Thermodynamik


Grundlagen der Thermodynamik
Thermobarometrie (Vorraussetzungen und Beispiele)
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Grundlagen der Thermobarometrie

Die Stabilität eines Minerals ist abhängig von intensiven Parametern wie Druck und Temperatur. An der Grenze seiner Stabilität, der Phasengrenze, wandelt sich das Mineral in ein oder mehrere andere um. Treten zwei oder mehr Minerale nebeneinander auf, so besitzt diese Paragenese einen eigenen Stabilitätsbereich im P-T-Feld. Das Auftreten bestimmter Minerale in einem Gestein erlaubt es also, die Druck- und Temperaturbedingungen zu umgrenzen, unter denen die Minerale dieses Gesteins gebildet wurden. Die Bestimmung der Phasengrenzen basiert auf vielen Experimenten und auf thermodynamischen Berechnungen. Die Eingangsdaten dieser Berechnungen werden ebenfalls durch Experimente gewonnen. Für viele Systeme existieren bereits sogenannte Petrogenetische Netze, also P-T-Diagramme, in denen die Stabilitätsfelder bestimmter Paragenesen gegeneinander abgegrenzt sind.

Viele Minerale sind in ihrer chemischen Zusammensetzung nicht festgelegt, sondern bilden Mischkristalle zwischen zwei oder mehr Endgliedern. Die chemische Zusammensetzung von Mischkristallen verändert sich mit den intensiven Parametern Druck und Temperatur und ist außerdem von den Austauschpartnern, also der Paragenese, und von der Gesamtgesteinszusammensetzung abhängig. Hieraus ergeben sich eine Reihe von Problemen und Chancen. Zur Erstellung von petrogenetischen Netzen mit Mischkristallen sind wesentlich mehr Experimente nötig und die Kenntnis der Mischungsthermodynamik aller beteiligten Phasen. Der Austausch zweier Komponenten zwischen zwei Phasen verläuft immer über einen bestimmten P-T-Bereich, also kontinuierlich. Das Verhältnis der beiden Komponenten in den beiden Phasen erlaubt deshalb ebenfalls Aussagen über die P-T-Bedingungen. Bei Mischkristallen ist nicht nur die Zusammensetzung innerhalb ihres Stabilitätsbereiches variabel, sondern auch bei ihrer Abbaureaktion zu einem anderen Mineral. Beispelsweise verläuft der Abbau von Cordierit zu Granat mit steigendem Druck kontinuierlich und mit einer steten Veränderung der Fe/Mg-Verhältnisse der beiden Phasen.

Die Steigung einer Kurve im P-T-Feld ist durch die Clapeyron´sche Gleichung (CC-Gleichung) dP/dT = DS/DV gegeben und hängt von der Änderung der Entropie und des Volumens während der zugehörigen Reaktion ab. Daraus folgt, dass Kurven von Reaktionen mit sehr kleiner Volumenänderung sehr große Steigungen besitzen, also stark temperatur- und wenig druckabhängig sind. Solche Reaktionen eignen sich, um die Temperaturen zu bestimmen, unter denen ein Gestein äquilibrierte. Ein Beispiel für solche Geothermometer sind Austauschreaktionen, bei denen zwei Komponenten zwischen zwei Phasen verteilt werden. Als Barometer eignen sich hingegen Reaktionen, die mit einer großen Volumenänderung einhergehen.

