Diapositiva 1

METAMORFISMO
1. DEFINIZIONI
Si tratta di un processo allo stato solido ( o “sub solidus” = al di sotto
della temperatura di solidus di un sistema).
La parola metamorfismo deriva dal greco (cambiamento di forma) e comporta
cambiamenti nell’associazione mineralogica e nella struttura e tessitura di una roccia
che venga soggetta a condizioni di pressione, temperatura ed ambiente chimico
differenti da quelli in cui la roccia si è originariamente formata.
Fondamentalmente il metamorfismo è un processo
ISOCHIMICO (il protolito e la roccia metamorfica hanno la
stessa composizione chimica).
Le rocce prodotte da questo processo sono versioni
RICRISTALLIZZATE
di rocce preesistenti (sedimentarie, ignee o altre rocce
metamorfiche).
I processi metamorfici si sviluppano per T > a quelle della diagenesi, e per T
< a quelle dei processi magmatici
Limite di bassa pressione
La pressione minima alla quale può avvenire una reazione
metamorfica può essere la superficie terrestre (es. caso in cui
un magma silicatico rilasci calore a rocce incassanti, provocando un
metamorfismo di contatto).
Limite di alta pressione
Alcune rocce metamorfiche si formano a pressioni molto
elevate, fino a 15-20 kbar. Alcune rocce metamorfiche
(massiccio di Dora-Maira, Alpi) contengono granato con
inclusioni di coesite (polimorfo della SiO2 stabile solo ad
altissime pressioni, almeno 30 kbar). Alcune eclogiti
conservano inclusioni di diamante (quindi pressioni di
almeno 60 kbar; 120 km).
2. GRADI DEL
METAMORFISMO
Quando una roccia viene
sottoposta ad un aumento
progressivo della pressione
e temperatura, si dice che
essa viene sottoposta ad un
metamorfismo progrado.
In generale il grado
metamorfico è un termine
generale che descrive le
condizioni rispettive di
pressione e temperatura a
cui si origina la roccia
metamorfica stessa.
Il METAMORFISMO DI BASSO GRADO ha luogo per temperature comprese tra
i 200 ed i 320 °C e pressioni massime di 6 Kbars (1 Kbar=100MPa). Questo tipo
di metamorfismo è generalmente caratterizzato dalla presenza di fasi idrate. Con
l’aumentare del grado metamorfico (GRADO INTERMEDIO, 300-500°C e max
10 Kbars) i minerali idrati cominciano a reagire con altri minerali e si realizza una
progressiva perdita d’acqua.
Al METAMORFISMO DI ALTO GRADO competono temperature superiori ai 500
°C ed elevate pressioni e soprattutto il rimpiazzamento delle fasi idrate con fasi
via via sempre più anidre.
3. TIPI DI METAMORFISMO
Il METAMORFISMO DI CONTATTO si realizza in prossimità di intrusioni
magmatiche
che forniscono il calore necessario per innescare reazioni
metamorfiche (aureola metamorfica). E’ generalmente associato ad alte
temperature e basse pressioni e le rocce relative sono caratterizzate da una grana
fine e mancanza di foliazione (cornubianiti).
Al METAMORFISMO DI SEPPELLIMENTO al contrario competono basse
temperature di formazione ma relative maggiori pressioni.
Il METAMORFISMO DINAMOTERMICO O REGIONALE
si esplica su grossi volumi di roccia e gli effetti si misurano su larga scala (scala
regionale).
- Metamorfismo Orogenico (o Regionale s.s.);
1) metamorfismo di subduzione; 2) metamorfismo di collisione.
In molti casi questo tipo di metamorfismo è associato alla formazione di catene
montuose (es. Alpi). Le deformazioni sono comuni. Durata di svariati milioni di anni.
- Metamorfismo di Fondale Oceanico;
Si esplica in vicinanza delle dorsali medio-oceaniche. Non provoca deformazione.
Legato a circolazione convettiva di acqua marina riscaldata dai corpi magmatici.
