Rend. Fis. Acc. Lbtcei s. 9, v. 3:295-310 (1992)

Mineralogia. - - Indicazioni petrogenetiche dai granati birifrangenti dei proietti sialici nelle vulcaniti alcalino potassiche dei Monti Sabatini (Lazio). Nota di VALERIO FACCHI-

NELLIe Mavao GAETA, presentata (*) dal Socio A. Mottana.

ABSTRACT. - - Petrogenetic implications from birefn'ngent garnets in the sialic ejecta in the alkaline-potassic volcanics ofSabatini Mts. (Latium, Italy). A petrogenetic model is proposed to explaine the conditions favouring crystallization of birefringent grandite garnets in the volcanics of Latium. The numerous findings of ejecta, both of metasomatic and of magrnatic derivation according to their textural characters, within the Sabatini Mts. pyroclastics, allowed the qualitative study of the subsolidus reaction leading to the formation of grandite garnets in the hypabyssal phonolite dykes. Such a reaction is related to decarbonation of the basament rocks and may evolve, in a closed system, into a pneumatolitic stage characterized by high T and P (CO2, H20) under which a grandite garnet acquires a crystal symmetry lower than cubic independently upon its chemical composition.

K~v woed3s: Grossular; Andradite; Metasomatism; Alkali-potassic magmatism; Latium (Italy).

R I A S S U N T O . - - Viene proposto un modello petrogenetico in cui si sviluppano le condizioni pith favorevoli per la cristallizzazione di granati granditici birifrangenfi. 11 ritrovamento nei prodotti idromagrnafici del settore orientale del distretto vulcanico Sabatino di numerosi proietti di origine ipoabissale, distinti, suUa base deUe caratteristiche tessiturali e chimiche, in magmatici e metasomatici, ha permesso di studiare, dal punto di vista qualitativo, la reazione, in condizione di subsolidus, che porta aUa formazione del granato granditico nei dicchi fonolitici. Tale reazione 6 legata al processo di decarbonatazione de]]e rocce del substrato e pu6 evolvere, in un sistema chiuso, in una fase pneumatolitica di alta temperatura ricca di CO2 e H20 in cui il granato granditico, indifferentemente daUa sua composizione chimica, pu6 crescere con una simmetria cristallina inferiore a queUa cubica.

[NTRODUZIONE

Da lungo tempo sono staff rinvenuti e descritti granati che most rano evidenti

anisotropie ottiche (Lacroix, 1892). I granati birifrangenti appartengono, quasi esclusiva-

mente, alla serie andradite-grossularia con qualche caso di anomalia ott ica segnalato e

studiato anche in granaff ricchi in molecola almandinica (Kano e Yashima, 1976; Griffen

et al., 1992).

Numeros i studi sono dedicati alle cause cristaUochimiche di tale fenomeno, arrivando

a conclus ion diverse: la biriffangenza ~ una conseguenza in alcuni casi della zonatura

chimica (Verkaeren, 1971; Dempsey, 1980), in altri del parziale r iordinamento dei siti

ottaedrici (Takeuchi e Haga, 1976) o di queUi dodecaedrici (Allen e Buseck, 1988;

Kingma e Downs, 1989), in altri ancora del l 'arrangiamento non cubico degli i o n O H -

(Rossman e Aines, 1986). Diversamente, le informazioni sul rappor to tra ambiente

petrogenetico e presenza di granati anomali, ricavate dallo studio dei c a m p i o n naturali e

dalle esperienze di laboratorio, sono scarse e poco esaurienti. Irffatti, le pr ime si l imitano

ad attribuire i granati anomali a un generico ambiente petrogenetico di skarn, le seconde

(*) Nella seduta del 12 giugno 1992.

296 V. F A C C H I N E L L I - M . G A E T A

indicano che le condizioni di bassa pressione e temperatura, in presenza di pressione di CO2 ed HzO in eccesso, sono le pifi favorevoli per il loro sviluppo e chela birifrangenza si perde anche con un riscaldamento moderato (Hariya e Kimura, 1978).

Recentemente, nel distretto vulcanico dei Monti Sabatini, appartenente alla provincia magmaffca alcalino-potassica quaternaria del margine peritirrenico italiano, sono staff ritrovati numerosi granati birifrangenti in proietti olocristaUini di provenienza subvulcani- ca. Lo scopo di questo lavoro ~ quello di segnalare tale ritrovamento e di fornire indicazioni petrogenetiche miranti a chiarire il rapporto tra tali fasi e le facies me- tasomaffche e magmatiche legate alla messa in posto dei corpi vulcanici ipoabissali.