Herleitung der CC-Gleichung

Die wichtigste Grundgleichung in der Mineralogie ist G=H-TS. Jeder Student kann von dieser Gleichung wohl ein Lied singen. Abgeleitet ist die Gleichung von G=U+PV-TS (eine der "primary thermodynamic state functions"), wobei U+PV der Enthalpie H entspricht (genauere Details in Grundlagen der Thermodynamik). Wird nun eine infinitesimale (unendlich kleine) Änderung betrachtet ergibt sich folgender Ablauf:

G=H-TS [1.1]

dG=d(H-T*S) = dH-d(T*S) [1.2]

dG=TdS+VdP-d(T*S) [1.3]

dG=TdS+VdP-SdT-TdS [1.4]

dG=VdP-SdT [1.5]

Nehmen wir nun an, wir haben ein Gestein, welches der Einfachheit halber nur aus einer Mineralphase A bestehen soll. Diese Mineralphase wandelt sich unter höheren P-T-Bedingungen durch eine Reorganisation ihrer Atome in die Mineralphase B um. In der Natur finden sich solche Phänomene bspw. bei den Al2SiO5-Polymorphen (Sill, And und Ky)...... Bei einem Gleichgewicht zwischen diesen beiden Festphasen A und B gilt dGB-dGA=0. Somit erhalten wir folgenden Term:

0=(VB-VA)dP-(SB-SA)dT [1.6]

Nach einer kleinen Umformung ergibt sich daraus die Clausius Clapeyron´sche Gleichung:

dP/dT = DS/DV [1.7]

 

Bei der praktischen Bestimmung der P-T-Bedingungen einer bestimmten Paragense gibt es nun mehrere Ansätze. Bei der klassischen Thermobarometrie wird die Lage eines Gleichgewichts mit Hilfe der thermodynamischen Daten berechnet, die anhand von Experimenten speziell für diese Reaktion ermittelt wurden. In den letzten 30 Jahren wurden für eine große Anzahl an Reaktionen solche Thermometer und Barometer kalibriert. Ein anderer Ansatz versucht, für möglichst alle denkbaren Phasen die thermodynamischen Daten zu erfassen. Diese Daten werden gegeneinander geprüft, so dass ein intern konsistenter Datensatz entsteht, der im Idealfall alle geologisch relevanten Phasen enthält. Berman (1988) stellt für eine große Anzahl an Phasen einen solchen Datensatz zur Verfügung. Soll jetzt für eine Reaktion ein Gleichgewicht berechnet werden, wird ein Computerprogramm verwendet (z.B. TWQ-2.02, Berman 1991), die gemessenen Zusammensetzungen der beteiligten Phasen eingegeben und auf diese Weise Äquilibrierungsdruck- oder -temperatur bestimmt. Mit diesem Verfahren ist es auch möglich, Stabilitätsfelder von Paragenesen zu berechnen. Eine dritte Möglichkeit, die Stabilitätsfelder zu bestimmen bietet die Erstellung petrogenetischer Netze für eine gemessene Gesamtgesteinszusammensetzung. Hierbei werden alle Phasengrenzen und Austauschreaktionen für ein bestimmtes Gesamtgestein berechnet, und der Vergleich der auftretenden Phasen mit den errechneten ermöglicht die Rekonstruktion der P-T-Bedingungen, im Idealfall sogar des ganzen P-T-Pfades. Das große Problem bei diesem Verfahren ist die Abkapselung bestimmter Teilbereiche des Gesteins von den ablaufenden Reaktionen, wodurch sich der effektive Gesamtchemismus (EBC) und damit die Lage der Reaktionskurven ständig verändert.

Ein generelles Problem der Thermobarometrie ist die retrograde Veränderung der Zusammensetzungen der einzelnen Phasen, die dazu führt, dass die ursprüngliche Gleichgewichtszusammensetzung nicht mehr ermittelt werden kann. Bei der Bearbeitung von Xenolithen besteht dieses Problem nicht, da sie innerhalb kürzester Zeit an die Oberfläche kommen und der Gleichgewichtszustand eingefroren wird. Gesteine hingegen, die durch tektonische Prozesse als ganze Einheiten an die Oberfläche gelangen, kühlen so langsam ab, dass sie teilweise retrograd äquilibrieren. Bei der Berechnung der Temperaturen mit Hilfe von Austauschthermometern erhält man deshalb meistens nicht die Peaktemperaturen.

