dell`orogene pennidico - ETH E

Promozione
n°
Genesi
e
e
2151
metamorfosi delle
rocce
basiche
ultrabasiche nell'ambiente mesozonale
dell'orogene pennidico
Studio
della Catena
geologico-petrografico
Gaggio-Basal (Cantone Ticino)
DISSERTAZIONE
APPROVATA
DAL
POLITECNICO FEDERALE DI ZURIGO
PER
IL
CONSEGUIMENTO DELLA LAUREA IN
SCIENZE NATURALI
PRESENTATA
DA
Ezio Dal Vesco
dipi.
se.
nat. ETH
da Bellinzona
Relatore
:
Correlatore
:
(Ct. Ticino)
Niggli t
Sig.
Prof. Dr. P.
Sig.
Prof. Dr. C. Pyurri
Zurigo 1953
Tipografia della S.
A. Leemann
Estratto dal «Boll. Svizzero di
Mineralogia
Voi. 3», 1953
e
Petrografia»
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
nell'ambiente mesozonale
Studio
geologieo-petrografico
basiche
e
ultrabasiche
dell'orogene pennidico
della Catena
Di E. Dal Vesco
Gaggio-Basal (Cantone Ticino)
(Ascona)
Indice
Premessa
177
PARTE PRIMA: LA ZONA DI CASTIONE A OCCIDENTE DEL TICINO
Introduzione
178
Capitolo primo:
Caratteri
A. Decorso della
secondo: La
della
zona
di Castione
184
di Castione
zona
fialografia
A. Introduzione al metodo
delle
rocce
seguito
B.
Composizione mineralogica,
C.
Osservazioni sul carattere delle
190
della
zona
di Castione
103
nella classificazione
struttura
e
tessitura delle
193
196
rocce
197
rocce
a)
I
b)
Le
e)
I marmi
215
d)
I marmi calcesilicatici
217
Capitolo
gneis
197
rocce
terzo:
calcesilicatiche
La
zona
212
di Castione considerata
come
morfica
petrografici
B. La variazione verticale dei cicli
La natura
provincia sedimentaria e
meta¬
218
A. La variazione laterale dei cieli
C.
184
di Castione ad ovest del Ticino
zona
B. Delimitazione della
Capitolo
fenomenologici
genetica
della
zona
218
petrografici
di Castione
s.
223
1
223
E. Dal Vesco
174
D. Considerazioni sull'età
sul carattere della sedimentazione
e
224
E. La metamorfosi
F.
Riepilogo
Capitolo
sulla
229
zona
di Castione
quarto: Il valore tettonico della
zione tettonica della
regione
L'interpretazione
Ticino
tra
A. Il valore tettonico della
B.
232
zona
di Castione
zona
e
e una
prova di
interpreta¬
Verzasca
233
di Castione
tettonica della
zona
233
tra Ticino
e
Verzasca
235
PARTE SECONDA: FISIOGRAFIA DELLE ROCCE BASICHE E ULTRABASICHE
Introduzione
e
impostazione
Capitolo primo:
A. Le
rocce
La
zona
basiche
e
di
dei
problemi
241
Arrami-Vogorno
243
ultrabasiche
244
I. L'olivinite lherzolitica
244
II. L'olivinite
III. Le
IV.
V.
VI.
272
275
Incrostazione-filone
Gli scisti orneblenditici
marginali,
in
parte contenenti granato
.
.
.
Gli scisti attinolitici
L'eclogite,
granatifera e l'anfibolite plagioclasica
l'eclogite
b) I prodotti metamorfici dell'eclogite
e) Il prodotto finale : l'anfibolite plagioclasica
Due
con
le
profili
rocce
....
290
297
incassanti
attraverso il
285
285
:
301
margine
inferiore
301
settore centrale
301
b) Profilo all'apice occidentale
Due profili attraverso il margine superiore
305
a) Profilo nel settore centrale
b) Profilo all'apice occidentale
307
304
305
III. Alcune considerazioni riassuntive
Capitolo
278
281
Panfibolite
La roccia iniziale
a) Profilo nel
II.
272
b)
I contatti
I.
254
nell'olivinite
a) Achirosomi lenticolare-striati
a)
B.
granatifera
inclusioni eclogitiche
secondo: La
A. L'olivinite
zona
dei
gneis
biotitici
harzburgitica e le rocce
harzburgitica
308
picchiettati
309
associate di A. Alai
310
I. L'olivinite
312
II. I filoncelli di asbesto
319
III. Le inclusioni anfibolitiche ed
IV. Le nefriti antofillitiche
e
gli
eclogitiche
nell'olivinite
scisti di orneblenda pargasitioa ai
esterni dell'olivinite
a)
Interno del
b) Esterno
margine :
del margine :
321
margini
324
le nefriti antofillitiche
324
l'orneblendite
327
pargasitioa
Genesi
e
metamorfosi delle
V. Le anfiboliti corismatiche dei
b)
Il
e)
Visione d'assieme sui
175
ultrabasiche
margini
328
333
margini
una
anfibolitici corismatici
336
inclusione di roccia calcesilicatica nel338
marginale
a)
La roccia calcesilicatica
336
b)
I contatti
340
B. La lente di
.
-
La lente di anfibolite
I.
Contatto
IL
Contatto
terzo:
di A.
serpentinoscisti
La
343
Aspra
biotitici
gneis
345
di A. Confiente
granatifera
D. I fenomeni di contatto nei
353
picchiettati
354
basite-gneis
ultrabasite-gneis
zona
di Castione
A. La lente di olivinite
di
e
328
Il
l'anfibolite corismatica
Capitolo
basiche
margine superiore
margine inferiore
a)
VI. Fenomeni di contatto in
C.
rocce
359
360
s. s
serpentinizzata
nei marmi
flogopitici
della Bocchetta
361
Gagnone
I. L'olivinite
serpentinizzata
gli
e
II. I contatti della roccia ultrabasica
III. Grumi
e
lenticelle
turgide
di
362
scisti attinolitici
con
i marmi
granatite
a
364
diopside
e
di
augitite
nei
366
marmi
flogopitici
a) Granatite a diopside
b) Augititi
367
di scisti attinolitici della
flogopitici stromatitici con achirosoma
Bocchetta di Gagnone
I. Gli scisti attinolitici (achirosoma)
B. I marmi
II. I contatti
C.
con
369
involucro di scisto attinolitico
con
il
370
371
373
marmo
Gli orizzonti anfibolitici
I. Anfiboliti
II. Anfiboliti
374
375
granatifere
plagioclasiche
376
III. Anfiboliti biotitiche
377
IV. Anfiboliti ibride
377
PARTE TERZA: LA GENESI E LA METAMORFOSI DELLE ROCCE BASICHE E
ULTRABASICHE
378
Premessa
Capitolo primo:
Capitolo
A.
Il chimismo delle
rocce
secondo: Cristallizzazione
e
Olivinite, olivinite granatifera
I. Il magma
peridotitico
1.
Le diviniti
2.
L'olivinite
3.
Le
rocce
e
basiche
e
metamorfosi delle
e
le
381
ultrabasiche
rocce
basiche
e
ultrabasiche
389
prodotti metamorfici
primarie
389
rocce
granatifera
peridotitiche nel
389
393
loro insieme
e
l'autometamorfosi
.
.
.
395
176
E. Dal Vesco
II. L'azione
della
postcristallina
pressione
orientata
397
III. La metamorfosi di dislocazione
399
L'aggregato olivina-augite
2. L'aggregato granato-olivina-augite
Riepilogo
1.
IV.
B.
Augititi
e
399
404
405
scisti attinolitici
407
I. Il magma websteritico
la roccia
e
primaria
407
IL La metamorfosi di dislocazione
III.
C.
409
Riepilogo
410
Nefriti antonllitiche
orneblenditi
e
411
Le nefriti antonllitiche
a)
I. Il magma
411
ortaugitico
IL L'autometamorfosi
e
la roccia
e
primaria
411
la metamorfosi di dislocazione
413
b) I talcoscisti
D.
414
Le orneblenditi
e)
415
Eclogiti e anfiboliti
a) Le eclogiti di A. Arrami
I. Il magma gabbroidico e la roccia primaria
IL L'azione postcristallina della pressione orientata
b)
415
416
416
422
III. La metamorfosi di dislocazione
422
Le anfiboliti
428
granatifere di A. Confiente
gabbroidico e la roccia primaria
I. Il magma
428
IL La metamorfosi di dislocazione
430
e)
Le anfiboliti flebitiche di A. Confiente
d)
Le anfiboliti della
di Castione
zona
I. La natura sedimentaria
IL
La cristallizzazione
e
e
e
A. Alai
432
436
s. s
magmatica
436
la metamorfosi
439
e) Riepilogo
E.
Eclogiti
basiti
o
440
oliviniche
e
orneblenditiche
situate al loro
a) Le eclogiti oliviniche
b)
Le orneblenditi
Capitolo
terzo:
I
e
le orneblenditi incluse nelle ultra¬
margine
con o
442
orneblenditiche
e
senza
processi endogeni
442
granato
ed
esogeni
A. La metamorfosi di contatto delle
rocce
444
della metamorfosi di contatto
.
.
.
ultrabasiche
445
I. Il contatto ultrabasite-marmo
IL II contatto
ultrabasite-gneis
445
biotitico
450
III. Il contatto ultrabasite-roccia calcesilicatica
B. La metamorfosi di contatto delle
rocce
451
basiche
452
I. Il contatto basite-marmo
IL
452
Gli achirosomi delle anfiboliti corismatiche di A. Alai
ibride della
III. Il contatto
zona
di Castione
basite-gneis
e
le anfiboliti
s. s
455
biotitico
455
IV. Il contatto basite-roccia calcesilicatica
C.
457
Riepilogo
D. Alcune osservazioni sulla
445
458
zona
di Castione considerata nel
suo
complesso
459
Genesi
PARTE
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
e
177
ultrabasiche
QUARTA: CORRELAZIONI TRA SEDIMENTAZIONE, OROGENESI, MAGMA¬
TISMO, CRISTALLIZZAZIONE AUTOMETAMORFA E METAMORFOSI
DI DISLOCAZIONE
A. La sedimentazione
461
B.
L'orogenesi
462
C.
Il
magmatismo
D. La
464
piezocristallizzazione
dei
la metamorfosi di contatto
magmi,
e
di dis¬
locazione
471
I. Le condizioni fisiche dell'ambiente
II. La
dei
piezocristallizzazione
magmi
471
autometamorfa
e
le differenziazioni in situ
472
III. La metamorfosi di contatto
473
IV. La metamorfosi di dislocazione
474
Considerazione conclusiva
476
Letteratura citata
478
Premessa
Lo studio delle
rocce
basiche
dall'egregio signor Prof. Dr.
indispensabile l'allargamento
ultrabasiche incluse nella
e
Castione ad ovest del Ticino, tra il
Gaggio
P. Niggli
e
nel
il
Basai,
1943.
delle ricerche alle
ci
venne
Presto
rocce
zona
di
proposto
manifestò
si
inglobanti
e
alla
di Castione.
zona
I rilevamenti sul terreno
tari tra i semestri
ricerca di buoni
geologica e
e
affioramenti,
eseguiti
vennero
i servizi militari
resa
e
si
nei brevi
protrassero
difficile dalla
dal rilievo molto accidentato dello
periodi
frammen¬
fino al 1946. Per la
mancanza
di
una
carta
spartiacque Ticino-Verzasca,
abbiamo dovuto sacrificare la massima parte del tempo, sì che il rileva¬
mento
geologico
alla Valle della
Verzasca
ne
risentì sensibilmente.
Porta, alle
rocce
Si
sono
allargate
le ricerche
basiche della finestra tettonica di Brione-
allo studio del
comportamento delle oliviniti nel materiale
torrentizio della Valle di Gnosca e di Moleno, ma non possiamo entrare
e
nella loro trattazione. Forza
maggiore
ci ha
impedito
di
pubblicare prima
il lavoro, terminato nell'autunno del 1947.
II lavoro risulta diviso in tre
parti :
la
prima
tratta della
rocce
basiche
e
ultrabasiche
e
la terza
cerca
di
sedi¬
fenomenologico
interpretare la genesi
mentaria di Castione, la seconda descrive il carattere
delle
zona
E. Dal Vesco
178
delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
e
di trovare le correlazioni tra i
processi orogenetici.
Mi è doveroso compito esprimere tutta la mia riconoscenza
tudine al mio chiarissimo maestro, Signor Prof. P. Niggli, per
petrogenetici
e
introdotto nella metodica della ricerca scientifica
indirizzato col
suo
chiaro insegnamento
Sentimenti di riconoscenza mi
per l'esecuzione di
F.
db
Quervain,
reso
quasi
e
legano
il mio
più
grati¬
e
avermi
per avermi sempre
paterno consiglio.
Sig. Prof. J. Jakob
Sig. Prof. C. Burri,
suo
pure al
tutte le analisi chimiche ; ai
esprimere
,,Pro Helvetia"
e
sorretto col
R. L. Parkbre W.Letxpold
Vorrei inoltre
zione
processi
i
perii loro aiuto e consiglio.
ringraziamento alla Fonda¬
vivo
per il generoso contributo
finanziario, che
pubblicazione
possibile
genitori, in segno della più profonda riconoscenza,
mi ha
del lavoro.
la
Ai
riverente
dedico questo lavoro.
Parte
La
zona
di Castione
prima
a
occidente del Ticino
Introduzione
Il territorio studiato
si differenziano
non
(fig. 1) comprende
tanto per il carattere
due
regioni geologiche che
petrografico, quanto per la
complessi rocciosi: a settentrione della latitudine di Claro
una giacitura pressoché orizzontale, mentre a meridione
rocce
della stessa linea esse passano in un modo relativamente rapido a un'incli¬
nazione sempre maggiore, fino a raggiungere più o meno la perpendico¬
larità, passando così dalla zona dei ricoprimenti alla zona delle radici.
Il corpo dei ricoprimenti forma le maestose catene delle Alpi Lepontine e
struttura dei
le
hanno
le fronti
degli
stessi lambiscono il versante meridionale del Massiccio del
San Gottardo; le radici decorrono invece in
larghezza
di più o meno
che
va
da Claro alla Valle Morobbia
senso
longitudinale
risultano di
un
sulla
susseguirsi
petrografiche, che vengono interpretate quali
alpine, dalle più profonde pennidiche alle superiori
esili
radici dalle falde
e
zone
austridiche.
Ma abbandonando subito le considerazioni
limitarci
a
considerare la
parte
più generali, voghamo
settentrionale delle
Arbedo. Già nel 1916, R. Statjb riconobbe
un
radici,
alternarsi di
tra Claro
rocce
e
gneissiche
Genesi
Fig.
Località:
6
=
A.
1
=
Aspra.
7
=
P.R.
CU.
=
=
rocce
basiche
179
ultrabasiche
e
Situazione geografica della regione studiata.
1.
Gorduno.
2
A. Alai. 8
fiente. 11
Cime:
metamorfosi delle
e
=
=
=
Castione.
Vogorno.
12
Cima dell'Uomo. P.V.
Punta del Rosso. C.L.
3
A. Prosecco
=
=
Gnosca.
Corippo.
=
=
4
(A. Nuovo).
Pizzo
13
=
9
=
=
Claro.
5
=
A. Arrami.
A. Gariso. 10
=
A. Gon¬
Brione-Verzasca.
Vogorno.
Cima di Lierna. C.G.
=
P.P.
=
Poncione di Piotta.
Cima di
Gagnone.
M. G.
=
Madone Grosso.
La linea
e
di
tratteggiata
rocce
verso
aventi carattere sedimentario e,
meridione nel
1. Zona
delimita l'area delle cartine rappresentate nelle
di Claro: in
le
2
e
6.
da settentrione
seguenti
zone:
prevalenza gneis a due miche del tipo
Leventina,
dettaglio da S. Casasopea.
Zona di Al Galetto-Castaneda : in prevalenza marmi con una potenza
gneissica
studiati in
2.
procedendo
profilo Claro-Arbedo, egli distinse
fìg.
massima di 80
m.
180
E. Dal Vesoo
3. Zona di Roveredo:
gneis
due miche. Potenza variante tra 0,25
a
e
più chilometri.
4. Zona di Castione:
catiche, esili
complesso susseguirsi di marmi, rocce calcesililamelle di gneis e di anfìboliti. Al massimo 800 m.
Studiata da A. Mittblholzee.
Arbedo, divisa da E. Kxtndig
5. Zona di
a) Zona dei
b)
Zona
e)
Zona
Le
della
logici
gneis Vogomo ortogneis due miche.
del Gaggio : gneis d'iniezione e micascisti.
di Arbedo-Mergoscia : gneis d'iniezione.
di
rocce
queste
e
la
inclinazione, che varia
in
generale,
tra i 70
variazione
della struttura, due caratteri fenomeno¬
la deviazione che rimane per tutte
:
grande
mostrano, nonostante la
zone
composizione mineralogica
comuni
in:
a
:
e
90°,
con
più
o meno
immersione
verso
est-ovest
e
sud. Come
anche
questi complessi rocciosi si ripiegano in un ampio arco
verso settentrione, per raggiungere una giacitura più orizzontale; nella
regione ad ovest del Ticino, essi presentano una lieve immersione verso
occidente in corrispondenza alla loro posizione rispetto alla culminazione
assiale del sistema alpino, la quale coincide, in senso lato, con la linea del
Ticino e si rende manifesta soprattutto nella forma a volta dei gneis
Leventina.
Volendo esaminare
bile ritrovare
considerare
dine di
e
un
se
nella
distinguere
profilo lungo
le
Claro). Considerate
si ritrova
regione dei ricoprimenti è ancora possi¬
petrografiche sopra elencate, conviene
zone
la Valle di Moleno
solo nel loro
(già a nord
complesso, dal basso
della latitu¬
verso
l'alto,
:
1. Zona dei
gneis
Leventina.
2. Zona di diversi
gneis: ortogneis, gneis pieghettato, gneis occhiadino,
gneis Verzasca, intercalazione di micascisti.
3. Zona di calcescisti
e
marmi
biotitici. Gneis biotitici
4. Zona dei
Il confronto tra le
di
rocce
cioè
se
il
zone
analoga,
gneis Leventina
ma
carbonatiche,
sorge così
intercalazione di
gneis quarzitici
porfiroblastici (picchiettati).
con
dei
delle radici
quest'ultime mostra che la
corrispondenza non è perfetta; nelle
gneis Vogorno sono intercalate due zone
e
che la
ed i
mentre nella Valle di Moleno
problemi che verrà risolto nel
complesso dei calcescisti della Valle
uno
e
gneis Vogorno.
successione è
radici tra i
e
corso
ne
esiste
una
sola:
del presente lavoro,
di Moleno
rappresenti
la
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
ultrabasiche
181
petrografia della regione tra il Gaggio e il Basai.
Scisti e gneis biotitici
Gneis aplitioi tendenti a biotitiei. 3
Gneis vari, in prevalenza del
(zona di Al Gaietto [a est del Ticino: calcescisti]). 4
Complesso di marmi-rocce calcesilicatiche e
tipo Verzasca (zona di Roveredo). 5
Fig.
1
=
2.
Cartina
Gneis Leventina. 2
=
=
=
=
di Castione
gneis (zona
parte superiore).
copertura
del
7
=
del
a
zona
=
Gneis biotitici
due miche del
=
Gaggio).
Mergoscia).
continuazione della
zona
picchiettati (zona di Castione s. 1.,
tipo Vogorno (zona di Vogorno, con
Gneis di iniezione
calcesilicatiche: zona di Arrami). 8
6
s.).
Gneis
di marmi-rocce
Gaggio (zona
della
s.
9
=
10
Gneis di iniezione
=
Rocce basiche
e
Arbedo-Mergoscia (zona Arbedoultrabasiche.
di Al Galetto-Castaneda oppure la continuazione
di Castione.
La determinazione del valore tettonico esatto è,
seguente
logica
cenno
non
storico,
solo della
di
come
si vedrà nel
capitale importanza nell'interpretazione geo¬
tra il Gaggio e il Basai, ma bensì di tutto
regione
E. Dal Vesco
182
l'edificio delle
Alpi Lepontine
tra il Ticino
e
lo
spartiacque
Verzasca-
Maggia.
Cenno
storico.
Alpen
sviluppo
der Tessiner
lo
mente
pubblicazione „Geologische Beschreibung
Maggia- und Bleniotal" rileviamo breve¬
della interpretazione tettonica della nostra
Dalla
zwischen
storico
regione.
All'inizio delle ricerche moderne poco
geologica
del
Sopraceneri
se
non
ticinesi, che sempre distolse da
lavori di rilievo
la
un
era ancora
scoraggiante
noto sulla struttura
monotonia dei
inizio definitivo delle ricerche
gneis
e
dei
Con il riconoscimento della struttura
a
cartografico.
anche
si
cominciò
considerare
a
alpino (A. Heim),
ricoprimenti
la regione sopraccenerina allo scopo di poter congiungere e parallelizzare
i ricoprimenti scoperti nel Vallese con quelli dei Grigioni. L'interpreta¬
zione della zona intermedia, dunque ticinese, subì così continui muta¬
menti con il progredire delle ricerche, sempre nell'intento di trovare uno
dell'edificio
schema unico della successione dei
l'arco delle
ricoprimenti che valesse
per tutto
Alpi.
questo punto ricordare che lo schema della
ricoprimenti inferiori della regione ticinese, detti anche
pennidici, dal basso verso l'alto, è il seguente :
Sembra opportuno
a
successione dei
(basso) Ricoprimento Leventina
Ricoprimento Soja
Lembo del
Campo
Tencia
Simano
Ricoprimento
Ricoprimento Adula
ev.
(alto)
Lembo della Cima
Lunga
Ricoprimento Tambo
Ricoprimento Suretta
H. Schardt nel 1906
congiunge direttamente i ricoprimenti scoperti
Sempione con quelli della Val Blenio, di modo che
la catena Gaggio-Basal resta divisa da una linea est-ovest coincidente con
la Valle d'Iragna, con a nord il ricoprimento Simano-S. Bernardo e a sud
quello Adula-Monte Rosa.
Appena nel 1921 H. Pbeiswerk scopre la zona dei calcescisti
(corrispondente a quella della Valle di Moleno a pag. 180) che va dalle radici
fino al Basai ad una quota variante dai 1000 ai 1900 m e modifica, o
meglio fìssa, uno schema tettonico nel modo seguente : tra i gneis Leven¬
tina (
ricoprimento Leventina) ed i calcescisti è intercalato il rico¬
primento Simano risultante di gneis Verzasca; superiormente ai calcedurante il traforo del
=
Genesi
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
e
183
ultrabasiche
ricoprimento Adula, che alla fronte inviluppa il ricoprimento
quali radici vengono considerate rispettivamente la zona di
Claro e quella di Castione.
R. Statjb modifica nel 1924 lo schema dell'appartenenza delle radici:
tutte le rocce situate inferiormente ai calcescisti Gaggio-Basal (d'ora
innanzi denominati semplicemente calcescisti) vengono interpretate
riassuntivamente quali falde ticinesi ed hanno la loro radice nella zona di
Claro, mentre la falda dell'Adula, situata sopra i calcescisti, ha il suo
scisti è il
sottostante ;
inizio nella
zona
di
Algaletto.
Nel 1924 H. Preiswerk
i
gneis
e
0. Grùtter dividono i
Leventina ed i calcescisti in
al lembo del
Campo
Tencia ed in
primento Simano ;
essi considerano
la falda dell'Adula
(situata
sopra i
un
uno
gneis
situati tra
inferiore appartenente
complesso
superiore corrispondente
come
loro radici la
calcescisti)
la
zona
zona
al rico¬
di Claro
e
per
di Roveredo. Questo
quadro tettonico vien sensibilmente modificato da H. Preiswerk nel
1932: quest'autore rinuncia alla divisione dei gneis situati tra i gneis
Leventina ed i calcescisti e considera il loro complesso come appartenente
al ricoprimento Simano. Sopra i calcescisti sarebbe il Lembo Cima Lunga
equivalente al ricoprimento Suretta, di modo che la falda dell'Adula non
continuerebbe più nel nostro territorio. Quest'ultima avrebbe nel versante
est del Ticino come radice la zona di Roveredo-Castione, mentre il lembo
Cima Lunga passerebbe alla zona di Bellinzona-Arbedo, situata immedia¬
tamente
a
meridione dei calcescisti della
Questa
si
esprime
anche
zona
di Castione.
verso
nord il valore tettonico delle radici
nell'interpretazione
di L. Bossard nel 1933, dove la
tendenza
a
spostare
di Castione-Roveredo viene considerata
zona
mento
come
radice del
ricopri¬
Tambo, nonostante che il lembo Cima Lunga di Preiswerk venga
parallelizzato
alla falda dell'Adula.
Da ultimo E. Kttndig cambia totalmente l'indirizzo della
sua
inter¬
pretazione dividendo il ricoprimento Simano in una parte inferiore
(Simano inferiore), equivalente ai gneis situati tra i gneis Leventina ed
i calcescisti, ed in una parte superiore (Simano superiore) formante il
tetto dei calcescisti stessi.
zona
di Claro
Da
e
questa
delle
quella
corta
Egli
considera
come
radici
rispettivamente
la
di Roveredo-Castione.
esposizione storica
risulta evidente che la
causa
tettonica è dovuta essenzial¬
divergenze nell'interpretazione
all'ignoranza della corrispondenza esatta dei diversi complessi
petrografici nelle radici ad est e ad ovest del Ticino e della continuazione
degli stessi nell'ambito dei ricoprimenti, per la qual ragione sarebbe imprima
mente
184
E. Dal Vesco
portante
avere
almeno
scopo sembra
questo
grazie alla
sua
un
sicuro orizzonte di riferimento. Predestinato
il
a
dei calcescisti di
complesso
Castione, che,
potenza rilevante, ha maggiore probabilità di «ssere sempre
essere
riconoscibile nel terreno
(sia per il carattere morfologico che le rocce
calcaree conferiscono al terreno, sia per la superficie di alterazione atmos¬
ferica facilmente individuabile, sia per la presenza frequente di Leonto-
podium alpinum in zone calcaree) ed
avere una grande estensione anche
inoltre ha
maggiore probabilità di
occidente, oltre la regione
verso
studiata.
Capitolo primo
Caratteri
fenomenologici
della
zona
di Castione
A. DECORSO DELLA ZONA DI CASTIONE AD OVEST DEL TICINO
Come si è già visto nell'introduzione, la zona di Castione comprende
quel complesso susseguirsi di gneis, marmi e calcifiri, limitato a nord dai
gneis della zona di Roveredo e a sud dai gneis del tipo Vogorno. Ottimi
affioramenti si trovano nella successione di
tali del motto che si erge nel
triangolo
cave
situate ai
piedi occiden¬
di confluenza della Moesa
con
il
Ticino. A
questa regione A. Mittelholzbr dedicò tutto il suo lavoro di
tesi, soprattutto per classificare le numerose varietà di rocce e per schiarire
il loro
reciproco rapporto. Egli aveva inoltre seguito la continuazione
oriente, perciò possiamo limitarci alla regione ad ovest
del Ticino (non possiamo fare molte digressioni per motivi di spazio).
Le misurazioni della deviazione degli strati a Castione lasciarono
presumere che i prossimi affioramenti ad ovest delle alluvioni del Ticino
dovessero trovarsi ai piedi della montagna tra Gnosca e S. Carpoforo, a
della
zona verso
nord di Gorduno. Infatti dallo sbocco della Valle di Gnosca
verso
meri¬
dione, fino allo stand di tiro, in parte nascosto dalla vegetazione ed
parte in ottimi affioramenti, fu possibile rilevare il seguente profilo :
1. Profilo
1.
Gneis
di
I.
2.
due miche
feldispato
e
Gneis biotitico
titica
%) Le
a
G1): Gnosca-Gorduno (da
rocce
verso
di
con zone
quarzo.
listate
; verso
(Gneis della
porfiroblastico
con
zona
nord
verso
sud)
l'alto
di
con ghiandole
Roveredo.)
straterelli di anfibolite bio-
l'alto
0,10
questo profilo
accompagnato dal rispettivo
verranno
numero.
in
richiamate in
In modo
analogo
le
seguito
rocce
con
dei
m
il simbolo G
prossimi profili.
Genesi
3.
Calcifiro2)
a
metamorfosi delle
verde chiaro
con
rocce
basiche
e
a
di scistosità di colore arancio
inclusioni lenticolari di roccia calcifirica ricca di
II.
5.
Gneis
quarzitico
6. Calcifiro verde
7.
Calcifiro
a
a
8.
III.
9.
granato
di
o
due miche
a
diopside
.
.
piccola
di grana piccola
grana
a zone
.
arricchimento
un
zonare
di
a
grana fine
5 —6
m
2
m
3
m
0,40
m
3m
grana media
a
lettini
con
lenticelle di
e
10. Calcifiri
Scisti biotifici solo
parzialmente
12. Calcifiro verde chiaro
con
m
porfiro-
diopside
quarzo
11.
10
con
grana media variante nella colorazione da rossastro
Calcifiro verde chiaro
Gneis
passaggi
con
verde, in conseguenza di
blasti di
biotite,
listato contenente
compatto
185
ultrabasiche
inclusioni lenticolari di anfibolite
grossolana
fiogopite con piani
grana
4. Marmi
e
passaggio
m
m
10
m
affioranti
arricchimento di calcite
con
60
2—3
sud
verso
e
a
13. Marmo chiaro localmente bruno in conseguenza all' altera¬
zione atmosferica
IV.
14.
Scisti biotitici bruni,
15. Calcifiro
lana
granato,
con
verde chiaro
granatifero
tessitura massiccia
e
16. Marmo
fiogopite
a
con
a
a
grana fine
Calcifiro verde
di colore arancio
nanze
19.
un
grumi
lettini di
e
lettini di biotite
le
grigio passante
di quarzo
Calcifiro verde del
a
marmo
fiogopite
contenente
a
fiogopite
tipo „Castione
nero"
a
grossolana
grana
a
menti fusolari di
con
arricchimenti letticolari di
grana media fino
verso
biotite,
a
con
molto
a
sud
e
muscovite
nella
grana media
2)
Calcifiro
secondo in
a
grana
grossolana,
con
contenente orizzonti
.
.
.
e
clorite
granatifera
con passaggio
con
quarziferi
occhi di
a marmo verso
roccia calcesilicatica
analogia
45
m
10
m
120
m
120
m
200
m
3
m
arricchimento di
feldispato
a
grana
120m
grossolana (Gneis Vogorno)
e
m
media
zona
(23)....