MATERIALE E METODI

I proietti studiaff sono staff campionati nelle formazioni idromagmatiche legate aU'attivit~ del settore orientale del distretto vulcanico Sabatino (fig. 1). Netla tab. I sono riportaff il numero del campione, la localit~ di provenienza, il tipo di formazione piroclastica in cui 6 stato rinvenuto il proietto e l'eth di quest'ultima.

Gli xenoliff in cui sono staff rinvenuti i granati birifrangenff mostrano forff etero- geneit~ composizionali e tessiturali. La spiccata variabilit~ di tali caratteristiche 6 una qualit~ intrinseca deUe rocce ipoabissali che ne rende difficile un'esatta classificazione sia

? N I

Stracciac

/

\

F712 [---].3

[4

28

- - 1 . 2 19-20

- 23-33

-22

3

Km

Fig. 1. - Carta degli affioramenti deUe Urtit~ di Baccano ed ubicazione dei campioni. 1-Unit/~ idromagmatica superiore; 2-Unit~ idromagmatica intermedia; 3-colata piroclastica; 4-Unit~ idromagmatica inferiore; 5-orlo di

cratere (ridisegnata da De Rita e Zanetti, 1986).

INDICAZlONI PETROGENETICHE DAI GRANATI BIR.[FRANGENTI ...

TABELLA I.

297

N. Campione Localith di Tipo di formazione Et~ in Ma provenienza

1 Costa Macchiano Colata piroclastica di Baccano 0,08 2

3 Fosso Curzio lI" Unit~, 0,08 6 idromagmatica di Baccano 7

8 Monte Razzano Tuff cone di M. Razzano 0,36-0,08

14 Monte Tozzo Colata piroclastica superiore 0,36 di Sacrofano

18 Localit~ La Merluzza II = Unitfi 0,36 idromagmatica di Baccano

19 Fosso della Mola di Formello Rimaneggiati ? 20

22 Fosso della Mola di Formello I a Unith 0,08 23 Monte Castagno idromagmatica di Baccano 24 Localit~ La Merluzza

27 Monte Razzano Tuff cone di M. Razzano 0,36-0,08

28 Costa del FoUettino Colata pirodastica di Baccano 0,08

33 Monte Castagno II" Unita 0,08-0,04 36 idromagmatica di Baccano

nomenclativa, sia genetica. Un primo tentativo per distinguere i vari litotipi ~ stato eseguito sulla base delle caratteristiche tessiturali. In questo modo i proietti sono stati divisi in due gruppi molto generali:

a) magmatici: proietti olocristallini a tessitura da macro-interstiziale a pseudo- cumulitica passante a volte, nei proietti a grana pih fine, ad una tessitura trachitoide, in cui ~ presente prevalentemente il K-feldspato di alta temperatura (sanidino) euedrale associato con una piccola percentuale (max. 10-15%) di altre fasi anedrali o subedrali.

b) metasomatici: proietti olocristallini in cui raramente sono presenti fasi euedrali, che inoltre presentano bordi di reazione (tessiture coronitiche e simplettitiche) e d imens ion molto eterogenee anche all'interno dello stesso proietto.

Un secondo tentativo per distinguere i diversi litotipi ~ stato effettuato sulla base delle analisi chimiche dei proietti (tab. II). In generale, esiste un buon accordo tra la classificazione tessiturale e quella chimica. Infatti, se si proiettano i valori misurati nel diagramma classificativo TAS (fig. 2), appare evidente che i c amp ion 7, 8, 14, 19 e 27, gi~ distinti in base alle caratteristiche tessiturali come proietti metasomatici, si dispongono in punti che non hanno corrispondenti effusivi nel distretto Sabatino (Cundari, 1979).

2 9 8 V . F A C C H I N E L L I - M . G A E T A

T A B E L L A 1/[.

Anallsi rappresentative dei proietti effettuate con la XRF

Proietto Proietto Proietto Proietto Proietto Proietto Proietto Proietto n ~ 1 n ~ 7 n ~ 8 n ~ 14 n ~ 19 n ~ 22 n ~ 23 n ~ 27