 

Feldspat-Thermometrie

Die Lage des Solvus im Feldspatsystem

Die Zusammensetzung der meisten natürlich vorkommenden Feldspäte kann im System der drei Endglieder Orthoklas (KAlSi3O8, Or), Albit (NaAlSi3O8, Ab) und Anorthit (CaAl2Si2O8, An) ausgedrückt werden. Bei hohen Temperaturen (>900 °C) existieren zwei Mischkristallreihen - die Alkalifeldspäte (Akf) zwischen Or und Ab und die Plagioklase (Pl) zwischen Ab und An. Feldspäte mit intermediärer Zusammensetzung, z.B. Alkalifeldspäte mit deutlicher An-Komponente, bezeichnet man als ternär. Außerhalb der beiden Mischkristallreihen existiert eine große Mischungslücke, die stark von der Temperatur abhängig ist und sich bei der Abkühlung vergrößert (Abb. 1). Dies macht sich am deutlichsten bei den Alkalifeldspäten bemerkbar. Durch die Ausweitung der Mischungslücke bei sinkenden Temperaturen treten in ternären Feldspäten und in Alkalifeldspäten mittlerer Zusammensetzung Entmischungen auf, die als perthitisch bezeichnet werden. Je nach Mengenverhältniss der beiden entmischten Phasen, also des Orthoklas- und Albit- oder Plagioklasanteils, tragen die entstandenen Objekte die Bezeichnung Perthit, Mesoperthit oder Antiperthit (Smith 1974). Die Entmischungskörper können häufig schon im Handstück beobachtet werden.

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Abb.1: Solvus im System An-Or-Ab zwischen 600 und 1200°C bei 0,5 GPa (Elkins & Grove 1990).

 

Der Einfluss des lithostatischen Drucks

Die experimentellen Daten zeigen eine Vergrößerung der Mischungslücke bei steigendem lithostatischem Druck (Seck 1971). Die Stabilität eines ternären Feldspates erfordert bei höheren Drücken also höhere Temperaturen oder, mit den Worten von H.Seck gesprochen: "Die Wirkung des Druckes auf das Albit-Verteilungsgleichgewicht ist dem Einfluss der Temperatur entgegengerichtet". Auf seine Experimente stützen sich fast alle modernen Thermometerkalibrierungen. Die Untersuchungen der ternären Feldspäte beschränken sich zumeist auf Drücke zwischen 100000 Pa und 1 GPa. Sie zeigen dennoch, dass die Clapeyron-Steigung der Feldspatentmischungskurve positiv ist und zwischen 7 und 8 MPa/K beträgt (Seck 1971; Abb. 2). Die Temperaturen, die für 0.5 GPa ermittelt werden, müssen demnach für 1.5 GPa um etwa 125 K nach oben korrigiert werden. Neuere Thermometer, die die Koexistenz zweier Feldspäte benutzen, berücksichtigen den Einfluss des Druckes oder versuchen sogar, ihn zur Barometrie zu nutzen.

Die Konoden im ternären Feld rotieren bei steigendem Druck gegen den Uhrzeigersinn, so dass die Berechnung der Temperatur über die drei Komponenten An, Ab und Or nach Green & Usdansky (1986) unterschiedlichen Druckabhängigkeiten unterliegen (Abb. 3). Bei sehr anorthitreichen, albitarmen Feldspatpaaren schwindet der Druckeinfluss. Im Fall der Schwarzwälder Granulite liegt der Albitgehalt der ternären Feldspäte zwischen 51 und 67 mol%, was eine deutliche Druckkorrektur erfordert.

DruckabhängigkeitFsp-Solvus.jpg (19125 Byte)

Abb. 2: Druckabhängigkeit des Feldspatsolvus. Nach Seck (1971) beträgt die Steigung zwischen 7 und 8 MPa/K. Rechte Gerade: Übertragung dieses Ergebnisses auf einen Feldspat bei dem für 0,5 GPa eine Temperatur von 900°C ermittelt wurde. Das Al2SiO5-Phasendiagramm dient zur Orientierung.