4. FATTORI DEL METAMORFISMO
I fattori che determinano l’instaurarsi del
processo metamorfico e la sequenza
dei processi chimico-fisici, cioè dei
meccanismi, che avvengono nelle rocce
durante il metamorfismo sono vari e
complessi
4.1 Temperatura
4.2 Pressione
4.3 Fase fluida
4.4 Attività dinamica
I Processi metamorfici di pendono molto di più da
modificazioni della temperatura che della pressione; si
realizzano soprattutto per un innalzamento della Temperatura
Metamorfismo Prògrado
Metamorfismo Retrògrado
4.1 Temperatura
Calore: è il fattore fondamentale per attivazione delle reazioni
metamorfiche
l’apporto di calore, determina l’indebolimento e la rottura dei legami
reticolari delle fasi cristalline costituenti le rocce per aumento delle
oscillazioni termiche degli atomi
Fonte di calore :
- calore primordiale
- decadimento radioattivo
- frizione
Nella crosta terrestre, sede dei processi metamorfici, la fonte di calore è
data
dal decadimento degli elementi radioattivi.
4.2 Pressione
La pressione non causa metamorfismo, ma condiziona i prodotti
metamorfici e le fasi che possono cristallizzare a parità di composizione
del sistema chimico roccia e di temperatura
La pressione nelle rocce è il risultato del contributo di:
- pressione di carico PL: pressione della colonna di rocce sovrastanti
PL= δ·g·h
δ: la densità media delle rocce sovrastanti,
g: l’accelerazione di gravità
h: altezza colonna delle rocce sovrastanti
- pressione della fase fluida Pf: somma delle pressioni parziali
della fase fluida negli interstizi
Rocce silicatiche: fase fluida predominate è l’acqua (Pf = PH2O)
Rocce carbonatiche: fase fluida predominante è la CO2 (Pf = PCO2)
Pf ≅ PL: condizioni di equilibrio
Pf < PL → riduzione della porosità
Pf > PL → determinata da reazioni metamorfiche che formano fase
fluida, che produce:
- microfratturazione in sistemi chiusi e
- fuoriuscita del fluido dal sistema per flusso in sistemi aperti
4.3 Fase fluida
La presenza di fase fluida durante il processo metamorfico è
attestata da:
- cristallizzazione di fasi mineralogiche contenenti ossidrili
- presenza di inclusioni fluide in minerali cristallizzati durante il
metamorfismo
Localizzazione: lungo le interfacce, nei vacuoli, nelle microfratture
Fattori che controllano il flusso:
- viscosità del fluido
-gradiente di pressione
(non variano nel corpo roccioso)
- permeabilità della roccia
- quantità della fase fluida
(variano nel corpo roccioso)
Spesso la porosità originaria < porosità metamorfica
Volume fasi reagenti > Volume fasi prodotte
(CaCO3 + Qtz → Wo + CO2 crea porosità (circa 35%)
Effetto della fase fluida aumenta l’efficacia dei meccanismi
del metamorfismo
i) aumento della mobilità delle specie chimiche;
ii) funge da catalizzatore, aumentando la velocità delle razioni metamorfiche;
iii) influenza i campi di stabilità di alcuni minerali
iv) ha grande efficacia nel trasferimento di calore a scala regionale
4.4 Attività dinamica
Determina l’instaurarsi di sforzi ad orientazione preferenziale,
influisce in modo rilevante sui prodotti metamorfici, ed in particolare
sulle strutture sia mesoscopiche che microscopiche delle rocce
metamorfiche
I cristalli sottoposti a stress di tipo non idrostatico, vanno incontro a
fenomeni di soluzione e rideposizione dei granuli e di deformazione
coesiva.
Questa deformazione produce strutture che sono indicatrici del
comportamento duttile.
Cristalli e aggregati di cristalli esistenti vengono deformati, mentre i
cristalli che si formano per effetto delle reazioni metamorfiche in
corso riflettono nella loro localizzazione, nelle dimensioni, nella
forma e nell’orientazione il quadro dinamico vigente.
