Università di Catania - Corso di Laurea Magistrale in Scienze Geologiche- A.A. 2010-11

PETROLOGIA

IL MAGMATISMO ALCALINO BASICO-ULTRABASICO: IL CLAN DIATREMICO

TRACCE DI STUDIO

Età (U/Pb, Sm/Nd) delle inclusioniNel diamante: 3300 Ma

Età della kimberliteospite (Sm/Nd):90 – 100 Ma(Kimberley kimberlite:Richardson et al., 1984)

IL DIAMANTE E’ UNO XENOCRISTALLO

Microdiamanti < 1mm; Macrodiamanti>1mm; < 100 CM (1 CM = 0.2 g); Megadiamanti > 100 CM (Es.: Cullinan = 3106 CM).

IL CLAN DIATREMICO

Le eruzioni diatremiche sono date da magmi basici, raramente intermedi, alcalini o peralcalini, e particolarmente ricchi in volatili, soprattutto CO2. Si possono avere diatremi alcalibasaltici (rari), nefelinitici (per es. quelli degli Iblei), carbonatitici, lamproitici, kimberlitici etc.; in diversi contesti geodinamici e in qualsiasi tipo di crosta, sia continentale che oceanica. i diatremi KIMBERLITICI e LAMPROITICI, sono noti soltanto nei più antichi CRATONI CONTINENTALI.

Archons”–cratons olderthan 2.5 Ga, “Protons”–cratons 1.6-2.5 Ga, and “Tectons”–0.8-1.6 Ga,

Black diamond symbols are used for mantlederived sources and red diamonds for ultrahighpressure (UHP) metamorphic sources.

KIMBERLITIGRUPPO I (< 100 Ma): olivina –monticellite – serpentino – calcite (originariamente dette kimberliti basaltiche). Facies ipoabissale o brecciata.Sono rocce costituite da xenoliti, xenocristalli, fenocristalli e microcristalli juvenili. Hanno un chimismo ultrabasico (SiO2 < 44 wt%) e sono ricche in potassio e volatili. Hanno tessitura inequigranulare. feno/xeno cristalli di Mg-olivina, Mg-Ilmenite, Ti-piropo povero in Cr, flogopite, enstatite e cromite (Cpx assente)Pasta di fondo: olivina idiomorfra e/o flogopite, perowskite, spinello cromifero, monticellite, apatite, serpentino tardo magmatico ricco in Fe.

GRUPPO II: kimberliti micacee o ORANGEITI (> 200 Ma). Fenocristalli arrotondati di olivina, + flogopite + diopside + Ti-Mg-Cr-spinello e/o Ti-magnetite. K-Ba-V titanati e fasi contenenti Zr quali il granato kimzeitico. Si trovano in diatremi o, più spesso, formano sottili dicchi che si biforcano e si ricongiungono. Questi dicchi sono più ricchi in diamanti delle kimberliti diatremiche (le kimberliti del tipo 1 in facies subvulcanica sono molto povere in diamanti). Queste kimberliti micacee sono caratteristiche del cratone Kaapvaal (Sud Africa.)

I dati isotopici indicano due distinti sorgenti per i due tipi di kimberliti.

LAMPROITISono rocce ultrapotassiche e peralcaline. Fino al 1970 queste rocce sono state considerate semplici curiosità petrologiche senza importanza economica. La scoperta di importante giacimenti diamantiferi in lamproiti australiane ha cambiato radicalmente il punto di vista.Ci sono lamproiti ricche in olivina, oppure in richterite e leucite. O leucite e sanidino. Per essere lamproiti devono presentare:K2O/Na2O (molari) > 3; (K2O + Na2O)/Al2O3 >1, ricchezza in Ba (> 200 ppm), Zr (> 500 ppm), Sr (> 1000 ppm) La (> 200 ppm) F (0.2 0.8 wt%) Scarsezza in U. Il chimismo dei maggiori è molto variabile. I rapporti isotopici del Nd e Pb sono compatibili con una provenienza da un MANTELLO arricchito in LILE e impoverito in U.

Anche i lamproiti NON si trovano lungo zone di rifting attivo e NON sono associate a zone di subduzione attiva.Si trovano spesso nelle aree corrugate adiacenti ai cratoni o in qualunque parte della crosta continentale ispessita.Le provincie lamproitiche più importanti:

AUSTRALIA NORD-OCCIDENTALE (Cratone di “Kimberley”)

WYOMING, USA (Leucite Hills)

SPAGNA SUD-ORIENTALE (Murcia – Almeira).

Le kimberliti diamantifere affiorano all’interno dei cratoni archeani relativamente indeformati, spesso in prossimità dei confini con aree corrugate.Kimberliti sterili si hanno nelle zone di corrugamento contigui ai cratoni, relativamente più recenti. I diatremi kimberlitici sono ubicati lungo strutture di debolezza crostale (fratture profonde), generalmente a scacchiera (NON si tratta di rifting).