 

DruckabhängigkeitenAn-Ab-Or.jpg (19255 Byte)

Abb. 3: Berechnung der Äquilibrierungstemperatur eines Feldspatpaares nach den drei Komponenten An, Ab und Or. Die negative Steigung der An-Geraden resultiert aus der Rotation der Konoden im ternären System (Green   Usdansky 1986).

 

Der Einfluss des Wasserpartialdruckes

Der Wasserpartialdruck hat keinen direkten Einfluss auf den Feldspatsolvus, da sich die Komponente H2O ebenso gut (oder schlecht) in ternären Feldspäten löst, wie in binären. Der Einfluss auf den Solidus ist hingegen gravierend und führt bei hohem pH2O zu einem Solvus-Solidus-Schnitt, was die Bildung von Mischkristallen aus einer Schmelze unterbindet. Mesoperthite können also nur in Gesteinen auftreten, die unter hohen Temperaturen und niedrigen Wasserpartialdrücken äquilibriert haben.

Zur Kinetik der Entmischung

Die Gleichgewichtseinstellung zwischen zwei koexistierenden Feldspäten verläuft bei nebeneinander existierenden Körnern entlang dem, in Abb. 4 gezeigten strain-freien Solvus. Kühlt allerdings ein Mischkristall ab, so muss die Bildung der Entmischungskörper innerhalb des Kristallgitters des Wirtes erfolgen. Da die beiden Phasen unterschiedliche Molvolumina bzw. Gitterkonstanten besitzen, ist dies mit einer Deformation des Gitters vor allem entlang der neuen Phasengrenzen verbunden, die der Entmischung entgegenwirkt. Der Solvus wird dadurch zu niedrigeren Temperaturen verschoben. Er trägt die Bezeichnung "kohärent" (Yund & Tullis 1983). Zwei verschiedene Mechanismen können die Entmischung bewirken. Bei Unterkühlung unter den Solvus, sei er strain-frei oder kohärent, können Nukleation und Wachstum meist sphärischer Entmischungskörper auftreten. Dieser Effekt ist, wie bei jeder Nukleation, kinetisch gehemmt, wird aber mit steigender Unterkühlungsrate wahrscheinlicher. Der zweite Mechanismus wird als spinoidale Entmischung bezeichnet. Hierbei entstehen durch intrakristalline Diffusion Domänen, die reicher an jeweils einer der beiden Komponenten sind, bis schließlich vom Wirt getrennte Lamellen vorliegen. Diese Entmischung wird spinoidal genannt und ist kaum kinetisch gehemmt (Yund 1983). Abb. 4 zeigt die vier verschiedenen Entmischungsgrenzen - strain-freier Solvus, kohärenter Solvus, chemische Spinode und kohärente Spinode.

Für die Thermometrie an re-integrierten Feldspäten ist der Mechanismus der Entmischung unerheblich, da ein Mischkristall sich in jedem Fall thermodynamisch stabil, also oberhalb des strain-freien Solvus gebildet haben muss.

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Abb. 4: Relative Lage der unterschiedlichen Entmischungslinien im T-X-Diagramm (schematisch) (Yund 1983).

 

Zwei-Feldspat-Thermometrie

Die Thermometrie mit Hilfe von Feldspäten basiert auf der Temperaturabhängigkeit des Solvus (z.B.: Green & Usdansky 1986, Fuhrmann & Lindsley 1988, Elkins & Grove 1990, Nekvasil 1994). Ist die chemische Zusammensetzung zweier verschiedener koexistierender Feldspäte in einem Gestein bekannt, kann die Äquilibrierungstemperatur der Paragenese bestimmt werden. Übliche Fehlerquellen, wie kinetische Hemmnisse und retrograde Rückstellung müssen natürlich bedacht werden. Die Berechnung aus den beiden Phasen eines Perthites oder Antiperthites ergibt die Temperatur, bis zu der die Trennung der beiden Komponenten durch Diffusion aktiv sein konnte, ehe die Kinetik zu träge war. Vor der Bildung eines Perthites muss ein Feldspat mittlerer Zusammensetzung vorhanden sein, die Temperatur muss also zuvor wesentlich höher sein. Für Intrusionen und metamorphe Areale sind solche Hochtemperaturindikatoren interessant und sollen genauer quantifiziert werden. Hierzu muss die chemische Komposition des ehemaligen ternären Feldspates ermittelt werden.