SiO2 59,38 53,04 47,02 52,46 50,80 57,44 57,07 48,34 TiO2 0,40 0,58 0,31 0,17 0,60 0,38 0,41 0,67 3-1203 19,51 17,01 15,60 19,69 19,48 20,09 19,44 17,88 FeOtot* 2,65 7,21 2,73 2,31 4,94 3,39 4,00 8,87 MnO 0,10 0,22 0,11 0,13 0,18 0,17 " 0,10 0,20 MgO 0,41 2,35 1,23 0,77 1,47 0,37 0,80 2,35 CaO 4,73 9,27 17,87 8,28 12,06 4,21 3,97 8,67 Na20 0,79 1,42 2,87 1,46 3,51 2,54 2,80 2,11 I'(20 11,32 8,77 6,23 8,71 6,55 11,27 10,87 8,90 P205 0,07 0,09 0,10 0,06 0,19 0,05 0,15 0,43 LOI 0,74 0,38 5,94 5,95 0,26 0,26 0,40 0,98

Tot. 100,40 1 0 0 , 3 4 100,01 99,99 100,04 1 0 0 , 1 7 1 0 0 , 0 1 100,00

FeO~o, espresso come Fe20~

16 Fonoliti

" ~ 2-3 Q 2 2

SB1

..X19,0r, i,i o + X I I ~ ' ~ 7 - -~r t4 \ Trachiu I . . . . .

Tcr,-i,i 8 o ~ e / " \ I ,.~o.,.

r Foidi6

i--"-~ Basalti i ~ i t i ~ i , i X

piCritici[ I \ / I I 1 ~.

4O 70

SiO2 wt %

Fig. 2. - Diagramma classificativo TAS. Campioni 1, 7, 8, 14, 19, 22, 23, 27 analizzati in questo lavoro, campione SB1 analizzato da Cundari (1979).

I N D I C A Z I O N I P E T R O G E N E T / C H E D A I G R A N A T I B I R I F R A N G E N T I . . . 299

Diversamente i proietfi a tessitura magmatica, rappresentad dai campioni 1, 22 e 23, si proiettano nel diagramma in una posizione molto vicina a quella delle lave fonolitiche presenti nd distretto ed in pardc01are a queue rappresentate dal campione SB 1 (Cundari, 1979).

Nel comptesso, gli elementi maggiori dimostrano l'identitfi chimica tra proietti magmafici e liquidi fonolifici. Irffatfi, se si normalizzano le analisi chimiche dei proietti rispetto a qudla del campione SB 1 appare chiara la disrinzione tra proietti magmatici e metasomatici (fig. 3). Questi ultimi si allontanano pifl o meno sensibi/mente dal valore unitario rappresentante il sistema fonolitico, mentre i proietti magmatici (rappresentati, per semplificazione, dal solo campione 22) presentano solo delJe piccolissime variazioni (si noti chela scala della figura ~ logaritmica).

I proietti metasomatici mostrano in generale un arricchimento in CaO e MgO ed un impover/mento in SiO2, A12Os, Na20 e I(20 mentre TiO2, Fe20~, MnO e P20~ (che

r

0

10

0

<

,o

<

proietti magmatici . . . . __ proietd metasomatici

r I

/ "~ / t l I ~,, \ / e a t ra

;' / ,q', ' , ,' / ', / / r ," ' l '~; /

k t / I '~1 /

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\ l \

Si02 TiO2 A1203 Fe203 MnO MgO CaO Na20 1420 t>205

7

~ 8

§ 14

* 19

�9 2 2

~ 2 7

Fig. 3. - Rapporto tra gli elementi maggiori dei proietti esaminati e gli elemenfi maggiori della fonolite SB1.

300 V . F A C C H I N E L L I - M . G A E T A

nell'insieme cosfituiscono circa il 15% della composizione chimica totale) mostrano andamenti non regolari.

I1 K-feldspato 6 sempre presente diventando la fase mineralogica preponderante (> 90 vol. %) in alcuni proietti magmatici. La sua termalitfi ~ stata determinata sia otticamente sia tramite analisi diffrattometriche. Dal grafico riportato in fig. 4, in cui sono riportati le costanti di cella b e c * ed il parametro 2tl (Kroll e Ribbe, 1987), si vede come sia nei proietti magmatici, sia in quelli metasomatici 6 presente K-feldspato di alta termalitfi (high sanidine). Ci6 indica che le temperature raggiunte dal sistema di dicchi, di piccole dimensioni ed in rapido raffreddamento, sono confrontabili con quelle dei liquidi fonolitici (1000 ~ Anche la relazione tra tessitura e termalit~ del K-feldspato, che vede accoppiata la tessitura fluidale di alcuni proietti magmatici a grana pifi fine con il sanidino di termalitfi pifi alta, sembrerebbe confermare la provenienza dei nostri campioni da una rete di dicchi di piccole dimensioni in rapido raffreddamento.

