1955; П. Р. Бусек, К. Келль, 1966; и т. д.) по реакции:

FeTiO5 > [Il + Ru];

Однако, в магнетитовых месторождениях Кривого Рога (Украина) этот механизм не выявлен, возможно, из-за ошибок в определении изотопного состава кислорода минерала.

Возможно образование Mt за счёт разложения ильменита по реакции:

3FeTiO₃ + O^-2 >[Fe₃O₄ + 3TiO₂].

Тогда Mt находится в изотопном равновесии с рутилом (Ru). В этом случае Mt образуется при Т_изот? 450 °C. Такие Т_изот(Mt) вполне возможны. Так на рудопроявлении р. Кюэричи жилообразные магнетит-гемоильменитовые руды образованы при Т = 430−570 °C (А.Н. Соляник и др., 1984). В метаморфических породах Il и Mt формируются в равновесии с Ru при Т_изот = 400−500 °С. Если же рассматривать Il как продукт разложения ульвошпинели, то в ассоциации с Mt их Т_изот = 458 °C. Магнетит не может быть образован за счёт разложения Il, поскольку в противном случае температуры образования (Т_изот = 1100 ?2000 °C) геологически не реальны.

В месторождения железорудной формации Biwabik (Сев. Миннесота) скарнового типа: по Синякову В. И. (1978), Дымкину А. М. и др. (1975) по результатам декрепитации Т_обр(Mt) в скарнах колеблется в пределах 420−530 °C. Изучена пара магнетит-кварц. Полученные данные дают температуру образования Mt в 500−550 °C при условии равновесия его с СО₂. Наиболее вероятным механизмом его образования является распад сидерита по схеме (Perry E.C., Bonnichsen B, 1966):

3FeCO₃ + 0,5O₂ > Fe₃O₄ + 3CO₂.

В.Н. Загнитко и др. (1989), И. П. Луговая (1973), ссылаясь на эксперименты, приводят реакции, соответствующие изотопным соотношениям:

• 3FeCO₃ > [Fe₃O₄ + 2CO₂] + CO (безводные среды с удалением газа);
• 6FeCO₃> [2Fe₃O₄ + 5CO₂] + C (медленное удаление газа, наименее вероятная реакция).

Изучены преимущественно магнетиты Украинского щита. При интерпретации учитывались термодинамические данные по пироксенам, оливинам, гранатам, карбонатам и другим соединениям, отмеченным при описании граната. Использованы определяющие отношения (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca). Установлено, что исходное уравнение должно иметь вид:

… = … + {Px + [Mt] + CO2] + ….

В литературе прямого упоминания о подобных реакциях нет. В работе Н. А. Елисеева (стр. 64)^[5] при описании контактовых роговиков упоминается реакция:

CaMg (CO₃)₂ + 2SiO₂ = CaMg (SiO₃)₂ + 2CO₂.

Если вместо доломита взять анкерит Ca₂Mg, Fe (CO₃)₄, брейнерит (Mg, Fe) CO₃ или сидероплезит (Fe, Mg) CO₃, то при метаморфизме карбонатов можем получить реакцию, например:

3Ca₂MgFe (CO₃)₄+ 6SiO₂ = 3CaCO₃(?) +{3CaMg (SiO₃)₂(?) + [Fe₃O₄} + 8CO₂] + CO.

О возможности протекания подобных реакций свидетельствует и состав природных карбонатов (И.П. Луговая, 1973): сидерит — FeCO₃ — 98,4%; MnCO₃-3,4%; MgCO₃ — 0,7%; пистолизит — FeCO₃ — 69,6%; MgCO₃ — 27,3%; MnCO₃ — 2,8%; сидероплезит — FeCO₃ — 83, %; MgCO₃ — 11,5%; MnCO₃ — 4,4%. Недостатком реакции является неясность изотопной природы кальцита и пироксена.

Изучение Mt (из Н. М. Бондаревой, 1977, 1978) Одесско-Белоцерковской зоны показало, что для эталонной Т = 500 °C (магнитные свойства [Е.Б. Глевасский и др., 1970], декрепитация) рудный Mt термодинамически геохимически равновесен оливину (Ol) (по соотношению Fe⁺², Ca, Mg, Mn) и корунду (Cor) (Fe⁺³-Al), образуя ассоциацию [Mt-Ol-Cor]. При этом давление оценивается в 1 кбар. По В. И. Михееву (1955) при Т = 1200 °C и Р = 1 атм Mg — хлорит разлагается на шпинель и Ol. Так как Mt — это шпинель, то выявленную ассоциацию Mt — Ol — Cor можно связать с разложением сильно железистого хлорита (лепто-, септохлорит) типа кроншдтетита, содержащего Fe⁺² и Fe⁺³.