Re-Integration von entmischten Feldspäten

Zur Reintegration eines entmischten Kristalles muss das Molverhältniss der beiden Phasen und ihre chemische Zusammensetzung bekannt sein. Das Molverhältnis ergibt sich aus den Molvolumina und den Volumenverhältnissen, die chemische Zusammensetzung lässt sich mit der Mikrosonde ermitteln.

Chemische Zusammensetzung der Entmischungsphasen

Entscheidend für die Verwendbarkeit eines entmischten Kristalls für die Re-Integration ist die Homogenität von Wirt und Lamellen. Die beiden Phasen sollten keine Zonierungen zeigen und müssen in ihrer Abgrenzung gegeneinander klar definiert sein. Vor allem mikroperthitische Entmischungen, die analytisch nicht auflösbar sind, führen zu nicht kalkulierbaren Fehlern.

Zur Einschränkung des Messfehlers wurden von mir in jedem Korn etwa zehn Punkte analysiert und in jeder Probe ein Mesoperthit sorgfältig durch Linienmessungen über Lamellen und Randbereiche auf Inhomogenitäten geprüft.

Volumenverhältnisse der Entmischungsphasen

Die direkte Bestimmung der Volumenanteile von Wirt und Lamellen mit einer tomographischen Methode ist leider nicht möglich. Deshalb muss im Dünnschliff das Verhältniss der Flächen bestimmt werden, um damit auf das Volumen zu schließen.

Zur Ermittlung der Flächen eignet sich ein Rückstreuelektronen-Bild (BSE-Bild) des entmischten Korns (Abb. 5). Es zeigt Wirt und Lamellen in gutem Kontrast. Zur Abgrenzung des jeweiligen Korns von eventuell benachbarten Feldspäten muss gleichzeitig eine polarisationsmikroskopische Aufnahme vorliegen (Abb. 2-6). Die Berechnung der Flächen erfolgt mittels eines Bildverarbeitungsprogrammes (z.B. NIH-Image: Rasband 1996), das die Phasen anhand ihrer unterschiedlichen Helligkeit im BSE-Bild identifiziert und ihre Flächen misst. Bei diesem Verfahren beträgt die Unsicherheit je nach Geometrie der Entmischungskörper zwischen 5 und 25 % (z.B. (20± 1) % Lamellen), entsprechend einer Temperaturungenauigkeit von ±  5 °C bis ±  50 °C. Sehr schlechte Abschätzungen fallen durch starke Abweichungen bei Mehrfachmessungen auf und weichen auch stark vom arithmetischen Mittel mehrerer Körner einer Probe ab. So kann der Teil des Fehlers der Temperaturabschätzung, der in der Flächenberechnung wurzelt, auf etwa ±  5 °C minimiert werden.

Zur Volumenabschätzung benötigt man ein geometrisches Modell, das die Abhängigkeit zwischen Flächen- und Volumenverhältniss zwischen einem Wirt und seinen Entmischungskörpern beschreibt. Dies ist ein generelles Problem bei jeder Volumenabschätzung aus dem Dünnschliff; ob man Informationen über den Erzgehalt eines Ganges oder die Einsprenglinge in Vulkaniten erhalten will oder, wie in diesem Fall, über das Verhältnis zweier entmischter Phasen. Soll zum Beispiel eine Aussage über Form und Größe der Körper gemacht werden, sind umständliche Rechenmodelle erforderlich (Peterson 1996).

