origine del k-feldspato negli xenoliti - Sistemi Informativi

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Dear Daniel,
I made a further investigation by SEM on the alkalifeldspar-bearing mafic granulite xenoliths. I was finally
able to obtain enough contrast between Kfs and plagioclase varying beam current, brightness and so on
(you were right, of course !!).
The studied xenoliths are metagabbronorites characterized by orthopyroxene + clinopyroxene + plagioclase
porphyroclasts (An50-66) in a granoblastic matrix composed of pyroxenes + plagioclase (An56-72) + Fe-Ti
oxides ± alkalifeldspar ± biotite ± apatite; pyroxene porphyroclasts often bear mutual exsolution lamellae. On
the basis of petrography, mineralogy and geochemistry I have interpreted the xenoliths as the result of in situ
granulite-facies re-equilibration of igneous mafic rocks crystallized in the lowermost crust.
Petrographic observations show that K-feldspar occurs as (1) rods, blebs, and irregular patches into the
plagioclase (see xenolith1.jpg; note that in the same thin section only few plagioclase show these Kfs
inclusions), (2) discrete grains, sometimes microperthitic (xenolith2.jpg.), (3) mantling of the plagioclase
and/or myrmekite-like intergrowths betweeen plagioclase grains (see BSE image xenolith3.tif); note that the
plagioclase close to the K-feldspar rim, characterized by a ligter shade of grey, is significantly enriched in
anorthite (An ~ 70) with respect to the outer zone of the same crystal and that of the adjacent plagioclase
(An~ 60); Kfs in symplectites and in the rim is relatively Ba-rich (BaO ~ 1 wt%). Small amount of Ti-rich
biotite (with relatively high F content and very low Cl) may be present both in K-feldspar bearing and Kfeldspar-free rocks, but its presence does not seem to show any apparent relationship with the K-feldspar
occurrence. Biotite breakdown probably due to heating into the host magma may be observed.
I do not know if you find similarities between what I have briefly described and the K-feldspar microveining
you evidenced for example in the Ivrea Zone metabasites (I refer to the paper of JP, 2002).
A peculiarity of all the studied xenoliths is the relatively calcic composition of the “antiperthitic” plagioclase
(An content between 46 and 56 wt. %,) whereas most antiperthites reported in literature have An < 48. In
addition, the optical features of K-feldspar (in all the different types of occurrences) are consistent with
sanidine and the Ab content is relatively high (16-33 wt. %). Enhanced mutual solubility of anorthite and
orthoclase at high P-T conditions could account for crystallisation of relatively Ca-rich ternary feldspars from
a mafic magma followed by K-feldspar exsolution during slow cooling. This origin, however, does not explain
why only few crystal are antiperthitic. So, it is also likely that the origin is metasomatic in both cases, simply
with different degrees of equilibration. In addition, if the K-metasomatism was due to interaction of
plagioclase with late- to post-magmatic fluids, I would not expect to still find textural evidence of this process
and preservation of strongly zoned feldspars after an extensive granulite-facies recrystallization. Anyway,
the nature and timing of this hypothetic K-metasomatism remains obscure. 87Sr/86Sr ratios measured for Kfeldspar from two xenolith samples (~ 0.7066) do not reveal any significant kind of disequilibrium with respect
to the whole-rock composition, excluding at least that it could have formed as a result of recent Kmetasomatism by alkaline fluids related to the Plio-Quaternary volcanic activity (87Sr/86Sr ratio of the host
basanite is significantly lower, ~ 0.7044).