Come risultato della tettonica delle placche, la crosta è costantemente sotto
stress. Le rocce rispondono allo stress (alle sollecitazioni) in vari modi.
La risposta può essere rigida (e in questo caso le rocce tendono a rompersi) o
duttile (e in questo caso le rocce tendono a deformarsi).
In modo molto generale possiamo dire che la crosta superiore è caratterizzata
da un comportamento di tipo rigido (perché è relativamente più fredda).
Tuttavia è importante notare che se la velocità con la quale un materiale è
sottoposto ad una sollecitazione è lento, anche un materiale rigido può
deformarsi in modo duttile.
Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
I cristalli tendono ad appiattirsi perché la maggiore energia libera, presente
nelle aree (S) sottoposte a maggior pressione, ne facilita la dissoluzione; il
materiale viene deposto in quelle (D) in cui la pressione è minore.
L’asse maggiore si
dispone in un piano
perpendicolare alla
direzione di massima
intensità della
pressione orientata. D
S
D
S
D
D
S
Pressioni orientate
Deformazioni tettoniche che si verificano
durante l’orogenesi possono causare:
- micropieghe
- anisotropie planari, scistosità
Scistosità: Orientazione preferenziale di minerali o aggregati
di minerali disequigranulari prodotta da processi metamorfici. I
minerali disequigranulari sono non isodiametrici (isodiametrico =
~dello stesso diametro nelle 3 dimensioni).
Scistosità ben sviluppata: Presente in rocce con elevato numero
di minerali disequigranulari disposti con elevato grado di
orientazione preferenziale. Le zone ripetitive sono avvicinate
(meno di 1 cm di spaziatura).
La roccia che può essere facilmente rotta in piani sottili
(< 1cm) ha una struttura scistosa e viene definita:
SCISTO
Scistosità poco sviluppata: Presente in rocce con pochi
minerali disequigranulari o con minerali disposti con
basso grado di orientazione preferenziale o con elevato
grado di orientazione preferenziale ma con zone ripetitive
piuttosto distanti (spaziatura superiore ad cm).
La roccia che può essere difficilmente rotta in piani ha una
struttura gneissica e viene definita:
GNEISS
Scistosità assente: Presente in rocce con pochi o senza minerali
disequigranulari non disposti con alcun grado di orientazione
preferenziale.
La roccia che non mostra alcun piano di rottura preferenziale ha
una struttura granofelsica e viene definita:
GRANOFELS
Se le dimensioni dei minerali sono abbastanza uniformi,
si parla di microstruttura GRANOBLASTICA o
OMEOBLASTICA.
Se le dimensioni dei minerali sono differenti, le rocce
hanno una microstruttura ETEROBLASTICA o
PORFIROBLASTICA ed i cristalli più grandi sono detti
porfiroblasti.
Microstruttura
Eteroblastica
(Porfiroblastica).
Notate il grosso
cristallo di quarzo
deformato rispetto
alla dimensione degli
altri granuli.
5. FACIES METAMORFICHE
•L’ambiente di pressione e
temperatura che compete
ad
una
data
roccia
metamorfica è solitamente
associato al termine di
Facies metamorfica.
•L’IUGS
addirittura
definisce i campi delle
varie facies (10) senza
valori di temperatura e
di pressione.
Questo
proprio
a
causa dell’incertezza
dei valori assoluti.
Scisto verde: roccia scistosa il cui
colore verde è dovuto alla presenza
di minerali quali clorite, actinolite (un
tipo di anfibolo), epidoti ed altri
minerali metamorfici.
100
300
Temperatura (°C)
500
Sedim
.
Profondità (km)
10
20
30
40
700
900
F. Sanidinitica
Ambiente
Magmatico
Facies
Scisti
Verdi
Facies
Granulitica
Facies
Scisti
Blu
Facies
Eclogitica
Anfibolite: roccia femica composta essenzialmente da più del 50%
di anfibolo verde (orneblenda) e plagioclasio.
Temperatura (°C)
100
300
500
700
Sedim.