28. Anfibolite
29. Calcifiro
50—60
arricchi¬
26. Calcifiro
VII. 27. Gneis
m
componenti
fiogopite con intercalazioni anfìbolitiche
muscovite,
a
biotite
a
grossolana
componenti leucocratici,
contenente letti ricchi di
VI. 25. Gneis
2
e
silicatici melanocratici
V. 22. Gneis biotitici
24. Marmi chiari
m
e
intercalazioni concordanti ricche di biotite
21. Marmo
m
arricchimento di biotite nelle immediate vici¬
grumi
20.
5
20
confinanti
rocce
del filone
Calcifiro
m
a
con
quarzifero concordante;
18. Filone-strato
mostrano
con
m
5
grana variamente grosso¬
passaggio
quarzo
17.
10
sono
l'alto
sinonimi: usiamo
più
alla traduzione tedesca di Kalksilikatfels.
di
2—3
m
6
m
frequente
il
E. Dal Vesco
186
Vili. 30. Gneis
con
lettini di biotite,
diventante
più
Ultimi metri
fine
con
31. Marmo chiaro
nord
a
con
grana
grossolana,
sud. Ricco di lettini di quarzo.
verso
carattere scistoso
20m
(Gneis Vogorno)
(argilloso) grigio compatto
letti di calcare
con
.
.
32. Calciflro verde
33. Marmo
con
a
tipo „Castione
37. Marmi
a
La
rocce
e un
con
letti
quarziferi
una
unità
questa successione di
di
geologica
inclinazione variante tra 60
avente
marmi
una
a
dante,
sue
15
e
con una
85°
cm.
con
m
40
m
a un
minimo
:
verso
G 4, dove determina
e
un
è stato
Tutte le
sud.
solo un'esile
è stata ritrovata nella
immediate vicinanze
m.
deviazione di N 85—105° E
immersione
zona
pegmatite
media dei
ingrossamento della grana dei
quarzifero G 18, concor¬
il filone
arricchimento di biotite nelle
con un
m
2,50
che nel
rocce,
ben definita, è di 700—750
si riduce
pegmatitica
potenza di
flogopite
marmi nelle
m
3,50
(Gneis Gaggio).
hanno struttura banchiforme
L'iniezione
m
3,50
lettini di quarzo ed intercalazioni anfi-
con
potenza complessiva
terreno forma
m
2
flogopite
38. Gneis d'iniezione
bolitiche
nero"
flogopite
„Castione nero"
36.
m
0,10
di quarzo
grumi
34. Calcifiro verde del
35. Marmo
0,60
rocce
confinanti; altrimenti
possibile
macroscopico
luogo
pegmatitica od idrotermale.
Se ora ogni orizzonte gneissico vien contrassegnato con un numero
romano (non equivalente all'enumerazione di Mittelholzeb) di modo
che esso stia a caratterizzare il complesso avente per base il gneis stesso e
per tetto il gneis successivo, la paragenesi petrografica gneis-calcifiromarmo si ripete per ben otto volte,
pur avendo ogni volta caratteri
propri. Dal confronto con il profilo rilevato da Mittelholzer sul versante
orientale del Motto di Castione, che mostra analogamente otto cicli, si
vede che il complesso tra Gnosca e S. Carpoforo rappresenta effettiva¬
in
nessun
altro
ritrovare alcun segno
di iniezione
mente tutta la
zona
di Castione ;
ma
siccome
esso
è delimitato
a
nord dai
gneis della zona di Roveredo e a sud dai gneis di iniezione del Gaggio,
diventa probabile che i cicli situati nella parte più meridionale non
appartengano più alla zona di Castione considerata in senso stretto, come
era
stata definita nell'introduzione. Ma ritorneremo in
seguito
su
questo
argomento.
Le
rocce
erode il
strati ;
banchi
suo
verso
e
proseguono
verso
letto formando
l'alta
il fondo della Valle di Gnosca. Il torrente
un
piccolo angolo
con
la deviazione
valle, il fianco settentrionale diventa isoclinale
risulta di enormi
placche
rocciose
leggermente
degli
con
i
ondulate. Nella
Genesi
e
metamorfosi delle
regione dell'Alpe Aspra
Dai
con
la biotite
Monti
basiche
ultrabasiche
e
lo zoccolo
187
gneissico del complesso di
pegmatiti assume chiaro carattere
riccamente attraversato da
Verzasca
rocce
Castione
di
gneis
in chiazzette.
raggruppata
all'Alpe Arrami A. Mittelholzer ed
profilo da me controllato, che è una
copia, quasi fedele, del precedente e che riporteremo solo graficamente
nella figura 3. Ai piedi del Gaggio tutto il complesso si ripiega in un ampio
arco verso nord passando gradualmente a una posizione più orizzontale :
sull'Alpe Aspra l'inclinazione è di soli 50° e la deviazione N 140° E. La
E. KtJNDiG
Nazzeri
avevano
fino
rilevato
tendenza della deviazione
più
un
passare da est-ovest
a
manifesta
a
dove
nord-sud si fa
ancora
E, sempre con
sull'Alpe Pertignaga
importa
immersione verso sud-ovest. In questa regione, come appare anche dalla
cartina geologica (fig. 2), la zona di Castione si abbassa verso la Valle
N 160°
di Moleno
raggiungendo la quota minima di 1200 m.s.m. nella regione
(sulla carta topografica: Alpe Nuovo) dove è stato
dell'Alpe
dal
basso verso l'alto, il seguente profilo, particolarmente
possibile rilevare
interessante per la predominanza della colorazione verde dovuta ad un
Prosecco
notevole arricchimento di
Profilo
2.
M:
Valle
rocce
verdi.
Moleno
di
Alpe
tra
Prosecco
ed
Alpe
Morosetto
(basso)
I.
1.
Gneis
2.
Gneis
a
due miche
quarzitico
cocratici
e
grana
grossolana
grana minuta
lenticelle di feldispato
pochi porfiroblasti leu-
e
con
lettini di quarzo
quarzitico
3. Gneis
a
a
di biotite
ricco
con
passaggi
Zoccolo
0,05
m
4
m
0,10
m
1
m
alla roccia
seguente
4. Marmo fino roccia calcesilicatica verde
5. Roccia
con
IT.
6.
com¬
con
esili intercalazioni di anflbolite
Gneis biotitico bruno
lungo
con
porfiroblasti
leucocratici ordinati
le linee di scistosità
7. Anflbolite verde oscura,
III.
chiara, ricca di
passaggi alla roccia seguente
calcesilicatica leggermente più oscura, ricca di biotite,
ponenti leucocratici,
compatta
8.
Calcifico verde chiaro
9.
Gneis biotitico bruno-viola, grana fine,
2m
con
porfiroblasti leuco¬
cratici
10. Gneis simile al
precedente
ma
ricco di biotite
11. Gneis biotitico simile
12. Anflbolite scistosa
a
contenente
con
9
gneis quarzitico
passaggi al gneis
esilissimi orizzonti di
13. Roccia calcesilicatica verde listata
seguente
e
assieme
orneblenda
con
4
m
0,50
m
1,20
m
3
m
E. Dal Vesco
188
IV.
14. Gneis verde
chiaro,
a
grana
fine, leggermente listato
e
con
lettini di quarzo
15.
Gneis verde chiaro,
verso
l'alto bruno
(granato)
16. Anfibolite biotitica scistosa
17.
Gneis biotitico
grana fine
a
18. Roccia calcesilicatica verde chiara
strie
con
e
20.
Gneis biotitico
21. Marmo
Vb.
con
Gneis cloritico verde chiaro,
23.
Gneis cloritico verde
24.
Gneis chiaro compatto
compatto
oscuro con
25. Gneis biotitico contenente
m
m
di anfibolite
2,50
m
0,30
m
1,50
m
e
lettini di quarzo.
granato
con
.
.assieme
flebitica
oscura
con
epidoto,
con
29. Anfibolite verde
come
32. Gneis biotitico
flebitica
oscura
e
con vene
superficie
di alterazione atmosferica bruniccia
flebitica
oscura
come
29
picchiettato granatifero
contenente
30
m
6
m
35
m
40
m
12
m
400
m
granatifera.
analoga a quella del profilo precedente
gli
gneissici, se ne trova uno di più : la succes¬
fino al quarto ciclo é normale, i gneis picchiettati vi sono
enumerano
sione dal basso
m
numerose
quarzite
tipo Vogorno porfiroblastico.
La successione delle
si
0,50
bianche di feldi-
Inoltre orizzonti di
se
m
cianite
intercalazioni lenticolari concordanti di anfibolite
e,
5
bianche di feldi-
vene
27
con
31. Anfibolite verde
33. Gneis del
m
inter¬
spato
28. Gneis biotitico contenente granato
spato
m
lettini ondulati di
calazioni di anfibolite
27. Anfibolite verde
30. Peridotite
4
10
leucocratici
26. Roccia calcesilicatica verde-chiara ricca di
VI.
m
0,15
di quarzo
grumi
22.
componenti
e
0,10
epidoto
grana fine
a
m
m
0,05
lettini di
19. Alternarsi di esili strati di roccia calcesilicatica
Va.
1,50
0,05
rocce
è
orizzonti
inoltre chiaramente individuabili dalla Valle di Gnosca fino alla Valle di
Moleno di modo che l'anomalia deve
intermedi che
corrisponderebbero
ha infatti dimostrato che le
zate
:
la
complicazione
La deviazione è di
40°
immersione
rocce
essere
localizzata
negli orizzonti
microscopica
al ciclo V. La osservazione
equivalenti
sono
intensamente milonitiz-
diventerebbe di natura tettonica.
nuovo
est-ovest
e
la inclinazione varia tra i 30
sud. La tendenza
e
i
giacitura orizzon¬
tale si fa sempre più manifesta e si passa così alla regione dei ricoprimenti.
Il complesso perde la colorazione verde e le rocce verdi scompaiono
presto: per esempio nella Valle di Lodrino, sopra l'Alpe Vercasca esso
possiede il suo aspetto normale ed i marmi predominano sulle rocce
con
verso
verso una
calcesilicatiche.
Nella Valle
d'Ambra,
tra
l'Alpe
di Lierna
e
la Bocchetta omonima è
Genesi
stato rilevato
basiche
3.
sono
1.
basiche
rocce
profilo completo avente carattere normale (le
a un minimo), che riportiamo in dettaglio:
un
2.
Gneis cloritico contenente muscovite
Gneis biotitico
lenticelle di feldi-
con
grigio
Zoccolo
strie
con
e
lettini di quarzo,
scistoso,
grana fine
3. Marmi chiari
II.
con
grumi
di quarzo
4.
Gneis
5.
Scisto biotitico, intensamente alterato alla
quarzitico
6. Anfìbolite in
a
parte
clorite, verde chiaro, listato
grana fine, in
a
7. Roccia calcesilicatica verde
8.
Anfìbolite biotitica
a
10. Marmi
III.
11.
poveri
verso
Gneis
flogopite
di
parte
grumi
con
a
superficie
grana grossolana
...
di quarzo
grana fine
9. Roccia calcesilicatica biotitica
feri
con
con
grumi
arricchimento di
assieme
verde chiaro contenente clorite
e
quarzo,
IV.
14.
grigio-verde, compatta
povero di flogopite, con potenti grumi
fortemente disgregato alla superficie
16.
Gneis
17. Gneis
18.
a
con
Gneis biotitico
quarzifere
2
m
4
m
15
m
15
m
30
m
m
m
grana fine
0,35
m
bianco
0,50
m
grana fine
a
orizzonti ricchi di
porfiroblastico
componenti leucocratici
a
banchi
potenti,
con
Gneis
due miche, simile
22.
Esile banco di quarzo
a
18
ma
23. Marmo fino roccia calcesilicatica
porfiroblastico
con
passaggi
1
m
15
m
8—10
m
20
m
lenti
concordanti
21.
a
m
fino lenti di
19. Anfìbolite verde oscura, scistosa
20.
m
4
5
feldispatico quasi
quarzitico listato
Gneis biotitico
m
20
Scisti biotitici bruno-violetti
15. Anfìbolite scistosa
6
10
lettini di
Roccia calcesilicatica
13. Marmo
m
m
grumi quarzi¬
l'alto
quarzitico
5
2—3
di quarzo
quarzo
12.
rocce
Lierna alla Bocchetta omonima
dall'Alpe
spato, grana grossolana
I.
189
ultrabasiche
e
ridotte
Profilo L:
(basso)
metamorfosi delle
e
10
m
0,10
m
4
m
alla roccia
seguente
24. Marmo
V.
25.
con
orizzonti di colore arancio
Gneis biotitico alterato alla
assieme
superficie
26. Orizzonte
27. Marmo
quarzitico
grigio chiaro povero
di
flogopite,
con
grumi
di quarzo
28. Roccia calcesilicatica verde
29. Roccia eorismatica stromatitica
con
strie di anfìbolite
e
30. Gneis biotitici
picchiettati
con
intercalazioni di scisti cianitici
anfibolitici.
porfiroblasti
di quarzite
e
leucocratici ed
e
m
0,50
m
0,03
m
0,05
m
2
m
pasta
fondamentale verde chiara
VI.
8
di orizzonti
E. Dal Vesco
190
La deviazione di N 12° E
e
l'inclinazione di 10°
con
immersione
verso
dorsale dei
ricopri¬
regione
profilo
possiede una giacitura più o meno orizzontale. Con esso si entra
nella regione rappresentata nella carta geologica Maggia-Blenio e più
precisamente nel settore rilevato da 0. Gkùtteb. In una giacitura analoga
a quella sopraccitata, la zona di Castione costruisce le cime che vanno fino
al Basai arricchendosi nuovamente nella regione della Bocchetta di
Gagnone di rocce basiche ed ultrabasiche incassate (soprattutto negli
è situato nella
est dimostrano che il
menti che
strati
in forma di lenti
carbonatici)
Parte seconda di
di orizzonti. Ci occuperemo nella
questa regione.
Siamo riusciti
profili
rilevare solo tre
a
delle difficoltà del terreno ;
zioni hanno solo
e
un senso
nuovi
a
causa
soprattutto
poi perchè nell'ambito delle nostre considera¬
i profili completi, e questi sono molto rari.
B. DELIMITAZIONE DELLA ZONA DI CASTIONE
La
figura
3
rappresenta graficamente
di Castione
due
i
i
profili che
sono
stati rilevati
tolti dal lavoro di A. Mittelhol-
primi
corrispondono rispettivamente al versante orientale ed occidentale
del Motto di Castione ; il quarto è stato rilevato dai Monti Nazzeri all'Alpe
Arrami da A. Mittelholzeb e da E. Ktìndig e nella parte superiore
della
zona
:
sono
zeb e
completato dall'autore; gli
grafo precedente.
corretto
e
Dall'osservazione di
questa
altri tre
successione di
sono
i medesimi del para¬
profili
sorgono
logicamente
due domande:
1.
in
la serie sedimentaria che
Qual'è
senso
tettonico,
ovvero
rappresentala
zona
che forma la coltre sedimentaria di
di Castione
un
ricopri¬
mento ?
rappresentano una successione naturale di rocce
originate da una ciclica variazione della
facies di sedimentazione, oppure una superposizione di strati dovuta ad
2. I
profili
sedimentarie
rilevati
metamorfiche
orogenetici, o ancora a
possibilità genetiche ?
Analizziamo il primo quesito.
intensi movimenti
una
combinazione delle due
Dal
profilo generale, ormai
(pag. 179)
ufficialmente accettato, descritto brevemente nell'introduzione
la
di Castione risulta compresa tra i
zona
Roveredo
La
profili :
300
a
m e
a
nord
zona
e
di
i
gneis
a
due miche della
Roveredo è
a
nord
a
due miche della
zona
di
Vogorno
a
zona
di
sud.
dallo zoccolo dei nostri
rappresentata
una larghezza orizzontale
di Gnosca) da una
settentrione
(a
ovest dalla Valle del Ticino ha
risulta limitata
gneis
di circa
zona
di
Leggenda
Gneis di
Gneis
a
iniezione
della
due miche della
zona
del
zona
Arrarrn-
Gaggio
Vogorno
Diversi gneis intercalati nella
zona
di
Gestione
Gneis
a
due miche della
zona
Castione-
Verzasca
Marmi
con
con
o
passaggi
senza
a
tlogopite, localmente
roccia
calcesilicatica
Roccia calcesilicatica passante
a
gneis
calcesilicatico
Rocce basiche
Rocce ultrabasiche
£7
7
^
Kig.
3.
Quadro sinottico dei sei profili
attraverso
m
Co
=
la
profili
a
zona
est
di Castione. Ce
(e)
e
a
ovest
e
(o) di
profilo tra Gnosca e Gorprofilo dai Monti Nazzeri
profilo in Valle
nll'Alpe Arrami. M
ili Moleno. L
profilo alla Bocchetta
Castione. G
iluno. N-A
=
=
=
=
ili Librila.
Usserviizionr: la
100 m
Ce
zona
leggenda roimide
zasca
del teHto.
con
('AStlnne-Verzaeca della
la
zona
Roveredo-Vcr-
Genesi
60—80
m
e
metamorfosi delle
costituita in
prevalenza
rocce
calcesilicatiche alterate
senza
alcun
dubbio,
in
senso
rocce
basiche
e
191
ultrabasiche
di scisti biotitici intercalati da
rare
e da anfiboliti di
grana minuta, che forma
geologico, una serie di parascisti: essa corri¬
sponde alla zona di Algaletto.
I gneis a due miche della zona di Roveredo sono chiari e in senso
geologico rappresentano degli ortogneis. Dai Monti Nazzeri a nord, questi
gneis acquistano sempre più un carattere che li avvicina ai gneis Verzasca :
ritorneremo ancora sull'argomento a pag. 197.
La zona di Vogorno dovrebbe esser rappresentata da gneis a due
miche simile a quello della zona di Roveredo.
Nel Motto di Castione i gneis sono ridotti ad esili lamelle che non
sembrano avere che una minima importanza rispetto alla potenza delle
rocce
carbonatiche,
singoli
profilo
di modo che la distinzione del valore tettonico dei
orizzonti diventa oltremodo difficile
se non impossibile. Ma già nel
maggiore importanza e le rocce carbo¬
natiche perdono il loro predominio : resta pertanto ancora difficile fissare
dove si debba tracciare la linea di separazione verso la zona di Vogorno.
Appena in fondo alla Valle di Gnosca, sulla cresta dall'Alpe Aspra al
Gaggio o ancora meglio nella Valle di Preonzo sopra l'Alpe Agaris la
situazione diventa più chiara. Ma già prima, a nord dei Monti Bedretto,
i gneis VII ed Vili assumono evidente carattere di gneis a due miche
con predominio di biotite, del tipo Vogorno, e formano due orizzonti
separati da una lamella di pochi metri di roccia carbonatica (calcesilicatica) che sulla cresta del Gaggio si riduce a circa due metri di potenza
per poi scomparire nella Valle di Preonzo; di contro i gneis aumentano
rapidamente in potenza e formano nella regione sopraccitata una rilevante
massa gneissica con chiaro carattere autonomo.
È dunque alla base dei gneis Vogorno che dobbiamo tracciare il
confine superiore della zona di Castione.
La zona di Castione risulta compresa tra due masse di gneis
chiari a due miche (in senso geologico ortogneis) che noi non abbiamo
potuto studiare in dettaglio : nella zona delle radici si hanno a nord i gneis
che chiameremo Roveredo-Verzasca e a sud i gneis che definiamo ArramiVogorno (ad Arrami costituiscono la base del famoso giacimento conte¬
nente le oliviniti granatifere) ; nell'ambito dei ricoprimenti, i gneis Rove¬
redo-Verzasca formano il letto, i gneis Arrami-Vogorno il tetto del com¬
plesso di Castione.
di Gnosca i
gneis
assumono
Considerata in questo senso, la
risulta divisa in
rocce
una
parte
inferiore
calcaree metamorfiche
e
in
zona
di
Castione, ad
(nelle radici,
una
a
nord)
ovest del
con
Ticino,
ricchezza di
parte superiore (nelle radici,
a
sud)
E. Dal Vesco
192
di
priva
calcaree
rocce
G VI 26) esistente nelle
dei
(salvo nel tetto, dove si riscontra un calcifiro
radici, ma smantellato dall'erosione nella regione
ricoprimenti).
Già in
superiore
questo luogo dobbiamo
della
zona
di Castione
entrare in
: essa
sulla parte
qualche dettaglio
risulta di
una
roccia stratificata che
gneis e uno scisto (gneis VI dei profili) ; dall'aspetto macroscopico
si direbbe talvolta un gneis, soprattutto nella zona di radice, e tal altra
uno scisto biotitico, soprattutto nella zona dei ricoprimenti, ma sempre
sta tra
un
contiene noduli che ricordano
calcesilicatiche, noduli che variano da porfiroblasti
mm, al massimo di 1—2 cm,
stirati
feldspato
Questi noduli conferiscono
risultano
o
di
H. Preiswbrk
E.
Wbnk)
solo
un
(devo
chiamò i
io vorrei tradurre
perchè
secondo la
gneis
e
un
rocce
pochi
di
e
comune e
di quarzo.
feldspato
aggregato
aspetto così tipico alla roccia che
gneis
composizione mineralogica
con
e
al Sig. P. D. Dr.
(Knòtchenschiefer) ed
orale
scisti Fleckenschiefer
termine
questo
a
coinvolti nella scistosità
un
comunicazione
questa
o
di
o
nelle
lenticelle di
di quarzo nei marmi
quelli
biotitici
si tratta di
picchiettati
gneis
e
non
di
scisti.
Ricapitolando,
per
creare
una
che seguono, suddividiamo la
1.
parte inferiore (nelle radici
zona
2.
di Castione
a
dei
zona
All'infuori di
zona
con
prevalenza
di
rocce
sud)
biotitici
(o quasi)
picchiettati.
sulla
Arrami-Vogorno
a
accenno
giacimento di
pretazione tettonica,
della
gneis
breve
un
sione allo studio del
nord)
chiarezza nelle trattazioni
di Castione s.l. in due
parti:
calcaree
:
s. s.
parte superiore (nelle radici
calcaree:
maggiore
zona
rocce
con
zona
assenza
basiche di A. Arrami
di
in
e
rocce
connes¬
all'inter¬
ci limiteremo d'ora in avanti alla considerazione
di Castione s.l.
quesito. Per quanto la zona di Castione
geologica ben definita, considerata più
da vicino, sembrerebbe che solo una intensa azione tettonica abbia potuto
provocare una tale superposizione. La repentina variazione della potenza
dei singoli strati, in così breve spazio (si confronti per esempio il profilo
della Valle di Moleno con quello ad ovest del Motto di Castione nella fig. 3),
ci farebbe ancora più propensi all'ammissione della stessa tesi, ma faglie
e scorrimenti non sono così frequenti come sarebbero da aspettarsi: gli
strati sono sempre concordanti e macroscopicamente non si trova nulla
di anormale. Se si considera più da vicino il numero degli orizzonti gneisPassiamo
al secondo
s.l. formi nel terreno
una
unità
Genesi
sici, si
metamorfosi delle
e
trova che essi
pure in
quello di Lierna;
Moleno
sono
microscopica
sei
sono o
o
basiche
rocce
sette. Nel
e
ultrabasiche
profilo di Gnosca
in fondo alla Valle di Gnosca
di contro sette,
ma
ha dimostrato che le
in
del
profilo
ritrovare alcun
una
così
nella Valle di
rocce
dei cicli Va
e
Vb
degli
non
sono
in
parte in¬
orizzonti corris¬
è stato
possibile
nel lavoro di Mittblholzee ; sul versante orientale
derazioni diventa molto
complesso
e
l'osservazione
per tanto il numero è di nuovo sei. Se fosse anche solo in base
suo
sei
e
ad ovest del Motto di Castione
accenno
sono
quest'ultimo profilo
tensamente milonitizzate. Sul carattere cataclastico
pondenti
193
probabile
che la
zona
di Castione
a
queste
rappresenti
successione normale di sedimenti metamorfici
cicli, localmente sovrapposti (profili Co, N-A
e
M della
consi¬
figura 3)
in
con
nel
sei
seguito
complicazioni tettoniche, ma è naturale che un numero maggiore di
potrebbe essere determinato da condizioni locali di sedimentazione.
Inoltre con l'affermazione che i profili con sei cicli rappresentino una serie
continua di sedimentazione, non voghamo escludere che tra un profilo
e l'altro non possano esistere formazioni di scaglie e di altre complicazioni
tettoniche. Il problema fondamentale rimane pertanto quello di dimostrare
se i profili, come tali, possano essere generati da una sedimentazione e
quale sia la natura della sedimentazione stessa.
Avantutto si impone la fisiografia delle rocce.
a
cicli
Capitolo
La
fisiografia
delle
secondo
rocce
della
zona
di Castione
A. INTRODUZIONE AL METODO SEGUITO NELLA
CLASSIFICAZIONE
La classificazione deve
rispecchi in modo
poi quello di fissare
che
e
avere
chiaro
e
lo scopo di dare
univoco la
sua
i limiti di variabilità di
a una
roccia
un nome
paragenesi mineralogica,
ogni singola paragenesi.
problema è già stato risolto in modo soddisfacente
(pag. 95) : applichiamo lo stesso metodo per classi¬
Fortunatamente il
da A. Mittelholzeb
ficare le
rocce
vorremmo
in base alla
partecipazione
volumetrica dei minerali,
ma
tener calcolo anche del quarzo tralasciato da Mittelholzer.
Dalla folla di minerali che entrano in considerazione si possono formare
quattro gruppi per poterli riunire in un sistema quaternario
facilmente interpretabile in una rappresentazione nel piano. I minerali
aventi analogie chimiche furono riuniti a formare i seguenti gruppi:
al massimo
194
A
E. Dal Vesco
=
Minerali silicatici contenenti alcali
muscovite
clorite),
B
=
e
plagioclasio
Minerali silicatici contenenti calcio
epidoto, scapolite, grossularia
C
=
Calcite.
Q
=
Quarzo.
Trascuriamo
no con una
le
con
certa
rocce
con
e
e
rocce
distene
a
:
ultrabasiche,
gneis
di Mittelholzer
considerate in questo
rocce
e
la sillimanite che
alterate dalla presenza di basiti
quasi
picchiettati VI. Inoltre le
(pag. 107 del suo lavoro) vennero
biotitici
capitolo
e
gneis
appaio¬
in contatto
oppure in sottili orizzonti
trovate, nel nostro distretto, solo in contatto
Le
(ev.
anortite, diopside, orneblenda,
abbondanza soltanto nei
monomineralici di cianite nei
biotite
titanite.
Mittelholzer la cianite
frequenza
basiche
e
feldispato potassico,
:
acido.
con
sono
le ultrabasiti
e
le basiti.
possibilmente quelle
non
ultrabasiti.
quaternario ABCQ che si ottiene può essere rappresentato
con un tetraedro ortogonale ABCQ. La superficie ABC vien ora divisa
nel modo proposto da Mittelholzer: i settori risultanti (fig. 4) corris¬
pondono ai campi di variabilità volumetrica di A, B e C, nell'ambito
dei quali l'aggregato riceve i seguenti nomi :
Il sistema
campo
a:
campo b
campo
e:
campo d
B
e
:
:
gneis
roccia calcesilicatica
marmo
marmo
calcesilicatico
(tra beo)
In
questo modo vengon messi in relazione i gruppi mineralogici A,
C;
se
si vuol tener calcolo del contenuto di quarzo nell'ambito del
quaternario, si devono tracciare le superficie per le linee che
definiscono i campi nel piano ABC ed il vertice Q del tetraedro : si otten¬
gono quattro spazi parziali corrispondenti alle medesime rocce del piano
sistema
ABC
variazione del contenuto di quarzo da 0
a 100% a mano
procede verso il vertice Q. Possiamo ora arbitrariamente
suddividere questi spazi parziali, aventi per base a, b, e, d, con quattro
piani paralleli alla superficie ABC, per esempio alle quote Q 5, 15, 30,
50% : ciascuno dei quattro spazi parziali a, b, e, d, risulta così diviso in
cinque nuovi settori corrispondenti agli intervalli della variabilità del
tenore di quarzo nell'ambito dei singoli gruppi petrografici. Questo con¬
tenuto variabile di quarzo può trovare la sua espressione nella nomen¬
clatura nel modo seguente :
ma con una
a mano
che si
=
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
ultrabasiche
195
cwo
Q6-1S
BSO
^\
a >so
uX
~~
\/i\
'^ff\
r,\
-
ti
MS
-'«-1
BSO
X
Fig.
4.
1
1
fi US
Rocce del profilo G
O Rocce del profilo M
• Rocce del profilo L
Rappresentazione delle rocce della zona di Castione nelle sezioni del
edro ABCQ (cfr. testo).
contenuto di quarzo in
<
il quarzo
BiS
tetra¬
non
roccia contenente quarzo
roccia ricca di quarzo
31—50
roccia
>50
caratterizzazione
naturalmente soltanto
viene menzionato
roccia povera di quarzo
6—15
gneis la
,\
%
5
16—30
Per i
\
se
il
suo
quarzitica.
più dettagliata secondo
contenuto è anormale.
il quarzo vale
196
E. Dal Vesco
B. COMPOSIZIONE
MINERALOGICA, STRUTTURA E TESSITURA
DELLE ROCCE
Per
poter esaminare l'influsso dell'iniezione pegmatitica
tutto dell'iniezione basica ed ultrabasica si
zione
mineralogica volumetrica,
nella loro successione naturale
sono
la struttura
come
si
erano
e
la
riportate
soprat¬
composi¬
la tessitura delle
e
ritrovate nei
rocce
profili G, M e L
la possibilità di
(anche i singoli numeri si corrispondono) per così avere
rapidi confronti anche per quanto riguarda la variazione della facies
di sedimentazione prima dell'orogenesi e del metamorfismo sia in senso
laterale, sia in senso verticale.
fare
Conviene
far
precedere alcune osservazioni che permet¬
migliore interpretazione delle tabelle I—III :
1. Allo scopo di permettere una rapida visione sulla variazione della
composizione mineralogica, si sono evitati i valori numerici.
teranno
pertanto
una
L'ordine di intensità della
è
rappresentato
con una
partecipazione di ogni singolo minerale
semplice segnatura (fig. 5) facilmente interpre¬
tabile.
mmmmm
>S0% <50
Fig.
Segnatura
5.
per la
OO
<1S
Dai valori
2.
<l%
rappresentazione dell'intensità
sizione delle
metrici
<S
dei minerali nella compo¬
rocce.
numerici, ottenuti dalla misurazione dei tenori volu¬
il tavolino di
integrazione, sono state calcolate le coordinate
ABCQ
proiezione allo scopo di ottenere il nome della
roccia secondo le definizioni precedenti.