Dear Alessandra,
Your large amount of data would lead me to believe that the Kfs
vein seen in Pic3 is indeed metasomatically produced. It would be
intriguing to speculate on the fluid source. This is also supported by the
fact that only a scattering of the grains have Kfs exsolution lamellae. In
fact I have produced similar veins in Kfs metasomatisim experiments of a
tonalitic Bt gneiss. The albitic portions apparantly exsolved during
cooling (isobaric ?) of these rocks. Also Ca enrichment in that lighter
region in Pic3 next to the Kfs vein is also a sign of metasomatism, i.e.
similar Ca enrichement is seen in myrmekitic Plg. In Pic 3, the dark areas
in the Kfs vein are most likely albite - also a common feature of these
veins as you know from the paper - also the attached paper I am including
with this email. The metasomatism probably occurred during granulite
facies metamorphism which would explain the similar ages between the Kfs
veins and whole rock. It is unlikely that this represented a deyhdration
event however since the original gabbro was presumabley dry to begin with,
i.e. had no hydrous minerals with the exception of the Ti-rich Bt. But I
think all the evidence so far points to it having been in contact with some
sort of K-rich fluid/melt during granulite facies metamorphism.
Some questions still remain 1. I need to see more BSE pics of these veins especially closeups
of the albitic features in the Kfs veins for better evaluation (similar to
those in the attached paper). Transmitted light, while useful, does'nt
really show all the relationships between the Kfs and neighboring minerals.
2. It would be useful to have point microprobe analyses of these
veins in the lightest (K-rich) and darkest (Na-rich ?) regions. Also a
're-integrated' vein composition would be useful.
3. What is the REE, Cl, F, Si and Na content of the FAp grains ?
Do these grains have Mnz inclusions ?
4. What is the actual Ti content of the Bt ?
- Il K-feldspato si può trovare come:
1. Individui entro il plagioclasio con forme svariate (granuli tondeggianti, rettangolari, rods, blebs).
Es. NB324.
2. Individui con sviluppo interstiziale che sembrano sostituire il plagioclasio. A volte si tratta di veri
e propri orli. In qualche caso questi orli sembrano avere la stessa orientazione ottica dei cristalli
entro il pl e presentano relitti di smescolamenti pertitici (es. NB324, NB318,NB7).
3. Implicazioni pl-Kfs, localizzate all'orlo del pl; si potrebbe trattare di una variante del caso 2) , es.
NB7; da notare che gli orli del pl (ma non so se sono tutti di kfs) sembrano essere in questo
campione in continuità con il fs derivante da reazioni di breakdown a carico di opx (con formazione
di ol) e di biotite
4. Granuli discreti di dimensioni analoghe a quelle del plagioclasio (raro). Possono presentare
smescolamenti di plagioclasio. Es. NB8, NB316, in questo campione ci sono anche vene di kfs che
tagliano i granuli micropertitici
- Il K-feldspato è presente solo nelle rocce con plagioclasio meno calcico (An51-54, valori per il pl
non ricristallizzato). Di norma, le antipertiti in rocce terrestri si trovano in plagioclasi più sodici
(Kay, 1977 parla di plagioclasi con An < 48). Tuttavia, Ballhaus and Berry (1991), riportano
antipertiti in plagioclasi molto calcici di pirosseniti, An60-80) e il lavoro sperimentale di Ai and
Green (1989) sul sistema An-Or ad alta P (10 kbar) mostra un significativo incremento delle mutua
solubilità di kfs e An (fino a 18% di Kfs in An e fino a 7% di An nel Kfs contro 5% e 3% a P = 1
atm). Questo fatto è probabilmente causato dall'aumento della T eutettica prodotto dall'alta P in
condizioni anidre. Feldspati ternari ricchi in Ca possono esistere ad elevata P e T (e.g. intergrowths
in dicchi basici di Departure Rocks, Antarctica, con composizione globale Kfs21.5An64Ab14.5)
- Il plagioclasio che forma implicazioni col Kfs è più sodico (An46) e più ricco in K2O .