F. Sanidinitica
Ambiente
Magmatico
10
Profondità (km)
900
Facies
Scisti
Verdi
20
30
40
Facies
Granulitica
Facies
Scisti
Blu
Facies
Eclogitica
Scisto blu: roccia scistosa
il cui colore blu è legato
alla presenza di un
particolare tipo di anfibolo
(glaucofane).
100
300
Temperatura (°C)
500
Sedim
.
Profondità (km)
10
Facies
Scisti
Verdi
700
900
F. Sanidinitica
Ambiente
Magmatico
20
30
40
Facies
Scisti
Blu
Facies
Granulitica
Facies
Eclogitica
Granulite: roccia metamorfica costituita essenzialmente da
ortopirosseno e senza muscovite. I minerali anidri sono più
abbondanti di quelli idrati. Composizioni estremamente variabili.
100
300
Temperatura (°C)
500
Sedim
.
Profondità (km)
10
Facies
Scisti
Verdi
700
F. Sanidinitica
Ambiente
Magmatico
20
30
40
900
Facies
Granulitica
Facies
Scisti
Blu
Facies
Eclogitica
Eclogite: roccia metamorfica con granato omphacite.
Temperatura (°C)
100
300
500
Sedim.
900
F. Sanidinitica
Ambiente
Magmatico
10
Profondità (km)
700
Facies
Scisti
Verdi
20
30
40
Facies
Granulitica
Facies
Scisti
Blu
Facies
Eclogitica
Transizione da Arenaria a Gneiss
Ardesia
Fillade
Scisto
Gneiss
(1) ARGILLA
(3) MICASCISTO
(4) GNEISS
(2) FILLADE
6. REAZIONI METAMORFICHE
Il metamorfismo comporta una sequenza di processi chimico-fisici
(reazioni metamorfiche) attraverso i quali si ha che:
la mineralogia
nuova mineralogia
del protolite si trasforma in una
la struttura
nuova struttura
Nelle rocce coinvolte dal metamorfismo avviene una complicata
sequenza di processi chimico-fisici, i cui momenti centrali sono le
singole reazioni metamorfiche:
-distruttrici delle vecchie fasi mineralogiche e
-costruttrici delle nuove.
Queste ultime, con la loro crescita, impongono un nuovo assetto
microstruturale alla roccia
6.1 Attivazione
Affinché una reazione chimica avvenga, per attivare il sistema, bisogna
superare un soglia minima di energia, definita come energia di attivazione.
Questo aumento di energia libera è direttamente relazionato alla quantità
di calore fornita, che determina l’aumento delle oscillazioni termiche degli
atomi attorno alle loro posizioni reticolari di equilibrio allo zero assoluto, e
il loro allontanamento dai reticoli cristallini.
Gli atomi così sono in grado di svincolarsi dai reticoli cristallini e muoversi
nel fluido intergranulare.
Qualitativamente è in sostanza lo stesso fenomeno che avviene nel
processo di fusione: tuttavia, mentre nella fusione tutti i reticoli collassato
contemporaneamente, nell’attivazione metamorfica in un dato momento si
rompono solo i legami reticolari che risultano instabili alle date condizioni di P e T.
Alcuni fattori possono abbassare la quantità di energia
di attivazione:
- presenza della fase fluida (per l’azione solvente sui
minerali);
- presenza di deformazioni (energia meccanica
immagazzinata nei
reticoli cristallini);
- presenza di catalizzatori.
6.2 Migrazione
Le specie chimiche si allontanano dalle loro posizioni reticolari e migrano
al massimo fio a qualche millimetro
Durante il metamorfismo la migrazione potrà avvenire:
a) entro la fase fluida presente negli spazi intergranulari e nelle fratture;
b) lungo i limiti intergranulari e fratture (in assenza fase fluida);
c) attraverso i reticoli cristallini
In sistemi chiusi i siti occupati dal fluido non sono intercomunicanti.