3. La grossezza granulare viene definita sulla scorta della proposta
di Teuscher (da P. Niggli 1947) nel modo seguente:
con
nel tetraedro di
diametro dei
grani
in
ordine di grossezza
mm
gigante
molto grossolana
grossolana
33
grana
33—10
grana
10—•
3,3
grana
1
grana media
0,33
grana
3,3—
1—
0,33— 0,1
0,1
piccola
grana minuta
grana finissima
cm
cm
mm
mm
-
x/10
1/10
mm
mm
Genesi
e
metamorfosi delle
4. I concetti di struttura
e
basiche
rocce
di tessitura devono
morfologico-descrittivo
essere applicati
primarie quanto a quelle metamorfiche.
con
valore
e
non
in
medesimi termini possono
interpretati solo
genetico, cosicché i
alle rocce magmatiche
essere
senso
tanto
5. La scistosità di cristallizzazione osservabile al
tagliate perpendicolarmente
sviluppo formale (e non ottico)
sezioni
alla scistosità,
allo
dei
grani,
197
ultrabasiche
e
microscopio,
venne
nel modo
nelle
distinta in base
seguente
:
tessitura massiccia
tessitura
leggermente
scistosa
tessitura scistosa
tessitura intensamente scistosa.
Con queste osservazioni
preliminari
delle tabelle I—III che
l'interpretazione
l'osservazione microscopica
delle
scritte succintamente nel loro
Ricordiamo
ancora
una
dei
corrispondono
quelli
disegnate a sinistra delle
a
appare dai
profili G, M
e
diventa facile
il risultato del¬
rappresentano
profili G,
M
e
L
già de¬
aspetto macroscopico.
volta che nelle tabelle i numeri delle
profili
un
figura 4,
dei tre
rocce
e
rocce
così per tutto il lavoro. Le frecce
tabelle della
ad indicare la presenza di
la
e
composizione mineralogica
orizzonte di roccia
basica, il cui
stanno
carattere
L.
C. OSSERVAZIONI SUL CARATTERE DELLE ROCCE
a)
La
a
zona
da
quelli
della
di
o
gneis
Roveredo-Verzasca, definita
due miche che si allontana nel
biotitico
I
zona
suo
di Castione s.l. che
gneis quarzitieo. È
191, risulta di
gneis
macroscopico
«ortogneis»
hanno piuttosto aspetto di scisto
a
pag.
per
un
di
carattere
questo
che lo trattiamo
separata¬
mente.
1. Il
gneis
a
due miche della
zona
Roveredo- Verzasca
Composizione mineralogica:
Componenti principali : plagioclasio, feldispato potassico,
tite
Componenti
accessori :
Carattere
dei
e
quarzo,
bio-
muscovite.
apatite,
tormalina
e
zircone.
componenti:
Plagioclasio, con composizione chimica dell'oligoclasio, a diffe¬
Generalmente
renza dei componenti già citati, possiede grana piccola.
VI
V
IV
III
II
I
Ciclo
25
21
24
55
85
15
40
23
45
2
80
20
22
25
14
__
2
—
—
10
14
2
8
25
19
20
2
71
2
40
16
51
4
7
2
—
49
62
85
—
12
1
—
B
15
13
95
1
14
14
8
15
3
7
2
12
13
64
3
20
8
36
6
29
7
9
2
11
6
61
4
39
4
87
80
A
5
5
2
20
NumeroQ
di
—•
56
—
—
63
—
53
56
22
—
83
88
—
28
3
2
—
79
—
—
C
triangolo
proiezione
Coordinate
nel
12
1
d.
re
ic ia
:
Le caratteristiche delle
rocce
biotite, povero di quarzo
due miche
a
calcesilicatico,
a
plagioolasio
ricco di quarzo
ricco di quarzo
a
gneis
a
marmo
gneis
a
gneis
marmo
calcite
e
muscovite, quarzitico
ricco di quarzo
biotite povero di quarzo
biotite contenente quarzo
contenente quarzo
gneis calcesilicatico
marmo
marmo
con
poco quarzo
calcesilicatico
quarzo
gneis
roccia
marmo
contenente quarzo
pov. di
due miche, ricco di quarzo
marmo con
gneis
marmo
biotite, ricco di quarzo
roccia calcesilicatica, povera di quarzo
roccia calcesilicatica, contenente quarzo
gneis
a
marmo
gneis
a
gneis
a
composizione mineralogica
Nome della roccia dedotto dalla
Tabella I
G
gran
del a
ai
me.-f.
me.-f.
p.-me.
p.-f.
gr--p-
p.-f.
porfirobl./granobl. me./p.
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
porfiro-granobl.
p.-me.
granobl.-mosaico me.-p.
granoblastica
f.-p.
me.
granoblastica
porflroblastica
gr./me.-p.
granoblastica
me.-p.
granoblastica
p.-me.
granoblastica
p.-me.
granoblastica
p.-me.
porfirobl./granobl. gr-/P-
me.
Dimens or
2
massiccia
scistosa
anor.
anor.
anor.
byt.-anor.
and.-labr.
labr.
anort.
byt.-anor.
byt.-anor.
byt.-anor.
alb.-olig.
olig.
me.
anor.
and.
scistosa
scistosa
and.
me.
anor.
quasi massiccia olig.-and.
m. scistosa
olig.-and.
scistosa
scistosa
legg.
scistosa
legg. scistosa
quasi massiccia
mas. leg. scist.
legg. scistosa
legg. scistosa
legg. scistosa
inten. scistosa
quasi
int. scistosa
O
Chimso plagioclasi
^0
quasi massiccia olig.
Tessitura
(Gnosca-Gorduno)
Struttura
profilo
granoblastica
del
5
Genesi
Tabella I
:
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
199
ultrabasiche
Intensità ed estensità dei minerali nelle
rocce
del
profilo
G
(Onosca-Gorduno)
Ci
0
T3
."S
o
(E
SP
C
Ph
ffl
fe
o
O
<J
o
fì
ce
I
it
m
ili
^
.3
.tì
d
-s
°
9- .Sa
H
3
I
i
I
geminato secondo la legge dell'albite, più raramente anche secondo quella
del periclino.
Feldispato potassico, in abito poligonale xenoblastico con mar¬
gini angolosi, possiede in generale la fine struttura a graticcio del microelino; qualche volta, solo una estinzione tale, che questa struttura può
essere supposta. La grana è media. Formazione marginale di mirmechite
è
rara.
Coordinate
Vb
Va
IV
III
2
5
20
2
35
19
23
7
30
18
40
70
30
17
22
60
13
15
2
65
35
14
21
12
21
62
35
20
11
13
20
2
56
78
15
10
73
54
3
79
65
35
9
6
6
3
27
60
26
6
78
11
3
42
9
8
5
51
8
5
B
7
15
4
86
75
A
1
92
36
3
1
12
1
1
8
78
78
C
proiezione
6
14
3
I
II
25
2
Ciclo
di
nel tetraedro
NumeroQ
d.
roc ia
:
Le caratteristiche delle
povero di quarzo
calcesilicatica,
con
biotite
e
gneis cloritico, ricco
gneis cloritico
marmo
biotitico
di quarzo
di quarzo
quarzo
calcesilicatico, ricco
con
clorite
calcesilicatica,
marmo
roccia
gneis
a
quarzo
quarzo
gneis chiaro, ricco di quarzo
gneis a orneblenda, povero di
roccia
gneis chiaro, ricco di quarzo
gneis biotitico, povero di quarzo
gneis cloritico, ricco di quarzo
roccia calcesilicatica
gneis orneblenditico,
marmo, povero di quarzo
marmo, povero di quarzo
povero di quarzo
composizione mineralogica
gneis biotitico
gneis biotitico,
gneis
rocce
Nome della roccia dedotto dalla
Tabella II
M
suturata
granoblastica
granobl.
cataclastica
var.
p.-me.
f.-p.
p.-mi.
p.-me.
P-
me.—mi.
p.-mi.
p.
P-
p.-mi.
p.—mi.
p.-mi.
p.—mi.
gross.
mi.-me.
mi.—p.
f.-mi.
P-
Chim s o plagioclasio
del
leg. media
olig.-and.
olig.-and.
olig.-and.
anort.
albite
scistos. intensa
scist. intensa
scistosità fluid,
and.
and.
ac.
ac.
anortite
scistosità media and. med.
scistosità media anortite
scistosità media
scistos. intensa
scistosità media andes.
scistosità media albite
scistosità media anort.
scistosità media
scistosità media
scistosità media
scist.
scistosità media labr.
scistosità media
scistosità media
quasi massiccia olig.
scistosità media olig.
Tessitura
Moleno)
grana
Dimensoi del a
di
p.-mi.
(Valle
granobl. var.
granoblastica
porfìro-cataclast.
grano-poicilobl.
grano-poicilobl.
grano-poicilobl.
granoblastica
grano-lepidobl.
grano-lepidobl.
granoblastica
granoblastica
grano-poicilobl.
grano-lepidobl.
grano-poicilobl.
grano-poicilobl.
granoblastica
Struttura
profilo
©
Genesi
Tabella II
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
Intensità ed estensità dei minerali nelle
:
(Valle
O
3
&
60
*
T3
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B
O
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13
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Biotite
ma sono
è selettiva:
i
II1I
"i
^::
::
nr__T
1
I
estinzione fortemente ondulata.
margine, qualche
pasta di grani
minuti intensamente suturati.
volta
completamente
sosti¬
muscovite mostrano ottima idiomorfia secondo (001)
sbrandellati nella direzione
nenti sialici
T"
cataclastico al
e
i
~~
::::
T-,71
:
Quarzo possiede abito analogo ed
una
::::~:
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M
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.2
"Il
profilo
del
Moleno)
°
Co
h
rocce
iS
's
C?
di
201
ultrabasiche
perpendicolare. La loro distribuzione
sono
piani ondulati che avvolgono i compo¬
e nei singoli piani predomina ora l'una ora l'altra delle miche.
concentrati in
Coordinate
VI
V
IV
III
II
16
3
42
32
2
20
20
15
17
18
23
24
25
27
25
25
30
22
14
10
13
16
52
47
11
12
18
15
16
9
10
75
10
80
17
—
66
57
73
77
8
3
41
2
48
2
79
70
A
7
—
5
27
2
1
2
1
7
34
7
—
37
13
—
—
12
B
68
—
58
71
—
—
—
—
75
16
—
82
30
—
82
—
C
proiezione
39
4
18
21
1
I
2
Ciclo
di
nel tetraedro
NumeroQ
re
d.
ic ia
:
Le caratteristiche delle
ricco di quarzo
clorite
povero di quarzo
biotitico
ricco di quarzo
a
marmo
due miche
povero di quarzo
gneis biotitico
contenente quarzo
legg. calcesilicatico
biotitico, ricco di quarzo
biotitico,
marmo
gneis
a
calcesilicatico ricco di quarzo
feldispatico
marmo
gneis
gneis
gneis
gneis
marmo
marmo
gneis quarzitico
quarzo
calcesilicatico, povero
marmo con
marmo
gneis cloritico,
quarzo
due miche
marmo con
a
di quarzo
composizione mineralogica
gneis cloritico
gneis
rocce
Nome della roccia dedotto dalla
Tabella III
L
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
gran;
del a
Dimens or
me./mi.
P-
me.-mi.
P-
p.-mi.
p.-mi.
p.—mi.
p.-mi.
p.-mi.
p.-mi.
me. (mi.)
p.
p.-me
p.-mi.
P-
P-
P-
scistosa
scistosa
scistosa
scistosa
scistosa
scistosa
legg.
scistosa
scistosa
legg.
scistosa
scistosa
scistosa
scistosa
scistosa
scistosa
legg.
legg.
scistosa
scistosa
legg.
intens. scistosa
scistosa
Tessitura
Lierna)
me.-p.
d
di
•fi
(Bocchetta
Struttura
profilo
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
granoblastica
porfirobl. /lepidobl.
del
O
and.
anort.
labr.
anor.
anor.
alb.
alb.
alb.
alb.
anort.
anort.
alb.
anort.
bytow.
anort.
olig.
olig.
Chimso plagioclasi
Ti
"e
©
Genesi
Tabella III:
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
Intensità ed estensità dei minerali nelle
(Bocchetta
Foglioline sono pure distribuite
quantità subordinata.
Gli accessori
La
struttura
+
isometrici fino
sono
È granoblastica
con
rari
e
di
profilo
L
nell'aggregato, però
in
disordinatamente
distribuiti
senza
solo
plagioclasi
leggermente
ed i
feldispati
sono
mentre il quarzo è stirato in forme lenticolari.
fessurati
La tessitura resta
del
ordine distinto.
La cataclasi ha avuto il massimo effetto sul quarzo,
sono
rocce
Lierna)
grana media. I
allungati,
203
ultrabasiche
e
gli
altri
componenti
mostrano raramente estinzione ondulata.
leggermente
scistosa fino lenticolare per effetto
E. Dal Vesco
204
delle miche che
sono
più
mente
che
orientate secondo il
meno
o
quarzo orientato secondo il
suo asse
di
elongazione.
piano (001) e del
legger¬
La struttura
lenticolare, appena accennata, è invece determinata dalle miche
lenticelle molto sottili
avvolgono
e
molto stirate di
componenti
leuco-
cratici.
questo gneis possiede nel profilo di Lierna caratteri
microscopici molto analoghi. La grana diventa un poco più variabile:
Variazioni
:
nell'aggregato a grana uniformemente media risaltano porfiroblasti
leggermente più grandi di microclino derivante da ortoclasio geminato
secondo la legge di Karlsbad. Le miche sono sostituite da clorite. La
cataclasi è stata
intensa, di modo che il quarzo
meno
non
mostra i feno¬
meni descritti di rottura, pur mantenendo l'estinzione ondulata.
Osservazione finale. L'aspetto macroscopico della roccia
acqui¬
gneis Verzasca con la biotite raggrup¬
pata a chiazze. Anche la composizione mineralogica e il chimismo del
plagioclasio (oligoclasio) corrispondono al gneis del tipo Verzasca, di
modo che possiamo senz'altro considerare il nostro gneis Roveredo come
sta spesso il
la
sua
tipico
carattere del
continuazione orientale. Non abbiamo studiato
problema
per
poter arrivare
2. I
Dal raffronto
'
gneis
a una
della
macroscopico
Nonostante
zona
dì Castìone
dei diversi
gneis quarzitici
gneis
gneis
gneis
conclusione sulla
listati
gneis
sua
a
sufficienza il
genesi.
s. s.
si possono
distinguere
(cloritizzati)
biotitici scistosi
biotitici
a
porfiroblastici
due miche.
questa distinzione macroscopica, l'osservazione
al micro¬
scopio
specie mineralogiche restano più o meno costanti
in tutti i gneis e che solo la quantità dei singoli componenti può subire
variazioni notevoli in senso verticale, mentre si riducono ad essere
mostra che le
insignificanti in
senso
orizzontale
(pag. 218),
di modo che resta
giustificata
globale.
la loro considerazione
Composizione mineralogica:
Componenti principali :
quarzo,
plagioclasio, feldispato alcalino, biotite,
musco vite e
Componenti
Componenti
subordinati
accessori
:
:
clorite.
epidoto-clinozoisite, granato, cianite.
apatite, zircone, tormalina, pirite, ematite,
magnetite, grafite.
Genesi
Nelle
basiche
e
rocce
e
metamorfosi delle
studiate,
ultrabasiche,
se
non
manite, fatta eccezione di G
Caratteri dei
non
rocce
basiche
ultrabasiche
nell'immediato contatto
è stato
possibile
generale
eccezionalmente
quantità
analoga, più
di
un
aggregato
a
i
e
o meno
cataclastici ; talvolta il quarzo è ridotto
risanata in
rocce
silli-
e
notevoli variazioni: si
a
quasi privi
di quarzo varia tra i 15
La forma resta sempre
gini
le
componenti
gneis
la
con
25 dove costituisce il nucleo della clinozoisite.
quarzo
devono essere, secondo la definizione data, considerati
in
205
.
rintracciare cianite
Quarzo è sottoposto quantitativamente
riscontrano
e
ed altri
come
che
quarzitici;
50%.
stirata in lenti
una
con mar¬
pasta di frammenti
intensamente suturato, mentre il
margine
verso
uniforme. L'estinzione è in tutte le
rocce
più
componenti
gli
energicamente ondulata. La grossezza della grana varia parallelamente
a quella della roccia.
Plagioclasio, di abito poligonale con geminazione secondo la legge
dell'albite e in modo subordinato anche secondo quella del periclino,
possiede di solito grana leggermente più piccola di quella media dell'aggre¬
altri
resta
composizione chimica varia in modo insensibile da albite a
oligoclasio negli orizzonti inferiori, con tendenza ad andesina verso quelli
labradorite,
superiori: sola eccezione fa il gneis Gì 4 con andesina
roccia che possiede però una composizione mineralogica anormale (quan¬
tità minima di quarzo, certa abbondanza di granato).
Il plagioclasio, di solito fresco, include volentieri granuli di quarzo
ed in alcuni orizzonti una fine pigmentazione di grafite.
Feldispato alcalino. Abbonda talvolta in modo da superare
quantitativamente il plagioclasio. Una parte dei grani presenta un fine
graticcio del microclino, talvolta deciso, tal altra confuso e spesso localiz¬
gato.
La
—
zato in
zone non
ben delimitate nello stesso individuo
; una
parte
manca
biotitici
e
picchiettati
gneis
graticcio.
(pag. 208), che non si differenziano mineralogicamente dai gneis in parola,
si ottengono, in base al calcolo catanormale, le seguenti composizioni
chimiche dei feldispati :
I
II
II dei
Dalle analisi I
invece di
variante
senza
variante
con
variante
senza
variante
con
biotite:
biotite:
biotite:
biotite:
È probabile che
una
10,0 Or
+
16,8 Ab
4,3 Or + 16,8 Ab
17,7 Or+ 31,5 Ab
14,3 Or
+
piccola parte
31,5 Ab
sia
rappresentata da
vero
micro-
206
E. Dal Vesco
clino,
singolo
nella
siccone
ma
planimetria
grano, abbiamo tralasciato
L'abito è xenoblastico
anche nel medesimo
volta i
feldispati
con
risulta difficile la
questa
diagnosi
di
ogni
distinzione.
forma ovoidale lobata. La grana varia
aggregato: inferiore o uguale alla media; qualche
porfiroblasti che si distaccano decisamente
costituiscono
dalla
pasta fondamentale. I porfiroblasti hanno un contorno intensamente
lobato, come appare anche nella figura 48 (Parte seconda), di modo che
ad occhio sembrano essere delle macchioline irregolari piuttosto che
porfiroblasti, conferendo con ciò un carattere più o meno picchiettato
all'abito macroscopico della roccia. L'effetto cataclastico si riduce alla
formazione di esili fessure. I feldispati alcalini inglobano volentieri
piccoli grani di quarzo.
Il problema dei feldispati non può assumere nell'ambito delle
nostre considerazioni quell'importanza che giustamente meriterebbe,
pure sarebbe di grandissimo interesse studiare più a fondo la loro genesi
e con essa la metamorfosi delle rocce probabilmente legata a un apporto
sostanziale.
Biotite,
vite
clorite,
abito
analogo:
meglio idioforme secondo (001) e piuttosto sbrandellate nelle direzioni
perpendicolari secondo le quali si inoltrano nei componenti sialici.
musco
e
posseggono
La grana varia anche nel medesimo aggregato e la frequenza è sotto¬
posta a forti variazioni: in genere è presente biotite da sola (di raro
parzialmente sostituita da clorite) oppure associata a muscovite nei
gneis GIII e in quelli dell'orizzonte VI, tanto nel profilo di Gnosca quanto
quello di Lierna. Particolarmente, ma non in modo esclusivo, nel
profilo di Lierna, la biotite si trasforma in clorite, conservandosi talvolta
in
in forma di macchiette nel minerale neocristallizzato oppure alternandosi
con esso
piani
in lamelle
parallele
a
(001).
o meno
parallele
La biotite
che si
può
conserva
osservare
titanio
un
al
avvolgono gli
piano di scistosità.
anche nell'alterazione
la
altri
contenere zircone mostrante un'aureola
graticcio
durante
sono ordinate per lo più in
componenti, rimanendo più
Le miche
che sinuosamente
a
sagenite
a
formatosi
trasformazione
del
pleocroitica
clorite; nella quale si può talora
grazie
reticolo
alla
segregazione
cristallino.
del
La biotite
pleocroismo intenso da bruno-castagna chiaro secondo na a
ruggine intenso secondo ny talvolta con sfumature verso l'olivastro.
Granato, resta quantitativamente un componente secondario
subordinato ed appare nei gneis Gì e alla base dell'orizzonte G—LIV.
Nella prima di queste rocce possiede forma scheletrica a grana
piccola, associato alla biotite che spesso ingloba. Mentre nelle altre ha
mostra
bruno
un
Genesi
lare
metamorfosi delle
porfiroblastico (diametro
carattere
scheletrica si nota
talora
e
con
una
altri
deboli
6
mm)
;
207
nonostante la natura
l'idiomorfia che si realizza
cresce
intergranu-
specie di reticolo irregolare, con apofisi, inglo¬
componenti porzioni di pasta fondamentale.
una
o
Pistacite-clinozoisite
dove è
a
verso
ultrabasiche
e
confinante inoltrandosi anche nelle fessurazioni dei
minerali, formando così
gli
fino
chiara tendenza
basiche
facce del rombododecaedro. Poiciloblastico
nell'aggregato
bante
rocce
presente,
in minuti
corrispondenti
ad
sempre in
grani
un
quantità
xenoblastici
con
minime nelle
tenore molto basso di ferro. Nei
in fondo alla Valle di Gnosca, i
rocce
colori di interferenza
gneis G
25
grani
margine pistacitico e talora un nucleo di cianite.
Componenti accessori più frequenti sono apatite e pirite: la
prima in granuli ovoidali e la seconda spesso in cubetti idioformi, con
margine alle volte limonitizzato.
La grafite è stata individuata in modo sicuro solo nell'orizzonte G V
dove ricolma con un fine pigmento soprattutto i feldispati ed in modo
subordinato i plagioclasi.
minuti di clinozoisite mostrano
un
esile
La
struttura. La grossezza della grana pur restando nell'ambito
intervalli
medio-piccolo è sottoposta a notevoli variazioni; la forma
degli
dei componenti mostra invece una certa costanza: il quarzo di solito
stirato in lenti, se in lettini, intensamente suturato ; il feldispato piuttosto
tozzo od ovoidale con margini lobati ; il plagioclasio poligonale e le miche
in fogliette talvolta piegate. La struttura varia da granoblastica con
grana uniforme a porfiroblastica, selettivamente cataclastica.
La tessitura. A seconda del prevalere dei singoli minerali la tessi¬
tura possiede una scistosità variabile. Talvolta i componenti leucocratici
sono
concentrati in
fusi, lenti
o
lettini, conferendo alla tessitura
carattere
fusolare, lenticolare oppure listato.
3. I
gneis biotitici picchiettati
Questi gneis biotitici picchiettati del ciclo VI della
zona
di Castione
assumono una posizione speciale avantutto perchè sono particolarmente
potenti (costruiscono le cime dalla Cima dei Laghetti fino al Basai) e poi
perchè nonostante il loro aspetto di paragneis stratificati con intercala¬
zioni di orizzonti quasi monomineralici di cianite, di orizzonti ricchi di
granato, con tendenze kinzigitiche e con intercalazioni di rocce basiche e
ultrabasiche e la loro conclusione in alto con calcefiri, due campioni
dell'alta Valle di Gnosca
rivelano la
(a sud del giacimento di serpentino di A. Aspra)
seguente composizione chimica :
208
E. Dal Vesco
chimica dei
Composizione
gneis
biotitici
picchiettati:
Analisi
di J. Jakob
I
II
Gneis biotitico picchiettato
picchiettato cloritizzato (posizione
Arrami).
Gneis biotitico
Aspra
e
A.
I
II
Si03
62,90
70,15
TiOa
0,88
0,52
14,70
13,92
1,41
0,92
A1203
Fe203
FeO
5,37
2,21
MnO
0,09
0,03
MgO
2,43
1,46
CaO
4,14
1,92
Na20
K20
4,43
5,13
2,34
2,98
H20
-H20
P205
1,13
0,75
+
Valori
di
Niggli
0,00
0,00
0,19
0,13
100,01
100,12
v.
fig.
2
tra
A.
:
tipo
si
al
fm
e
alk
I
225,0
31,0
32,0
16,0
21,0
0,39
0,26
quarzo-dioritico
II
322,5
37,5
22,0
9,5
31,0
0,46
0,28
sodico -rapakiwitico
0,33
mg
k
magmatico
a)
254,0
33,0
34,5
14,5
18,0
0,40
b)
316,0
41,0
17,0
17,0
25,0
0,30
0,26
e)
176,5
49,5
26,0
2,5
22,0
0,51
0,37
a)
Gneis plagioclasico biotitico con poco granato dalla serie sedimentaria della
Valpellina. R. Masson (Analisi 9).
Gneis Verzasca della zona più esterna. P. Niggli (1936 MB).
Bundnerschiefer privo di calcare, albitizzato della zona di Mesocco (Zona
Uccello superiore). A. Ganssek (pag. 394).
b)
e)
Prima di entrare nella discussione dobbiamo anzitutto verificare
i
gneis
analizzati
rappresentano
carattere locale occasionale nella
In
questa regione
risulta di
la
zona
la facies normale
o
se
assumono
parte superiore della Valle
inferiore, per circa
un
un
di Gnosca.
quarto dello
contenenti clorite ; nei tre
se
spessore,
gneis grigio-verdi
quarti superiori,
dominano gneis bruni con abbondante biotite.
I passaggi dall'una all'altra zona sono insensibili e i gneis costi¬
tuiscono un unico complesso caratterizzato dall'ubiquità delle macchio¬
line bianche (feldispatiche o risultanti di un aggregato leucocratico) più
o meno rotondeggianti, ma talvolta intensamente stirate. Localmente i
Genesi
gneis
assumono
abbiamo
tutte le
contatti.
estremo
basiche
riscontrare nei contatti
a
perciò scelto,
e
cianite)
con
209
ultrabasiche
e
quell'abito
con
che
le intercalazioni basiche
nel limite del
trattate nella Parte
rocce
rocce
kinzigitico (granato
carattere
abituati
eravamo
metamorfosi delle
e
:
possibile, quei campioni,
per
prima, che non mostrassero l'abito dei
come
In questo senso le due rocce
(l'altro estremo, cioè il contatto,
analizzate
rappresentano un
a pag. 359).
è dato dall'analisi
La
composizione mineralogica dei gneis biotitici in parola e il
carattere dei singoli minerali componenti entrano nell'ambito di varia¬
zione dei gneis descritti sotto 2 (pag. 204). Dalle analisi chimiche si possono
calcolare le seguenti composizioni catanormali:
I
variante
I
variante
biotite
senza
con
biotite
II variante
senza
II variante
con
:
biotite
biotite
:
:
:
Q
Or
Ab
An
Wo
Hy En
15,1
10,0
40,5
15,8
1,6
7,7
18,5
4,3
40,5
15,8
1,6
7,7
19,6
17,7
46,2
6,3
0,9
2,8
21,7
14,3
46,2
6,3
0,9
2,8
6,8
—
4,0
—
Bi
Mt
Ru
Cp
1,5
0,6
0,4
9,1
1,5
0,6
0,4
—
0,9
0,3
0,3
0,9
0,3
0,3
—
5,3
Calcolati i
plagioclasi in base alla composizione chimica dedotta
proprietà ottiche, si ottengono i feldispati alcalini già elencati
pagina 205. La relazione tra plagioclasio e feldispato alcalino sarebbe la
dalle
a
seguente
I
II
:
variante
senza
variante
con
variante
senza
variante
con
Le
biotite
Plag
39,5 Plag
21,0 Plag
21,0 Plag
39,5
:
biotite:
biotite
:
biotite:
(40 An)
26,8 Feld
(40 An)
21,1 Feld
(30 An)
49,2 Feld
(30 An)
45,8 Feld
(nella variante con bio¬
possibile per i gneis in parola, dove
parte dell'Hy può contribuire alla formazione della
composizioni mineralogiche
così calcolate
entrano nel campo di variazione
tite)
è da notare che
biotite
e
che
una
una
Tralasciamo
manifestano
gli
parte della biotite è sostituita dalla clorite.
per
stessi
il
momento
gneis
la
in contatto
in cui hanno sicuramente subito
una
discussione
con
le
rocce
delle
variazioni
basiche
e
che
ultrabasiche
modificazione sostanziale derivante
(analisi
pag. 359 della Parte seconda).
Ed ora questi gneis nel confronto con le rocce corrispondenti dei
profili G, M ed L. Il gneis nel profilo di Gorduno-Gnosca, alla base, è ricco
di plagioclasio (albite-oligoclasio) e di feldispato ale. e contiene inoltre
muscovite e clorite; nella sua parte superiore, quest'ultime vengono
totalmente sostituite dalla biotite e il plagioclasio diventa leggermente
più basico (oligoclasio basico). Nella Valle di Moleno la situazione è molto
dalle
rocce
simile:
confinanti
in basso
(andesina acida)
III
a
ritornano muscovite
e verso
e
clorite
accanto
a
l'alto la biotite accanto allo stesso
plagioclasio
plagioclasio.
210
Nel
E. Dal Vesco
profilo
biotite
di Lierna, i
e musco vite
Dal confronto
gneis
con
sono
ottimamente riconoscibili
contengono
e
plagioclasio della composizione dell'andesina.
altri
profili risulta che i gneis analizzati rappre¬
gli
assieme
a
sentano la normalità dove sempre si tralascino le varianti contenenti
molto
loro
granato
cianite. E
e
possiamo
ritornare al chimismo
e
discutere le
possibilità genetiche.
Secondo la classificazione dei
magmi di P. Niggli (1936), il gneis
biotitico I corrisponde al tipo quarzodioritico e il gneis biotitico cloritizzato al tipo sodico-rapakiwitico, ma in entrambi i casi si discostano più
o meno sensibilmente dai tipi base. Esiste dunque una prima possibilità
genetica per i gneis in parola : quella magmatica.
Ma l'impressione avuta sul terreno è stata piuttosto per un paragneis
soprattutto in considerazione dei suoi passaggi locali a gneis kinzigitico
e delle intercalazioni concordanti di quarzite e di scisti cianitici (cfr. pro¬
fili) e poi essi si discostano molto meno dai gneis intercalati nella zona di
Castione s.s. che non dai gneis di Roveredo-Verzasca e Arrami-Vogorno
per i quali è palese che rappresentano degli ortogneis (nel senso geologico) :
ne consegue che dobbiamo anche discutere la possibilità di un'origine
sedimentario-metamorfica.
Secondo la classificazione chimica
generale di P. Niggli (1934) la
tipo alcali-alumo-silicatico, in altre parole anche
di carattere argilloso quarzitico leggermente marnoso
a un sedimento
con un alto valore di alk e in particolare con un'inversione di k. Meglio
corrisponderebbe a un'arcosa.
corrisponde
roccia II
Riassumendo,
al
per le
rocce
in discussione
avremmo
tre
possibilità
genetiche :
1.
una
2.
una
natura
magmatica ;
leggermente
3.
sedimentario-metamorfica,
natura
natura
una
marnosa
che abbia subito
sedimentario-metamorfica,
un
da
da
un'argilla quarzitica
apporto di sodio ;
una
arcosa + un
apporto
diNa.
