Группа граната

Группа граната объединяет островные силикаты с общей формулой X3Y2Si3O12, где X - Mg2+ Fe2+ Mn2+, Ca2+ (примеси Zn, Y+, Na); Y - Ar3+, Fe3+, Cr3+ (Ti3+,4+, Ti3+, Fe2+, Zr, Sn). В позиции кремния могут находиться также некоторые количества Al, Ti4+, Fe3+,2+ и Р.
Минералы этой группы широко распространены во многих типах кристаллических горных пород коры и мантии Земли.

Для граната характерен большой спектр изоморфных замещений, поэтому приведенные в табл. 1.3 минералы в чистом виде встречаются довольно редко. Наибольшее распространение имеют гранаты пироп-альмандин-спессартин-гроссулярового ряда твердого раствора (изоморфизм Fe2+ <-> Mg2+ <-> Mn2+ <-> Ca2+) и его краевых тройных систем (Fe2+ <-> Mg2+ <-> Mn2+, Fe2+ <-> Mg2+ <-> Ca2+ и др.), а также так называемые грандитовые гранаты, в которых смешение происходит между гроссуляром и андрадитом (Al3+ <-> Fe3+). В литературе можно встретить упоминание «пиральспитовых» и «уграндитовых» гранатов, отвечающих твердым растворам пироп-смьмандин-спессартин и уваровит-гроссуляр-андрадит, соответственно. Гранаты, содержащие в структуре гидроксил-ион, называются гидрограпатами. Самым распространенным минералом этой группы является гидрогроссуляр, имеющий формулу Ca3Al2[Si O4]3-х(OH)4x.

Гранат легко приспосабливает свой химический состав и морфологию к меняющимся внешним условиям — химическому составу среды, термодинамическим параметрам (Р, Т, f) и деформациям. Вследствие этого кристаллы граната нередко обладают зональным химическим строением. Яркой иллюстрацией концентрической ростовой зональности являются куполовидные профили содержания марганца в метаморфических гранатах (рис. 1.14). Возникновение марганцевых «куполов» связано с локальным вычерпыванием марганца растущими кристаллами. В целом же в гранатах можно встретить самые разнообразные типы ростовой зональности (концентрическая, осциляторная, блоковая, пятнистая, линейная и др.), отличающиеся не только по морфологии и типу изоморфных замещений, но и по степени изменения состава.

Гранаты чаще всего встречаются в горных породах в виде изолированных кристаллов, их размер может варьировать от первых десятков микрон до первых десятков сантиметров. Изолированные гранаты нередко бывают идиоморфными; для них характерны ромбододекаэдрические, тетрагон-триоктаэдрические, либо комбинированные из этих форм кристаллы. Ho наибольшее распространение в горных породах имеют ксеноморфные гранаты. Они образуют изолированные кристаллы, агрегаты зерен или находятся в симплектитовых срастаниях с другими минералами. Некоторые ксеноморфные гранаты весьма примечательны по своей морфологии. Так, в метаморфических породах нередко можно встретить атолловидные (или футляровидные) кристаллы (рис. 1.15а), внутренние части которых выполнены минеральными агрегатами или отдельными минералами, He менее примечательны гранаты, имеющие структуру снежного кома (например, рис. 1.15б), отражающую вращение растущего кристалла в ходе деформации породы.


Гранат кристаллизуется в кубической сингонии, лишен спайности. Это островной силикат с изолированными кремнекислородными тетраэдрами. Связь между тетраэдрами осуществляется через трехвалентные катионы (Al, Cr, Fe3+ и др.), имеющие октаэдрическую координацию. Двухвалентные катионы (Mg, Fe2+, Ca, Mn) окружены 8 атомами кислорода (рис. 1.16), образующими искаженный куб.

Гранат легко распознается в шлифах благодаря изотропности, высокому рельефу (исключение составляют гидрогранаты), форме кристаллов и отсутствию спайности. Встречаются, однако, анизотропные разновидности - некоторые гроссуляр-андрадитовые гранаты (грандиты) из контактово-метасоматических пород. Различие между разновидностями граната выявляются с помощью электронно-зондового микроанализа.