Für das reine Verhältnis der beiden Phasen ist dies jedoch nicht nötig. Eine homogene Verteilung der Lamellen im Wirt vorausgesetzt, kann das Verhältniss, dass im zweidimensionalen Schnitt ermittelt wurde direkt auf das Volumenverhältnis übertragen werden, unabhängig von der Form der Körper.

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Abb. 5: BSE-Bild eines entmischten Feldspates. der Plagioklas-Wirtskristall erscheint dunkelgrau, die Kalifeldspat-Lamellen hellgrau. Quarz ist schwarz und Biotit weiss.

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Abb. 6: Lichtmikroskopisches Bild des gleichen Korns wie in Abb. 5 unter gekreuzten Polarisatoren (Schwarz-Weiss-Aufnahme). Auch hier sind die Entmischungskörper sichtbar. Das Polarisationsmikroskopie ermöglicht die Identifikation der Korngrenzen.

Molvolumina

Die Errechnung des Molvolumens erfolgt mit Hilfe der chemischen Zusammensetzung einer Phase und den Molvolumina ihrer Endglieder unter Annahme idealer Mischbarkeit (keine Exzessvolumina) und ohne Berücksichtigung eventueller Strukturübergänge. Der Fehler, der durch diese Vereinfachungen entstehen kann, ist gering. Eine Abweichung des Molvolumens einer Phase von der Idealität um 1 % würde die ermittelte Temperatur um weniger als 1 °C verschieben.

Temperaturermittlung

Die chemische Zusammensetzung des ehemaligen Feldspates wird im ternären Feldspatdiagramm dargestellt (Abb. 1). Das Dreieck enthält die Projektionen der Solvusisothermen auf die Basisfläche. Die relative Lage der errechneten Zusammensetzung des ternären Feldspates in Bezug auf die Isolinien der Entmischungstemperatur ermöglicht die Bestimmung der Minimaltemperatur der Äquilibrierung des Feldspates. Die ermittelte Temperatur ist nur dann auch Maximaltemperatur, wenn ein zweiter Feldspat anderer Zusammensetzung gleichzeitig stabil war, die weitere Mischung der Komponenten also möglich war. Die Mischbarkeit war sonst durch den Chemismus begrenzt und nicht durch die Temperatur. War kein zweiter Feldspat während des Temperaturmaximums vorhanden, kann mit dem Solvus nur eine untere Grenze für dieses Stadium bestimmt werden.

Abschätzung des Fehlers

Das Feldspatsystem ist vielfach experimentell untersucht worden. Es ist zwar in seiner Chemie sehr einfach zu beschreiben, die einzelnen Glieder dieser Gruppe durchlaufen aber während der Abkühlung eine schwer überschaubare Menge an Phasenumwandlungen und Entmischungen. Vielfach sind diese Vorgänge kinetisch gehemmt und experimentell schlecht nachzuvollziehen. Deshalb existieren in der Literatur etwa so viele Vorschläge über die Lage des ternären Solvus, wie es Bearbeiter gibt (Review: Nekvasil 1994). Das hier verwendete Modell (Elkins & Grove 1990) ist eher konservativ, im Sinne einer größeren Mischbarkeit und damit niedrigeren Minimaltemperaturen für ternäre Feldspäte.

Eine geringe Unsicherheit birgt die Extrapolation der ermittelten Temperatur auf höhere Drücke. Die experimentellen Untersuchungen der ternären Feldspäte beschränken sich zumeist auf Drücke zwischen 105 Pa und 1 GPa und Temperaturen zwischen 500 und 900°C. Die Frage, ob die ermittelte Clapeyron-Steigung des Solvus (Abb. 2) auch auf die Hochdruck-Hochtemperatur-Bedingungen übertragen werden darf oder ob die Druckabhängigkeit bei diesen extremen Bedingungen nachlässt, ist bisher offen. Um einer Überschätzung der Temperaturen vorzubeugen, wird in dieser Arbeit eine Steigung von 10 MPa/K angenommen, obwohl damit die Minimaltemperaturen eventuell zu gering bemessen werden.