Per
verifica
argillosi di un chimismo
analogo si son fatti diversi confronti. C. Coreens e P. Niggli riportano
argille oceaniche recenti che rivelano alcune analogie. Per argille normali
le analisi hanno un valore troppo alto di alk, ma P. Niggli (1930) fa la
stessa osservazione per qualche sedimento dell'Altipiano Svizzero.
avere una
se
esistono sedimenti
Entrano invece nell'ambito di variazione delle
metamorfiche della Tremola,
Gottardo
dunque
non possiamo
(E. Niggli). Inoltre
rocce
sedimentario-
del versante sud del Massiccio del
dimenticare i risultati
a
Genesi
cui
sono
giunti
e
metamorfosi delle
diversi autori
:
per
rocce
basiche
esempio
e
l'intrusione di
rocce
i due fenomeni
non
basiche
causa
in
un
rocce
apporto
più
alcun
Ma
argillose
e arenacee
sostanziale
(soprattutto anfìboliti
mostrano
211
ultrabasiche
W. Nabholz, A. Gansser,
E. Dibhl descrivono intense albitizzazioni delle
credono di individuarne la
e
e
legato al¬
prasiniti) anche se
legame diretto.
una spiccata analogia, perchè
i
proprio in questo senso esiste
intercalazioni
lentinumerosissime
gneis biotitici picchiettati contengono
colari ed orizzonti di anfìboliti, di anfìboliti granatifere e di olivinitiserpentinoscisti.
Con i caratteri detti e con la loro tendenza locale a diventare kinzigitici, i gneis biotitici picchiettati assomigliano notevolmente ai gneis
kinzigitici della serie di Valpellina studiata da R. Masson. L'analisi a)
trascritta per il confronto, per quanto contenga granato (fm più alto!),
rivela un alk quasi così alto e un k quasi così basso, avvicinandosi alle
nostre
rocce.
R. Masson
aveva
dimostrato che
questa roccia,
chimismo alcali-alumosilicatico, rappresenta
argille
chimicamente
alterate da
un
un
sensibile
nonostante il
prodotto
suo
metamorfico di
apporto pneumatolitico
diNa.
vogliamo discutere brevemente la terza possibilità genetica,
ragione che si vedrà in seguito, utile sarebbe il confronto con il
chimismo dei gneis Arrami-Vogorno. In mancanza di un'analisi, consi¬
deriamone una dei gneis Verzasca (-Roveredo) di composizione mineralo¬
gica analoga.
Ne risulta una certa analogia, in modo particolare nel valore di k.
Ne consegue che la possibilità di un'arcosa deve entrare in linea di conto,
soprattutto se si pensa che il giacimento primario dell'arcosa sia stato
il gneis Vogorno ora formante il tetto dei gneis biotitici picchiettati, ma
anche in questo caso si deve pensare a un apporto di Na.
Se infine
per la
Nell'intento di riordinare le
idee,
tenuto calcolo che sul terreno i
nettamente dai cosiddetti
picchiettati
gneis
loro chimismo che si avvi¬
il
Roveredo
nonostante
e
Vogorno,
ortogneis
cina a quello delle rocce magmatiche, possiamo rendere probabile che essi
rappresentino una serie sedimentario-metamorfica, dove lasciamo ancora
aperto il problema se in origine risultassero di argille arricchite in seguito
di Na per effetto di un apporto sostanziale o di arcose (pag. 230). Nello
biotitici
si
differenziano
svolgimento dei confronti e dei ragionamenti troveremo conferme sempre
più convincenti che i gneis picchiettati rappresentano effettivamente i
prodotti metamorfici di sedimenti. Non da dimenticare è nemmeno che
essi terminano in alto (nel profilo G) con rocce calcesilicatiche.
212
E. Dal Vesco
b)
Le
Rocce calcesilicatiche
calcesilicatiche
(cfr. fig. 4) sono poco rappresentate nei
profili G e L; più abbondanti nel profilo M dove risultano strettamente
legate alle rocce basiche le quali, spesso intercalate in forma di esilissimi
rocce
conferiscono
orizzonti,
corismatico
carattere
alla
stromatitico
roccia
calcesilicatica.
Composizione mineralogica:
Componenti principali:
quarzo,
plagioclasio, diopside, orneblenda,
gra¬
nato, biotite-flogopite, clorite, feldispato pot.
scapolite.
Componenti
Componenti
subordinati
accessori:
:
calcite
titanite,
apatite,
zircone,
tormalina,
pirite,
ematite
Carattere
dei
minerali
Quarzo, con grana variabile secondo quella media dell'aggregato,
possiede forma più o meno isometrica fino allungata (nel profilo di Lierna)
con margini
spesso poligonali oppure lobati. La cataclasi è meno intensa
che nei gneis : di solito solo con estinzione ondulata. Se arricchito in lettini,
intensamente suturato.
Plagioclasio
in forma
poligonale o lobata xenoblastica presenta
geminazione in genere secondo la legge dell'albite, meno frequente com¬
binata a quella del periclino. La composizione chimica resta costante tra
bytownite e anortite. Saussuritizzazione di solito insignificante; talora,
soprattutto in L 12,
sviluppa
in
individui
mostra un'intensa alterazione
piccole scagliette
più grandi fino a
che
a
poco
sostituire
a
a
scapolite,
poco si riuniscono
completamente
il
la
a
quale
si
formare
plagioclasio
originario.
Feldispato potassico
con
carattere del
microclino,
in genere
forma ovoidale di dimensioni varianti secondo la grossezza media della
grana, assume talvolta carattere porfiroblastico. In alcune rocce può
con
includere abbondantemente granuli di quarzo, in altre calcite, titanite
e
minerali metalliferi.
Le fessure cataclastiche possono essere rimarginate da biotite.
Diopside ed orneblenda, sempre in forma scheletrica fino
poiciloblastica, cristallizzati fra gli altri componenti oppure contenenti gli
stessi, conservano la stessa grossezza della grana della pasta fonda¬
mentale. Spesso non si può parlare né di diopside, ne di orneblenda perchè
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
213
ultrabasiche
quasi sempre legati nello stesso individuo presentando reciproci
passaggi con prevalenza ora dell'una ora dell'altro. Nel complesso prevale
però il diopside. Dimoile é stabilire il senso della reazione : di solito si passa
dal diopside con ottima sfaldatura secondo (001) all'orneblenda verde con
n /c= 16° indipendentemente se in zona centrale o periferica. Il diopside
sono
contiene spesso calcite minuta
pensare che sia
e
xenoblastica di modo che si
dalla reazione
originato
orneblenda-calcite,
ma
potrebbe
d'altronde
individui di orneblenda possono confinare con calcite senza mostrare
alcuna reazione. La sezione G 3, tolta dalle vicinanze di un'inclusione anfi-
bolitica,
mostra
particolare
abbondante titanite
passaggio
e
ricchezza di orneblenda verde associata ad
poca calcite.
dell'orneblenda
a
diopside,
Vi si nota localmente
di modo che in
della reazione è chiaro ; altre volte i due minerali
legati
che la determinazione del
è permesso
senso
questo
sono
debole
un
caso
il
senso
così strettamente
dell'alterazione resta
impossibile,
il fenomeno riscontrato nella sezione G 3.'
generalizzare
feldispato confinante con il diopside mostra un margine mirmechitico, già osservato ed interpretato da A. Mittelholzek, (pag. 118): esso
e non
Il
risulta di
diopside
quarzo
e
anortite ed
è
accompagnato dall'alterazione
del
in attinolite.
L'orneblenda
può
subire localmente un'alterazione
a
biotite.
Granato in forma scheletrica costituisce
porfiroblasti, che si diffe¬
energicamente dall'aggregato fondamentale con la loro grana
molto grossolana. Intensamente fessurato con frequente rimarginazione di
calcite. Ingloba spesso vere e proprie porzioni di pasta fondamentale, mai
però orneblenda e diopside, volontieri quarzo ; la biotite inclusa si altera
generalmente a clorite ; titanite e minerali metalliferi non mancano mai.
Talvolta si può osservare una reciproca profonda compenetrazione di
granato con microclino porfiroblastioo ; ma di solito la crescita del granato
avviene intergranulare e si inoltra perfino nelle fessure dei singoli minerali
di modo che le porzioni maggiori di granato risultano tra loro legate da
renziano
esilissimi cordoncini.
Biotite, clorite
generale
e
muscovite.
intensamente xenoblastico
:
su
Posseggono
analogo ed in
prevale la biotite
abito
tutte le miche
colori di interferenza varianti da incolore
(na) a bruno-rossiccio (ny).
può essere generata dall'alterazione dell'orneblenda, ma più fre¬
quente è di origine primaria nell'aggregato leucocratico.
Nel profilo di Lierna la biotite è spesso sostituita da clorite, orientata
secondo i piani di scistosità, ed in L 12 è presente una mica incolora del
con
Essa
carattere di muscovite.
Scapolite
in
grani
medi
a
contorni lobati chiusi oppure intensa-
214
E. Dal Vesco
mente
poiciloblastica
il
con
plagioclasio
grana
grossolana.
Talvolta mostra concresci¬
dalla cui metamorfosi è
originata, oppure può
granulari dello stesso minerale.
Nel profilo di Lierna frequente è la pseudomorfosi del plagioclasio
un aggregato lepidoblastico di scapolite, che si trova nei diversi stadi
mento
con
contenere numerosi relitti
in
della trasformazione. I colori intensi di interferenza mettono in evidenza
l'alto contenuto di meionite carbonatica.
Calcite (ev.
dolomite) in cristalli xenoblastici si adagia alla forma
degli
componenti, con carattere quasi riempitivo. La grossezza della
è
in
grana
genere inferiore a quella media dell'aggregato. La geminazione
polisintetica è sempre presente con lamelle talvolta incurvate.
Titanite, in quantità chiaramente più abbondante che nelle altre
rocce, possiede grana relativamente grossolana. Idioforma se contenuta
nel diopside, altrimenti in granuli xenoformi allungati.
Apatite relativamente frequente e in grani ovoidali piccoli.
altri
Minerali
metalliferi
chiti nella roccia G 6 dove
pure
abbondanti. Particolarmente arric¬
determinano
impregnazione di
granuli
parte intergranulari
parte intragranulari in tutti i compo¬
nenti, fatta eccezione del quarzo che ne è povero o privo; il carattere
della riflessione corrisponde a quello della titanomagnetite.
Struttura. La grana varia da media a piccola e la forma dei singoli
componenti è più isometrica che nei gneis. Con la presenza di granato la
struttura è porfiroblastica e la pasta fondamentale, oppure nelle rocce
senza il sopraddetto minerale, è grano-poiciloblastica.
La cataclasi è generalmente meno intensa che nei gneis e si mani¬
in
una
vera
ed in
festa nell'estinzione ondulata del quarzo
delle lamelle di calcite.
e
nell'eventuale incurvamento
Dalle tabelle I—III risulta una certa regolarità nella coesistenza
paragenetica dei componenti : il granato è spesso legato alla presenza del
diopside e dell'orneblenda con un tenore relativamente basso della calcite :
la
scapolite
rata,
con
ma
una
è
da
parte sua è legata all'anortite dalla cui alterazione è gene¬
indipendente dal granato e dalla clorite e può essere presente
mancanza
totale
del
secondo
minerale.
Nessuna
appare nella coesistenza clorite-attinolite. Nella seconda
regolarità
parte considere¬
più da vicino l'origine di questi minerali.
generale si ha un'assenza quasi completa di epidoto e clinozoisite ;
solo localmente nel profilo M, in vicinanza delle rocce basiche questi
minerali possono raggiungere una intensità rilevante.
La tessitura. I componenti
possono essere disposti senza ordine
particolare oppure arricchiti in orizzonti, di modo che ne risulta un
remo ancora
In
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
ultrabasiehe
215
alternarsi di lettini di
componenti leucocratici, di minerali micacei, di
struttura listata). Nel profilo di Gnosca preval¬
gli aggregati massicci, mentre in quello di Lierna la tessitura è
calcite
gono
e
scistosa
così via (con
con
intensità variabile.
Il gruppo delle
derati
rocce
calcesilicatiche,
é relativamente poco
nero",
nella
una
e
a
cui
appartiene il tipo „Castione
nell'ambito di tutti i
frequente
profili consi¬
differenziati. Appare invece
possiede sempre caratteri locali ben
di Arrami-Vogorno (pag. 186).
zona
e)
flogopitici
I marmi
scopio rivelano
come
tali in natura, sotto il micro¬
più o meno grande
30%.
rara¬
quarzo si trovano ovunque nelle stesse condizioni di
equi¬
sempre
un
contenuto
in genere tra 10
5%,
e
determinabili
di quarzo,
mente sotto il
Calcite
I marmi
e
librio chimico.
Composizione mineralogica:
calcite, quarzo, flogopite.
Componenti principali:
Componenti subordinati: muscovite, anortite, feldispato potassico, diopside, grammatite, scapolite, clorite.
titanite, apatite, zircone, pirite.
Componenti accessori:
Carattere
dei
Calcite
[j
minerali
possiede
forma
poligonale leggermente allungata con mar¬
corrisponde
gini talvolta lobati, tal altra rettilinei. La grossezza della grana
a quella media della roccia, dunque piccola fino media.
Sola eccezione fa il
campione G 12 con una grana fortemente varia¬
pasta fondamentale risulta di calcite a grana
minuta con porfiroblasti piccoli e medi del medesimo minerale e con
piccoli granuli ovoidali di quarzo di estinzione ondulata, ma non catabile : la massima
parte della
clastici
(questa struttura
clastica-milonitica).
La
frequenza
deve
essere
50%
e
arriva fino ai
contenuto rilevante di quarzo dovrebbero
dai marmi ed
il
a
rigore
e
non
cata-
più o meno
90% (le rocce
essere
separate
di marmi
quarzitici).
presenta sempre geminazione polisintetica, talvolta
avere
La calcite
primaria
della calcite varia secondo la presenza
accentuata del quarzo, sempre supera i
con un
considerata
le lamelle incurvate.
nome
Ingloba
volentieri
granuli
di quarzo.
Negli
con
orizzonti
216
E. Dal Vesco
inferiori
essere
una
parte della calcite è sostituita dalla dolomite,
dimostrato
con
le analisi chimiche
a
se
con
margini
arricchito in lettini ha sempre
ondulata di modo che mantiene caratteri
considerate. La grossezza della grana è
può
pag. 225.
Quarzo in forma ovoidale fino lenticolare
procamente suturati;
come
lobati reci¬
una
estinzione
analoghi
generalmente
per tutte le
rocce
inferiore a quella
dell'aggregato; in lettini può invece diventare porfiroblastica.
Flogopite è presente in quantità variabile in tutti i marmi, parti¬
colarmente abbondante negli esemplari L 13 e L 27. La forma varia da
lobata a sbrandellata, oppure ottimamente idioforma secondo (001).
In quest'ultimo caso le foglioline si adagiano intergranulari tra i
grani di calcite leggermente allungati, conservando una disposizione più
o meno parallela. Si arricchisce in generale nelle zone in cui abbondano i
minerali metalliferi (in prevalenza pirite con margini limonitizzati) e la
scapolite lepidoblastica.
La flogopite possiede un pleocroismo che va dall'incolore secondo na
a bruno terracotta secondo
ny. Associata alla flogopite, ma sempre in
è
quantità subordinata, una mica incolora con abito e grana simile ad essa :
l'aspetto è di musco vite, ma data la composizione chimica della roccia
inglobante, dove la biotite è sostituita dalla flogopite, è probabile che
rappresenti margarite. Rarissima è la clorite che deriva dall'alterazione
della flogopite.
Scapolite. In grani chiusi ovoidali oppure poiciloblastici, è un
componente frequente per quanto rimanga in quantità generalmente
subordinata. Grana uguale o inferiore alla media. Negli individui poicilo¬
blastici avvolgenti la calcite sono talvolta inclusi relitti di anortite. Di
frequente è legata agli orizzonti ricchi di flogopite e di quarzo. Mostra
caratteri ottici sempre analoghi e corrispondenti alla meionite carbonatica.
Diopside, in quantità variabile pur sempre restando un compo¬
media
nente secondario
grafie©.
ma
subordinato, è spesso presente
Può formare grani che
in genere, intensamente
al quarzo
qualche
quarzo-calcite non
e
raggiungono
margine di
anortite
ferenza
e
xenomorfo, formante
gruppo
grado
un
petro¬
di idiomorfia,
involucro intorno
grani di calcite. La reazione
è postmetamorfica perchè spesso grani di calcite
reazione.
Talora è
con
quarzo
poiciloblastico
quarzo. Ottima è la sfaldatura secondo
sono
questo
volta anche attorno ai
confinano direttamente ed in modo deciso
alcun
un
in
certo
corrispondono,
20% di hedenbergite.
Winchell,
ad
un
diopside
mostrare
ingloba calcite,
(HO).
I colori di inter¬
molto deboli fino medi ed i valori 2 V
secondo
senza
e
=
+60°
con un
e
n
/e
=
41°
tenore di circa
Genesi
e
metamorfosi delle
Ben visibile in G 19 è
rocce
basiche
e
217
ultrabasiche
formazione
marginale di simplectite in
con calcite, quarzo e scapolite, e risulta dalla
quelle parti
trasformazione del diposide in attinolite con segregazione finissima di
calcite, già descritta da Mittblholzeb (pag. 114).
Attinolite presente in granoblasti di grana media nella medesima
una
che confinano
roccia G 19
ny/c
in G 4. Incolora nella sezione
e
16—20°.
=
xenoblastici
Può anche
campione.
presente in piccoli grani fortemente
essere
sfaldatura secondo
(110),
accentuata nei
porfiroblasti.
Feldispato pot. è sempre presente
meno
verde chiara nel
mediocre fino ottima
una
con
e
carattere
con
normale del
microclino.
Anortite,
quello delle rocce
precedenti,
parti geminate
e di parti omogenee. Può alterarsi in modo parziale o totale a scapolite.
Titaniteèun accessorio sempre presente in piccoli grani che possono
raggiungere una certa idiomorfia se inclusi in altri minerali.
La struttura. La disposizione dei componenti può essere senza ordine
particolare, talvolta però i componenti melanocratici e sialici possono
essere arricchiti in orizzonti; il quarzo forma spesso degli agglomerati
lentiformi che si manifestano macroscopicamente in forma di grumi e
con
abito
mostra talora
conferiscono
un
mineralogico analogo
una
combinazione
a
a
scacchiera di
caratteristico ai marmi ed anche ai marmi calce-
aspetto
sìlicatici, soprattutto nelle superficie di alterazione.
La struttura è
con
granoblastica,
solo eccezionalmente
melanocratici di grana
i
componenti
possiede
fondamentale
grana
grossolana,
fino media. G 12
piccola
porfiroblastica
mentre la
pasta
assume una
posi¬
porfirobla¬
stica ed una pasta fondamentale a grana minuta e porfiroblasti medi :
la forma ovoidale dei componenti silicei e sialici, nonostante il ripiegamento
leggero delle lamelle di calcite porfiroblastica, lascia presumere una
zione
particolare
struttura
in
primaria
seno a
e non
questo
se
con
una
struttura
cataclastica. Il quarzo sempre
il massimo effetto della cataclasi
ondulata e,
gruppo
con una
arricchito in lettini,
La tessitura varia da massiccia
con una
a
presente sopporta
estinzione sempre marcatamente
intensa suturazione.
leggermente
scistosa
con
un'ottima
orientazione delle miche.
d)
Rappresentano
marmi
i termini intermedi tra le
i fenomeni riscontrati in
(e)
perfettamente analogo.
e
I marmi calcesilicatici
osservazione.
Possiamo
rocce
calcesilicatiche
si
(b)
e
i
in modo
questi gruppi
ripetono
perciò limitarci ad aggiungere qualche
218
E. Dal Vesco
sono presenti in quantità assolutamente
dapprima non osservato è la formazione
secondaria di attinolite (nella sezione G 8) : in un minuto aggregato di
scagliette di scapolite sostituenti il plagioclasio in presenza di calcite pure
minuta, si nota una formazione subparallela di esili fibre di attinolite che
talvolta si riuniscono a formare un unico cristallo inglobante granuli
Il
diopside
e
l'orneblenda
Un fenomeno
subordinata.
xenoblastici di quarzo
di calcite
e
e
fini chicchi metalliferi.
La biotite è pure sempre presente in
pleocroismo,
rivelando carattere
n
delle
rocce
zona
xenoblastiche
con un
rosso-terracotta secondo
della tessitura
e
sono
molto
analoghi
a
precedenti (b, e).
Capitolo
La
a
fiogopitico.
I caratteri della struttura
quelli
foglioline
che da incolore secondo na passa
di Castione considerata
come
terzo
provincia
sedimentaria
Riassunte in forma di tabelle sinottiche le
l'intensità dei
nelle
e
metamorfica
maggiori caratteristiche
profili, abbiamo in
dei diversi
componenti
seguito descritto le relazioni che intercorrono tra i diversi minerali in
Siamo stati molto
seno agli aggregati dei gruppi petrografici formati.
brevi nella descrizione perchè A. Mittelholzee aveva già studiato a
fondo il problema della petrografia della zona di Castione: in questo
e
abbiamo riscontrato nulla di
senso non
rocce non sono
stione
e
:
apparse in
si tratta delle
ultrabasiche
del
rocce
e
rocce
nuovo.
quella pienezza
Alcuni minerali
e
alcune
riscontrata nel Motto di Ca¬
ritrovate solo nel contatto
con
le
rocce
basiche
le abbiamo tralasciate per rimandarle alla seconda
parte
presente lavoro.
Lo scopo della
fisiografia
è stato solo
quello di
per la discussione della variazione laterale
questo
senso
ad est del
e
preparare
verticale delle
una
rocce
base
e
in
sarebbe interessante abbracciare anche la loro continuazione
Ticino,
ma
ci è
impossibile
per la
mancanza
di dati sui
singoli
orizzonti nel lavoro di Mittelholzee,.
A. LA
VARIAZIONE
LATERALE DEI CICLI PETROGRAFICI
Un'osservazione sul concetto ciclo
un
gruppo di orizzonti che inizia
seguente,
con un
valore
Primo ciclo. I
verso
nord
e
:
intanto ciclo sta solo ad indicare
gneis
e
termina
puramente descrittivo
e
ordinativo.
gneis
con un
del
gneis
leggero arricchimento in quarzo
gradualmente in clorite. Nella parte
subiscono
la biotite si trasforma
prima
un
Genesi
superiore
in L è
accessorio
Il
e
e
metamorfosi delle
presente anche
un
rocce
basiche
poco di
mostra in G ed in M
quarzo ed i carbonati
con una
una
frequente
ultrabasiche
verso
219
mentre il
muscovite,
associato alla biotite in G scompare
marmo
e
granato
nord.
formazione di
alterazione
diopside tra il
marginale in attino-
lite. Localmente dove incassa lenti ed orizzonti di anfibolite, il
subisce
arricchimento
forte
un
di
orneblenda
verde
con
marmo
passaggi
a
diopside.
Secondo ciclo
: I gneis ricchi di quarzo si corrispondono egregia¬
(secondo la diagnosi macroscopica sarebbero da consi¬
derare come gneis quarzitici) solo che in L la biotite è sostituita completa¬
mente da clorite ed il feldispato potassico mostra un'intensa alterazione
a sericite. In M il gneis assume carattere corismatico stromatitico con
mente in G ed L
esilissime intercalazioni concordanti di anfibolite biotitica
con
l'orne-
blenda nematoblastica ordinata in linee fluidali. L'anfibolite è
ancora
presente in L
catica. In G la
separata dai gneis da
ma
un
orizzonte di roccia calcesili-
parte superiore del gneis ha un carattere analogo a M, ma
e di biotite, contenente in iscambio granato schele¬
di orneblenda
privo
pasta fondamentale di anortite e quarzo con una struttura
grano-poiciloblastica. Laddove, per quanto raramente, si arricchisce la
calcite, tra essa ed il quarzo è associato il diopside. Titanite e titanomagtrico in
netite
una
sono
relativamente abbondanti.
Sempre in G verso l'alto si passa ad una roccia calcesilicatica con una
composizione mineralogica analoga alla precedente ma con un tenore più
intenso di diopside passante volentieri ad orneblenda verde. Titanite è
ancora riccamente presente. Il contenuto di calcite si fa sempre maggiore
verso
il tetto ed è
accompagnato da
anortite
mostrante
una
intensa
scapolitizzazione.
In M tra le
zona
gneissiche
rocce
di anfibolite normale. Le
e
calcesilicatiche è interposta un'esile
rocce
calcesilicatiche stesse
sono
molto
analoghe a quelle in G ed il diopside, associato ad orneblenda, forma una
impalcatura nemato-poiciloblastica in cui sono contenuti agli altri com¬
ponenti. L'anortite subisce nuovamente un'alterazione a scapolite.
In L la roccia calcesilicatica includente l'anfibolite
tenore di
flogopite ;
profili precedenti e
presenta
un
chiaro
però i termini melanocratici riscontrati nei
scapolite sostituisce pure parzialmente l'anortite.
mancano
la
Il tetto risulta di marmi molto ricchi di calcite.
In
complesso
si ha
dunque
un'ottima
corrispondenza
dei fenomeni
nonostante le varianti derivate dalla presenza delle intercalazioni anfiboli-
tiche.
Terzo ciclo
:
Il
gneis
chiaro
a
due miche di G si differenzia in M in
220
E. Dal Vesoo
l'inferiore, analogo
due orizzonti
:
di
(macroscopicamente quarzitico)
musco vite
precedente,
concetrazione di biotite
forte
una
verde
al
(entrambe
sostituite
verso
povero di biotite
mentre il
superiore
privo
e
mostra
accompagnata da poca orneblenda
clorite). Il plagioclasio diventa
l'alto da
oligoclasio-andesina, mentre in G ed in basso era albite-oligoclasio. In L
i gneis diventano nuovamente molto poveri di mica (clorite) ed il plagio¬
clasio è albite. In M ed L la struttura è porfiroblastica dovuta alla pre¬
senza di feldispato ale. con grana leggermente superiore alla media.
Le rocce carbonatiche sono molto analoghe tra loro; alla base di G
sono marmi con prevalenza di calcite contenenti flogopite e margarite (?)
mostranti una leggera scapolitizzazione dell'anortite, che si fa più accen¬
tuata
l'alto fin
verso
intercalata un'esile
quasi ad
zona
una
totale sostituzione. Alla
anfibolitica stromatitica
pargasitica
M, è
in
orizzonti del
con
sottostante. L'anfibolite è ricchissima di orneblenda
base,
gneis
intensa¬
mente verde. La roccia calcesilicatica è pure molto ricca di orneblenda
verde
con
passaggi
tutto
concentrate
passa
a
scapolite
a
diopside
ed
attinolite,
nelle immediate
accessori
sono
come
come
e
magnetite soprat¬
vicinanze dell'anfibolite. L'anortite
dovrebbe considerare questa roccia
e
di titanite
granato
e
pistacite. A rigore
stromatitica
di anfibolo ordinato in linee fluidali ed altri ricchi di
con
si
orizzonti ricchi
calcite, anortite
e
quarzo.
In
sialici
L, il
con
marmo
granato
alterata in
e
scapolite
mostra alla base
un
clinozoisite
accessori. L'anortite è nuovamente
la
e
Il tenore di calcite si fa
come
flogopite quasi
certo contenuto di
componenti
totalmente sostituita da clorite.
verso l'alto, accompagnato da una
più
più intensa scapolitizzazione dell'anortite e da una quantità maggiore di
margarite. Fenomeni perfettamente analoghi a quelli trovati in G.
Quarto ciclo: Il gneis fino scisto bio tifico di G mostra una compo¬
sizione mineralogica anormale: un tenore molto basso di quarzo; un
plagioclasio della composizione chimica dell'andesina-labradorite alterato
parzialmente o in sericite o in un aggregato lepidoblastico di scapolite;
un alto tenore di biotite e granato. Questo
gneis si differenzia negli altri
in
diversi
orizzonti.
Alla
M
base
di
profili
possiede carattere analogo, solo
che la biotite è completamente cloritizzata ed il granato è assente per di
nuovo comparire nel profilo di Lierna. Verso l'alto in M incassa
ripetuta¬
mente esili
un
zone
anfibolitiche
ricco contenuto di
granato ed
un
accentuato
e
diopside
nelle immediate vicinanze il
ed orneblenda
distinto tenore di titanite; il
sostituito da anortite. Verso
alla base. In L il
gneis
l'alto,
contiene
un
il
gneis
gneis
mostra
reciproci passaggi, di
plagioclasio è parzialmente
con
diventa di
nuovo
orizzonte di anfibolite
a
normale
come
grana minuta
Genesi
(grana media
con
biotite
Le
metamorfosi delle
piccola
in
muscovite ed
e
M)
una
di calcite
basiche
verso
composizione
G
verso
e
un
albitica del
un
aspetto
normale
plagioclasio.
arricchimento
improvvisamente
nero"
tipo „Castione
221
ultrabasiche
l'alto ad
mostrano
l'alto lasciando
calcesilicatica del
roccia
rocce
passa
e
calcesilicatiche
rocce
maggiore
una
fino
e
il
sempre
posto ad
di
risultante
soli
minerali del gruppo B. Il tetto è formato di marmi con una composizione
quasi pura di calcite. In tutte queste rocce si nota una formazione di
scapolite
un
e
di
diopside
talora associato ad orneblenda verde che
massimo di concentrazione nel
raggiunge
,,Castione nero".
Gli orizzonti
boliti
equivalenti in M sono spesso intercalati da esili anfipresenta un arricchimento dei minerali del
al
B, analogamente
„Castione nero", completato da un intenso
la roccia adiacente
e
gruppo
tenore di
le
rocce
pistacite e clinozoisite che mostrano passaggi al diopside.
contengono abbondantemente titanite.
In L tutto l'orizzonte mantiene carattere di
e
e
Tutte
flogopite
margarite (?) pur segnando verso l'alto un certo contenuto di diopside
scapolite.
Quinto ciclo: Secondo la nostra interpretazione comprende tutto
marmo
con
quel complesso tra il quarto ciclo e il gneis VI sempre individuabile e
corrisponderebbe ad un ciclo normale in G ed in L, mentre mostra una
superposizione di rocce gneissiche e carbonatiche o calcesilicatiche nel
profilo della Valle di Moleno.
Il gneis biotitico chiaro G, a grana media, include orizzonti più ricchi
di biotite a grana piccola e scistosità più accentuata.