13,05

2q

HS

�9 Proietti 7-8-14-27

�9 Proietti 1-22-23

I

r 0,154

Fig. 4. - Diagramma b e c* (Kroll e Ribbe, 1987) relativo alia tcrmalit/l del K-feldspato dei proietti.

Chimicamente i sanidini dei due tipi di proietti non sono omogenei, essendo queUi dei litotipi metasomatici pill ricchi in Ba e Sr rispetto a quelli dei proietti magmatici (fig. 5). In quest'ultimo tipo, la presenza di nefelina e hatiyna interstiziali al sanidino indica che nel momento in cui i liquidi fonolitici raggiungevano il minimo termico si doveva sviluppare una certa pressione parziale di SO 3.

I proietti magrnatici presentano un'associazione di femici costituita (in ordine di segregazione) da titanite-magnetite, clinopirosseno e granato contemporanei seguiti da

INDICAZIONI PETROGENETICHE DAI GRANATI BIRIFRANGENTI ... 301

* Proietti 7-8-14-19-27

& Proietti 1-22-23 Sr+Ba

r

.

. ** & A

K

Fig. 5. - Contenuto di K - N a , e Sr+Ba dei

Sr+Ba

30 Na

K-feldspati nei proietti.

TABELI~X m.

Analisi dei clinopirosseni effettuate con la microsonda elettronica.

1 nucteo 1 bordo 2 nucleo 2 bordo 3 nucleo 3 bordo

SiO2 44,05 41,83 48,94 47,09 42,06 42,08 A1203 7,44 9,14 5,11 6,08 8,58 9,07 FeO 5,79 5,36 3,62 3,44 5,55 6,68 Fe20~ 9,51 12,04 5,10 7,19 10,85 11,29 MgO 8,12 6,48 13,12 11,62 7,48 5,58 MnO 0,62 0,77 0,17 0,14 0,37 1,05 TiO2 1,65 1,51 0,50 0,89 1,74 1,43 Cr20~ 0,00 0,00 0,00 0,11 0,13 0,00 CaO 22,82 22,33 23,25 23,66 22,55 22,03 Na20 0,87 1,10 0,44 0,54 0,80 1,15

Tot. 100,86 100,56 100,25 100,76 100,11 100,64

Formula cristallochimica calcolata secondo Cameron e Papike (1982).

Si 1.681 1.614 1.818 1.748 1.624 1.630 AI TM 0.319 0.386 0.182 0.242 0.376 0.370 AI vx 0.016 0.031 0.042 0.026 0.015 0.044 Fe 2-~ 0.185 0.173 0.112 0.107 0.179 0.222 Fe 3 § 0.273 0.350 0.143 0.202 0.315 0.329 Mg 0.462 0.372 0.726 0.647 0.431 0.328 Mn 0.020 0.025 0.005 0.004 0.012 0.034 Ti 0.047 0.044 0.014 0.025 0.051 0.042 Cr 0.000 0.000 0.000 0.003 0.004 0.000 Ca 0.933 0.923 0.926 0.947 0.933 0.914 Na 0.064 0.082 0.031 0.039 0.060 0.086

Tot. 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000

!

V. F A C C H I N E L L I " M . G A E T A 302

a) b)

! :~ j - f -- \

c) Fig. 6. - Granati euedrali (campione 3) parzialmente biriffangenti in cavit/t miarolitiche dei proietti magmatici: a) nicols incrociati, b) nicols paraUeli, c) granati isotropi con struttura coronitica nei proietti metasomatici.

I N D I C A Z I O N I P E T R O G E N E T I C I - I E D A I G R A N A T I B I R I Y R A N G E N T I . . , 303

anfibolo e mica bruna la cui abbondanza modale, nel complesso, non supera il 10-15% del totale. Tranne che per la titanite, la cristallizzazione (o ricristallizzazione) dei femici sempre posteriore a quella del sanidino. In generale, la fase femica pifi abbondante ~ il clinopirosseno diopsidico la cui caratteristica chimica peculiare ~ la ricchezza in molecola aegirinica (tab. IT[), aspetto questo non riscontrabile nei clinopirosseni dei corrispondenti litofipi effusivi presenfi nel distretto vulcanico. La fase presenta costantemente zonatura chimica, con un notevole incremento delia molecola di ferrica-Tschermak verso i bordi del minerale.