- Il K-feldspato ha le caratteristiche ottiche di un sanidino e, in effetti, il suo contenuto in Na è
sempre piuttosto elevato (Ab16-33). Questo fatto non è un grosso problema: trattandosi di rocce che
hanno subito un rapido riscaldamento entro un magma, l'inversione da ortoclasio (pertitico) a
sanidino è del tutto plausibile (v. Maury and Bizouard, 1975). I rari relitti di pertiti in cristalli
discreti di Kfs (N.B. sono quelli con il minore contenuto di Ab) sono in perfetto accordo con questa
ipotesi. Inoltre, gli esperimenti di riscaldamento su plagioclasi antipertitici di anortositi condotti da
Kay (1977) hanno mostrato una omogeneizzazione Na-K relativamente rapida: ad esempio in 10
settimane a 1000°C il contenuto medio in Ab del Kfs cambia da 4.5 a 42.5, mentre quello in An
varia da 1.1 a 2.6. In generale, è interessante notare lo spostamento delle tie-lines tra Kfs e pl ospite
verso il vertice Ab. In questo modo si può giustificare anche l'alto contenuto in Ab dei possibili
smescolamenti di Kfs entro il pl. Secondo Kay (1977) è ipotizzabile la cristallizzazione di un
feldspato ternario ad alta T (1000-1100°C) e la successiva nucleazione di Kfs al diminuire della T
quando la composizione del feldspato ternario passa attraverso il solvus. E' è possibile che lo
smescolamento inizi ad alta T e che le tie-lines ruotino verso il vertice Or al diminuire della T; la
posizione finale delle tie-lines indica la temperatura di "quenching" delle antipertiti, cioè la T a cui
cessa la diffusione Na-K. Al procedere dello smecolamento Ca e Al vengono espulsi dalle blebs che
si formano e, a causa della lentezza della diffusione di Si-Al, si forma un gradiente composizionale
in corrispondenza delle blebs; la permanenza ad alta T per lunghi periodi consente comunque di
produrre antipertiti per smescolamento. Le elevate T calcolate per le coppie opx-cpx degli xenoliti
(820-900°C) suggeriscono che l'elevato contenuto in Ab del Kfs potrebbe essere solo in parte stato
causato dal riscaldamento nel magma. A queste T, infatti, le tie lines degli esperimenti di Kay
(1977) corrispondono abbastanza bene
a quelle osservate per i nostri feldspati, anche se la
composizione del pl ospite è leggermente più calcica.
- Il plagioclasio coesistente ha un contenuto in K2O variabile da roccia a roccia e anche nell'ambito
della stessa roccia (0.26-0.94 wt.% con punte di 1.33 wt. % per implicazioni pl-Kfs).
Ipotesi genetiche:
A favore dello smescolamento:
- presenza del Kfs solo nei plagioclasi più sodici
- presenza in rods, blebs, etc. nel pl (es. NB324)
Sostituzione (replacement antiperthites)
Bisognerebbe fare la reintegrazione dei vari granuli per provarlo; piu' probabile è invece un'origine
di questo tipo per il Kfs come orli del pl (anche se alcuni autori ritengono che anche gli
smescolamenti si possano nucleare ai bordi dei granuli, es. Carstens, 1967); sempre Carstens
sostiene questa origine anche per mirmechiti pl-kfs
E' in accordo con la natura random della presenza di Kfs sia all'interno del pl che come orli o
Cristallizzazione da un magma
per i feldspati di tipo 4, analogamente alla biotite, è possibile un'origine ignea tardiva
Relitto di fusione parziale (incongruente) di biotite (dehydration or dehydration melting)
L'ipotesi della fusione parziale non regge per diversi motivi: (i) la biotite presente negli xenoliti è
stabile o mostra solo limitate evidenze di breakdown in seguito al riscaldamento nel magma-ospite;
(ii) il Kfs è quasi sempre associato al plagioclasio e non mostra inclusioni o implicazioni con altre
fasi che potrebbero derivare dal breakdown di biotite (ossidi, cordierite, granato); in qualche caso
(es. NB318 kfs molto ricco in Ab si trova come prodotto a grana molto fine assieme a opx+ il +/crd di biotite breakdown probabilmente legata al riscaldamento nel magma-ospite e risalita)
Sen (1959)
sia sostituzione che smescolamento
Evidenze per antipertiti di sostituzione: (i) elevata quantità di kfs (più di quanto il pl poteva tenere
in soluzione solida), (ii) presenza di vene, pods e chiazze di grandi dimensioni, con distribuzione
Hubbard (1965)
Plagioclasi antipertitici di enderbiti (qtz-diorite a iperstene). Tre feldspati coesistenti: (i) cristalli di
andesina euedrali, (ii) orli più sodici del pl andesinico, (iii) kfs (ortoclasio micropertitico) come
mantello del pl o come chiazze irregolari entro di esso. Pl e kfs sono in proporzioni relative molto
costanti. L'autore ritiene che nè una reazione cristallo-liquido nè una sostituzione possa dare origine
ad una tale costanza del rapporto pl/kfs, ma solo uno smescolamento. La presenza di smescolamenti
di pl nel kfs (elevato contenuto in na iniziale) indica che lo smescolamento del kfs dal pl è iniziato a
T elevata.
