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 Тизот ≈ 450 °C. Такие Тизот(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 Тизот = 400–500 °С. Если же рассматривать Il как продукт разложения ульвошпинели, то в ассоциации с Mt их Тизот = 458 °C. Магнетит не может быть образован за счёт разложения Il, поскольку в противном случае температуры образования (Тизот = 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 Тобр(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.