In L il gneis possiede caratteri analoghi a queste intercalazioni,
però con un contenuto maggiore di biotite ed un plagioclasio più basico
(labradorite in contrasto con l'andesina di G).
La grana è minuta
In G ed in
ultimo
profilo
e
la biotite
orientata.
meno
L, superiormente, si hanno marmi flogopitici ed
il tetto è formato da
una
roccia stromatitica
anfibolo verde ordinato secondo linee fluidali in
risultante in
prevalenza
nato di anortite
e
di
pistacite
e
gneis basali
mentre le
M 21
:
soprastanti
marmo
con
gine
aventi
un
analoghi
alle
posseggono l'abito
la massima
pasta quasi criptocristallina
una
fondamentale
di calcite. Accessorio abbondante è la titanite.
mostrano caratteri
rocce
questo
strie di
di clinozoisite ed in modo subordi¬
Le condizioni anormali in M necessitano
I
una massa
in
con
con
parte
1/20
porfiroblasti
di mm,
seguente :
della calcite in forma di
di quarzo mostranti al
forte cataclasi oppure sostituiti da
diametro di
una maggiore attenzione.
interposizioni nel gneis G,
un
reciprocamente
aggregato
suturati.
di
una
mar¬
granuli,
E. Dal Vesco
222
gneis poverissimi di mica (clorite e qualche
componenti, soprattutto il quarzo,
muscovite)
fogliolina
sostituiti da aggregati di grani, con circa 1/10 di mm di diametro, con
margini fortemente lobati e spesso suturati. Lungo linee parallele alla
scistosità la riduzione della grana è più generale e più intensa.
Verso l'alto il gneis si arricchisce in biotite assumendo abito normale
per poi mostrare un passaggio repentino, rappresentato da una superfìcie
di scistosità, ad un aggregato di grana minutissima.
Questo aggregato ha carattere porfiroclastico con porfiroclasti ango¬
losi differenziantesi da una massa fondamentale criptocristallina che resta
oscura tra nicols incrociati. I porfiroclasti di quarzo sono pure fortemente
cataclastici solo che i singoli frantumi sono rimasti più o meno in posto
conservando la forma generale del cristallo primitivo. Interessante è
anche la linea di separazione dei due aggregati di carattere così diverso :
si può osservare una tettonica microscopica con faglie e scorrimenti della
portata di decimi di millimetro. Queste microfaglie sono rimarginate da
M 22—25
:
Alla base, i
di
mostrano i
calcite in forma di esilissime venule discordanti.
La forma
angolosa dei componenti
sia assolutamente
sicuro, per
una
lascia
concludere,
natura cataclastica di
per
quanto
queste
non
strutture
spiegherebbe egregiamente la duplicità del quinto ciclo nell'ambito
profilo della Valle di Moleno.
Il tetto è rappresentato da un'esile epidosite confinante con una
potente anfibolite, che corrisponde alla roccia corismatica in L.
Sesto ed ultimo ciclo: In G il gneis contiene muscovite e clorite
con fusi fino lenti di quarzo ; verso l'alto mostra un lieve carattere porfiroblastico che diventa poi caratteristico per tutta la sua estensione verso
nord (gneis biotitici picchiettati). In fondo alla Valle di Gnosca esso
appare già con questo abito ma si differenzia alla base con un maggiore
contenuto di clorite. I porfiroblasti leucocratici risaltano macroscopica¬
mente in forma di chiazzette bianche con margini lobati su uno sfondo
che
del
bruno, colore determinato dalla ricchezza di biotite.
Nella Valle di Moleno, dove
lenti di
cianite,
granato
e
normale
come
mentre in L
intercalati numerosi orizzonti
sono
pietre verdi, il gneis acquista
assume
di
nuovo un
kinzigitico con
prevalente carattere
nell'alta Valle di Gnosca, pur incassando orizzonti di scisti
cianitici, nei quali la cianite può raggiungere la lunghezza di
generale si può dunque osservare
composizione mineralogica in seno
In
della
e
localmente carattere
Dalle tabelle I—III risulta inoltre
3—4
cm.
meravigliosa corrispondenza
singoli orizzonti.
una certa costanza della composiuna
ai
Genesi
zione
notevole
ma non
accentuata
la grana
e
intercalate
sono
rocce
basiche
ultrabasiche
e
223
quantitativa volumetrica degli orizzonti: la clorite subisce
aumento,
più
metamorfosi delle
e
nord. La scistosità diventa
più piccola. Divergenze appaiono
verdi : le
rocce
del contenuto di
verso
rocce
un
leggermente
solo laddove
incassanti segnano allora
aumento
un
granato, diopside, orneblenda, epidoto-clinozoisite ed
generale questo aumento è verificabile, pur
eventualmente di cianite. In
intenso nelle immediate
apparendo più
in
cui, almeno in
uno
dei
profili,
sono
vicinanze,
contenute
in tutto l'orizzonte
rocce
basiche od ultra¬
basiche, f
B. LA VARIAZIONE VERTICALE DEI CICLI PETROGRAFICI
Se si confrontano
ora
i diversi cicli in
senso
verticale
si trova
non
altra
regolarità se non la periodica variazione gneis-roccia calcesilicaticamarmo : ogni ciclo mantiene caratteri propri inconfondibili di modo che
è esclusa una sovrapposizione determinata da scorrimenti orogenetici.
Nell'ambito dello stesso ciclo si può spesso fissare, ma non sempre,
un comportamento antipatico tra calcite e quarzo.
C. LA NATURA GENETICA DELLA ZONA DI CASTIONE S.L.
In
generale
alle
rocce
le
rocce
e
pag. 192,
La
ed L
se
a una
la
si passa dai
rocce
gneis
calcesilicatiche
ripetono nel vero senso della parola perchè
propri. Ritocchiamo l'argomento già sollevato
di Castione s.l.
zona
superposizione
risposta
verticale,
l'alto, in ogni ciclo,
si
non
mostra caratteri
dovuta
verso
calcesilicatiche ricche di calcite.
I cicli
a
dal basso
carbonatiche ed in tre casi attraverso le
rappresenta
una
rappresentano
all'inizio
serie continua
o se
è
tettonica.
si cristallizza da sola:
è esclusa
una
ciascuno
superposizione
il risultato di
un
se
esiste
tettonica
una
e
i
variazione in
senso
profili completi G,
processo che si è evoluto
una
M
sol
volta.
Nel contempo si schiarisce anche la natura genetica della serie
se non è dovuta a una complicazione tettonica, con il suo
stratificata:
contenuto di marmi
e
di
rocce
calcesilicatiche, può solo rappresentare
serie sedimentario-metamorfica. Alla stessa conclusione
era
una
arrivato. A.
Mittelholzbr, il quale è riuscito a dimostrare che anche certi gneis
chiari a due miche, per i quali potrebbe nascere la possibilità magmatica,
sono
di natura sedimentaria.
Queste
rocce
sedimentario-metamorfiche
appartengono
chimica-
224
E. Dal Vesco
mente, secondo la classificazione chimica delle
P. Niggli
(1934): i gneis
ai
gruppi
I—II
metamorfiche di
rocce
(rocce alcah-allumosilicatiche),
calcesilicatiche al gruppo IX (rocce
calcesilicatiche) ed i marmi
a X (rocce carbonatiche) che corrispondono rispettivamente ai seguenti
sedimenti : argille contenenti alcali, marne argillose fino calcaree e calcari,
le
rocce
tutti
con un
rilevante contenuto di quarzo.
Nel
paragrafo precedente si era già visto che se in un orizzonte sono
intercalate pietre verdi, tutto l'orizzonte assume carattere di roccia calcesilicatica con un tenore maggiore dei minerali del gruppo B nelle loro
immediate vicinanze: ciò corrisponde chimicamente ad un passaggio
delle rocce carbonatiche a rocce calcesilicatiche più povere di calcio. Se
si pensa ora questa riduzione del tenore di calcio ancora più accentuata,
si arriverebbe al gruppo chimico IV di P.
mosilicatiche che
corrisponderebbero
boliti per le
metamorfiche.
rocce
Vediamo così
metamorfismo di
petrografia:
gine magmatica?
una
a
Niggli, cioè
possibilità dell'origine
marne.
Si tocca
questo
con
a rocce
per i sedimenti
marne
delle
uno
dei
calce-allue
ad anfi-
anfiboliti, dovuta al
problemi più discussi
origine sedimentaria oppure di ori¬
potrebbero verificare i medesimi
fenomeni nelle vicinanze delle anfiboliti : un graduale aumento dei minerali
del gruppo B verso il contatto, dovuto nel primo caso ad un cambiamento
nella
sono
le anfiboliti di
In entrambi i casi si
della facies di sedimentazione
parte dell'anfibolite
a
con
e
nel
secondo, ad
apporto di sostanze
un
contatto esogeno da
reagenti
con
i carbonati
formare i minerali del gruppo B.
Ritorneremo
più
in esteso
sull'argomento
nella seconda
parte del
lavoro.
D.
CONSIDERAZIONI
SULL'ETÀ
E
SUL
CARATTERE DELLA
SEDIMENTAZIONE
Già nel 1915 R. Statjb
aveva
attribuito
a
queste
zoica, facendo corrispondere la base al triassico
Bùndnerschiefer
e
la
rocce
un'età
meso¬
parte superiore
ai
Mittblholzbk arriva alla medesima conclu¬
giurassici.
soprattutto al carattere di dolomia cariata della base
nella Valle Traversagna e nella Valle di Gnosca.
Per avere la possibilità di controllare le conclusioni sopraccitate fu
analizzato il tenore dolomitico di tutti i marmi del profilo di Gnosca e di
Lierna (con l'apparecchio di Passon in base alla diversa solubilità di
CaC03 e di MgC03 in acido acetico diluito ed in acido cloridrico diluito),
sione riferendosi
ottenendo il seguente risultato
:
Genesi
Campione
metamorfosi delle
e
rocce
ultrabasiche
e
225
GI4
G III 12
G III 13
79,5
83,0
67,5
2,0
2,5
4,0
2,5
3,0
6,0
% CaC03
% MgCO,
MgC03 % oarb.
G Vili 35 G Vili 37
Campione
basiche
% CaC03
% MgCC-3
MgC03 % carb.
59,0
GIV 19
GIV 16
50,0
GIV 21
63,0
41,5
LII 10
LIV23
LIV24
79,5
78,0
61,0
69,0
12,5
4,0
17,5
5,0
profili e dalle tabelle G e L (le designazioni sono le medesime)
quali siano i minerali non solubili: accanto a quarzo e feldispati
esistono flogopite, attinolite e diopside (questi ultimi contengono Mg).
Come si vede da questi risultati, la base contiene un piccolo tenore
di dolomite, ma in modo analogo la parte superiore del quarto ciclo ne
contiene una quantità equivalente; appena nei marmi (G Vili 35) della
zona di Arrami-Vogorno il contenuto di magnesio è tale che i corrispondenti
marmi possano essere considerati come leggermente dolomitici.
Il basso tenore di dolomite della base non esclude pertanto la possi¬
bilità che essa rappresenti effettivamente una parte del triassico.
L'evidente tenore di magnesio nella zona di Vogorno riconferma
invece egregiamente l'ammissione precedente che i cicli VII e Vili
appartengano ad una unità tettonica più alta che non quella della zona
Dai
risulta
di Castione.
Mittblholzer
altre
zone
meridionale
una
aveva
e
e
con
corrispondenza
soddisfacente. Intanto
regione
per le nostre considerazioni è
al
confronto
con
di Tornili
come
ofiolitiche
e
un
Tomtìl, che può servire per
cancellati. Nella tabella IV si
che le
sono
rocce
se
gneis quarzitici
rocce del profilo precedente
fino catazonali
e
pegmatitico
del Motto di Castione
basiche ed ultrabasiche. Nel
profilo
di Lierna le
e
la
rocce
sua
il
non
profilo
le
però
rocce
limitate,
fossero state
da ultimo il
Lierna, particolarmente favorevole per il confronto, data la
dal focolare
primari
aventi dimensioni
le
meso-
furono solo
riportati :
è stato rilevato da Nabholz, tralasciando
condizioni
a
dal triassico fino
vantaggio
orizzonti di
quella
interessante
sì che i loro caratteri
quegli
profilo corrispondente
sottoposte
ricoprimento Adula,
metamorfosi
epizonale
trovare
altri
i nostri ; esiste inoltre il
sottoposte a una
sono completamente
le
tra i
profilo completo
compreso, attraverso il lembo di
giurassico
con
pubblicati
particolarmente
un
però
senza
stati
sono
frontale del
di W. Nabholz. Vi troviamo infatti
un
di Castione
complesso
la coltre sedimentaria del versante
settentrionale del massiccio del Gottardo,
lavori, soprattutto della
quali
confrontato il
calcaree delle radici
profilo
sua
di
distanza
povertà di
rocce
il
nome
figurano
con
226
E. Dal Vesco
diagnosi macroscopica (secondo il profilo L) per permet¬
tere un confronto di profili equivalenti.
Dalla tabella IV (per quanto alle dolomie di Nabholz non equival¬
gano marmi decisamente dolomitici nei nostri profili) risulta una corri¬
spondenza macroscopica perfetta perfino nei dettagli ; ogni orizzonte sedi¬
mentario del Tomùl ha il suo equivalente metamorfico nella zona di
risultante dalla
Castione,
questo non è certamente dovuto al puro caso.
più chiara la discussione dobbiamo premettere
e
Per rendere
clusione alla
quale
arriveremo per altra via nell'ultimo
una con¬
della
capitolo
prima : la zona di Castione corrisponde alla coltre sedimentaria del
ricoprimento Adula. Si capisce allora la corrispondenza soddisfacente tra
il profilo di Lierna e quello del Tomtìl che è una scaglia tettonica del
rivestimento sedimentario del ricoprimento Adula: ma viceversa questa
corrispondenza rassoda la prima affermazione.
Parte
Nel lembo del Tomiil si riscontra
plessi:
la
parte inferiore
carbonatiche
e
sivamente di
argille
alto
con
la
una
netta distinzione in due
contiene abbondanti intercalazioni di
parte superiore, di maggior potenza, risulta quasi esclu¬
e
di arenarie poco metamorfiche che si concludono in
calcari.
A. Gansser suddivide nello stesso modo la coltre sedimentaria
zoica del
com¬
rocce
ricoprimento
dell'Adula
Uccello inferiore ricca di
rocce
(nella
zona
carbonatiche
e
di
in
Mesocco)
una zona
in
una
meso¬
zona
Uccello supe¬
priva di rocce carbonatiche (la cui potenza è maggiore di
quella
inferiore). Non solo, ma A. Gansser parla per la zona
Uccello superiore, di Knòtchenschiefer (dunque di scisti nodulosi, picchiet¬
tati!) che hanno subito un apporto di albite. L'analisi e) espressa in valori
molecolari a pag. 208 mostra una grande analogia con le nostre.
Possiamo così parallelizzare la nostra zona di Castione s.s. con la
zona Uccello inferiore e la zona dei gneis biotitici picchiettati con la zona
Uccello superiore; e inoltre, grazie alla corrispondenza soddisfacente con
i singoli orizzonti di W. Nabholz (che è riuscito a stabilirne l'età in base
alla presenza della Gryphea arcuata), cercare di fissare i limiti temporali
dei diversi periodi della facies di sedimentazione. Nella provincia studi¬
ata, ogni traccia di fossile è stata disgraziatamente cancellata dalla totale
ricristallizzazione metamorfica ; ciò nonostante crediamo possibile distin¬
guere i seguenti periodi geologici (tabella IV) :
1. Il Triassico. I gneis quarzitici relativamente ricchi di biotite
devono appartenere a questo periodo, anche se essi non sono quarziti
pure (che d'altronde mancano nell'ambito della zona pennidica ticinese).
Non è da escludere che gli orizzonti inferiori appartengano al Permiano.
riore povera
della
o
zona
Trias
Lias inf.
Lias. med.
Lias sup.
Dogger
quarziti
albitiche
con
biotitici
quarzifere
quarzitici
con
intercalazioni
rocce
quarzitico
quarzitici
fino
quarzitico
quarzitiche
filliti
Gneis
Gneis
quarzitici
Marmo
Marmi dolomitici
Roccia calcesilicatica
Gneis
Roccia calcesilicatica
Cordone di quarzo
Marmo
Marmo bianco
Dolomia brecciosa
calce-
Rocce calcesilicatiche
Gneis
silicatiche
Marmi fino
di scisti biotitici
Gneis
Roccia calcesilicatica
Gneis
Marmi
Roccia calcesilicatica
Lierna
ten¬
kinzigitiche)
e
flogopitici
quarzitico
flogopitici
quarzitico
dolomitici
quarzitici
legg.
quarzitici
Marmi
Gneis
Roccia calcesilicatica
Marmo
Gneis
Roccia calcesilicatica
Marmi
Scisti biotitici
Gneis
Gneis biotitico
Roccia calcesilicatica
Marmi
Gneis biotitico
Marmi
Roccia calcesilicatica
denze
cal. cianitiche
gneis biotitici
picchiettati (con inter-
Scisti fino
Profilo di Lierna
e
T. Gneis
II.
III.
IV.
V.
VI.
di Tornili
granato, sillimanite
gneis
ed intere,
ev.
Scisti fino
Dolomia cariata
Scisti calcemicacei
Quarziti
verso
ed arenacei
quarzifero
argillosi
Scisti calcemicacei
Cordone
Marmo
l'alto
Quarzite albitica
Scisti calcemicacei,
argilloscisti
Filliti calcaree fino
Quarzite albitica
argilloscisti
Arenaria ferruginea passante
ad argilloscisti
Filliti calcaree-arenacee fino
e
quarzitici
albitiche
Gneis
Calcari marmorizzati
Calcescisti
argillosi-arenacei
intercalazioni
arenacee
con
della "Nolla
Roccia calcesilicatica
argillosi
Scisti calcarei della Nolla
Scisti
condizioni catazonali
profili
Profilo di Tomùl in
dei
secondo W. Nabholz
Confronto
Profilo di Tomùl
Tabella IV:
Trias
Lias inf.
Lias med.
Lias. sup.
Dogger
E. Dal Vesco
228
I marmi posseggono
come
si è
già
visto
un
tenore di dolomite
leggero
e
di
flogopite.
caratterizzati da
ora
un
continuo cambiamento delle condizioni di sedimenta¬
prevalenza di argille e
più calcaree, corrispondendo
zione
Vi appartengono i cicli II fino IV
inferiore.
Liassico
Il
2.
con
di
diventanti
marne
così
perfettamente
ora
più
arenacee,
alla descrizione di
Nabholz.
medio. In prevalenza gneis biotitici (V) corri¬
o meno arenacee.
più
argille
spondenti
4. Il Liassico superiore. Si passa dai marmi basali V a rocce
calcesilicatiche le quali rivelano un contenuto sempre più accentuato
di argilla verso l'alto, esattemente come nel lembo del Tomul.
5. Il Dogger è rappresentato dai potenti gneis biotitici picchiettati
VI che corrispondono ad argille alterate sostanzialmente da un apporto di
Liassico
Il
3.
ad
Na, forse intercalate da orizzonti di
stione
quanto si debba
arcose.
volta premettere che la zona di Carappresenta la coltre sedimentaria del ricoprimento Adula (pag. 235),
Per
ancora una
premessa che è rassodata dall'ottima corrispondenza con il profilo di W.
Nabholz e quello di A. Gansser, diventa possibile fare alcune conclu¬
sioni riassuntive sulla sedimentazione della
1. La
mancanza
frontale,
zona
a
di
crasse
divergenze
zona
di Castione s.l.
tra le nostre
rocce e
:
quelle
della
nord di Mesocco, lascia presumere condizioni di sedimen¬
tazione relativamente uniformi in tutto il bacino dell'Adula,
frazione
della
geosinclinale pennidica. Esistono sì delle divergenze: per esempio
e proprie dolomie, per quanto A. Mittelholzer le abbia
ritrovate a est, nella Val Traversagna; mancano altrettanto le dolomie
mancano vere
brecciose. Avantutto
descritte da
non
quegli autori,
è noto il contenuto dolomitico delle dolomie
inoltre
struttura brecciosa
una
mente andar persa in un'intensa metamorfosi
nella
zona
facil¬
l'abbiamo riscontrata
come
di Castione.
Nell'ambito del nostro distretto la
primi
potrebbe
corrispondenza, quasi perfetta, nei
superiori senza che sia possibile
tre cicli diventa inferiore nei cicli
fissare la tendenza della variazione.
2. Le variazioni della
di due
potenza dei singoli orizzonti
di sedimentazione
origini
possono
irregolarità del rilievo del fondo del bacino o a
carattere secondario, dovute all'accumulo diverso
essere
:
se
del materiale sedimentario durante
l'orogenesi
nei diversi
primaria,
correnti
o
a
profili
dovute ad
marine;
se
di
al diverso stiramento
seconda dell'ostacolo
avamposto.
3. La variazione
temporale
della
facies,
come
si è
già
visto nei para-
Genesi
e
grafi precedenti, è
metamorfosi delle
La facies
silice,
marnosa
e
229
ultrabasiche
analogo per tutta l'estensione del
susseguirsi di argille, marne e calcari
raramente raggiungenti carattere di quarzite.
un
ma
può
ciclico
in certi cicli
4. Un'osservazione è
ancora
estremamente difficile fare
metamorfica,
avere un
rispetto
profondità
esatta in
sulla
e
al littorale. Per
qualche deduzione
nel confronto
serie così
una
e
l'esi¬
i sedimenti
di concludere che il bacino di
di carattere
essere
con
posi¬
quanto sia
pure l'uniformità della sedimentazione
guità generale degli orizzonti (soprattutto
coevi della zona insubrica) ci permettono
sedimentazione dovette
valore subordinato.
necessaria sulla
zione del bacino di sedimentazione
intensamente
basiche
avvenuta in modo
bacino, caratterizzata da
tutti ricchi di
rocce
epicontinentale-orogenetico.
5. Infine i confronti appena discussi mostrano che la sedimentazione
è di età mesozoica
e
durò dal Triassico al
medio. Questa conclusione è di
cussione dell'età delle
Le
rocce
Dogger, dunque al
un'importanza fondamentale
basiche
leggere divergergenze
e
ultrabasiche.
dal quarto ciclo in
poi
processi orogenetici nell'ambito
dell'Adula, legati all'evoluzione dei ricoprimenti embrionali. Se
non sono
avvenuti per tutta l'estensione delle
cessò la sedimentazione
che si conclusero
con
probabil¬
stanno
mente ad indicare l'inizio dei
menti
Giurassico
per la dis¬
coltri,
del bacino
smantella¬
con
cominciarono i
il
processi orogenetici più
l'ubificazione dell'edificio pennidico.
e
Dogger
sensibili
E. LA METAMORFOSI
Le
rocce
analoghe
sono
della
tanto nel
zona
di Castione mostrano
profilo
di Lierna,
paragenesi mineralogiche
quello di Gnosca e i gneis
plagioclasio di solito acido,
in
quanto
caratterizzati dalla presenza di quarzo,
feldispato alcalino, biotite (solo parzialmente sostituita da clorite, soprat¬
tutto nel profilo di Lierna) ed eventualmente di cianite e granato ; le rocce
carbonatiche e calcesilicatiche sono invece caratterizzate da plagioclasio
basico, granato, diopside, orneblenda, quarzo e calcite.
Importante è soprattutto la coesistenza quarzo-calcite, senza che i
due minerali abbiano reagito a formare woUastonite, tipico minerale della
catazona: situazione che permette alcune considerazioni importanti,
particolarmente per i ragionamenti interpretativi sulle rocce basiche e
ultrabasiche che seguiranno (Parte seconda).
Avantutto la coesistenza quarzo-calcite (senza una reazione sinantettica formante
localmente
woUastonite;
diopside)
furono mai sottoposte
tra dolomite
dimostra che le
a
e
rocce
quarzo si cristallizza invece
della
condizioni catatermali
zona
senso
di Castione
stretto.
non
E. Dal Vesco
230
L'esistenza di muscovite,
plagioclasio, diopside
cianite testimonia
e
per condizioni mesozonali. Infine la presenza di abbondante biotite
localmente, soprattutto
si vedrà in
come
nei contatti
di
seguito,
le
con
basiche
rocce
e
ultrabasiche
e
sillimanite, vesuvianite, granato ricco di
rivela tendenze locali catatermali, sottolineate anche dalla
grossularia
locale formazione di
diopside.
A. Mittelholzeb
aveva
fissato,
tra i 500
e
800° il campo di varia¬
probabile temperatura durante il grado massimo della meta¬
morfosi, tendendo piuttosto per il limite inferiore. Questa condizione ter¬
zione per la
male
corrisponde bene
alla
mesozona e
ci atteniamo
perciò alla conclusione
del citato autore.
Mittblholzer
metamorfosi
sedimenti
primari
discusso in
alla
tale discussione per
rimarcato
aveva
aveva
e
una
definitive:
rocce
doverci
grado della
processi che condussero dai
possiamo perciò tralasciare una
certa variabilità nel
dettaglio
i
ripetere. Ciò
nonostante torna
opportuno
generale.
Importante ci sembra soprattutto la differenza poco accentuata tra
Gnosca e Lierna nonostante la posizione ben diversa rispetto all'iniezione
pegmatitica ed idrotermale descritta da Mittelholzeb, per il Motto di
fare
una
non
considerazione
Castione. Se si pensano tutte le
rocce
ABC
la
e se
si confronta
questo
holzer a
pagina 100,
non
aspettare,
siamo
zione, che
essa
una
avvenuta in
si trovano
quelle divergenze
vien formulato da
come
più propensi
fatto che
studiate proiettate nel triangolo
rappresentazione analoga di Mittel-
l'iniezione pegmatitica ed idrotermale
se
incassanti
rocce
con
dati di
un
delle
periodo
parte
complesso
un
vene senza
È
tardivo
vene non
argille
interessante
Anche
se
imbitito le
Per questa
ragione
roccioso
dell'orogenesi (confermato
cataclasi) e che
ha subito alcuna
già
dal
sia
intensamente metamorfosato di
piuttosto limitato
cambiare essenzialmente le
che diedero
avesse
pensare, data anche l'estensione limitata dell'inie¬
a
modo che l'influsso dell'iniezione rimase
delle
quell'autore.
che sarebbero da
rocce
alle salbande
confinanti.
qui ritornare sul problema dell'albitizzazione delle
origine
questo
ai
gneis biotitici picchiettati.
problema non è mai stato
lato del
trattato per la
regione ticinese perchè l'intensa metamorfosi di dislocazione ha cancel¬
lato praticamente le tracce o almeno le ha rese meno evidenti; inoltre,
anche se da parte nostra il problema è stato trattato troppo poco radical¬
mente, pure possiamo domandarci se questa aggiunta pneumatolitica di
Na
non
sia la
l'iniezione
causa
della metamorfosi che Mittelholzer fa risalire al¬
pegmatitica.
Essa avrebbe dovuto
agire
anche sulle
rocce
basiche
e
ultrabasiche,
Genesi
metamorfosi delle
ci siamo accorti di fenomeni
ma non
Mittelholzer
legame
e
rocce
basiche
e
particolari in questo
senso e nemmeno
descrive ; inoltre Gansser sottolinea che
ne
visibile tra i due
231
ultrabasiche
non
esiste
un
processi.
Ci sembra
perciò lecita la domanda: non è possibile pensare che
magmatismo basico sia stato segnato da una liberazione di
sostanze volatili, le quali, seguendo le zone di scorrimento, abbiano
determinato la pneumatolisi di Na? Non possiamo rispondere alla doman¬
l'inizio del
da,
ma una
bilità di
un
tale ammissione
non
ci sembra che stia al di fuori delle
possi¬
magmatico.
„Castione nero",
processo
In relazione al
zonte continuo fino
per quanto esso non formi un oriz¬
Lierna, si può dire che una composizione chimica
a
del sedimento tale che attraverso il metamorfismo catazonale
primaria
possa dare questo aggregato è senz'altro possibile, soprattutto se si con¬
sidera la posizione geologica della roccia stessa che cade nel Liassico
inferiore,
in cui si ha
zione
abbondanti
con
frequente
marne
variazione della facies di sedimenta¬
calcaree.
raggiunto dalla metamorfosi, si osservano
gli effetti di una metamorfosi epizonale di dislocazione. Delle manifesta¬
zioni più palesi ricordiamo alcuni casi generali.
La clorite, presente soprattutto nel profilo di Lierna, è dovuta al¬
l'alterazione della biotite, spesso ancora inglobata in forma di relitto
Dopo
oppure
il
una
grado
ancora
massimo
associata alla clorite nello stesso
plagioclasio anche se con un
mostra una segregazione della parte
Il
aggregato.
contenuto rilevante di anortite
albitica associata
a
una
di zoisite. L'orneblenda verde si trasforma raramente ed in modo
insignificante
in attinolite così che la metamorfosi
accennata ed è avvenuta
dopo
non
formazione
epizonale
quasi
resta solo
la cristallizzazione catazonale.
l'estinzione intensamente ondulata del quarzo sono
verificabili in tutte le rocce. La calcite si è comportata in modo plastico
La cataclasi
subendo
un
geminazione. La formazione
probabilmente contemporanea a questi fenomeni plastici
incurvamento delle lamelle di
della clorite è
e
e
clastici.
A differenza
carattere di
degli
ubiquità:
altri minerali,
essi
appaiono
e la zoisite non posseggono
solo in tenore rilevante nel profilo
l'epidoto
della Valle di Moleno in associazione alle
Questa metamorfosi epizonale che
pietre
verdi.
intacca in modo vario i
della metamorfosi cata-mesozonale risulta
prodotti
pressioni
legata
tangenziali che possono essere fatte risalire agli ultimi assestamenti
dell'orogene pennidico, o alla fase insubrica, o al raddrizzamento della
molassa padana. Dallo studio delle rocce basiche e ultrabasiche si vedrà
essere
a nuove
E. Dal Vesco
232
maggiore probabilità cade sulla prima causa. I processi della fase
piuttosto determinato la cataclasi in grande stile senza
differenziali: gli effetti sono le spaccature e le miloscorrimenti
notevoli
niti che fendono su lunga distanza l'edificio pennidico, che si è compor¬
che la
insubrica hanno
tato
come un
blocco unico.
F. RIEPILOGO SULLA ZONA DI CASTIONE
Dai confronti
per intanto le
studio delle
nei tre
tico
una
rocce
profili
di Castione si cristallizzano
zona
conclusioni che diventeranno
seguenti
basiche
e
saranno
completate
sedimentaria. La
considerati
più
da vicino,
zona
una
(e
non
superposizione tettonica).
a una
serie inferiore ricca di
corrisponde
superiore povera
=
2.
zona
di
Uccello
Si
carbonatiche
rocce
Uccello inferiore di A.
zona
rocce
importanti
di Castione
rappresenta,
e
continua di
epicontinentale-orogenedistingue nettamente in
(zona di Castione
Gansser)
carbonatiche (zona dei
in
e
biotitici
gneis
s.s.
una
L'età della sedimentazione. Dal confronto
dal Triassico inferiore al
con
picchiet¬
il lembo di
una
metamorfosi di dislocazione
locali tendenze catazonali
dislocazione che
non
e una
durò
con
una
distinguere
in
carattere mesozonale
e
tardiva fase di metamorfosi
ha cambiato sensibilmente l'abito
mesozonali. Non esiste
e
Dogger.