I proietfi studiafi sono caratterizzati daUa presenza di granafi della serie granditica, sia isotropi sia birifrangenti. A1 solo polarizzatore i cristalli si presentano di colore che varia dal marrone chiaro (ambra) al giallo dorato molto chiaro, con una leggera torbidezza ed evidenfi tracce di accrescimento concentrico, riscontrabili per6 solo in alcuni cask Tra le porzioni isotrope e quelle birifrangenti esiste una leggera differenza di colore, evidente soprattutto in quei cristalii compositi in cui la porzione anisotropa ~ quasi incolore. L'abito non ~ costante, ma cambia passando da un tipo di proietto ad un altro. Infatti, appare evidente che, nella maggior parte dei casi, i granati birifrangenti mostrano una spiccata tendenza all'idiomorfismo con cristalli ben sviluppafi ad abito rombododecaedri- co collocati spesso neHe cavit~ miarolitiche (fig. 6) presenti in alcuni proietti magmatici. In questi proietti ricchi di cavith miarolitiche, quanto pifl il granato si presenta euedrale tanto meno presenta una porzione isotropa. Generalmente, quest'ultima costituisce la radice cresciuta appoggiata sul bordo dei cristalli di sanidino.

Diversamente, i granati isotropi, presenti indifferentemente in tutti i tipi di proietti, sono anedrali con evidenti strutture coronitiche di reazione (fig. 6) e sono talvolta concresciuti insieme ad altre fasi. Relativamente comuni sono i granati isotropi contenenti un nucleo anortitico e mostranti ai bordi concrescimenti di clinopirosseno e granato oppure, rari, di granato + mica.

Chimicamente i granati (sia isotropi sia birifrangenti) appartengono alia serie andradite-grossularia (tab. IV e fig. 7). In base al contenuto di TiO2, che varia tra 1% e 3,5%, essi rientrano helle variet~ titanifere (Deer et al., 1982). Esistono notevoli variazioni nel contenuto di Al203 e Fe203 sia tra cristalli appartenenti a proietti diversi sia ali'interno dello stesso cristalio (fig. 7). Nei granati con zone birifrangenti si ha una notevole variazione del contenuto dei due ossidi passando dalla zona isotropa a quella anisotropa. Tale andamento chimico ~ ben evidenziato nelie traverse (fig. 8). I grafici mostrano che nei cristalli anisotropi non esiste una relazione univoca tra la variazione del contenuto di A1203 e di F%O3 ed anomalia ottica ma, piuttosto, sembrerebbe esistere una relazione tra zonatura chimica e ambientazione petrogenetica del proietto. Infatti, nei granati dei proietti magmatici (dai campioni 3, 23 e 8) la parte isotropa ~ pifl ricca di Fe203 mentre quella anisotropa lo ~ di A1203. Diversamente nei proietti metasomatici (campione 27) tale relazione e invertita (fig. 7). I granati totalmente isotropi (campioni 14 e 14 bis) e le parti isotrope dei granati composti presentano contenuti circa paritetici di molecola andraditica e grossularica (fig. 7).

Nei granati parzialmente birifrangenti dei proietti magmatici sono presenti anche variazioni dei contenuti di TiO2, MnO e CaO non riscontrate nei granati dei proietti

3 0 4 V. F A G C H I N E L L I - M . G A E T A

TABELLA IV.

Analisi rappresentative dei granati effettuate con la microsonda elettronica

Granato nel proietto n ~ 3 Granato nel proietto n ~ 14 Granato nel proietto n ~ 27

Bordo Nucleo Bordo Bordo Nucleo Bordo Bordo Nucleo Bordo birifran, isotropo birifran, isotropo isotropo isotropo birifran, isotropo birifran.

SiO2 37,18 36,59 36,94 36,20 36,68 36,58 35,99 36,31 35,31 TiO2 1,70 2,29 1,75 2,27 2,12 1,35 1,63 1,56 2,72 Al2Os 12,02 10,70 12,20 7,02 8,13 7,83 4,81 8,65 4,17 Cr20~ 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 0,00 Fe203 14,65 16,85 14,37 21,17 20,16 20,37 23,86 19,25 24,62 MnO 0,97 1,29 1,05 0,42 0,83 1,16 0,56 0,49 0,35 MgO 0,14 0,19 0,30 0,39 0,42 0,27 0,22 0,24 0,18 CaO 32,85 31,56 32,44 32,17 32,08 31,66 32,65 32,71 32,16

Tot. 99,56 99,47 99,05 99,67 100,41 99,23 99,78 99,21 99,51

Formula cristallochimica calcolata in base a 8 cationi.