Carstens (1967)
Antipertiti in anortositi: molto spesso il kfs si nuclea in corrispondenza di (i) margini tra cristalli di
pl formando un network intergranulare discontinuo e dando l'impressione di una sostituzione, (ii)
lungo i margini delle geminazioni. La distribuzione piuttosto irregolare del kfs comune a molte
antipertiti può essere semplicemente dovuta all'assenza di siti adatti alla nucleazione. Un altro tipo
di struttura antipertitica che si genera probabilmente per smescolamento è dato da implicazioni plkfs di tipo mirmechitico ai bordi del pl. Le antipertiti del primo tipo si formano per precipitazione
continua (le concentrazioni dei componenti necessari alla formazione dello smescolamento
diminuiscono gradualmente a partire dal nucleo in cui si genera lo smescolamento), quelle di tipo
mirmechitico per precipitazione discontinua (brusca variazione di composizione) in maniera
analoga a quanto osservato in certe leghe metalliche (il termine precipitazione discontinua o
cellulare deriva proprio dalla metallurgia)
Vogel et al. (1968)
Le profonde differenze tessiturali tra pertiti e antipertiti dipendono dalla difficoltà della diffusione
del kfs entro il pl (non solo il K deve scambiarsio con Na ma anche con Ca e i legami tetraedrici AlSi devono essere spezzati). Negli gneiss a plagioclasio studiati il kfs si trova come blebs nel pl e
come orlo del pl. Questi gneiss sono interstratificati con graniti (stessa storia P-T) caratterizzati da
pl non antipertitico. Le antipertiti sarebbero di sostituzione. Infatti, nel granito il pl non è
antipertitico perchè il kfs si forma prima o assieme al pl. Nello gneiss granitico la cristallizzazione
del kfs è successiva a quella del pl e la sua nucleazione è sulle superfici di bassa energia come
superfici di geminazione, margini dei granuli, imperfezioni del reticolo. I caratteri strutturali del kfs
come orlo e come blebs sono identici (si sono dunque formati attraverso lo stesso processo); a volte,
inoltre c'è continuità ottica o addirittura connessione fisica tra orli e blebs.
Griffin (1969)
Antipertiti in pl di gneiss in facies anfibolitica ("blocky" antiperthites, con sezione rettangolare e
"patchy" antiperthites). Zonature attorno al kfs (sia aureole più ricche in Ca sia aureole più povere
in Ca). L'autore interpreta le antipertiti come il risultato di una sostituzione metasomatica per
infiltrazione di alcali in rocce a pl. In particolare, la presenza di aureole calciche o sodiche nel pl
attorno al kfs dovrebbe essere considerata un'evidenza di sostituzione.