La metamorfosi di dislocazione. Si possono
modo chiaro
che
serie
superiore).
Tomul dì W. Nabholz risulta che la sedimentazione è mesozoica
3.
per lo
nelle conclusioni finali:
serie normale
sedimentazione ciclica avvenuta in un bacino
alla
tati
dalle discussioni sulla
La natura
1.
una
e
differenza sensibile tra la
tendenza
epizonale di
degli aggregati
zona
di radice
e
una
quella dei ricoprimenti
quest'ultima.
più epizonale
capire la ricchezza di Na dei gneis biotitici picchiettati si deve ammet¬
tere un apporto pneumatolitico di Na, avvenuto secondo piani paralleli
alla stratificazione : un fenomeno che vorremmo interpretare quale inizio
salvo
in
Per
del processo
magmatico
basico.
La metamorfosi di dislocazione mesozonale è la conseguenza dell'oro-
genesi pennidica, mentre quella appena accennata epizonale, degli
assestamenti dell'orogenesi stessa, legati a movimenti orizzontali.
4.
La fessurazione
in massima
e
la milonitizzazione
parte alla fase insubrica che ha
rovesciamento
parziale
delle radici
nel
sono
ultimi
da far risalire
contempo determinato
meridionali. Le fessure
più
lunghezza hanno segnato
determinanti per la morfologia
e
un
le milo-
niti aventi talvolta km di
le vie all'erosione
dell'acqua
del rilievo attuale.
e sono
state
Genesi
metamorfosi delle
e
Queste conclusioni succinte
poiché
tive
in
basiche che
di certo
un
rocce
non
basiche
e
essere
possono
è inclusa la trattazione delle
esse non
considerate defini¬
rocce
localmente carattere dominante
acquistano
grande influsso
dedicato il resto del
su
tutti i
233
ultrabasiche
basiche
e
finora studiati: ad
processi
ultra¬
hanno avuto
e
esse
è
presente lavoro.
Capitolo quarto
Il valore tettonico della
di Castione
zona
tettonica della
regione
tra
e
una
Ticino
e
prova di
interpretazione
Verzasca
A. IL VALORE TETTONICO DELLA ZONA DI CASTIONE
Nel
considerata
del
storico dell'introduzione si è brevemente visto
cenno
di Castione sia stata successivamente,
zona
come
la
progredire
quasi ciascun ricoprimento
l'involucro sedimentario di
inferiore.
pennidico
Dato il
come
delle ricerche,
il
con
suo
voler fissare il
carattere uniforme
suo
e
noto il
suo
decorso,
si è tentati
a
valore tettonico esatto.
Per
quanto si abbia già ricorso per il confronto a zone della coltre
dell'Adula (W. Nabholz e A. Ganssbe) trovando una corrispondenza
soddisfacente,
molto
cussione per vedere
A
pure
se
vorremmo
si arriva
a un
seguire
una
risultato
via tettonica nella dis-.
analogo.
pubblicati
si devono considerare i lavori
questo scopo
situata ad est del Brenno
e
tra il Ticino
e
sulla
regione
la Moesa.
Le falde che possono entrare in considerazione sono Soia, Simano,
Adula ed eventualmente Tambo. Le loro caratteristiche, soprattutto per
quanto riguarda
la loro coltre
sedimentaria, nella regione sopraddetta
sono :
1.
di
Il
ricoprimento Soia, sviluppato sul versante sinistro della Valle
un nucleo di paragneis e di parascisti con inclusioni
Blenio, possiede
anfibolitiche ed
un
involucro di scisti sericitici.
Nonostante che
zoici
e
radice
dalle
a
rocce
sia limitato da tutte le parti da sedimenti meso¬
ricoprimenti incassanti, H. Jenny presume una
Strasser, per quanto non esista nessun legame
esso
dei
sud, ed E.
la fronte sopra accennata, la definisce compresa tra due
lamelle di marmo immediatamente a meridione dei gneis Leventina.
visibile
con
2. Il
verso
ricoprimento Simano, con un nucleo
a gneis aplitici, possiede una coltre
l'alto
di
di
gneis granitici passanti
parascisti alla sua volta
E. Dal Vesco
234
ricoperta da calcescisti mesozoici, sviluppata in modo completo solo a
nord dell'Alpe Soia. Verso meridione la coltre si riduce al solo triassico
con quarziti che dall'Alpe Guamaio-Urbelbo verso sud si assottiglia ad
un'esile lamella che è per tanto chiaramente individuabile fino nella
regione di Claro (Algaletto).
gneis granitici
immergono nella zona a nord
Nelle vicinanze dei Monti Peruzzana si ritrovano i
con
di
un'inclinazione di 80°
Algaletto-Castaneda,
resterebbero solo 200
verso
sud, che
si
Algaletto
di modo che tra essi ed i calcescisti di
gli
m
scisti biotitici
che ai Monti
soprastanti,
per
Peruzzana posseggono ancora una potenza di almeno 1000 m. H. Jenny
sia
pensa che una tale riduzione della potenza in così breve spazio non
possibile
e
pensa
perciò
che la
vera
coltre del ricoprimento Simano nell'am¬
bito delle radici sia da ricercare nella
del
di
zona
che
rappresenterebbero
Algaletto
ricoprimento stesso.
La ragione esposta da Jenny non è
scisti di
non
e
della
sottoposta ad
zona
del
Vogorno,
come
la
enormi variazioni in breve
mentre i calce¬
ripiegamento
un
dorsale
assolutamente sufficiente per
formulare tale conclusione ; si è infatti visto
Castione
Castione,
or ora
nel
potenza dei
spazio;
caso
della
gneis
così cade
zona
possa
però
di
essere
la
con¬
a questa ipotesi, di modo che il
radice la zona avente per
possedere
quale
ricoprimento
limite meridionale i calcescisti di Algaletto.
3. Il ricoprimento Adula mostra una struttura interna molto compli¬
cata. Dal punto di vista petrografico, sempre secondo Jenny, nel lembo
settentrionale di Zervreila predominano i gneis granitici; nella zona
media abbondano invece gneis di albite-oligloclasio e da Aquila verso
meridione il ricoprimento diventa sempre più ricco di ortogneis a due miche
che si spostano, a mano a mano che si procede verso sud, verso il dorso
dello stesso. L'inviluppo sedimentario risulta alla base di scisti quarziticosericitici del tipo Verrucano (analoghi a quelli del ricoprimento Soia);
si passa poi attraverso il triassico ai calcescisti mesozoici incassanti
abbondanti rocce basiche ed ultrabasiche. La caratteristica principale
della coltre sedimentaria è quella di essere costantemente presente con
clusione di Jenny formulata solo in base
Simano deve
potenza rimarchevole dalla fronte fino alle radici formando nella parte
orientale la
zona
di Mesocco descritta da E. Heydweiller
e
da A.
Ganssee. G. Frischknecht che ha studiato la parte dorsale del rico¬
primento,
si astiene dal menzionare la
cadendo la conclusione di Jenny,
Anche E. Kxìndig
Mesolcina la
superficie
(1926)
essa
scrive
zona
equivalente
diventerebbe la
nelle
zona
che nella catena
radici,
ma
di Castione.
tra Calanca
e
divisoria tra Simano ed Adula è fissabile solo
Genesi
ai numerosi
grazie
le
e
metamorfosi delle
rocce
del dorso del
ripiegamenti
mesozoiche
sono
basiche
rocce
ridotte
Secondo il medesimo autore la
a
e
235
ultrabasiche
ricoprimento inferiore,
e
che
ed esili lamelle lenticolari.
scarse
di
Algaletto-Castaneda deve essere
ricoprimento Simano e la zona
di Roveredo, la radice del corpo gneissico dell'Adula (risultante infatti,
secondo G. Frischknecht, in prevalenza di ortogneis a due miche,
esattamente come la zona di Roveredo).
considerata
radice della coltre del
quale
Ne consegue
zona
una
seconda volta la conclusione che la
la radice della coltre del
rappresenta
ricoprimento
zona
di Castione
Adula.
Allo stesso risultato arriva pure E. Strasser in base alle ricerche
fatte nella
tra il Pizzo di Claro
regione
Il confronto dei
studiato la
regione
a
est del
mazione di R. Stattb che
nico della
a
fare
con
zona
i
e
il Torrone Alto.
fatti dai diversi autori, che hanno
ragionamenti
Ticino, conduce
a
una
conferma dell'affer¬
già
riconosciuto nel 1916 il valore tetto¬
di Castione. Ora la
parallelizzazione che siamo riusciti
Uccello ci permette di confermare
profili
aveva
di Tomiil
e
della
zona
che
la
zona
di Castione
radice della
B.
rappresenta effettivamente la
coltre sedimentaria del ricoprimento Adula.
s.
1.
L'INTERPRETAZIONE TETTONICA DELLA ZONA TRA IL
TICINO E LA VERZASCA
La
che diede
alle
interpretazioni divergenti
del passaggio esatto
della zona di Castione verso occidente. Infatti R. Stattb (1916) scrive
che nella Valle di Gnosca i ricoprimenti pennidici inferiori (Adula, Simano,
ecc.) sono separati da quelli superiori (Tambo-Suretta) da una zona di
calcescisti (situati più in basso di quelli della Cima Lunga) passanti
nella Valle della Porta a formare il tetto dei gneis Vogorno. In un altro
lavoro più recente, del 1937, R. Stattb abbandona lo schema precedente
causa
principale
luogo
citate nell'introduzione è dovuta alla
e
la
zona
di Castione si biforcherebbe
passerebbe
per la Valle di
Carasso,
non conoscenza
verso
occidente : il
Pesta, alla regione di Contra-Brione sopra Locamo ; il
rappresenterebbe
perderebbe, per effetto
invece
una
piega
ramo
meridionale
attraverso i marmi della Valle della
ramo
settentrionale
dorsale del
della culminazione
ricoprimento
assiale alpina, in
Adula
e
si
fondo alla
Valle di Gnosca.
Sempre
di
più
si vede che il nocciolo del
valore tettonico della
nella catena
zona
di
Gaggio-Basal. Una
problema
Castione, quanto
non
nella
non
sua
sta tanto nel
continuazione
trascurabile difficoltà è rappresentata
E. Dal Vesco
236
Fig. 6. Cartina tettonica della zona fra Ticino e Verzasca.
Ricoprimento Simano. 4—5—6
Ricopri¬
Ricoprimento Leventina. 2—3
Zona
Zona Vogorno-Arrami. 8
Zona del Gaggio. 9
mento Adula s. str. 7
Intercalazioni di rocce basiche e ultrabasiche.
Arbedo-Mergoscia. 10
1
=
=
=
=
=
=
=
grado metamorfico raggiunta dai sedimenti che dà adito
macroscopiche diverse e a interpretazioni genetiche e tem¬
inoltre dall'alto
a
descrizioni
porali
contrastanti.
Coli'aver riconosciuta età
della
di
uguale
regione frontale grigionese
e
a
quella
delle
rocce
sedimentarie
rintracciato l'andamento della
zona
Castione, crediamo lecito correggere il quadro interpretativo della
struttura tettonica della catena tra Ticino
grafia
dei
corpi gneissici
necessiti di
uno
e
Verzasca
studio
(anche se la petro¬
particolareggiato). La
e
con
tendenze
=
7
=
8
=
Zona del
Gaggio
Zona
Gaggio.
=
9
=
*^j
olìvinite
3
con
granatifera
scistì. Ad Arrami
e
=
=
intercalazione di
serpentino-
eclogiti, anfiboliti
piagioclasiche
Rocce ultrabasiche: oliviniti
granatieree
Rocce basiche:
Marmi-rocce calcesilicatiche con
intercalazioni di gneis e scisti
=
10
Zonadi Algaletto.
ZonadiRove6
Zona
gneis biotitici picchiettati.
Zona di Arbedo-Mergoscia.
Gaggio.
2
Zona dei
nord di Algaletto.
Castiones.l.=
a
Zona di scisti biotitici del
Zona superiore di
=
Scisti biotitici ricchissimi di biotite
Mergoscia-Arbedo
Gneis di iniezione del tipo
del
Gneis ricchi di biotite di iniezione
tettonica: 1
ZonadiCastiones.s.5 =
Zona di Arrami.
4
l'interpretazione
kinzigitìoSe
a
gneis
picchiettati
con
Vogorno
Gneis biotitici
Verzasca
7. Osservazione per
di Vogorno.
due miche
a
prevalenza di biotite del tipo
a
aplìtici passanti
Gneis chiari
redo -Verzasca.
Fig.
~
u-^—3-3
biotite
Cneìs
238
E. Dal Vesco
geologica Maggia-Blenio, il profilo Airolo Locamo allegato al
testo esplicativo di detta carta (P. Niggli, 1936 MB), le cartine generali
(fig. 2 e fig. 7) permettono il tracciamento dello schema tettonico rappre¬
sentato nella figura 6 (dedotto dalla cartina petrografia della fig. 2).
Fra i calcescisti della zona di Castione e i gneis Leventina devono
passare il corpo gneissico del ricoprimento dell'Adula ed almeno il rico¬
primento Simano. Dove passi la linea separatrice non ci è stato intanto
possibile fissare sul terreno perchè le nostre ricerche si sono concentrate
carta
sulla
-
di Castione. Ma
zona
se
si considera il settore
rappresentato sulla car¬
della Val Cramosina,
geologica Maggia-Blenio si può individuare, a sud
una fronte di gneis aplitici situati immediatamente
ta
tina. Essa
fronte del
rappresenta
ricoprimento
sopra i gneis Leven¬
evidentemente la continuazione occidentale della
Simano risultante delle medesime
descrizione di L. Bossard. I
parascisti biotitici,
anfiboliti, che avvolgono la fronte stessa,
i
ed i
gneis soprastanti
gneis aplitici
presumibile che passino
Moleno ed è
alla
cui continuazione in forma di calcescisti
luogo della regione
Algaletto
zati
e
anfìbolite
il
nessun
alterati,
zona
non
di
profondamente
tra
trovati nella Valle di
Algaletto-Castaneda,
è stata ritrovata in
la
nessun
un
poco
prevalenza
in essi
sono
più
a
nord di
Gnosca,
si ritrova la
zona
di scisti biotitici intensamente tettoniz-
orizzonti,
spesso
a
modo stromatitico, di
una
grana finissima. Poco sopra il fondo vanivo del Ticino,
di parascisti ha 60—80 m di potenza, ma poi si assottiglia.
oscura a
complesso
In
con una
alterati;
vennero
secondo la
studiata.
A ovest del Ticino
di
si incuneano
; essi
rocce
incassanti localmente
luogo,
benché certi orizzonti ricordino calcescisti intensamente
si hanno veri
e
propri
di fronte al Motto di
marmi
o rocce
Castione, la
calcesilicatiche. Già in
di
questa
Algaletto acquista il suo
carattere di scisti biotitici con anfiboliti. Verso nord, dunque verso i gneis
Leventina, si passa a gneis biotitici bruni e poi con un passaggio graduale
a gneis più chiari, aplitici.
Nelle catene ad est del Ticino, la situazione, come si è già esposto più
sopra, è pertanto analoga, di modo che esiste la massima probabilità che
i parascisti biotitici rappresentino effettivamente l'orizzonte separatore,
dunque la continuazione della zona di Algaletto.
Nel profilo Airolo-Locarno (P. Niggli, 1936 MB) il ricoprimento senza
nome limitato inferiormente, in senso lato, dal ricoprimento Leventina
e in alto dalla zona scistosa di Algaletto rappresenterebbe, secondo noi, il
ricoprimento Simano: il ricoprimento soprastante, designato Simano in
detto profilo, risultante di gneis Verzasca, limitato in basso dalla zona di
Algaletto, e che si conclude in alto con quella di Castione, diventerebbe,
regione,
zona
Genesi
come
è ormai
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
239
ultrabasiche
ricoprimento Adula (nella Verzasca il ricoprimento
strappato dalla propria base e ciò spiegherebbe l'assottiglia¬
logico,
Simano risulta
mento nel nostro
il
settore).
Ritornando al nostro
associazione di
gneis
dei
occhi della grossezza di
ragionamento:
quali degni
un
sopra i
di rilievo
è
parascisti
sono
gneis
una
ricca
occhiadini
pugno, pure descritti da W. Nabholz
con
come
appartenenti al ricoprimento Adula, nella regione del Rheinwald. Il loro
orizzonte superiore risulta però ovunque di gneis a due miche, che posseg¬
gono spesso il tipico carattere del gneis Verzasca, con la biotite raggrup¬
pata in chiazzette. Esso è riconoscibile dalla zona di Roveredo fino al
Basai, anzi va più oltre fino al Pizzo Mezzogiorno, dove passa diretta¬
mente ai
propriamente detti, che formano
Verzasca
gneis
la
maggior parte
delle catene della Verzasca.
Questi gneis
rappresentano
Dalla
di
il
con
il loro tetto
ricoprimento
Valle di
Gnosca
carbonatico, la
zona
di Castione cioè,
Adula ad ovest del Ticino.
alla Valle di Gorduno
a
sud
della
zona
Castione, sempre nell'ambito delle radici, seguono i gneis Vogorno
la loro coltre carbonatica che contiene
basiche
(giacimento di
Arrami).
ricoprimenti pennidici questo complesso
dovrebbe rappresentare il ricoprimento Tambo: ci permettiamo una
piccola dissertazione a proposito. Se si confronta nel profilo G il ciclo Vili,
la cui base è il gneis Vogorno (il ciclo VII si è dimostrato una scaglia:
con
rocce
Secondo lo schema dei
pag.
191),
Vili 35,
la
con
un
parte
bassa della
orizzonte di
marmo
zona
di Castione
flogopitico,
segna
e
un
se
mitico, risulta probabile che la sedimentazione di queste
in
prevalenza
si trova
un
carbonatiche
nel Triassico. Inoltre dal confronto
per rendere
buon
appoggio
corrispondono al
Con ciò si verrebbe
loro
coltre
primento
di
rocce
Tambo
a
probabile
rocce
la
sia avvenuta
zona
di
Splugen
che le nostre
rocce
Tambotrias di A. Gansseb.
rendere
probabile
carbonatiche
(sarebbe
con
si ricorda che G
chiaro tenore dolo¬
di
che i
gneis Vogorno,
con
la
Arrami, rappresentino
il
rico¬
che
la
zona
naturalmente
anche
possibile
Arrami-Vogorno rappresenti un lobo parziale del ricoprimento Adula).
In modo analogo i gneis di iniezione del Gaggio, parimenti coperti da
una coltre di scisti biotitici contenenti scisti verdi, potrebbero corrispon¬
dere al ricoprimento Suretta. Ma questa parallelizzazione esula dal
compito del presente lavoro ed inoltre i legami tettonici con i corpi noti
questi ricoprimenti attraverso il Motto di Castione e la zona tettonica¬
mente molto complicata all'inizio della Valle Traversagna sono ancora
poco noti. Il proseguimento del rilievo cartografico porterà nuova luce su
questo problema.
di
240
E. Dal Vesoo
Passando alle radici nella Valle della Porta
Valle
(bassa
Verzasca),
percorsa per ritrovare la zona di Castione, si riscontra la situazione
seguente : a nord sono i gneis Vogorno che formano la cima da cui rice¬
vettero il nome;
Arrami),
gneis
scisti biotitici, spesso formati
numerose
sione è
di iniezione del
quasi
di iniezione della
una
gneis
copia fedele
del
profilo
Gaggio
con
una
zona
di
coltre di
esclusivamente di biotite, incassante
lenti ed orizzonti di anfiboliti
confinano i
essa
(manca la
intercalazioni di calcescisti
senza
si accludono i
e
di scisti attinolitici. A sud di
zona
che si
di
Mergoscia. Questa
succes¬
rilevare nella Valle di Gor-
può
duno tra i Monti Bedretto ed i Monti di Stuello. La deviazione dei
resta fino nella media Valle della Porta
com¬
est-ovest, allo sbocco però
plessi
ripiegano in un ampio arco verso nord-ovest immergendosi nel fianco
opposto della Valle Verzasca, nella regione a sud di Corippo : essi entrano
nella stretta piega assiale nord-sud della Verzasca, interpretata quale
si
radice trasversale da E. Kùndig.
Seguendo questi ragionamenti siamo riusciti ad individuare nella zona
di Corippo, rilevata da R. Forster, la zona di Castione sviluppata con
maggiore ricchezza di scisti biotitici. Questa parallelizzazione permise poi
a
Forster di confrontare le
sue
zone
con
quelle della regione
di Claro-
Bellinzona.
Riassumendo i
ragionamenti fatti sulla tettonica della zona sopra¬
gneis Leventina, la catena tra Ticino e Verzasca risulterebbe
struita nel modo seguente :
1. Ricoprimento Simano : la zona a nord di Algaletto è la radice
dei suoi gneis biotitici e aplitici; la zona stessa di Algaletto è la radice
stante ai
della
sua
coltre sedimentaria che tosto si fa micascistosa.
Sottile, ricoprendo
alla Val Cramosina
2.
e a
i
gneis Leventina,
radice dei suoi
Ricoprimento Adula:
Verzasca è la
mentaria, la
settore di
zona
zona
Corippo.
arriva
la
con
La
fronte fino
gneis superiori del tipo
di Roveredo-Verzasca ; radice della
di
sua
Giornico.
Castione-Corippo
che
diventa
sua
coltre sedi¬
micascistosa nel
di Castione costruisce, nella
regione più a nord,
gneis
Mezzogiorno.
3. Ricoprimento Tambo (ev. lembo del ricoprimento Adula):
nella radice resulta dei gneis Vogorno poco dissimili dai gneis Verzasca e
della coltre sedimentaria che vorremmo chiamare di Arrami. I gneis costi¬
zona
le cime fino al Basai. I
Verzasca arrivano fino al
tuiscono le cime fino al Poncione di
Piotta; i calcescisti
si incuneano
verso
ovest.
Nelle radici segue,
di iniezione
e una
verso
sud,
la
zona
del
Gaggio
coltre di micaseisti contenenti
gneis biotitici
basiche, che a sud
con
rocce
i
Genesi
di
Corippo (con
coinvolta nella
e
metamorfosi delle
le radici dell'Adula
piega
trasversale
rocce
e
del
basiche
più approfondito,
pretare in
Tambo) gira
studi in Valle
Maggia
la
e
ad est
la
necessita
e
avremo
zona
tra Ticino
forse la
e
possibilità
241
nord restando
verso
Anche
pure dimostra che esiste la
tettonico la
senso
ultrabasiche
Verzasca-Maggia.
tato tettonico ha solo carattere schematico
studio
e
se
questo risul¬
ancora
possibilità
di
uno
di inter¬
Verzasca. Terminati
di fare
gli
confronto tra
un
ad ovest della
piega trasversale Verzasca-Maggia e
Grigioni e Vallese. Per concludere abbiamo
rappresentato schematicamente i risultati ottenuti nella figura 6.
zona
zona
finalmente stabilire il ponte tra
Parte seconda
Fisiografia
delle
Introduzione
Il concetto di
di
plesso
Vitkuvio,
rocce
rocce
di colore
Dioscokide
e
e
rocce
basiche
impostazione
basiche
e
e
ultrabasiche
dei
problemi
ultrabasiche afferra tutto
quel
com¬
prevalentamente verde, denominate ,,otiti" da
(secondo F. Sacco). Il nome venne intro¬
Plinio
dotto nella letteratura moderna per la prima volta da A. Brongiart nel
1813 (ofiolite) e poi da Palasson nel 1819 (ophite).
La denominazione ofiolite perse negli ultimi anni il suo carattere
geoioghi delle Alpi serve generalmente ad indicare le rocce
neutrale : per i
verdi, di
carattere
intruse
magmatico,
Secondo H. Stille
alpina.
essa
o
dovrebbe
aventi chimismo notevolmente basico,
periodo orogenetico.
implicando un certo carattere
durante
l'orogenesi
quelle rocce
magmatismo iniziale di
estruse
essere
riservata
a
legate al
perciò questa denominazione, che
genetico limita il suo valore, e appliche¬
Eviteremo
un
remo
l'altra di
rocce
basiche
e
ultrabasiche
si basa soltanto sul carattere chimico delle
Nonostante la loro
strutturale
e
ubiquità
tessiturale, le
rocce
e
con
significato
l'enorme variabilità
basiche
neutrale che
rocce.
e
mineralogica,
ultrabasiche, oltre al colore
prevalentemente verde,
posseggono un chimismo variante dai gruppi
alcali-calce-alumosilicatico e calce-alumosilicatico al gruppo femico-silicatico
e
alcali-femico della
nuova
classificazione chimica
generale
delle
242
E. Dal Vesco
rocce
di P. Niggli
variazione di
(1940). A questo chimismo corrisponde un'enorme
magmatiche, a seconda che esse siano di
o estrusiva, e per le rocce metamorfiche, a seconda che
carattere cata-, meso- o epizonale.
loro interpretazione genetica ha subito essenziali variazioni.
tipi:
per le
rocce
natura intrusiva
siano di
La
Queste
rocce
intercalano spesso,
di sicura
con
orizzonti concordanti
esilissimi,
rocce
sedimantaria mostrando talvolta
origine
graduali passaggi con
gli strati inglobanti : si credette perciò che esse fossero pure della medesima
origine, prodotte da speciali depositi magnesio-silicatici, dovuti alla loro
volta a fenomeni idrotermali di profondità (secondo Sterry Hunt)
oppure a migrazioni sostanziali nei sedimenti stessi (secondo Kalkowski)
e, più tardi, a vapori caldi mineralizzatori filtranti, su di una fronte di
Mg-Fe, attraverso i sedimenti (secondo De Launay).
Termier interpretò per primo le Pietre verdi, le quali determinano
il metamorfismo degli ,,Schistes lustrés" pur lasciando intatto il ,,Flysch",
quali rocce magmatiche ed oggigiorno si è generalmente d'accordo che i
termini ultrabasici posseggano tale origine, mentre per i termini meta¬
morfici basici resta pur sempre aperto il problema se siano di carattere
para od orto, perchè tanto nelle rocce magmatiche, quanto in quelle sedi¬
mentarie, esistono termini di chimismo equivalente. Durante i movimenti
orogenetici esse furono, indipendentemente se dell'una o dell'altra origine,
trasportate
in altri ambienti fisici di modo che
ricristallizzazione, adattarsi alle
pressione. Ma
talvolta è
ancora
dovettero,
condizioni di
nuove
possibile
attraverso
temperatura
una
e
di
trovare relitti della roccia pre¬
può, almeno approssimativamente, ricostruire
primaria della roccia.
è
Appena a questo punto possibile formulare esattamente il compito
che ci siamo proposti con il presente lavoro. In base alle osservazioni
fenomenologiche
metamorfica di modo che si
i fenomeni avvenuti
della
1.
e
stabilire la natura
composizione mineralogica,
della struttura
e
della tessitura
delle rocce,
2. dell'associazione
4. dei fenomeni subiti dalle
5.
delle rocce,
paragenetica
3. dei fenomeni verificabili nelle
dei caratteri della
6. delle condizioni di
rocce
rocce
incassanti,
inglobate,
metamorfosi,
giacitura,
di
spiegare all'esempio delle rocce basiche ed ultrabasiche trovate
Gneis biotitici picchiettati
Arrami
regione delle zone Castione
(dalla Valle di Gorduno fino al Basai) descritta nella prima parte :
cercare
nella
—
—
Genesi
1. le
2. le
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
243
ultrabasiche
leggi comuni dei fenomeni,
possibilità genetiche,
3. i caratteri delPautometamorfosi in funzione della
4. i fenomeni metamorfici endo- ed
magmatico e le variazioni
di origine esogena.
esogeni
per le
giacitura
rocce
e
di carattere
della facies di sedimentazione per
quelle
Nella
prima parte del lavoro abbiamo considerato le rocce delle
diverse zone nella loro globalità, sopratutto per non ripeterci con quanto
aveva già fatto Mittelholzbr per il Motto di Castione. Ora analizzeremo
in dettaglio alcuni esempi, che sono stati scelti in modo da poter abbrac¬
ciare tutte le variazioni offerte dalla regione studiata, soffermandoci in
modo
particolare
sulle caratteristiche
più salienti, per poi coordinare i
problemi propostici.
Per avere una maggiore chiarezza nella disposizione tratteremo
dapprima le rocce basiche e ultrabasiche inglobate nella zona di ArramiVogorno, poi quelle della zona dei gneis picchiettati e da ultimo quelle
diversi risultati allo scopo di risolvere i
contenute nei marmi della
negli
orizzonti della
accenno
perchè ripetono
studiate
negli
altri
di Castione
zona
di Castione
zona
s.
s. s.
s.
Alle anfiboliti intercalate
dedicheremo solo
fedelmente le caratteristiche delle
un
rocce
breve
basiche
esempi.
Capitolo primo
La
di
zona
Arrami-Vogorno
Sul fianco settentrionale della Cima di
Gnosca, nella
continuazione
l'ottavo ciclo del
potente
lente di
di circa 1200
m.
ed
basiche
una
delle
Arrami,
della
coltre
verso
la Valle di
carbonatica del¬
Gnosca-Gorduno
profilo
rocce
occidentale
e
(complesso G) è inclusa una
ultrabasiche, che possiede una lunghezza
potenza
massima di 320
m.
Interessante è la
che formano la ricca associazione rappre¬
reciproca posizione
sentata schematicamente nelle figure 7 e 8 : la massa principale è costituita
di olivinite
disposta
rocce
banchi di
potenza variabile, concordanti
e paralleli
uguale dai suoi orli, sono
intercalati due banchi di olivinite granatifera; il tutto è avvolto da un
involucro di rocce eclogitiche passanti da entrambi i lati, in senso radiale,
attraverso i diversi stadi della metamorfosi, ad anfibolite. Tutt'attorno
confinano le rocce calcesilicatiche passanti a gneis calcesilicatici; la base
ai
margini
a
della lente; ad
è formata dei
gneis
Vili
una
con
distanza circa
chiaro carattere di
gneis Vogorno
ed il tetto
244
E. Dal Vesoo
gneis bruni di iniezione del Gaggio, che costituiscono
superiore della Cima di Arrami e del Gaggio.
dei
tutta la
parte
Solo il settore occidentale della lente affiora in modo che si possa
dire
ciò nonostante
continuo:
affioramento
sia
parziale
e dappertutto
le dimensioni di
di transfluenza
vegetabile
glaciale
piccoli
solo
e
determinare
se
un
tutta la lente è inten¬
si distaccano blocchi che possono rag¬
Nella parte orientale, dalla bocchetta
una casa.
verso
posto, poiché
in
samente fessurata
giungere
difficilissimo
resta
ancora
est, il giacimento è ricoperto da terreno
affioramenti isolati lasciano riconoscere la conti¬
nuazione dello stesso.