Si 2.997 2.963 2.959 2.987 2.979 2.995 2.989 2.973 2.959 Ti 0.102 0.139 0.106 0.134 0.129 0.083 0.i01 0.095 0.170 AI 1.135 1.021 1.152 0.677 0.775 0.756 0.468 0.831 0.410 Cr 0.003 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.004 0.000 0.000 [:c ~+ 0.883 1.027 0.867 1.304 1.228 1.255 1.483 1.181 1.544 Mn 0.066 0.089 0.071 0.029 0.057 0.080 0.039 0.034 0.025 Mg 0.016 0.023 0.036 0.047 0.050 0.033 0.027 0.029 0.022 Ca 2.828 2.738 2.784 2.822 2.782 2.798 1.889 2.856 2.870

Tot. 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000

Grana t i b i r i fmngen t i Granat i isotropi

o 3 �9 3 O 8 4~ 8 a. 23 �9 14 o 27 * 14

�9 23 �9 27

Ti

~ , "%: AI

Fe~- 50 AI 9o 65

Fig. 7. - Diagramma classificativo dei granati granditici.

a)

Pro

ietl

o 3

[ --7

Si

O. 1

5~

37

L 2

ii111

1

Mng

'5

32.

CaO

I,

Pro

iett

o 2

7

c) 37

- Si

O2 35

-

23.

Fe20

3.

21- 7.

AI2

03

5.

TiO

2 t.

L,~

Pro

ie.t

to

14

37 L

3,6

mm

1,

Fig.

8.

- a)

Var

iazi

one

degl

i el

emen

ti m

aggi

ori

nel

gran

ato

parz

ialm

ente

bi

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ange

nte,

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e 3

(pro

iett

o m

agm

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o);

b) v

aria

zion

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metasomatici. In parficolare, nei prim_i, il contenuto di TiO2 e di MnO diminuisce nella parte anisotropa mentre quello di CaO aumenta (fig. 8). I1 contenuto di MnO (molecola spessartinica) h notevolmente pifi alto nei granati trovati nei proietti magmatici mentre gli altri ossidi (ad esclusione del Fe203 e A1203) non presentano particolari variazioni passando da un tipo all'altro di proietto.

La celia elementare misurata su un granato birifrangente prelevato dal proietto magmatico 23 presenta a - 11,99 (--+ 0,01) (~), valore che ne conferma l'appartenenza alia serie grossularia-andradite, le cui celle elementari hanno rispettivamente a = 11,851 e 12,056 A.

R I S U L T A T I E D I S C U S S I O N E

I proietti magmatici presentano caratterisfiche chimiche, mineralogiche e petrografi- che che rendono plausibile considerarli prodotti di una cristallizzazione ipoabissale dello stesso tipo di magma che ha prodotto le lave fonolitiche (Cundari, 1979) presenti nel distretto vulcanico dei Monti Sabatini. La palese differenza che distingue gli uni dalie altre ~ la presenza, nei primi, di granati appartenenti alia serie granditica che sono, a volte, totalmente o parzialmente birifrangenti. Lo studio di proietti metasomatici ricchi di granati isotropi appartenenti alia stessa serie e il ritrovamento di tall fasi anche nei materiali metasomatizzati del complesso vulcanico dei monfi Sabatini (Cavarretta e Tecce, 1986) indicano, in generale, che le condizioni di formazione dei granati possono essere molteplici, ma chela birifrangenza viene esaltata dal processo petrogenetico che porta alia formazione dei proietti magmatici ipoabissali a chimismo fonolitico ricchi di cavitfi miarolitiche.

I1 contenuto di TiO2 misurato nei granati dei proietti di tipo magmatico (max. 3-4%), sebbene superiore a quello (1-2%) dei granati analizzati da Cavaretta e Tecce (1986) e a quello dei granati dei proietti metasomatici, non indica in maniera univoca una loro origine per cristaliizzazione da un fuso. Sono invece le relazioni tessiturali che sembrerebbero indicare l'origine di questa fase per cristaliizzazione magmatica. I1 basso contenuto di TiO2 ~ facilmente spiegabile se si considera chela titanite ~ abbondante in questi proietti ed ~, nell'ordine di cristallizzazione, la prima fase a segregarsi. Questa osservazione fa ritenere probabile chela sua rarit/t neUe lave fonolitiche (Cundari, 1979) sia dovuta ad una rimozione per un processo di frazionamento. La cristallizzazione precoce di titanite in questi proietti giustifica anche il diverso contenuto di molecola ilmenitica nella magnetite: basso in questi prodotti, notevolmente pifl alto nelle lave fonolitiche.