Quando un flusso di gas o liquido passa attraverso una massa di frammenti solidi non coesi tra loro, va a riempire le spazio interparticellare. Per basse velocità di flusso non si ha movimento del letto solido, in quanto la "forza di trascinamento" che il fluido esercita su ciascuna particella è minore della forza peso di ciascuna particella. A velocità del flusso gassoso o liquido più elevate si raggiunge una condizione in cui la forza aerodinamica di drag è in grado di contrastare le forze gravitazionali, e per una velocità poco superiore il solido granulare inizia ad espandersi, e la superficie superiore del letto assume un profilo mobile, analogo alla superficie del pelo libero di un liquido. La condizione di letto fluidizzato si raggiunge aumentando ulteriormente la velocità del fluido, fino a quando essa è così elevata da trascinare con se le particelle solide, determinando un trasporto pneumatico

A majority of all known carbonatites worldwideare associated with alkaline silicate and/orultramafic rocks, i.e. phonolites, nephelinites,melilitites and kimberlites, or their plutonicequivalents, but carbonatites apparentlyoccurring without any associated silicaterocks, are also known. The almost ubiquitousassociation however, indicates that it is difficultto separate the origin of carbonatites from theorigin of the associated silicate rocks.

(UNA PARENTESI MOLTO OPPORTUNA:IPOTESI SULL’ORIGINE DELLE CARBONATITI)

a) carbonatite magma is produced throughimmiscible separation from a carbonated silicatemagma which can be nephelinitic or phonolitic(with or without preceding crystal fractionation)(Kjarsgaard & Hamilton, 1988, 1989a;Kjarsgaard & Peterson, 1991; Kjarsgaard et al,1995; Church & Jones, 1995 among others)

(b) carbonatite magma is primary andderived through melting of a carbonatedperidotite (Wyllie & Huang, 1975, 1976a;Bailey, 1993; Lee & Wyllie, 1997a; Wyllie &Lee, 1998; Harmer, 1999; Harmer & Gittins,1998)

(c) carbonatite magma is produced throughfractional crystallization of a carbonated silicatemagma (Cooper & Reid, 1998; Lee & Wyllie,1994; Otto & Wyllie, 1993)

Nelle sequenze intrusive generalmente le carbonatiti sono discordanti e posteriori rispetto alle rocce silicatiche che deriverebbero dalla frazione di liquido smescolata. Essendo più fluide e altamente mobili dovrebbero essere le prime ad allontanarsi dal sistema.

OLDOINYIO LENGAI

Una interessante ipotesi

There is experimental evidence that partial melting of mantle peridotites containing CO2 could yieldcarbonatite liquid with a composition (majorelements) corresponding to dolomite carbonatite(Dalton & Presnall, 1995 and 1996). However, more Ca-richcompositions can be produced if the primarydolomite carbonatite is protected from mantlelherzolite by metasomatic wehrlite. Through thereaction [opx+meltcpx+ol+CO2 (free fluid)],a dolomitic melt can react progressively andreach calciocarbonatite compositions

The importance of fluid-rock interactions around alkaline-carbonatitecomplexes is evidenced in the extensive feniteaureoles surrounding almost all reportedoccurrences of this association.

Studies of fluid inclusions in apatite and clinopyroxenein carbonatites from Alnö Island (Morogan &Lindblom, 1995) have shown high contentsof salt (up to 65 %). Many other studies ofcarbonatite fluid inclusions have shown them tocoexist with alkali rich H2O-CO2 fluids whichcontain appreciable amount of SO2 and Cl(Rankin, 1977; Rankin & LeBas, 1974; Samsonet al, 1995). Experimental studies on carbonatiteshave also shown that the solubility of H2O incarbonatite magma is extremely high whencompared to most silicate melts (Keppler, 2003),and Nielsen & Veksler (2002) have argued thatthe natrocarbonatites of Oldoinyo Lengai are notlavas but expelled cognate, alkaline and CO2-rich fluid condensates.

All these studies imply that carbonatitemagma/fluid have the chemical criteria whichmay allow it to act as a solvent on assimilatedwallrock. This concurs with the observationsthat diopside (and aegirine-augite) in Alnöcarbonatites are partially or wholly replacedby calcite (i.e. “dissolved”).

Figure 30-5. Three-dimensional distribution of fluid about a single grain at q < 60o (left) and q > 60o (right). In the center is a cross section through a fluid tube at the intersection of three mineral grains for which q = 60o. After Brenan (1991) Development and maintenance of metamorphic permeability: Implications for fluid transport. In D. M. Kerrick (ed.), Contact Metamorphism. Rev. in Mineralogy, 26, Mineral. Soc. Amer, pp. 291-320.

Figure 30-27. a. Metasomatic zones separating quartz diorite (bottom) from marble (top). Zonation corresponds to third row from bottom in Table 30-1. b. Symmetric metasomatic vein in dolomite. Zonation corresponds to last row in Table 30-1. Adamello Alps. After Frisch and Helgeson (1984) Amer. J. Sci., 284, 121-185. Photos courtesy of Hal Helgeson. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.