Гранаты наиболее широко распространены в коровых и мантийных метаморфических комплексах. Их можно также встретить в метасоматических породах, пегматитах и ряде магматических пород.
Метаморфические гранаты появляются в породах средней и высокой ступеней метаморфизма. В зональных метаморфических комплексах умеренного давления (барровианский тип) даже выделяется гранатовая зона, маркирующая появление этого минерала при повышении температуры (степени) метаморфизма. Составы метаморфических гранатов, как правило, соответствуют Fe-Mg-Ca-Mn ряду твердого раствора.
Термодинамические расчеты, подкрепленные природными наблюдениями, показывают, что в метапелитах гранат появляется в ассоциации с биотитом и хлоритоидом при температуре около 500°C (рис. 1.17). Повышение температуры способствует увеличению магнезиальности граната, исчезновению в парагенезисе хлоритоида и появлению ставролита, силиката глинозема (кианита, силлиманита или андалузита) или кордиерита (рис. 1.17). В метапелитах высоких ступеней метаморфизма гранат ассоциирует с кордиеритом, ортопироксеном, богатым фтором и титаном биотитом, шпинелью, сапфирином, силикатами глинозема, корундом. Пределы стабильности гранатсодержащих ассоциаций в метапелитах распространяются на очень высокие температуры. Так, парагенезис гранат+сапфирин+кварц сменяет ортопироксен-силлиманитовую ассоциацию при темпера1урах более 1000°C.

Появление граната в метабазитах отвечает переходу от фации зеленых сланцев к амфиболитовой фации при температурах ~600-650°С и давлении до 10 кбар. При более высоком давлении поле стабильности фаната расширяется. Например, при 25 кбар его рост начинается при температуре ~500°С, что соответствует переходу от фации глаукофановых сланцев к эклогитовой фации. Верхний предел P-T стабильности граната в эклогитовом парагенезисе простирается до P-T условий переходной зоны мантии.
Гранат может образовываться в перидотитах при увеличении давления или при субизобарическом остывании в соответствии с минеральной реакцией:

Ho возможен и другой механизм появления граната в этих породах, Он связан с привносом флюидом в мантийный субстрат алюминия, кальция, кремния, калия и других компонентов, необходимых для роста гранатa и других минералов (например, флогопита, магнезита и др.).

Гранаты, растущие из мантийного субстрата, в отличие от большинства коровых гранатов, характеризуются повышенными содержаниями магния и хрома. При давлении свыше 40 кбар в гранате появляется мэйджоритовая составляющая, отвечающая изоморфному замещению 2(Al) <-> (MgSi) (возможно также образование кальциевого и даже натрового мейджорита). Количество мэйджоритового граната с глубиной закономерно увеличивается (рис. 1.18). Нaпример, в гранатовом лерцолите с острова Отроу, Норвегия, образованном при 120 кбар, содержание мэйджоритового компонента в гранате достигает 19 мольн.% (3.19 формульных единиц Si). Обратим внимание, что мэйджоритовая составляющая в природных гранатах нередко отсутствует, преобразуясь в ходе декомпрессии в ориентированные вростки (ламелли) ортопироксена (рис. 1.18). По относительному содержанию вростков устанавливается мольная доля мэйджорита в исходном гранате.
В перидотитовых гранатах иногда встречается минал ультравысокобарного железистого скиагита. Его содержания, как правило, не высоки (первые мольные %), что обусловлено относительно низкой железистостью перидотитов и восстановительными условиями в мантии.
Гранаты андрадит-гроссулярового ряда характерны, прежде всего, для скарнов - продуктов высокотемпературного реакционного взаимодействия алюмосиликатных пород с известняками в присутствии флюида. В известковых скарнах гранат наряду с клинопироксеном диопсид-геденбсргитового ряда и вовсе является типоморфным минералом. В другом типе контактово-реакционных метасоматитов - родингитах - высококальциевых породах, возникающих на границе серпентинитов и габброидов, типоморфным минералом является гидрогроссуляр.
Гранаты в магматических породах имеют ограниченную распространенность. Встречаются они преимущественно в плутонических породах кислого состава, находящихся в древних кратонах или в более молодых складчатых областях (орогенах), где происходило анатектическое плавление корового субстрата. Магматические гранаты иногда можно встретить в гранитных пегматитах.

Пределы P-T стабильности некоторых широко распространенных крайних членов твердого раствора, полученные на основе экспериментальных и термодинамических данных, приводятся на рис. 1.19. Обратим внимание, что распад андрадита с образованием магнетита и волластонита зависит от фугитивности кислорода: температура этой реакции в условиях буфера QFM на ~50°С ниже, чем в более окислительных условиях, создаваемых буфером NNO. Пироп, в отличие от многих других миналов граната, образуется лишь при давлении выше 15 кбар как в сухой, так и в водной системе (рис. 1.19б). Это, однако, не исключает присутствие пиропового компонента в низкобарических гранатах метаморфических и магматических пород.