Lo studio comparato del plagioclasio e del clinopirosseno contenuti nei proietti magmatici e nelle lave fonolitiche chiarisce le modalit~ di cristaUizzazione del granato nei dicchi fonolitici ipoabissali. L'abbondanza modale del plagioclasio (circa i110% in vol.) ed il chimismo di tale fase nelle fonoliti non trovano corrispondenza nei proietti magmatici. I1 plagioclasio in questo tipo di proietti ~ scarso (meno det 1% in vol.), ~ di composizione anortitica-bytownitica (An 8500) e, frequentemente, costituisce un incluso al centro dei cristalli di granato. Tale chimismo e tale disposizione spaziale indicano chela componente

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di pifa bassa temperatura del plagioclasio (labradoritica), presente comunemente nei fenocristalli delle lave fonolitiche (Cundari, 1979), nella maggior parte dei proietti magmatici ipoabissali ha reagito in condizioni di subsolidus per formare granato.

Ii granato frequentemente circonda o si sviluppa in continuit/t laterale con il clinopirosseno. Quest'associazione e la sua disposizione tessiturale, interstiziale tra i sanidini, fanno ritenere che anche il clinopirosseno ~ coinvolto nella reazione di subsolidus che porta alla formazione del granato. L'elevato contenuto di molecola aegirinica del pirosseno, non comune nei pirosseni magmatici deHe suites alcalino- potassiche peritirreniche, confermerebbe che nella reazione di formazione del granato coinvolta la componente di pi~ bassa temperatura del plagioclasio magmatico (ricco in molecola albitica) e che il clinopirosseno di questi proietti ~, probabilmente, riequilibrato in condizioni di subsolidus. Infatti, la variazione del contenuto di molecola di Tschermak ferrica (CaFe + 3(AI, Si)206: FTS) nei clinopirosseni dei proietti magmatici, passando dal nucleo al bordo del minerale, si correla linearmente (fig. 9) con la variazione del contenuto di molecola andraditica dei granati sempre passando dal nucleo al bordo del minerale. Nel sistema C a O - A 1 2 0 3 - F e 2 0 3 - S i O 2 investigato da Huckenholz et aL

(1974) questa correlazione ~ stata associata, a pressione costante in condizioni di

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X molare del FTS nel clinopirosseno

Fig. 9. - Diagramma Rozeboon: X molare dell'andradite nel granato-X molare del FTS nel clinopirosseno (Huckenholz et al., 1974). I cerchi pieni rappresentano i nuclei dei granati e dei clinopirosseni nei proietti

magmatici; i cerchi vuoti rappresentano i bordi dei granati e dei clinopirosserti nei proietti magmatici.

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subsolidus, ad una diminuzione di temperatura che favorisce l'entrata della molecola FTS nel clinopirosseno e quella della molecola grossularia nel granato coesistente. Quindi dal diagramma di Rozeboom (fig. 9) proposto da Huckenholz et al. (1974) la temperatura di formazione del nucleo dei granati pu6 essere stimata intorno 900-950 ~ mentre quella ai bordi potrebbe essere circa 100 ~ pi6 bassa. Le temperature sono in perfetto accordo con l'osservazione che i nuclei dei granati sono spesso impiantati al bordo dei sanidin3 di alta temperatura mentre le facce, in alcuni casi perfettamente sviluppate, sono spesso a contatto con feldspatoidi tardivi di bassa temperatura (ha~iyna e noseana).

La presenza di anfibolo e di mica indicano la presenza di una fase volatile costituita principalmente da H20, ma in cui la pressione parziale di CO2 non pu6 essere trascurabile poich~, se cosi fosse, la stabilit~ det granato sarebbe limitata ad una temperatura inferiore ai 400~ (Deer et al., 1982). Quindi, anche se nei proietti magmatici raramente si trovano tracce di calcite, si deve concludere che ~ per la decarbonatazione di piccoli frammenti di calcare, strappati dai dicchi fonolitici durante la loro messa in posto, che si innesca la reazione di destabilizzazione del plagioclasio e del clinopirosseno (magmatico) in condizioni di subsolidus e la conseguente formazione del granato.