Pertanto gli atomi, svincolati dai reticoli cristallini, migrano nel fluido (che è
fermo) solo per diffusione nel fluido, nonché, ma con maggior difficoltà,
attraverso i reticoli cristallini.
In sistemi aperti, dove i siti occupati dal fluido sono intercomunicanti, il fluido
si sposta per flusso, portando con sé tutto il materiale chimico che si è
svincolato dai reticoli cristallini. Anche in questo caso la diffusione attraverso
il fluido può essere attiva, ma la sua efficacia rispetto a quella della
migrazione delle sostanza chimiche come “pacco trasportato” nel fluido che
fluisce è irrisoria.
Mobilità relativa degli elementi (in ordine crescente) :
Ti, Al, P, Si, Mg, Fe, O, Ca, F, Na, Cl, S, CO2, H2O
6.3 Nucleazione
Nucleazione: comparsa di nuclei di cristalli: minutissimi corpi costituiti
dall’assemblaggio di un piccolo numero di atomi disposti
secondo una configurazione corrispondente ad una specie
mineralogica stabile.
Finché questi “embrioni” non superano un certo raggio critico (rc ˜10Å)
sono in parte destinati a scomparire;
La nucleazione può essere:
omogenea: se i nuclei di neoformazione sono omogeneamente
distribuiti in un mezzo a comportamento isotropo;
eterogenea: i nuclei si localizzano in siti preferenziali.
L’ Energia di nucleazione è diversa per ogni fase mineralogica
- alta → pochi nuclei → porfiroblasti
- bassa → tanti nuclei → matrice
6.4 TIPOLOGIA DELLE REAZIONI METAMORFICHE
Reazioni metamorfiche:
1) Solido→ solido (transizioni polimorfe e smescolamenti allo stato solido)
2) Solido→solido + fluido (Deidratazione Decarbonatazione Devolatilizzazione)
3) Ossidoriduzione
4) Reazioni di scambio ionico
1) non producono né consumano fase fluida.
-sono indipendenti da PH2O, PCO2, ecc..
2) - coinvolgono una fase fluida, frequentemente come prodotto
- sono controllate da PH2O, PCO2, ecc..
Si distinguono in:
a) reazioni di deidratazione (liberano H2O)
b) reazioni di decarbonatazione (liberano CO2);
c) reazioni di devolatilizzazione (liberano un fluido multicomponente,
con H2O + CO2 +…)
3) le più comuni coinvolgono minerali di Fe (Fe2+, Fe3+), ed avvengono per
adeguare il rapporto fra Fe2+ e Fe3+ al variare del grado di ossidazione
dell’ambiente
Esempio: Magnetite Ematite
4Fe3O4 + O2 → 6Fe2O3
7. CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE METAMORFICHE
7.1 Diagramma ACF (Eskola, 1915)
A = Al2O3
C = CaO
F = FeO + MgO
•Dove il valore di A rappresenta la quantità di allumina in
eccesso dopo che sono stati formati i feldspati alcalini a
partire dagli ossidi Na2O e K2O;
•Il valore di C rappresenta la CaO in eccesso dopo che è
avvenuta la formazione di apatite a partire da P2O5;
•Si assume, inoltre che tutte le rocce che ricadono nel
diagramma possano contenere eventuali quarzo, feldspati
ed apatite.
a= (Al2O3 + Fe2O3) – (Na2O + K2O)
c= (CaO) – 3,33(P2O5)
f= (FeO+MgO+MnO)
Queste tre componenti, espresse in proporzioni molecolari, devono essere normalizzate
a 100 al fine di essere plottate nel diagramma ternario; se si assume che t = a+ c+ f,
si ottiene:
A= 100*a/t
C= 100*c/t
F= 100*f/t
Quando questi calcoli vengono effettuati
per
un’ampia
gamma
di
rocce
metamorfiche,
queste
risultano
raggruppate secondo il diagramma
seguente.
Ad esempio, le rocce scistose ricadono
nel campo delle rocce pelitiche; i graniti
e le rioliti ricadono nel campo delle rocce
quarzo-feldspatiche;
I basalti ed i gabbri ricadono nel campo
delle rocce basiche, le dolomiti nel
campo delle rocce calcaree.