Durch Fehler bei der Bestimmung der chemischen Zusammensetzung mit der Mikrosonde entsteht nur eine geringfügige Unsicherheit in der Temperaturbestimmung. Die Genauigkeit des Gerätes beträgt bei der Analyse der Hauptelemente mindestens ±  1 %, und bewirkt damit einen Fehler von maximal 2 °C.

Die Unsicherheiten bei der Bestimmung der Volumenverhältnisse kommen unabhängig hinzu, so dass eine Temperaturbestimmung nicht genauer als ±  50 °C sein kann. Die Fehlerabschätzung ist abhängig von der Zusammensetzung der Phasen. Die beste Bestimmung ist im Bereich 20 bis 50 % An-Komponente der Plagioklase möglich, da hier die Konoden zu Orthoklas fast senkrecht von den Solvusisothermen geschnitten werden. Diese haben hier auch den größten Abstand und damit die beste Temperaturauflösung

 

Gegenargumente

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Auf der EUG in Strasbourg (2001) hielt N. J. Cayzer einen Vortrag, der die ganze Feldspatthermometrie ad absurdum führen würde, sollte ihre Theorie stimmen. Sie behauptet, dass die perthitische bzw. die antiperthitische Entmischung in den Feldspäten durch metasomatische Einflüsse ausgelöst wird. Leider kommt diese Aussage in dem unten angeführten EGU-Abstract von Cayzer et al. nicht so eindeutig zum Ausdruck. Bis auf weiteres warten wir erst einmal sehnsuchtsvoll auf ein aussagekräftigeres Paper! Auf, auf!

Nicola J. Cayzer (E-Mail: nicola.cayzer@glg.ed.ac.uk), Ian Parsons (ian.parsons@glg.ed.ac.uk) & Simon L. Harley (simon.harley@glg.ed.ac.uk) Dept. Geology & Geophysics, University of Edinburgh, Edinburgh EH9 3JW, Scotland

The pristine exsolution microtextures of feldspars from granulite terrains potentially record information about their cooling histories from high temperatures (typically 700 -1000° C), but have, as yet, been little studied. As granulite metamorphism is typically dry it provides the ideal conditions for preserving strain-controlled exsolution textures that otherwise would lead to reactions with a fluid to produce replacement textures.

The microtextures of feldspars from four granulite terrains in Antarctica have been investigated to determine the range of microtextures produced on cooling and to see if these can be correlated to the cooling histories of the terrains in the literature. The samples were chosen to include a wide range of peak metamorphic conditions and subsequent cooling histories. These were studied using electron micro-probe analysis, SEM and TEM. Despite the samples having different thermal histories, the feldspars have perthitic (often cryptoperthitic) and antiperthitic textures that were consistent across the terrains.

The most abundant perthite texture was found in all of the terrains. It consisted of rounded, sometimes semi-elongate plagioclase blebs with fine ‘film’ lamellae in a K-feldspar host. The blebs and the fine lamellae were in different orientations within the host and are thought to represent two different stages of exsolution at different temperatures. Occasionally, in places, the blebs were coarsened, but the coarsening had not affected the fine lamellae. The blebs must have been coarsened before the development of the fine ‘film’ lamellae, probably by the access of a high temperature fluid. This would constrain the relative timing of such a fluid event within the timing of the microtexture development and the cooling history of the terrain.