Questa
nel
1908,
concerne
ricca
ma un
paragenesi
lavoro
reciproche
le
di
rocce
si
fu
già
studiata da U. Gritbenmann
necessario
soprattutto per quanto
relazioni delle rocce, considerate alla luce delle
a nuovo
rese
petrografiche moderne. Allora si era anche rinunciato allo studio
giacitura delle diverse rocce a causa delle rilevanti difficoltà che
ricerche
della
presenta il
terreno. Verso il 1920 sotto la direzione di P. Niggli
le ricerche da E.
riprese
lavori di rilevamento
e
Widmbb,
i lavori
che
però
diagnostici.
non
portò
a
vennero
compimento
i
A. LE ROCCE BASICHE E ULTRABASICHE
I. L' olivinite lherzolitica
1. I caratteri
Come si è
già visto,
I banchi della
mano
di
una
macroscopici
la
principale
massa
potenza variabile da 0,5
paralleli ai margini, for¬
giacitura assoluta
posizione rispetto alla lente
2 m.,
serie continua di involucri concentrici. La
questi banchi
varia
a
seconda della loro
stessa: la deviazione da N 135° E
con
a
della lente risulta di olivinite.
immersione
La roccia
verso
a
N 90° E
e
l'inclinazione da 60°
sottoposta
alla
disgregazione
atmosferica si copre di
crosta lateritica bruno-rossiccia che si dissolve in
estrema
rosso
scritta
La
85°
della
una massa
una
sabbiosa
e
Slesia,
analoghe
questa forma di alterazione lateritica : il prodotto brunorappresenta uno stadio ancora più avanzato della metamorfosi de¬
granulosa.
con
In
a
sud.
a
rocce
K. Spangekberg ha analizzato
cura
pag. 253 in cui le cloriti si alterano
a quarzo od opale e limonite.
bel
verde-turchino con pas¬
colore
un
più giallognoli a seconda del grado e del
di rottura ha invece
superfìcie
saggi locah a toni più nerastri o
tipo della metamorfosi alla quale
è stata
sottoposta l'olivina.
Per
quanto
Genesi
Fig.
8.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
Profilo schematico attraverso il
Olivinite lherzolotica
245
ultrabasiche
giacimento
prodotti metamorfici (pag. 244). 2
di A. Arrami.
Olivinite granatifera
Eclogite (pag. 285).
granato (pag. 278). 4
Rocce calcesiliAnfiboliti granatifere (pag. 285) e plagioclasiche (pag. 297). 6
5
Gneis a due miche del tipo
catiche (pag. 301). 7
Gneis caloesilicatici (pag. 305). 8
1
=
(pag. 254).
3
=
e
Scisti orneblenditici
con
=
=
=
=
=
=
Vogorno.
nel
può
La
campione
superficie
essa
=
Gneis di iniezione del
tipo Gaggio.
la tessitura sembri assolutamente
riconoscere
laddove
9
una
certa scistosità
parallela
massiccia, in
alle
superficie
natura si
dei banchi.
di discontinuità tra i banchi stessi diventa evidente solo
vien accentuata dalla
disgregazione superficiale,
mentre
scompare nelle superficie fresche di frattura dovute al franamento di
porzioni rilevanti. In genere, non si può neppure distinguere il contorno
dei
singoli grani
lucentezza delle
augiti risaltano, per la maggiore
olivinica di aspetto vetroso.
di olivina, mentre le
facce, dalla
massa
E. Dal Vesco
246
2. La
composizione mineralogica
Comp. principali: olivina, augite ortorombica e monoclina.
rutilo, cromite, magnetite, pirite.
Comp. accessori:
subordinati:
orneblenda, serpentino, clinocloro.
Comp.
partecipazione dei minerali principali è sottoposta a forti varia¬
predomina l'olivina; le augiti hanno carattere subordi¬
nato. In piccole zone rare e disposte senza ordine particolare nel corpo
della olivinite, le augiti possono raggiungere un valore dominante. L'orneblenda ed il serpentino possono essere presenti anche nei termini esenti
da segni manifesti di una metamorfosi postcristallina. La variazione
quantitativa dei singoli componenti, ottenuta dalla misurazione al tavo¬
lino integrativo di tutte quelle sezioni mostranti un'alterazione poco
La
zioni: in genere
accentuata, è rappresentata nella tabella seguente :
Olivina
95,5—29,5%
1 —66
%
1—9
%
2,5—35 %
0 —11
%
Augite
Min. metall.
Orneblenda
Serpentino
3.
Caratteri dei
Olivina
sono
non
voi.
voi.
(circa : ortaugite
3
e
augite
monoclina
1)
voi.
voi.
voi.
componenti
mostra mai delimitazione
variamente lobati, spesso
con
cristallografica
ed i contorni
tratti rettilinei. La grana è variabile
nella stessa sezione da media
a minuta: talvolta si può osservare una
grani medi sono avvolti da una corona di
granuli minuti. Di solito ha uno sviluppo leggermente più accentuato nel
piano parallelo alle superficie di discontinuità dei banchi, senza che la
direzione del maggior sviluppo coincida con l'asse cristallografico e.
L'angolo assiale resta costante per tutta la lente ed importa 2V 90 + 1°
che corrisponde approssimativamente a 86% di forsterite e 14% di fayalite. In sezione incolora con birifrazione elevata. È accennata talora una
struttura
reticolare, in
cui i
=
leggera sfaldatura secondo il prisma.
Augite possiede grana analoga all'olivina con forma prismatica
tozza (talvolta ovoidale), generalmente lobata in modo intenso con l'oli¬
vina. La sfaldatura è ottima secondo (110). Qualche volta ingloba chicchi
di olivina,
e
solo eccezionalmente forma
una
corona
intorno all'olivina.
Si possono
distinguere augiti ortorombiche e monocline con una chiara
prevalenza delle prime.
L'augite ortorombica con un angolo assiale di 2V= +80° contiene
pressappoco
90%
enstatite
e
10% iperstene
ed
appartiene
secondo Niggli
Genesi
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
e
ultrabasiche
247
1
I
tmm
Fig.
9.
Microimmagine
dell'olivinite lherzohtica di A. Arrami. In
uno
stadio poco
metamorfico.
Ol
=
olivina.
Aug
=
augite
ortorombica
e
monoclma.
Mt
=
magnetite.
ai termini della bronzite. Nella sezione è riconoscibile grazie all'estinzione
ortogonale ed al colore di interferenza bruniccio, mentre i caratteri morfo¬
logici sono analoghi per entrambe le augiti.
L'augite monoclina mostra ny/c 39° e 2V + 70° di modo che non
può essere un diopside puro (la costituzione chimica approssimativa è
=
data
a
pag.
=
250).
Rutilo
può
essere
contenuto nei tre
in forma di finissimi
gato
parallelamente
all'asse di
aghi riuniti
elongazione
componenti sopraccitati segre¬
più o meno fitti e disposti
in fasci
dell'oicristallo.
Magnetite primaria è molto rara e presente in piccoli chicchi
intragranulari nell'olivina e nell'augite.
Cromite è straordinariamente rara, può essere considerata
xeno-
morfl
come
assente.
Serpentino,
comune
anche ai
campioni
metamorfismo, risulta di lamelle piccole
e
esenti da
segni plausibili
di
idiomorfe secondo (001) inter-
granulari tra i componenti principali ed occasionalmente semi-intragranulari nell'augite, pur mantenendo la sopraddetta idiomorfia. Solo in
pochi casi il serpentino è parzialmente inglobato nell'olivina ancora
E. Dal Vesco
248
di
ortaugite
verso
serpentino,
di modo che resta escluso che queste lamelle rappresentino un prodotto
tardivo metamorfico dell'olivina, ovvero dell'augite.
Altre volte, e questo è il caso più frequente, il serpentino è arricchito
in minuscole lenti (dell'ordine di pochi mm.) con margini segnati dai
minerali confinanti. Nelle stesse, la struttura è dialitica e gli individui si
intatta
e
talora,
tra i due
minerali, è interposta un'esile
l'olivina quanto
mostrante limiti decisi tanto
zona
verso
il
compenetrano reciprocamente pur mantenendo ottima idiomorfia secondo
pinacoide basale (fig. 18).
Il serpentino è generalmente rappresentato dall'antigorite, ma talora
2—3° tipica per il olino cloro. Negli arric¬
mostra un'estinzione n /c
chimenti di augite, il serpentino è più frequente e può contenere granuli
il
=
ovoidali di
ortaugite
e
raramente cristalli di
pirite
idiomorfi secondo
il cubo.
Orneblenda. Per quanto molto
della olivinite,
può
verde nella
sua
non
con
metamorfici
ottima idio¬
e
=
parte centrale,
4. La struttura
nei termini
sviluppata
(001), benché parzialmente inclusa nell'oli¬
17°. Leggermente pleocroitica nel
conservata. ny/c
morfia secondo (100), (110)
vina ottimamente
rara
occasionalmente
essere
resta incolora al
margine.
(fig. 9)
La grossezza della grana è eterogenea e può variare nel medesimo
campione da media a minuta. La forma dei componenti cambia dall'oli¬
allungata, all'augite più tozza. I margini
dove confinano con grani equi¬
leggermente
diventano
intensamente
mentre
suturati, con profonde insena¬
valenti,
ture, al contatto con le augiti (fig. 10). Come si è già visto sopra, il ser¬
pentino (ev. clinocloro) e l'orneblenda possono essere presenti anche nei
vina, che è generalmente
un
poco
lobati
dell'olivina
sono
termini
metamorfici deh"olivinite
non
e
mostrare talora ottima
idiomorfia,
componenti principali: risulta
parzialmente inglobati
formazione
+
contemporanea di tutti questi minerali
probabile una
(discuteremo più tardi questo fenomeno a pag. 389). Le relazioni mor¬
fologiche tra i diversi componenti lasciano definire la struttura come
pur restando
granoblastica
nei
fino
granoidica,
ma
carattere cataclastico che dissolve
ad
essa
si sovrappone
una
seconda di
in frammenti di
l'aggregato primario
più o meno a losanga, la cui appartenenza ai diversi individui
primari è riconoscibile grazie al tono di birifrazione analogo ed alla orien¬
tazione ottica comune. In nessun luogo è stato possibile fissare un leggero
scorrimento dei singoli frammenti e un'estinzione ondulata degli stessi
forma
è pure straordinariamente
rara.
Genesi
Fig
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
Rappresentazione
schematica che illustra
le relazioni strutturali tra
magnetite (Mt), olivina
10.
(01)
e
(Aug)
augite
Ohvimte
lherzolitica
e
249
ultrabasiche
di
A. Arrami.
5
La tessitura
L'olivina
possiede
un'orientazione
subparallela, non però accen¬
maggiore sviluppo (che non coincide con
l'asse cristallografico), mentre i termini più isometrici non presentano
alcun ordinamento. La scistosità osservabile m natura, con decorso più
o meno orientato secondo le superficie di discontinuità dei banchi, è
tuata, secondo il
suo
asse
di
piuttosto dovuta alla presenza delle fessure cataclastiche che hanno
generalmente
unico caso,
tale orientazione che
una
dell'olivina stessa.
in
L'augite
cui
si
è
potuto
quest'ultimo componente
non
alla
è sempre disorientata
osservare
formano
un
che
questa ragione
e non
pendotite
si
6
dalla
che la roccia
quale,
differenzia per nessun'altra
La
composizione
Analisi di L
FeO
MgO
orientazione
si fa eccezione di
un
assi
di circa
chiamata olivinite lherzolitica
almeno nei termini poco metamorfici,
non
proprietà.
chimica
Ohvinite lherzolitica
SiOa
Ti02
A1203
Cr203
Fe203
venne
leggera
cristallografici di
60° con quelli
leggermente scistosa ed
gli
angolo
dell'olivina. La tessitura risulta in questo modo
è per
se
(1)
Hezner3)
Valori di
42,73%
tracce
si
0,61
al
0,54
fm
3,43
e
4,99
alk
k
45,21
CaO
0,93
H20
1,75
mg
Niggli :
57,5
0,0
100,0
0,0
0,0
—
0,91
100,28
3)
(1908).
Tutte le analisi citate di L. Hezneb
sono
contenute
in
U. Gkubenmann
E. Dal Vesco
250
In
ciò
in
questa analisi chimica manca la determinazione degli alcalini e
all'esiguità della loro presenza. Le analisi più
considerazione
riportate per il confronto mostrano infatti un alk variabile tra
0,5 con prevalenza di Na. Al tempo di L. Hezner si trascuravano
moderne
1
e
nelle
rocce
ultrabasiche i metalli alcalini di modo che anche le analisi
seguenti presentano questo
inconveniente.
Modo
Catanorma
Base
Cai
0,9
Cs
0,7
An
L
0,9
1,5
n'Q
w„
0,9
Wo
(calcolato)
Fo
73,9
^a
79
Fa
En
21,1
En
13,2
Fo
69,4
Hy
1,0
Fa
3,3
Wo
1,6
Mt
3,2
Alsil
0,6
85,2
E~n"
En
OfiCm
4,9
Fo
0,6Cm
Fa
94,6
Q
4,5
Q
4,5
L'olivinite
appartiene
lfi
3,2
0,6
1,6
Fs
Cm
M
chimicamente al
}
Olivina
81,2
)
Ortaug.
14,2
1
7,3
Hy
0,2
Cm
0,6
\
1
|ì
Augite
mon.
4,0
J
Cromite
0,6
tipo magmatico peridotitico
origine ma¬
secondo la classificazione di P. Niggli (1936) ed è di sicura
gmatica come lo dimostra l'analogia con le seguenti tre analisi
magmatiche (tolte da Troegek) espresse nei valori molecolari :
di
rocce
si
al
fm
e
alk
mg
k
Lherzolite
(735)
63,0
5,0
91,0
3,5
0,5
0,91
0,30
Wehrlite
(734)
55,0
1,5
87,5
1,0
1,0
0,41
0,00
Saxonite
(731)
59,0
1,0
98,5
0,5
0,5
0,91
0,23
Dal calcolo catanormale secondo P. Niggli
tratto i valori
tenore di
mazione
e
ne
spettanti
all'olivina
iperstene e di silicato di
dell'augite monoclina. Se
vedremo
una
e
(1946), dopo
all'augite ortorombica,
aver
resta
un
sot¬
certo
alluminio che contribuiscono alla for¬
si tien calcolo che si è tralasciato
conferma per l'olivinite
harzburgitica
alk,
della Valle di
probabile che l'alluminio formi con gli alcalini
componente giadeitica dell'augite monoclina, che acquista in tal
(Na)
modo carattere onfacitico : si spiega così la deviazione dell'angolo assiale
dal valore caratteristico per il diopside.
Moleno
(pag. 216),
è molto
la
8. La metamorfosi
Un carattere intatto, simile
a
quello
descritto appena sopra, si ri¬
: dappertutto si
partendo dalle fessure, passa gradata¬
mente ad una sostituzione totale dei componenti della roccia catamagmatica considerata (fig. 11). Per maggiore chiarezza dell'esposizione,
scontra solo raramente nel corpo della lente olivinitica
metamorfosi che,
manifesta
una
seguiremo
il processo nei suoi diversi stadi:
Genesi
1. Le
e
metamorfosi delle
rocce
fessure, di cui le più larghe
basiche
251
ultrabasiche
e
disposte parallelamente all'asse
rimarginate da un minerale verdognolo
senza pleocroismo, in parte isotropo ed in parte anisotropo, passante
così da una sostanza più o meno colloidale (cfr. Artini) ad una neo¬
cristallizzazione sporadica di serpentino. I margini dei minerali confinanti
così decisi da escludere che le sostanze riempitive provengano
sono
direttamente da questi; derivano da altre parti della roccia, in forma di
soluzioni colloidali. Questo stadio può senz'altro rappresentare l'inizio
di
elongazione dell'olivina,
della metamorfosi dell'olivinite,
ma
i fenomeni di trasformazione siano
2. In
stadio
più
sono
sono
richiede che in altra parte della roccia
già
in stadi
più
avanzati.
avanzato, le fessure si
allargano, soprattuto
principali si dira¬
mano altre più esili, che dissolvono l'aggregato primario in un ammasso
di granoclasti, nei quali è ancora possibile riconoscere la loro coapparte¬
individui primari grazie all'orientazione ottica comune. Le
nenza
a
fessure sono riempite dal minerale verdognolo che nelle fessure princi¬
pali assume un tono brunastro, talora abbastanza intenso dovuto certa¬
mente ad un maggiore tenore di limonite. Questa tonalità può alle volte
allargarsi ai minerali confinanti senza che essi subiscano una sensibile
variazione del grado di birifrazione. K. Spangenbeeg descrive un'analoga
metamorfosi incipiente dell'olivina e riesce a determinare il minerale di
transizione quale villarsite, che non si differenzia sensibilmente nella
birifrazione e resta anzi isoorientata con l'ottica dell'olivina originaria.
In analogia al lavoro di questo autore, i minerali che riempiono le maglie
devono appartenere alla serie bowlingite-xylotilo-iddingsite dove la
bowlingite è più verdognola e l'iddingsite più bruna. Nella zona centrale
uno
nella direzione della scistosità (0,2—0,3 mm.)
delle fessure si cristallizza la
magnetite
cristallini allineati in cordoncini
dalle
in forma di chicchi
raggruppati
o
e
in nidi
quasi cripto¬
incroci delle
agli
fessure.
3. Il sistema reticolare diventa
non
è
natura cataclastica
o
predominante:
più possibile
se
in
parte
riscontrano nelle olivine delle
colo
sono
poi
così fitto da
decidere
sono
rocce
se
maglie analoghe
contenuti i relitti minuti di olivina, che
augite,
che per
a
pseudomorfosi
precedente.
principali (0,3—0,5 mm.),
ancora
di
che si
una
dimi¬
margini, ed i
aggregato lepido-
verso
un
sono
questo reti¬
presentano
passano ad
blastico di talco. Le fessure stesse posseggono
carattere
quelle
ultrabasiche eruttive. In
nuzione accentuata della birifrazione dal centro
relitti di
assumere un
tutte le fessure
i
le medesime carat¬
teristiche dello stadio
4. Le fessure
uniforme
se
osservate
con un
sol
nicol,
per
quanto abbiano
carattere
tra nicols incrociati si dissolvono
E. Dal Vesco
252
aggregato di campi che svelano una cristallizzazione incipiente,
poi in forma di lamine di antigorite disposte più o meno
ai
margini delle fessure oppure in linee fluidali avvolgenti o
parallele
in
un
che ei manifesta
augite strappati dalle salbande o neocristallizzazioni di un
minerale giallo-limone con carattere micaceo. Le fessure si allargano tal¬
volta a lenti rimarginate da lamelle di antigorite idiomorfe secondo (001),
che si compenetrano reciprocamente formando un aggregato dialitico.
5. Spesso al margine di quest'ultime è presente un'esile corona di
piccoli cristalli più o meno idiomorfi di orneblenda attinolitica con
sviluppo prismatico e perfetta sfaldatura secondo (HO). Di solito si può
osservare come essi si formino a costo dei minerali primari confinanti.
frammenti di
Tra i cristalli di orneblenda attinolitica è incluso
un
minerale
abito
con
giallo-limone variante leggermente secondo
indici
di
rifrazione.
L'angolo assiale 2V=-16°, l'abito tipico delle
gli
miche con sfaldatura secondo (001) e la posizione di na lasciano indivi¬
duare, secondo Winchell, questo minerale quale bowlingite. Anche
nell'interno degli aggregati lenticolari di antigorite possono essere inglo¬
bati cristalli di orneblenda, sempre accompagnati, ma in quantità subor¬
dinata, da individui xenoblastici di bowlingite. L'orneblenda attinolitica
mostra in questo caso un abito nematoblastico (0,2—0,3 mm.) con pleocroismo variante da incolore a verde molto pallido e un'estinzione n /e
19°. L'asse e è sempre più o meno isoorientato con il piano (001) dell'antigorite confinante.
xenoblastico
e
colorazione
=
Nel medesimo stadio della metamorfosi, le fessure subiscono
tipo
di ricristallizzazione: la
terizzata da un'abbondante
zona
centrale di colore
un nuovo
giallognolo,
carat¬
magnetite, passa lateralmente
ad un bordo di colorazione bruniccia con un angolo assiale 2V
—10°,
rivelandosi così per un termine più ferrifero dell'antigorite. I relitti di
olivina si trasformano contemporaneamente, per pseudomorfosi, in anti¬
gorite ed in uno stadio più avanzato ancora, vengono risorbiti i margini
del granulo con un uguagliamento del tenore di ferro, di modo che si
segregazione
di
=
forma
verde
un'antigorite
con
un
pleocroismo
variabile dal
giallo pallido
al
azzurro.
6. Se invece la rete delle fessure
ed i relitti
e
delle
maghe
si fa
ancora
più fitta
dell'aggregato preesistente
posseggono più
pochi decimi di mm., si osserva un altro tipo di metamorfosi:
perpendicolarmente alle pareti delle maglie si sviluppano scagliette legger¬
mente brune di antigorite, che all'incrocio delle maghe formano degli
aggregati a rosetta. I profiroclasti segnano una forte diminuzione della
birifrazione dal centro verso il margine ed una parte di essi (olivina ed
sioni di
non
che le dimen¬
Genesi
Fig.
11.
e
metamorfosi delle
Microfotografìa
dell oli\
miti
di
chiari
=
relitti di olnina.
Maglie
bandir
\h.uni
\
della metamorfosi
Campi
rocce
a
=
m
e
mm
di
i
suoi
stadi più axanzati
serpentinoscisto.
bowlingite e serpentino
di segregazione di
253
nltrabasiche
rmi
linee
nere
magnetite.
pseudomorfosi ad un aggiogato lepidoblastico di talco.
7. Il prodotto finale della metamorfosi è dunque un aggiogato di
struttura complessa : la pasta fondamentale risulta di un reticolo rittissimo
di venule di antigorite sviluppata in scagliette disposte perpendicolar¬
mente ai margini delle venule, di zone ovoidali di un aggregato finissimo
e lepidoblastico di talco e di zone di antigorite lamellare disposta paral¬
lelamente ai limiti. In questa massa si differenziano ancora aggregati
dialitici lenticolari di antigorite e porfiroblasti, talvolta porfireidi, di orneblenda e lamelle più o meno idiomoife di antigorite. I cordoncini di
magnetite restano talvolta eonser\ ati s\ dando la struttura cataclastica
della roccia premetamorfica. Le lamine di antigorite ed i prismi di orneblenda giacciono relativamente ben orientati secondo i piani di scistosità.
Mai si son potute osservare fessure nell'aggregato esposto che stessero ad
indicare una cataclasi postmetamorfica.
augite)
passa per
Il processo della metamorfosi
primaria
ad
un
serpentinoscisto di
descritto, che conduce dall'olivinite
struttura
complessa
contenente attino-
E. Dal Vesco
254
lite
e
talco, può
essere
passaggi; non esiste alcuna
rispetto alla posizione nel corpo
osservato in tutti i
dei diversi stadi
nella
disposizione
Spesso si può osservare che zone senza alcuna traccia meta¬
morfica giacciono nelle immediate vicinanze di altre mostranti gli stadi
6 e 7 con un'esile zona intermedia di passaggio. Appena verso l'apice
occidentale, dove tutto il complesso si riduce ad una potenza di una
decina di metri, la metamorfosi diventa generale con un'intensità che
varia dagli stadi 5 a 7. Nella medesima regione appaiono sovente super¬
ficie di discontinuità ricoperte di una crosta cornea di serpentino, spessa
legge
della lente.
circa
cm., di
un
un
bel verde lucente: la stessa è ondulata
e
fortemente
incrinata, caratteri questi, tipici per piani di scorrimento. Questa correla¬
zione tra intensa metamorfosi
dimostra
come
ricchezza di
e
superficie
la sollecitazione tettonica abbia avuto
sale dominante per la metamorfosi dell'olivinite in
K. L'olivinite
1. I
caratteri
Ad
(cfr. fig.
7
e
8)
sono
congiungono
cau¬
serpentinoscisto.
granatifera
uguale
dai due
margini
della lente olivinitica
incassati due banchi concordanti di olivinite
fera, che posseggono
si
carattere
macroscopici
distanza circa
una
di scorrimento
un
nella
variante tra
potenza
parte occidentale,
una
ma
uno e
e non
si incuneano lentamente tra i
due banchi incassanti di olivinite. XJ. Gritbenmann
che tutto il nucleo fosse
quattro
granati-
metri
(1908)
rappresentato da questa roccia,
aveva
ma
creduto
il rilievo
cartografico (le difficoltà del terreno e la copertura parziale con terreno
vegetabile non permettono l'osservazione diretta) ha chiaramente
dimostrato come l'olivinite granatifera sia proprio concentrata nei due
banchi menzionati.
spiccano con bellissimo effetto
(che
tempi passati furono usati
Sul fondo verde turchino dell'olivinite
i
granati
di
un rosso
rubino intenso
nei
preziose4) ). La grossezza dei fenocristalli varia dalle dimen¬
sioni di una nocciola a quelle dì un pugno, per quanto le prime siano le
più comuni. Anche la quantità è sottoposta a notevoli variazioni. Sulla
superficie di rottura, il granato mostra di frequente un anello verdeintenso di orneblenda che si allarga fino alla sostituzione totale del gra¬
nato, sporgendo allora, siccome più resistente che non l'olivina della
come
gemme
4) E. Pombtta ha
raccolto
a
questo proposito
documentario nell'archivio storico di Milano
e
gli estratti, che per mancanza di posto non
luogo. A loro vada il nostro ringraziamento.
un
interessante materiale
C. Taddbi mi ha ceduto
possono
essere
gentilmente
pubblicati in questo
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
255
ultrabasiche
I
1
Wcm
Fig.
12.
Inclusione più
o
nebulitica di
meno
eclogite
nell'olivimte
granatifera
di
A. Arrami.
1
=
Olivina
diametro)
granatifera
con
abbondanti fenocnstalli di granato
uniformemente sparsi.
risulta composta di onfacite
3
=
Apofisi
2
=
Eclogite
a
verde-erba, granato
onfacite,
risultanti esclusivamente di
roccia
incassante, particolarmente lungo
ì
grana
(fino a 0,5 cm di
grossolana (0,5—0,7 cm)
rosso-vino
e
di poca bronzite.
che appare sparsa anche nella
margini dell'achirosoma.
pasta fondamentale all'azione disgregatrice degli agenti atmosferici,
modo di bitorzoletti
e
questo
con
differenza dell'olivinite pura, per quanto
identico, si differenziano cristalli di augite con un verde
Nella pasta fondamentale,
di aspetto quasi
più smeraldino.
a
effetto curioso.
a
Dall'osservazione sul terreno, si
roccia contenente
escludendo
però
granato
a
può ritenere che il passaggio dalla
quella priva sia abbastanza rapido, non
che nei banchi incassanti possano
ancora
essere
conte¬
granato. Nella roccia in posto non è stato
inomogeneità che la quantità variabile di granato,
della Valle di Gnosca, immediatamente sotto al
nuti fenocristalli isolati di
possibile
fissare altra
mentre nel
torrente
giacimento, è stato ritrovato un grosso blocco di olivinite granatifera,
che proviene indubbiamente dal medesimo giacimento, con un'inclusione
di eclogite sviluppata a grana media fino grossolana e mostrante gra¬
duali passaggi con la roccia incassante (fig. 12).
2. La
composizione mineralogica
Comp. principali: granato, olivina, augite ortorombica e monoclina.
Comp. subordinati: orneblenda (in parte attinolitica), orneblenda chelifitica, serpentino, clinocloro.
accessori:
rutilo,
Comp.
picotite, magnetite, cromite.
256
E. Dal Vesco
La variazione delle
quantità volumetriche
nuto eccezionalmente basso
chietto, che
o
alto di
riassume diversi
metrico tra olivina
e
nei
tipi
senza un
conte¬
granato è data dal seguente spec¬
ma naturalmente il rapporto volu¬
esempi,
augite può variare
notevolmente oltre
a
questi
limiti :
granato
8,0--16,5
chelifite
4,0-
olivina
3. Il carattere
-
5,0
56,5--81,0
augite
2,0--11,5
orneblenda
3,0--11,5
min. metal.
0,5-
-
i,o
dei minerali
Possiamo senz'altro tralasciare la descrizione dei minerali che for¬
mano
la
pasta fondamentale, perchè
caratteristiche
morfologiche
si riscontrerebbero le medesime
ed i medesimi
processi metamorfici come
nelPolivinite lherzolitica pura, descritta nel primo paragrafo.
Il granato di dimensione fortemente variabile da media a gigante
(0,3—5 cm), in genere però superiore alla grana media dell'aggregato
inglobante, possiede carattere di fenocristallo o meglio ancora di porfiroide, dato che la delimitazione cristallografica è sempre mancante ed i
margini sferici fino ovoidali sono sempre intensamente lobati ricordando
fenomeni di risorbimento magmatico. Inglobata appare solo l'olivina in
grani ovoidali (fig. 13) ed una sola volta è stato possibile riconoscere, ma
non con sicurezza, il caso reciproco.
Fig.
13.
Microimmagine
nel granato
(Gra)
e
schematica che illustra
un
incluso ovoidale di olivina
la situazione della cataclasi. Olivinite
granatifera
(01)
di A. Arrami.