•All’interno del diagramma ACF è possibile riportare la composizione chimica delle
singole fasi mineralogiche.
•Hyperstene: (Mg,Fe)SiO3
Per ogni molecola di (FeO+MgO) si ha una molecola di SiO2.
a=0 ; c=0; f=1; t=1
Da cui: A= 100*0/1=0%
C=100*0/1=0%
F=100*1/1=100%,
Quindi l’hyperstene ricade nel vertice F del diagramma.
•Tremolite: Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2
che puo essere facilmente riscritta: 2CaO 5(Mg,Fe)O 8SiO2 H2O
a=0 ; c=2; f=5; t=7
Da cui: A= 100*0/7=0%
C=100*2/7=28,57%
F=100*5/7=71,43%,
I più comuni minerali delle rocce metamorfiche:
7.2 Diagramma AKF
In questo diagramma, il valore di A rappresenta la quantità di allumina in eccesso
dopo che sono stati formati non solo i feldspati alcalini ma anche i pagioclasi a
partire dagli ossidi Na2O e K2O.
a= (Al2O3 + Fe2O3) – (Na2O + K2O+ CaO)
k= (K2O)
f= (FeO+MgO+MnO)
con t = a+ c+ f, si ottiene:
A= 100*a/t ; K= 100*k/t; F= 100*f/t
•K feldspato: KAlSi3O8
a=1/2-1/2=0 ; k=1/2; f=0; t=1/2
Da cui: A= 100*0/0,5=0%
K=100*0,5/0,5=100%
F=100*0/0,5=0%,
Quindi il k-feldspato ricade nel vertice K del diagramma.
•muscovite: KAl3Si3O10(OH)2
Che può essere scritta: 1/2K2O 3/2Al2O3 3SiO2 H2O
a=3/2-1/2=1 ; k=1/2; f=0; t=1+1/2=1,5
Da cui: A= 100*1/1,5=66,7%
K=100*0,5/1,5=33,33%
F=100*0=0%,
Metamorfismo progrado
Nel metamorfismo di basso grado,
-le rocce peltiche e quarzofeldspatiche saranno costituite da
epidoto,
clorite,
andalusite,muscovite ed eventuali
quarzo, k-feldspati ed albite;
-Le rocce calcaree saranno
costituite da epidoto, calcite,
actinolite ed eventuali quarzo, kfeldspati ed albite;
-Le
rocce
basiche
saranno
composte da clorite, actinolite,
epidoto ed eventuali quarzo, kfeldspati ed albite;
-Le rocce ultramafiche saranno
costituite da actinolite, clorite, talco.
A pressioni e temperature più
elevate, l’associazione
mineralogica cambia:
-Le
rocce
pelitiche
saranno
costituite
da
sillimanite,
plagioclasio, cordierite, muscovite
e possibilmente Qz e Kfeld;
-Le rocce quarzo-feldspatiche da
plagioclasio, cordierite, biotite ed
eventuali Qz e Kfeld;
-Le rocce calcaree da grossularia,
calcite ed orneblenda;
-Le rocce basiche da plagioclasio,
biotite, orneblenda ed eventuali Qz
e Kfeld;
-Le rocce ultramafiche da biotite,
antofillite ed orneblenda
FASI SCOMPARSE
NUOVE FASI
andalusite
epidoto/zoisite
clorite
talco
actinolite
albite
sillimanite
plagioclasio
grossularia
cordierite
biotite
antofillite
orneblenda
Al2SiO5 → Al2SiO5
Andalusite
sillimanite
4Ca2Al3Si3O12(OH) + SiO2 → 5CaAl2Si2O8 + Ca3Al2Si3O12 + 2H2O
Epidoto/zoisite
quarzo
anortite
grossularia
fluido
(Mg,Fe)5Al2Si3O10(OH)2 + KAl3Si3O10(OH)2 + 2SiO2 →
clorite
muscovite
quarzo
K(Fe,Mg)3AlSi3O10(OH)2 + (Mg, Fe)2Al4Si5O18 + H2O
biotite
cordierite
fluido
7Mg3Si4O10(OH)8 → 3Mg7Si8O22(OH)2 + 4SiO2 + 25H2O
talco
antofillite
quarzo
fluido
7(Mg,Fe)5Al2Si3O10(OH)2 + 13Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2 +12Ca2Al3Si3O12(OH)+ 14SiO2 →
clorite
actinolite
epidoto (zoisite)
quarzo
25Ca2(Mg,Fe)4Al2Si7O22(OH)2 + H2O
Orneblenda
fluido
Ad eccezione della prima reazione (andalusite → sillimanite) tutte le altre sono REAZIONI
DI DISIDRATAZIONE.