Nei depositi metasomatici tipo skarn legati al metamorfismo termico di calcari non purl, il processo che per una convergenza petrogenetica porta alla formazione di granati granditici richiede l'introduzione nella roccia di SiO2, A1203 e Fe203. Nei proietti studiati tale meccanismo 6 mostrato dalle variazioni degli elementi maggiori precedente- mente esposte (fig. 3) che testimoniano una mobilit~ chimica dovuta ad una reazione di scambio: Si +A1 + Fe + K+ Na = Ca + Mg tra i dicchi fonolitici (proietti magmatici) e i l complesso carbonatico basale registrata nei proietti metasomatici. In alternativa il complesso carbonatico che potrebbe aver dato origine agti skarn dovrebbe essere di tipo dotomitico-marnoso con elevata partecipazione di terre rosse. La presenza di minerali tipo cancrinite, cuspidina, harkerite, vesuviana ecc. nella parte alta del complesso metasomatico del distretto vulcanico dei Monti Sabatini (Cavarretta e Tecce, 1986) conferma ulteriormente una serie di scambi chimici che hanno coinvolto in un sistema aperto gli elementi maggiori succitati, alcuni elementi minori tra cui Sr e Ba e alcune specie volatili tra cui probabilmente H20, CO2 e SO3.

Le grosse differenze nella petrogenesi dei proietti metasomatici e di quelli magmatici starmo nel volume del carbonato di calcio coinvolto, ma soprattutto neUa direzione del vettore temperatura. Se la prima differenza 8 osservabile sia otticamente sia chimicamen- te, altrettanto non si pu6 affermare per la seconda che per6 pub essere individuata facilmente proprio dallo studio det granato granditico. Infatti, i granati chimicamente zonati presenti nei proietti metasomatici (campione 14 e 14bis), sono raramente interessati da una debole birifrangenza (campione 27) e mostrano i bordi pi~ ricchi in molecola andraditica (fig. 8), a testimonianza che il sistema solido metasomatizzato era in fase di riscaldamento, mentre in quello magmatico la reazione subsolidus ~ avvenuta in un sistema in fase di raffreddamento.

Le condizioni petrogenetiche che portano alia formazione dei due tipi di proietti permettono entrambe la formazione di granati granditici. I granati isotropi, al contrario di

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quelli birifrangenti, sono comuni nei proietti metasomatici a testimonianza che le condizioni petrogenetiche in cui si formano questi litotipi probabilmente non sono le pifl favorevoli per la formazione della fase birifrangente. Le condizioni petrogenetiche che favoriscono la formazione di granati birifrangenti vanno cercate nelle differenze esistenti tra i due processi e nelie proprieth chimico-fisiche della soluzione so[ida andradite- grossularia.

I1 processo petrogenetico che porta alla formazione dei granati nei proietti con caratteristiche magmatiche ~ stato riferito alia decarbonatazione di picco[i frammenti di calcare in presenza di H 2 0 che innesca una reazione di subsolidus con destabilizzazione del plagioclasio e del pirosseno magmatici. Se si considera che il sistema ~ in rapido rafffeddamento a partite da temperature molto alte e che la massa dei reagenti coinvolfi nella reazione ~ [imitata, si pu6 facilmente ammettere che il sistema possa rimanere chiuso e che dopo la fase subso[idus possa evolvere, in alcuni casi, in una fase pneumatolitica ricca in H 2 0 e CO2.

I rapporti tessiturali sembrerebbero indicare che proprio nei proietti ricchi di cavith miarolitiche, testimonianza di una degassazione a sistema chiuso, sono presenti i granati, perfettamente euedrali, che maggiormente sviluppano il fenomeno della birifrangenza e che la loro formazione non ~ legata ad una ricristal[izzazione di subsolidus, ma piuttosto ad una fase pneumatolitica.

I1 processo petrogenetico che porta alia formazione dei litotipi metasomatizzati ~ per definizione un sistema aperto in crescita termica, in cui raramente, almeno nel contesto del distretto vulcanico considerato, si sviluppa una fase pneumatolitica di altissima temperatura.

La propriet~ o le propriet~ chimico-fisiche della miscela andradite-grossularia che permettono lo sviluppo di una simmetria inferiore a quella cubica nei granati che cristal[izzano in uno stadio pneumato[itico di alta temperatura vanno ricercate, proba- bilmente, in quelle che controllano l 'accrescimento cristaliino (Gali, 1983). Infatti, dall'analisi dei daft esposti, sembrerebbe esistere per la miscela andradite-grossularia un comportamento di crescita cristallina molto differente passando da un sistema in cui esiste una netta interfaccia tra so[ido e fase fluida supercritica ad un sistema subsolidus in cui esistono principalmente processi di volume e non di superficie.

Le anatisi sono state effettuate in parte con Ia strumentazione del Centro-CNR per la Mineralogia e PetrologJa delle Formazioni Ignee di Roma, e con la collaborazione del Dott. G. Gerbasi del Dipartimento di Scienze della Terra dell'Universit/i di Roma (~La Sapienza~ e del Sig. M. Serracino deI Centro-CNR di Studio per la Geologia dell'Italia Centrale di Roma.

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