Modellizzazione del leucosoma cristallizzazione del melt

La pseudosezione dei leucosomi delle migmatiti paraderivate, finalizzata alla determinazione delle condizioni finali di cristallizzazione del melt, è stata calcolata sulla base della medie delle composizioni dei leucosomi analizzati. Tra i dieci campioni di leucosoma analizzati (Tab. 7.5), sette risultano piuttosto omogenei per quanto riguarda il contenuto degli elementi maggiori, mentre i restanti si differenziano chiaramente in particolare per il maggiore contenuto di silice (>80%) e per i minori contenuti di Al2O3, CaO e Na2O. Questi ultimi sono

stati esclusi dal calcolo della composizione media utilizzata nella elaborazione della pseudosezione.

La pseudosezione è costituita da campi quadri-varianti (grigio intermedio) situati prevalentemente a basse pressioni e ad alte temperature. A partire dai 0.7 GPa diventano predominanti i campi tri-varianti (grigio chiaro) e di-varianti (bianco). Ad alte temperature e

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basse pressioni compaiono anche campi penta- e esa-varianti. La biotite è stabile in gran parte dei campi in supra-solidus ad eccezione di quelli situati in condizioni di bassa pressione, dove diviene stabile la cordierite. In sub-solidus la biotite è stabile da basse a medie pressioni e scompare in condizioni di alta pressione (da 1.1 GPa a 500°C). Anche la mica chiara potassica è stabile in gran parte della pseudosezione P-T ma, all’aumentare della temperatura, viene progressivamente sostituita da andalusite + K-feldspato (a basse pressioni), sillimanite (a medie pressioni) o cianite (a pressioni da medie a elevate); si notano dei campi piuttosto ampi di coesistenza tra mica chiara e allumosilicati. Al di sopra dei 0.5- 0.7 GPa il granato diviene stabile in quasi tutto il range di temperatura. Il titanio è ospitato prevalentemente nell’ilmenite che ad alte pressioni viene sostituita da titanite (a basse temperature) o rutilo (ad alte temperature). Il plagioclasio è quasi ubiquitario ad eccezione dei campi HP-LP dove divengono stabili zoisite e clinopirosseno. Il K-feldspato è concentrato in pochi campi situati a temperature intermedie e basse temperature, generalmente associato all’andalusite o alla sillimanite. Il riconoscimento delle condizioni P-T di fine cristallizzazione può essere effettuato tramite l’identificazione dei campi di stabilità nella pseudosezione P-T corrispondenti alla associazione mineralogica riconosciuta nei leucosomi. Tali campi sono limitati, a bassa temperatura dalla comparsa del melt, a basse pressioni, dalla comparsa della cordierite e ad alte pressioni ed alta temperatura dalla comparsa del rutilo. Vincoli più stringenti possono essere individuati tramite l’intersezione tra la curva di solidus e le isoplete composizionali di alcune fasi (Si nella mica chiara e XMg nella biotite,

rispettivamente in Fig. 8.8a,b) e le isomode della cianite (Fig. 8.8c), secondo il metodo proposto da Cruciani et al. (2014). Il contenuto in Si rilevato nelle miche retrograde di Porto Ottiolu è generalmente compreso tra 3.06 e 3.08 a.p.f.u. sebbene siano stati registrati anche valori più elevati (fino a 3.11 a.p.f.u., Tab. 6.4); le isoplete relative a tali valori intersecano la curva del solidus in condizioni P-T comprese tra ~0.35-0.55 GPa e ~640-690°C. Condizioni P-T comparabili si ottengono dall’intersezione tra la curva di solidus e le isoplete relative al rapporto XMg nella biotite, per valori di quest’ultimo compresi tra 0.42 e 0.48, analoghi a

quelli rilevati nelle biotiti analizzate all’interno dei leucosomi (Tab. 6.3). Una differente stima delle condizioni P-T è fornita dall’intersezione tra la curva di solidus e le isomode relative alla cianite che, per abbondanze modali > 0.2 vol.% indicano condizioni P-T di ~0.6-0.75 GPa e ~660-700°C. Tra queste due differenti stime si propende per una maggiore attendibilità delle prime. La cianite infatti, è stata rinvenuta solo in rari e piccoli relitti all’interno del plagioclasio e perciò non può essere ritenuta come appartenente alla paragenesi di equilibrio; inoltre le condizioni P-T indicate dalle isomode della cianite sono parzialmente sovrapponibili alle condizioni P-T ottenute precedentemente per il mesosoma. Al contrario, le condizioni P-T fornite dalle isoplete composizionali di mica chiara e biotite in intersezione con il solidus (ellissi in Fig. 8.8a, b) ricadono nei campi di stabilità di sillimanite e mica chiara e in particolare al limite del campo di stabilità di quest’ultima. Tale previsione è in accordo con la paragenesi riscontrata nei leucosomi che comprende mica chiara e sillimanite (Fig. 5.2d). Un’ulteriore conferma è fornita dall’osservazione di piccoli cristalli di K-feldspato nei leucosomi i quali, secondo le stime delle condizioni P-T dell’evento anatettico, non proverrebbe dalla disidratazione della muscovite, ma sarebbe un prodotto del

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metamorfismo retrogrado. La pseudosezione in figura 8.7 mostra due piccoli campi di stabilità del K-feldspato adiacenti alla curva di solidus appena al di sotto del punto invariante IP1; si ritiene plausibile che durante il percorso retrogrado la roccia sia passata in prossimità di tale punto, portando alla cristallizzazione del K-feldspato, ma non al di sotto di esso perché in tal caso non si osserverebbe la cristallizzazione di muscovite retrograda (Spear et al., 1999). Si noti infine che la presenza del granato prevista dalla pseudosezione non è supportata dall’osservazione petrografica, sebbene quest’ultimo sia stato descritto in letteratura; tale discrepanza potrebbe essere giustificata dal fatto che la roccia si è riequilibrata a condizioni P-T inferiori rispetto ai campi di stabilità del granato stesso e che perciò quest’ultimo sia stato degradato durante il percorso retrogrado.

Fig. 8.7: Pseudosezione P-T calcolata nel sistema NCKFMASH+Ti per la composizione chimica media dei leucosomi delle migmatiti paraderivate di Porto Ottiolu, con l’1% di H2O.

Ulteriori pseudosezioni sono state calcolate variando il contenuto di H2O, (2% e 5%).

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posizione della curva di solidus. Le uniche differenze riscontrate sono la maggiore ampiezza dei campi di coesistenza di melt e H2O e la scomparsa della biotite a pressioni medie-elevate

e temperature superiori ai 750°C. Tali differenze tuttavia non incidono sui campi di stabilità di interesse.

Fig. 8.8: a) isoplete composizionali della Si nella mica chiara potassica; b) isoplete composizionali relative al rapporto XMg nella biotite; c) isomode del contenuto

(vol.%) di cianite. L’ellisse rappresenta la stima delle condizioni P-T, le dimensioni dell’ellisse rappresentano l’errore stimato. Si noti che le condizioni P-T indicate dalle isoplete di muscovite e biotite (~0.35-0.55 GPa e ~640- 690°C) differiscono da quelle indicate dalle isomode della cianite (~0.6-0.75 GPa e ~660-700°C).