Se si aumenta ancora la pressione e la temperatura si realizza un METAMORFISMO DI
ALTO GRADO
-le
rocce
peltiche:
plagioclasio,
sillimanite e cordierite (quarzo e k-feld);
-Le quarzo-feldspatiche: plagioclasio,
cordierite, almandino-piropo (quarzo e
k-feld);
-Le rocce calcaree: wollastonite,
grossularia,
e
diopside,
oppure
plagioclasio, diopside e grossularia;
-Le
rocce
basiche:
plagioclasio,
diopside e almandino/piropo, oppure da
plagioclasio,
iperstene
ed
almandino/piropo;
-Le rocce ultramafiche: iperstene,
almandino/piropo, e diopside.
FASI SCOMPARSE
NUOVE FASI
muscovite
calcite
orneblenda
antofillite
biotite
wollastonite
diopside
iperstene
almandino/piropo
KAl3Si3O10(OH)2 + SiO2 → KAlSi3O8 + Al2SiO5 + 2H2O
Muscovite
quarzo
K-Feld
sillimanite
fluido
CaCO3 + SiO2→ CaSi3 + CO2
calcite
quarzo
wollastonite fluido
Ca2Mg4Al2Si7O22(OH)2 → CaMgSi2O6 + 3MgSiO3 + CaAl2Si2O8 + H2O
orneblenda
diopside
iperstene
plagioclasio
fluido
Mg7Si8O22(OH)2 → 7MgSiO3 + SiO2 + 2H2O
antofillite
iperstene
quarzo
fluido
K(Fe,Mg)3AlSi3O10(OH)2 + 3SiO2→ KAlSi3O8 + 3(Mg,Fe)SiO3 + H2O
biotite
quarzo
k-feldspato
iperstene
fluido
(Mg,Fe)2Al4Si5O18 + (Mg,Fe)7Si8O22→ 2(Mg,Fe)3Al2Si3O12 +3(Mg,Fe)SiO3
cordierite
4SiO2 + H2O
quarzo fluido
antofillite
almandino/piropo
iperstene
Metamorfismo retrogrado
Il metamorfismo retrogrado si realizza quando rocce, inizialmente soggette ad un
incremento di pressione temperatura, vengono successivamente riportate a valori
inferiori.
FATTORI CHE INIBISCONO IL METAMORFISMO RETROGRADO:
1. le reazioni chimiche avvengono più velocemente ad elevate temperature; da
ciò si evince che durante il metamorfismo retrogrado le reazioni procedono
molto più lentamente. Se l’abbassamento di temperatura si realizza
lentamente allora si ha più possibilità di formare associazioni mineralogiche
retrograde.
2. Le fasi fluide perse durante il metamorfismo progrado, non sono poi più
disponibili, quindi sarà impossibile riformare fasi idrate in assenza di fluidi.
3. I fluidi, inoltre catalizzano le reazioni chimiche.
Fonti:
J. Winter - Lezioni per il corso di Igneous Petrology.
G. Negretti – Fondamenti di petrografia.
S. A. Nelson – Lecture Notes on metamorphic petrology (EENS 212 home
page)
M. Lustrino - Dispense del Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia
(A.A. 2006/2007)