v. altri lavori piu' recenti , ORIGINE KFS E BIOTITE (e ap)
Harlov et al., 1998, Chem. Geol. 151, 373
Harlov et al., 2002, JP 43, 769-799, 801-824
Harlov et al., 2002, Lithos64,15-28
Markl and Bucher, 1998 Nature 391,
Newton et al., 1998, Precambrian Research 91,41
Patino-Douce, 1993 Chem. Geol. 108,133
Perchuk et al., 2000 CMP 140,212
Markl and Piazolo 1998 CMP 132,246
1. BIOTITE E KFS “PRIMARI”. Biotite magmatica + ricristallizzazione (+/- breakdown),
Kfs originato per (i) smescolamento di un plagioclasio relativamente calcico e ricco in Or
(orli + blebs) e (ii) come fase finale della cristallizzazione magmatica. Possibile. Da
spiegare perché cristallizzano in certi casi sia Kfs che biotite come fasi tardo-magmatiche
e perchè nelle rocce con piu’ alto mg# ( e px piu’ primitivi) si hanno plagioclasi piu’ sodici
e piu’ ricchi in K.
2. BIOTITE PRIMARIA + KFS SECONDARIO: Biotite magmatica + ricristallizzazione +
breakdown (disidratazione +/- fusione), formazione di un pl ricco in Or che smescola poi
Kfs + orli di Kfs sul pl. Non si spiega il Kfs in cristalli discreti (micropertiti); d’altra parte
anche lo smescolamento di Kfs dal pl difficilmente puo’ avvenire in un lasso di tempo
relativamente breve (il breakdown della biotite con presenza di prodotti a grana molto
fine sembra in accordo con un riscaldamento rapido entro il magma). Inoltre, se il Kfs
derivasse dal breakdown di una biotite relativamente vecchia dovrebbe essere molto
arricchito in 87Sr.
fluido = Ti-biotite + quarzo. Reazione tra paragenesi anidra e fluidi in facies granulitica
(alta T opx-bi circa 850°C, Harlov et al., 1998). Sorgente del K : (i) anfibolo che viene
completamente consumato nella reazione, (ii) Kfs pre-esistente. Occorre spiegare anche
natura piu’ sodica del pl ? Sorgente esterna per il Na ( e per il K ? magmi alcalini?).
Reazioni possibili:
Bt + Qtz = Kfs + Opx + Crd + Spl + Mag + Melt
Bt + Qtz = Kfs + Ol + Ilm + Melt
Bt + Qtz + Pl = (Kfs) + Opx + Crd + Mag + Melt
The alkalifeldspar is put into brackets in the latter reaction because it may simply occur as
orthoclase dissolved into the residual plagioclase
Oppure il K-feldspato si origina da fluidi ricchi in alcali che non hanno niente a che fare con la
biotite, che resta semplicemente stabile essendo alta in Ti.
Rivedere tutte le sezioni disponibili, relazioni tessiturali pl-kfs-px-biotite
Segnare le sez. microsonda per le 4 diverse textural occurrence del kfs
Raccogliere in una tabella tutte le analisi disponibili di kfs e pl
Idem per la biotite (con o senza F-Cl)
Bibliografia su Kfs veining, antipertiti, etc., in granuliti basiche (xenoliti e terreni granulitici)
Foto BSE del kfs + ev. mappe RX
Linescan delle interfacce pl-kfs
Analisi quantitative pl-kfs (anche Ba) - analisi integrate dei pl antipertitici
Altre analisi di biotite con F-Cl
Verificare la presenza di inclusioni nell'apatite
Analisi REE,Si,Na,F,Cl nell'apatite
Proiettare nel diagramma ternario dei feldspati le antipertiti reintegrate
Calcolo di fH2O-F-Cl ? tramite biotite
da confermare:
Analisi kfs in NB 7-324-8-318
Analisi biotite NB 316-313-318-321
La biotite è ben cristallizzata, euedrale e parallela alla foliazione, è sicuramente piu' antica del
T opx-biotite attorno a 850°C
Fe-Ti ox : in genere ilm, magnetite in un solo campione dove c'e' bi ma non kfs (313)
Ti-rich biotite: stabilizzata al passaggio dei fluidi responsabili della formazione del kfs?
Non sembra che il breakdown della biotite liberi il K che forma il kfs. Nelle rocce con kfs in
genere la biotite è stabile
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