Несмотря на высокую механическую прочность и способность приспосабливаться к меняющимся внешним условиям за счет вариации химического состава, гранат подвержен разнообразным вторичным изменениям, которые помогают восстановить метаморфическую эволюцию граната. Можно выделить три основных типа преобразования граната:
- образование реакционных (келифитовьгх) кайм;
- замещение по трещинам;
- изменение химического состава в результате диффузии.
Образование моно- или полиминеральных кайм вокруг граната происходит в результате его реакции с минералами матрикса пород вследствие изменения термодинамических условий. Реакционные каймы, образование которых связано со снижением давления, широко развиты в гранатовых перидотитах. Примером могут служить каймы вокруг гранатов в перидотитах Карпат, сложенные шпинельортопироксеновыми симплектитами (рис. 1.20а). Эти структуры образовывались при снижении давления (подъеме породы) в ходе реакции граната с оливином, обратной (1.1).
Вокруг эклогитовых фанатов при декомпрессии также возникают келифитовые каймы. Наиболее распространены каймы, сложенные амфиболом и плагиоклазом, отражающие протекание реакции гидратации:

При относительно низкотемпературном регрессивном метаморфизме в сланцах и гнейсах вокруг граната часто развиваются кварц-хлоритовые каймы, возникающие вследствие снижения температуры и воздействия на породу водного флюида:

Регрессивные реакции разложения фаната широко развиты и в метапелитах. Одна из наиболее распространенных:

ведет к образованию кордиерит-ортопирокееновых симплектитов (рис. 1.20б).
Флюидное воздействие на гранат не всегда приводит к его замещению новыми фазами по периферии зерна. Изменение состава граната может происходить по линейным зонам и (или) ветвящимся каналам, отвечающим путям мифации водосодержащего флюида через кристалл. Ярким примером такого рода замещения служат зерна гранулитового граната из ширзоны в комплексе Бергенские Дуги, Норвегия, в которых развиваются линейные зоны, выполненные новым эклогитовым фанатом и омфацитом (рис. 1.20в).

Важно понимать, что многие гранаты образуются при температуре более 6000C, превышая, таким образом, блоковую температуру диффузии в этом минерале. Это означает, что ростовая зональность в гранатах может сглаживаться за счет диффузии. Состав граната может также меняться за счет диффузионного обмена катионами с сосуществующими Fe-Mg минералами (биотитом, кордиеритом и др.) при изменении температуры. Это приводит к образованию диффузионной зональности в гранате (рис. 1.20г). Диффузионные профили в фанатах весьма информативны, так как позволяют восстанавливать скорости охлаждения (нагревания) и подъема (погружения) пород и (или) продолжительность этапов метаморфизма.

Гранат является островным метасиликатом и, согласно принципу фазового соответствия Л.Л. Перчука, обменные минеральные равновесия с его участием являются эффективными (чувствительными к изменению температуры) геотермометрами. Термодинамические основы минеральной термобарометрии с участием граната рассмотрены в многочисленных публикациях.
Гранат участвует в минеральных реакциях, приводящих к замещению одних минералов другими (смещенные реакции). Реакции такого типа зависят как от температуры, так и от давления. В качестве примера можно рассмотреть реакцию разложения кордиерита с образованием Fe-Mg граната, силлиманита и кварца:

характерную для метапелитов. В плагиоклазсодержащих породах разного протолита широко распространена реакция с участием кальциевого минала граната:

Появление высокочувствительных аналитических приборов способствовало созданию серии минералогических термометров и барометров, основанных на содержаниях редких и рассеянных элементов в гранате. Здесь можно упомянуть термометры, основанные на содержании иттрия в гранате и на разделении никеля между гранатом и оливином; барометр, который базируется на гадолиний-диспрозиевом отношении в гранате.
Отметим также, что возрастание давления способствует вхождению в кристаллическую решетку граната протонов (рис. 1.21), что фактически превращает это номинально безводный минерал в водосодержащий. Содержание «воды» является своеобразным индикатором повышенного давления при метаморфизме в условиях верхней мантии.
Роль граната в петрологии трудно переоценить, так как он, будучи широко распространенным во многих типах горных пород, является важнейшим индикатором термодинамической эволюции метаморфических и магматических процессов. Использование граната в изотопной геохронологии для восстановления абсолютного возраста (Lu-Hf, Sm-Nd, U-Th-Pb методы) лишь усиливает исключительную значимость этого минерала для изучения геологических процессов.