The only antiperthitic texture found in each of the four terrains was remarkably similar considering the different metamorphic histories. It was characterised by blebby exsolution of K-feldspar along the plagioclase twin boundaries, which in some cases was coarsened to large irregular blebs. The development of this texture is likely to be related to fluid access in the later stages of the cooling history perhaps associated with biotite formation. © Nicola J. Cayzer et al. (2001)

Auf der Hand liegende Fragen:

Diese Frage läßt sich ganz einfach beantworten! Muskovit ist ab Temperaturen über 740°C und 6 kbar nicht mehr stabil. Liegt neben Msk noch Qtz vor wird die Phasengrenze zu noch niedrigeren Temperaturen verschoben (710°C bei 6 kbar). Das folgende Diagramm zeigt die Lage der Kurven der folgenden univarianten Reaktionen:

Msk ---> Sanidin + Korund + Wasser (H2O)

Msk+Qtz ---> Sanidin + Al2SiO5-Polymorph + Wasser (H2O)

Msk-Stabilität.gif (7327 Byte)

 

 

Beim Duchstöbern des Web´s fanden wir einen weiteren Artikel zu dieser Thematik von Harlov et al., der doch schon einige Jahre alt ist. So neu und spektakulär, wie wir dachten, ist die Entstehung anti-perthitischer Entmischungslamellen durch die Zufuhr einer K-reichen fluiden Phase wohl doch nicht. In diesem Abstract wird eindeutig gezeigt, dass die Feldspatthermometrie nur mit äußerster Vorsicht durchgeführt werden sollte. Die zu untersuchenden Gesteine müssen vorher sehr genau analysiert und charakterisiert werden, um letztendlich eine falsche Bestimmung der Äquilibrierungstemperatur zu vermeiden.

Petrologic Evidence for K-Feldspar Metasomatism in Granulite Facies Rocks

D. E. Harlov (E-mail: dharlov@gfz-potsdam.de), E. C. Hansen & C. Bigler (Chemical Geology, 151, 373-386)

We present evidence for K-feldspar metasomatism in charnockitic granulites from two well known terranes: the Shevaroy Hills Massif, S. India (750 °C, 8 kbars)and the Bamble Sector, S.E. Norway (790 °C, 7.5 kbars) in the form of K-feldspar veins principally along plagioclase and quartz grain boundaries and in the form of highly variable anti-perthitic patches of K-feldspar in an uneven scattering of plagioclase grains. With one exception, orthopyroxene or amphibole grains in contact with these K-feldspar veins show no alteration to secondary biotite indicating that the H2O activity of the fluids responsible for these veins must have been relatively low. A high Ba concentration in these veins also suggests a metasomatic origin.

Point counted back-scattered electron photomicrographs along with microprobe analyses provided reintegrated K-feldspar and plagioclase compositions for 8 to 12 predetermined random areas per thin section for three samples from Bamble and three samples from the Shevaroy Hills. These reintegrated feldspar compositions plot over a range of temperatures on the feldspar ternary for each sample and indicate saturation temperatures above the mean temperature for either region with a few reintegrated compositions above the 1000 °C isotherm and with the lower cut-off temperatures at 700 °C and 600 °C for the Shevaroy and Bamble samples, respectively. These patterns suggest that exsolution alone could not have been responsible for the formation of the K-feldspar veins and patches in these rocks.

We suggest that these veins are due to the influx of complex, supercritical, low H2O activity brines shortly after peak metamorphic conditions, that this influx continued during the initial phases of post peak metamorphic uplift, and that these fluids represent the first stage in a series of fluid influxes in which the H2O activity increased as uplift continued. Reaction of these brines with potassium-undersaturated plagioclase grains formed K-feldspar veins along grain boundaries and fractures as well as diffusing into the plagioclase which became supersaturated and exsolved K-feldspar as antiperthite patches during uplift and cooling. Formation of secondary biotite halos around orthopyroxene in one sample associated with these K-feldspar veins can be explained by heightened H2O activity in the brines due to enrichment in H2O, emplacement of the veins at lower pressure during uplift or both compared to the other Shevaroy and Bamble samples. © D.E. Harlov et al. (1998)

Bei Intresse für die Forschungsintressen und die gesammelten Veröffentlichungen von Daniel E. Harlov hier die Hompage am GFZ-Potsdam: http://www.gfz-potsdam.de/pb4/pg1/Projektbereich_4.1/Englisch/Staff/Harlov.html

 


©Erfolgsgruppe 2000

Stand: 31. Mai 2001