Genesi
Il
granato,
metamorfosi delle
e
sezione, è incolore
in
fettamente
basiche
rocce
o
e
ultrabasiche
257
leggermente rosa e sempre per¬
(spesso in forma di fessure
isotropo.
subparallele) i porfìroidi in aggregati di framenti, sì che talora
difficile decidere, se il granato rappresenti un unico individuo
La cataclasi dissolve
resta
cata-
clastico oppure un aggregato di grani primari. La composizione chimica
è data dalla seguente analisi (2) eseguita da E. GtttzwilIìEB (da Gbubenmann
1908):
Si02
Ti02
A1203
Cr203
41,85%
FeO
MgO
Valori di
Niggli
0,20
si
75,3
24,00
al
26,0
1,09
fm
63,6
9,80
e
10,4
18,23
alk
CaO
5,41
k
H20
0,10
mg
—
—
0,77
100,68
Peso
specifico
3,70
s
Indice! di rifrazione
L'analisi, calcolata
miscela di
in
:
1,742
equivalenti atomici, corrisponde
alla
seguente
granati :
3,2
[(Si04)3
61,4
19,5
13,6
Cr2Mg3]
=
3,2
[(Si04)3 | Al2Mg3]
=
61,4 Pyp (piropo)
può
Cr-pyp (piropo cromifero)
[(Si04)s
|
Al2Fe3]
=
19,5 Alm (almadino)
[(Si04)3
|
Al2]Ca3
=
13,6 Grò (grossularia)
Bu 0,1 +
resto:
Il rutilo
[
Si02 0,7
+
A1203
1,5
nel reticolo cristallino del granato per
poi
già presente primaria¬
mente ed allora in chicchi xenoblastici. Mentre per gh altri due elementi
possiamo aggiungere : Al può parzialmente sostituire Mg e Fé nella pro¬
porzione di due a tre, ed allora con il resto di Mg e Fé e di Si si ottiene
segregarsi
olivina, che,
come
granato. Più tardi
formula
Per
entrare
in forma di esilissimi
si è
a
aghi
oppure
essere
già visto, rappresenta
pag. 267
sopraccitata.
quanto concerne
la
spesso un'inclusione del
calcoleremo altre reazioni in base alla
genesi
di
questo granato
ricco di
piropo
e
E. Dal Vesco
258
perciò tipico
le condizioni
ultrabasiche, si può dire solo che, considerate
fenomenologiche strutturali (inglobamento totale o parziale
per le
rocce
dell'olivina, solo parziale dell'augite),
quasi contemporaneamente
Contro
forma
all'olivina
o
formazione catametamorfica
una
compatta dei porfiroidi, la
assoluta di facce idiomorfe
di risorbimento caratteristiche per
le forme
cristallizzato
forse leggermente più tardi.
postcristallina testimoniano la
mancanza
marginali
ancora parzialmente liquido. E questo in
nato di sicura origine metamorfica, quasi
e
deve essersi
esso
un
ambiente
con l'aspetto del gra¬
sviluppato in un'impal¬
contrasto
sempre
catura scheletrica insinuantesi tra i minerali
limitrofi,
tendenza alla formazione di facce idiomorfe secondo
con
(HO),
una
spesso
chiara
parzial¬
mente realizzate.
granato confina direttamente
fondamentale: quasi dappertutto esiste una
Di
raro
il
con
i minerali della
zona
pasta
chelifitica che si fa
più larga fino alla sostituzione totale del granato cen¬
prima di affrontare lo studio di questa complessa metamorfosi
del granato in chelifite, vogliamo considerare altri aspetti della roccia
madre per riprendere l'argomento a pagina 260.
successivamente
trale. Ma
4. La struttura
e
la tessitura dell'olivinite
granatifera
L'aggregato primario, talvolta ancora ben conservato, ha struttura
porfiroidica con porfiroidi di granato e con una massa fondamentale
granoidica fino granoblastica, simile a quella riscontrata per l'olivinite.
La grana dei porfiroidi è sottoposta a notevoli variazioni: può essere
uguale a quella della massa fondamentale che è media fino
piccola, ma generalmente è più grossolana, raggiungendo dimensioni
20 volte maggiori. La forma dei componenti rimane ancora analoga a
quella dell'olivinite ; il granato è sferico fino ovoidale con chiari margini
di risorbimento, che probabilmente sono di natura magmatica. A questa
si sovrappone una struttura cataclastica eterogenea, che, piuttosto regolare
inferiore od
nella
massa
fondamentale
con
cataclasti rombici in sezione, diventa molto
granato, per quanto le fessure principali conservino un
andamento piuttosto parallelo. Da ultimo la metamorfosi trasforma
irregolare
nel
l'aggregato primario monoschematico in
massa fondamentale attraversa gli stadi
La
termini
microcorismatico di cui la
descritti a pagina 250 in cui si
globuli diablastici della chelifite.
tessitura da leggermente orientata, a causa della metamorfosi,
chiaramente scistosa trovando la sua massima espressione nei
molto ricchi di lamine di antigorite.
differenziano i
diventa
uno
Genesi
5.
La
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
chimica dell'olivinite
composizione
259
granatifera (3)
Analisi di L. Hbzneb:
Si02
Ti02
A1203
Cr203
43,47 %
0,15
38,1 %mol,
si
2,97
1,5
al
0,43
0,3
fm
Fe203
4,42
1,5
e
FeO
4,48
3,3
alk
MnO
tracce
MgO
39,44
52,1
3,30
3,1
CaO
H20
5,0
—
0,89
1,87
+
100,0
Catanorma
Cai
4,4
An
Co
2,3
Wo
Fs
4,4
En
26,0
56,1
Cm
la
3,0
92,0
mg
Base
La
Niggli :
71,5
k
—
100,53
un
Valori di
0,1
7,3
3,1
0,9
Fo
Fo
75,6
Fa
2,1
Fa
4,3
Ru
0,1
Q
8,0
Cm
0,9
Ru
0,1
Mt
4,4
composizione chimica è analoga a quella dell'olivinite ma rivela
superiore di si, al e e, a costo di fm. Discuteremo più tardi
contenuto
possibilità
di
una
tale variante del carattere
magmatico
in
seno
alla
peridotite.
Confrontando
dell'olivinite
granatifera con quella
palesa
l'analogia, ma nello
(pag. 250)
stesso tempo lo spostamento della partecipazione mineralogica a favore
delle augiti. Dobbiamo ripetere l'osservazione già fatta allora che gli
alcalini non sono stati determinati, di modo che An formerebbe probabil¬
mente un'augite monoclina di carattere onfacitico. L'olivinite granatifera
tende così dal carattere peridotitico a quello ortaugitico. Se da ultimo si
calcola la facies dell'olivinite granatifera con un chimismo dei minerali
che equivale a quella dell'analisi del granato e dell'olivinite (in cui però
la maggior parte di Fé'" vien calcolata come Fé" e tutto l'Ai entra nella
composizione del granato), si ottiene una composizione che corrisponde
molto bene alle osservazioni microscopiche : Infatti si ha :
la
catanorma
dell'olivinite lherzolitica
01
subito
si
65,4 Gra 12,2 Ortaug 11,6 Aug
m.
9,4 Cm 0,7 Mt 0,6 Ru 0,1.
260
Aug
E. Dal Vesco
Fig. 14. Microimmagine dell'olivinite granatifera di A. Arrami (stadio 2).
olivina. Gra
orneblenda aciculare della cheligranato. Ho'
augite. 01
orneblenda cummingtonitica dell'aureola esterna.
fite interna. Ho"
=
=
=
=
=
6.
La metamorfosi del
Si diceva
mente
zona
con
dunque
a
granato
pag. 17 che di
i minerali della
raro
il
pasta fondamentale :
chelifitica che si fa successivamente
granato confina diretta¬
quasi ovunque esiste una
più larga
fino alla sostituzione
totale del granato centrale. Questa sostituzione del granato avviene pa¬
rallelamente al processo metamorfico che si verifica nella pasta fonda¬
mentale, ma non in modo così rigoroso che i diversi stadi che verranno
elencati possano
essere
confrontati direttamente
con
quelli descritti
per
l'olivinite pura.
Soprattutto nelle insenature profonde, il granato in contatto con
e con l'augite resta intatto, anche se per il resto si è già svilup¬
chelifite abbastanza larga.
una
pata
2. (Fig. 14.) In un primo stadio il margine da deciso diventa confuso
ed una serie di vermicoli verde chiari, disposti perpendicolarmente alla
superficie esterna del granato, costituisce un feltro giacente nei minerali
confinanti, i quali, nelle immediate vicinanze, perdono rapidamente
l'alto potere di birifrazione ed assumono una colorazione leggermente
1.
l'olivina
Genesi
Fig.
01 +
15.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
Microimmagine del granato circondato di
(stadio 3). Dall'olivinite granatifera
Aug
=
olivina
e
fite. Ho"
augite.
=
Gra
=
orneblenda
granato. Ho'
=
e
una
ultrabasiche
larga
261
aureola chelifìtica
di A. Arrami.
orneblenda aciculare della cheli-
cummingtonitica dell'aureola
verde, svelante un'incipiente alterazione dell'olivina
esterna.
e
dell'augite
ad
orneblenda. Il granato dal canto suo, per un esilissimo orlo periferico,
diventa anisotropo rendendo evidente che anch'esso partecipa alla
reazione.
(Fig. 15.) Quando la chelifite raggiunge
possono distinguere due zone concentriche :
3.
a) Quella interna risulta
di
bruniccio di orneblenda aciculare
tazione
un
lo spessore di 2 mm., si
feltro diablastico
verdastro
fino
disposta radialmente, con una pigmen¬
quasi submicroscopici di magnetite e di
intergranulare di chicchi
picotite. Gli aghi di orneblenda sono spesso raggruppati in fasci di forma
prismatica, nell'ambito dei quali, essi posseggono orientazione ottica
comune ; talvolta si può già osservare una ricristallizzazione sommativa,
dovuta alla fusione dei singoli aghi paralleli, che conduce alla formazione
di minuti prismi di orneblenda xenoblastica mostrante una birifrazione
media ed un'estinzione
b) Esternamente,
ny/c
in
=
un
12—13°.
raggio
di
mezzo
mm., i minerali confinanti
262
Fig.
E. Dal Vesco
16.
Microimmagine
dello stadio finale della metamorfosi del granato (stadio 5).
Dall'olivinite
01 +
Aug
=
olivina
Sp
e
=
augite. Ho'
spinello. Ho"
=
sono
intensamente cataclastici
nella
zona
di A. Arrami.
granatifera
chelifite aciculare
=
e
con
la
zona
centrale ricca di
aureola esterna di orneblenda.
rimarginati
dalla sostanza
immediatamente adiacente alla chelifite
vera e
+
colloidale
propria,
;
appena
descritta, si cristallizza un'orneblenda nematoblastica di grana piccola
fino minuta, disposta piuttosto tangenzialmente. Quest'ultima presenta
leggero pleocroismo nel verde pallido, un'estinzione
84°, svelando un carattere cummingtonitico.
un
+
In
essa
si continua la
chelifite
esilissimi vermicoli verde chiari
mando
un
feltro,
al cui
i
e
granelli
possono
ancora
posseggono allora
una
a
quelli
20°
e
2V
=
descritti sotto 2, for¬
esterno minuti chicchi di
concentrati in modo da costituire
=
propriamente detta, in forma di
analoghi
margine
ny/c
una
corona
periferica.
picotite
Oltre ad
sono
essa,
costituire, inglobati nell'orneblenda, piccoli nidi
grana
un
poco
più grossolana, sì
che la
diagnosi
diventa univoca.
4. Anche
granato,
quando
le rientranze
la chelifite ha
più profonde
già
sostituito la massima parte del
restano
quasi intatte. Le inclusioni
Genesi
Fig.
17.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
Microimmagine
mazione di
263
della ricristallizzazione di un globulo chelifitico con
serpentino (stadio 7). Dall'olivimte granatifera di A. Arrami.
Serp
serpentino. Sp
spinello (cfr. fig. 16).
=
for¬
=
ovoidali di olivina nel granato posseggono un'esilissima corona cataclastica che non attraversa però gli altri stadi della metamorfosi.
In
generale
la chelifite si
sviluppa in senso centripeto su di un fronte
punti dove la cataclasi del granato è molto
più rapidamente ed in modo più irregolare.
deltiforme chiuso: solo nei
intensa,
essa
si addentra
5. (Fig. 16.) Quando tutto il granato è scomparso, la parte centrale
perde la disposizione radiale degli aghi chelifitici (i quali costituiscono
fasci irregolari) e diventa particolarmente ricca di picotite.
6. Il processo studiato finora ha così raggiunto il suo termine, ma la
metamorfosi va oltre, in quanto l'orneblenda aciculare subisce una
ricristallizzazione
costruttiva che conduce ad
un
ingrossamento
della
grana. Questo nuovo processo ha inizio nella parte periferica del globulo
chelifitico e parallelamente alla fusione di più aghi di orneblenda in un
prisma
un
dei chicchi di
7.
più grossolano (n /c
picotite.
poco
(Fig. 17.)
In
uno
stadio
un'altra metamorfosi che deve
=
ancora
12°)
si verifica
più avanzato,
ancora essere
un
ingrossamento
la chelifite subisce
accennata
:
la visione micro-
264
Fig.
E. Dal Vesco
18.
Microimmagine
di
una
lenticella dialitica di
serpentino inglobata
nell'oli-
vinite lherzolitica di A. Arrami.
Serp
=
serpentino.
Ho
=
orneblenda
attinolitica.
Mt
=
magnetite.
01
=
olivina.
scopica à dominata allora da un aggregato nemateidico di lamine piccole
di antigorite disposte senza ordine particolare. Negli interstizi
triangolari
è ancora interposta la massa aciculare della chelifìte in cui i
singoli aghi
perdono successivamente la loro autonomia per passare a un'orneblenda
degli intergranulari. Le lamine di antigorite conten¬
picotite disposti talora nell'ordine radiale
primitivo, sempre lasciando liberi i margini dell'oicristallo.
8. La chelifite può essere completamente sostituita da un
aggregato
nematoblastico di antigorite, con rari aghi di orneblenda idiomorfa e rari
chicchi di picotite; quest'ultima è arricchita in modo particolare nella
zona interposta tra il nuovo
aggregato e la corona periferica di orne¬
blenda, sempre presente. Questi aggregati globulari non sono però da
confondere, per quanto la loro composizione mineralogica sia molto
analoga, con le lenticelle dialitiche (fig. 18) ritrovate con una certa fre¬
quenza nell'olivinite : quest'ultime sono di forma più lenticolare e la
mostrante la forma
gono innumerevoli chicchi di
picotite vi
manca
in modo
assoluto,
come
pure vi
mancano
i relitti di
Genesi
e
mctntni>ifi>-i
1 Ilo
rocce
basiche
265
ultrabasiche
e
!
1
Inm
Fig.
19.
di
Microfotografia
chehfitico. Oh\
htiuttui.i
una
.iciculaic
della chelifite. È
benmann
(1908)
ultimo
un
mito
gr.in.it
com
probabile
—t«itii
doliti
ilei,1 di A. Ai
iiiotaninrfnsi
unii.
caiatteristica per il
che
globulo
questa analogia abbia condotto U. Gbu-
alla conclusione che tutto il nucleo della lente sia stato
osservato in
trasformata in
un
prodotto metamorfico
originariamente costituito di olivinite granatifera.
9. (Fig. 19.) Un ultimo stadio della metamorfosi
essere
di
f>tmlu> il.
un
un
della chelifite
settore, in cui la roccia madre è
aggregato lepidoblastico
di talco. La
può
completamente
parto nucleare
i caratteri descritti sotto 8, mentre il margine pre¬
della chelifite
ripete
pigmentazione fittissima di un minerale opaco nero (probabil¬
mente magnetite), che copia in modo fedele la struttura aciculare degli
stadi 4—.1, questa pigmentazione è inglobata in una massa quasi isotropa,
manifestante solo parzialmente un carattere ottico simile all'antigorite.
La corona marginale, in origine costituita di omeblenda, è sostituita da
senta
una
clorite
con una
birifrazione molto debole.
L. Heznek ha
preziosa per
granato alla chelifite
sarà
dal
eseguito un'analisi chimica della chelifite (i), che ci
la comprensione dei processi chimici che conducono
stessa:
266
E. Dal Vesco
Valori di
Niggli:
0,19
si
62,0
21,35
38,28 %
Si02
Ti02
A1203
Cr203
Fe203
FeO
MgO
al
20,5
0,39
fm
64,0
3,12
e
15,5
3,44
alk
k
23,07
CaO
8,99
H20 +
H20-
1,42
0,87
mg
0,13
100,28
può
Dalla base si
91,95 Ho
con
la
seguente
calcolare la seguente
orneblenda
53,05
1
14>3
[
24,6
L
Si tratta
dunque
(Mg,Fe)8,5Al3,7]
044
(OH)
[(Si16041
30
Bu
:
f (Si8Al8)
32,2
composizione mineralogica:
0,1
4,35 Sp
0,45 Cm
3,15 Mt
(Mg,Fe)10]
(OH)4
Si16044
4
(Mg,
(OH)4
Ca4
Ca4
Fe)14]
di un'orneblenda risultante di
57,65 % pargasite
antofillite
26,80%
15,55 %
dove i
%
sono
riferiti
agli equivalenti
Se si confrontano
si vede che
da
uno
attinolite
ora
atomici.
i valori molecolari del
scambio sostanziale
con
di
MgO e di CaO, è necessario
formarsi una chelifìte completa.
Fra tutti questi spostamenti il calcio ha
un
l'unica
finanti
apporto
sorgente,
con
si esclude la
se
l'olivinite
dell'augite diopsidica,
sua
granatifera,
l'unico
che
non
nell'olivinite
della chelifìte
confinanti, completato
una
essere
posizione particolare:
dalle
rocce
esterne
con¬
ricercata nell'alterazione
componente mineralogico
fondamentale che contiene questo elemento
granatifera
e
affinchè dal granato possa
provenienza
deve
granato
i minerali
della
pasta
nelPolivinite
(più frequente
incassante). Che il calcio non provenga
ovunque direttamente dai minerali confinanti vien dimostrato dal fatto
che lo spessore della chelifìte è
(rimarginate)
della
proporzionale all'intensità delle fessure
pasta fondamentale e dal fatto che là dove un diopside
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
alterato confina immediatamente
non
morfica si fa
ancora
più
sottile che
basiche
con
il
e
granato, l'aureola
dove confina
non
267
ultrabasiche
con
meta¬
l'olivina. Il
di
diopside nella roccia stessa dovrebbe senz'altro bastare a
coprire fabbisogno per la formazione della chelifite. Nell'olivinite con
o senza granato, non è stato possibile trovare venule con calcite, clinozoisite o pistacite che fossero in grado di dimostrarne un apporto dalle
rocce adiacenti (d'altronde poverissime di calcite). Possiamo perciò con¬
tenore
il
cludere che il calcio necessario per la formazione della chelifite
può pro¬
granatifera stessa.
Nei suoi grandi tratti, il prodotto della reazione risulta dunque
1. di una parte centrale più o meno sferica di orneblenda avente la
composizione chimica descritta a pag. 266, frammista a picotite e a ma¬
gnetite e
2. di una corona periferica di antibolo di carattere cummingtonitico,
contenente parimenti picotite e magnetite. Quest'ultimo anfibolo non
possiede più la disposizione radiale del primo, ma bensì una più tan¬
genziale.
Se si cerca ora di seguire la reazione chimica che conduce, da un
venire anche solo dall'olivinite
dal
lato,
granato all'orneblenda chelifitica
all'orneblenda
dall'altro,
e,
dall'olivina
fissare le
cummingtonitica periferica, possiamo
seguenti
reazioni, calcolate in base agli equivalenti atomici :
1.
^
[(Si04)31 Al2 (Mg, Fe)3]
53,05(le
^
32,^,>z
La formazione della chelifite
+
6,6 CaO
r
L
l
propriamente
(+H«0)
detta:
-»
1
n
QC
(Si8Al8)044 (Mg,Fe)8j5Al3 J Ca4+17,2Si02+15,9 (Mg,Fe)0+-V-MgAl204
J
(OH).
ó
(0H)i
JM [(Si04)3 I Al2] Ca3 + 4,75(Mg,Fe)0 + 2,5Si02 -i+5i51->
30
^ [(Si04)3 | Cr2Mg3]
->
L
J
(OH),
Ca4
+
3,2CaO
+
-
z
A1,03
^MgCr204+ 1,05 MgO+ 1,2 Si02 -^ Cr203
13,0SiO2-f-ll,6(Mg,Fe)O
3,15 FeO
l,0MgO +
[Si16044 (Mg,Fe)J
-^Al2O3
+
(+H'0)
>
-^ [si16044 (Mg,Fe)14l
M
(+0i)
>
>
L
(OH),
-~-Fe304
M MgAl204
J
E. Dal Vesco
268
Sommando membro per membro si ha
:
(97,7Gra + -^Al2O3 + 0,7SiO2 + 0,lRuW3,4CaO + 2,l(Mg,Fe)O
analisi
(91,95Ho'
granato
1.*
3,15Mt + 0,45Cm+4,35Sp+0,lRu) +
+
(-+Ha0+0,)-
»,
3,6SiO2+~-
0,6.
n
.
'
A12032~3 +
2
-£2
Cr20:Ja
analisi chelifite
Naturalmente
Ca, questo
di
il
se
granato dovesse
apporto dall'esterno
2. La formazione della
contenere
sarebbe
non
una
più
quantità maggiore
necessario.
chelifìtica esterna, dove si ammette,
corona
in base ai dati
ottici, che l'orneblenda cummingtonitica sia approssima¬
tivamente
miscuglio
un
del
di attinolite
50% (molecolare)
e
50%
di
cummingtonite :
^p
4
[SiCM
•
Si04 I (Mg, Fé)] Ca+ 1,7 (Mg, Fé)
<±2!°W
O
2
25,5
[sile044 (Mg,Fe)J
30
^
*
2
~
à
[BiO* -Si04
|
M
(Mg,Fe)2] <±HiO>->
*
[Si04|(Mg,Fe)2]+3,6Si02 *±3!°U
^ [Si04|(Mg,Fe)2]
(+HaQ)
>
-M.
à
ó
ìg- A1203
+
L
L
+
(Mg, Fé)]
L
(OH),
L
(OH),
^ [8i04 | (Mg, Fe)2]
+
^-
J
-|*
>
J±°^->
l
+
ÓV
[SiO_4
L
Q- MgAl204 +
^-MgCr204
^pFe304
:
-Si04| (Mg,Fe)2]J +
M Al203
3,6 Si02 +
{— f Sii6044
J
|
|
0,7 MgO
Ca +
(Mg,Fe)0
[Si16044 I (Mg,Fe)J +3,6 (Mg, Fé) O
rfU
Sommando membro per membro si ha
I
+0,1
J
|
(OH),
Ca4 + 3,4CaO
[si16044| (Mg,Fe)J+3,5(Mg,Fe)0
2,45 FeO
[Si04- Si04
J
|
[Si16044 I (Mg,Fe)J
L
M. Cr203 +0,25MgO
-£-
(OH),(OH),
+-^ Cr203
(Mg, Fe)J Ca4
J
(0H)l
+
^ fsi16044
àV
-^- MgCr204 -^Fe304
+
<+H'0+0°>
l
+
(Mg,
(OH)i
3,4CaO
->
+
Fe)J } +
J|
2,l(Mg,Fe)0
Genesi
e
metamorfosi delle
28,9 Aug+27,401 +3,6 Si02 +
51,0Ho"
basiche
rocce
^- A12Q3+^ Cr203
+
ultrabasiohe
e
(+Ha0+0a)
269
>
2,lSp + 0,75Cm + 2,45Mt + 3,4CaO
+
2,l(Mg,Fe)O
Sommando infine membro per membro le due reazioni
si ottiene:
,.,
,
„„„
„,„,,,
91,95 Ho'+ 3,15
[100 Gra]+[28,9 Aug +27,4 01]
+
(+HaO + Oa)
Mt
+0,45 Cm
4,35 Sp + 0,1 Eu
2,1 Sp
dove Ho' è l'orneblenda aciculare della chelifite centrale K'
cummingtonitica
entrare in
100 K'
=
51,0 Ho" + 2,45 Mt + 0,75 Cm
+
blenda
principali,
,„«
„
dell'aureola
granoblastica
discussione è necessario stabilire
=
56,3 K"
Ho" l'orne-
e
esterna K". Prima di
rapporti volumetrici
corrispondono
microscopiche.
approssimativo
dei volumi, si vede che il rapporto dei raggi (fig. 20) equivale in media
alla situazione illustrata dalla microimmagine della fig. 16. Ciò con¬
fermerebbe il calcolo chimico fatto, per quanto in esso si siano fatte delle
semplificazioni e delle approssimazioni nella composizione di Aug e di
una
alle osservazioni
se
i
Dal calcolo
Ho". Ma nell'ultima reazione chimica si ha 28,9
Aug
e
27,4 01: si rivela
dunque una maggiore partecipazione dell'augite di quanto essa sia normal¬
mente presente nella distribuzione statistica della pasta fondamentale.
Si deve perciò ancora una volta ammettere che il CaO provenga per
diffusione da una zona più vasta dell'olivinite granatifera.
Fig.
20.
Rappresentazione
tra chelifite
vale
K"/K'
contribuire
aciculare K'
=
56/100.
con una
indicate le
e
schematica delle relazioni volumetriche che intercorrono
aureola esterna di orneblenda K". Il rapporto dei volumi
Nella
figura
di destra è
aggiunta
la
zona
esterna che deve
cessione di sostanze alla formazione della chelifite ;
migrazioni
sono
sostanziali calcolate in base alle reazioni.
inoltre
270
E. Dal Vesco
La reazione sinantetica deve
metamorfosi
apporto di
senza
sostanze
nello stadio 2
Superata
reticoli
aver
luogo già
fino
dagli
inizi della
sia necessario ammettere
che in
un primo tempo
un
dall'esterno, fatta eccezione dell'acqua. Infatti già
(pag. 260) si osservano i neominerali delle reazioni scritte.
iniziale, accompagnata da un nuovo regolamento dei
la fase
cristallini, la
La reazione per
dell'ambiente
se
reazione
procede
con un
stessa è dovuta ad
fisico, di modo
una
libero scambio sostanziale.
diminuzione della
che la fase avente un'alta
pressione
densità, stabile
pressioni, deve passare ad una fase con densità inferiore, cioè con
un volume maggiore : in altre parole il granato deve trasformarsi in un
minerale meno denso, nel nostro caso in orneblenda (per questa ragione
i minerali parzialmente o totalmente inclusi nel granato non mostrano
alcuna reazione).
ad alte
Ora
alcune osservazioni sulla
ancora
cronologia
dell'evoluzione del
fenomeno stesso:
1. Le fessure formatesi per effetto della cataclasi
mai la
non
chelifite, per quanto sia chiaramente osservabile
tinuità della
formazione
massa
della
Interessante
osservato in
una
come
le discon¬
fondamentale continuino attraverso il
chelifite risulta così
dunque più giovane
attraversano
granato. La
probabilmente postcataclastica,
della cataclasi.
questo proposito è un sistema parallelo di fessure,
sola sezione, completamente rimarginato da un finissimo
a
aggregato lepidoblastico di talco contenente porfiroblasti di magnetite.
Eccezionalmente una di queste fessure attraversa sia la chelifite, sia il
granato, mostrando ivi
di
un
carattere ben diverso. La linea
centrale, di
un
di spessore, è formata di
mm.
un aggregato di lamelle di antiquinto
gorite disposte a rosetta; da entrambe le parti è un margine (0,2 mm.),
quasi isotropo, ancora di antigorite inglobante innumerevoli piccolissimi
grani di uno spinello viola-intenso, idiomorfi secondo il cubo ed isotropi.
La salbanda verso il granato risulta di un'orneblenda incolora (estinzione
ny/c 16—18°), irregolare e disposta perpendicolarmente al granato.
Quest'ultimo si trasforma per pseudomorfosi in un'orneblenda simile a
quella or ora descritta, che mantiene verso l'interno un indice di rifrazione
simile a quello del granato primitivo. La chelifite sferica marginale del
granato resta ancora indicata nell'ambito della vena da una finissima
pigmentazione bruniccia, che copia fedelmente la struttura penniforme
dell'aggregato primitivo. Al suo margine esterno è un'esile zona di anti¬
gorite e poi si passa in modo repentino all'aggregato di talco prima
=
descritto.
Questo fenomeno è interessante perchè
mostra
come
le soluzioni
Genesi
circolanti
o
formazione
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
processi di diffusione contribuiscano
della chelifite (con carattere attinolitico).
i
2. La circolazione delle soluzioni acquose deve
alla
chelifitizzazione,
ma
271
ultrabasiche
effettivamente alla
essere
è necessario ammettere che
contemporanea
l'apporto
sostanziale
una zona non molto vasta, attorno ai granati, deve essere
proveniente
leggermente più giovane, altrimenti non si potrebbe capire come i mine¬
rali di serpentino verdognolo isotropi o anisotropi non riempiano, salvo
rarissime eccezioni, le fessure del granato : essi si disperdono al margine
esterno della chelifite. La prima aureola chelifitica ha impedito che le
soluzioni o le fasi diffuse entrassero nelle fessure del granato.
3. L'affermazione che il CaO non possa provenire da lontano vien
confortata dalla proporzionalità che intercorre tra lo spessore della cheli¬
fite e il grado di metamorfosi della zona adiacente della pasta fonda¬
da
mentale
olivinite
tissima,
e
dal fatto
che, in
granatifera
situazione
superando grandi
metamorfiche,
ma
possibile
non
se
le soluzioni
può
avessero
circondate da
restare ridot¬
circolato ovunque
distanze.
4. Si è tentati
della
meno
zone
molto metamorfosata, la chelifite
a
calcolare, anche
solo
se
grosso
modo, quale sia
che deve contribuire
circostante al
con un
l'ampiezza
granato,
secondo
chelifite
formi
si
le reazioni
apporto sostanziale perchè la
approssimative scritte. Conviene procedere con un esempio. Si supponga
di avere un'olivinite granatifera della seguente composizione, che
zona
d'altronde entra nel campo di variazione della roccia studiata:
Granato
12,5 % Voi. che riferiamo
Olivina
73,0 % Voi.
Augite
14,5%
L'augite monoclina
ora
si
pensano
occuperebbero
le
a una
base
granato
100
olivina
584
augite 116
(ortaug. 87 + clinoaug. 29)
Voi.
sarebbe sufficiente per la reazione della chelifite. Se
olivine
le
e
statisticamente
augiti
distribuite
una corona
uniformemente,
raggio
R della sfera di
doppio
di
quello
Si ottiene così la situazione illustrata dalla
figura
un
volume 7 volte
R
Il
maggiore.
/qqa
(3I/tt^t
=
esse
sferica attorno al
granato con
augite-olivina
\
=
21 il
della sfera di
granato.
20.
può
poco voluminosa
È naturale
dalla
reazione.
richiesto
per permettere l'apporto sostanziale
che, se la partecipazione dell'augite è inferiore a quella supposta, la zona
interessata diventa di volume maggiore.
Questa considerazione dà anche una spiegazione del perchè settori
Concludendo si
affermare che basta
una
zona
272
E. Dal Vesoo
1
I
1m
Fig.
Inclusioni
21.
eclogitiohe
sulla continuazione
dell'olivinite
granatifera
nel-
l'olivinite lherzolitica di A. Arrami.
1
=
Olivinite lherzolitica. 2
3
=
Lenticelle stirate di orneblendite
distaccato,
molto ricchi di
figura
=
Lenticelle
turgide di eclogite e di augitite
cummingtonica. A destra si ha
mentre sullo sfondo appare la roccia in
onfacitica.
un
blocco
posto.
granato manifestano chelifiti più ridotte (si confronti
14 ricca di
la
granati).
5. Dalle considerazioni fatte risulta
rappresentare
fronto di Ho'
anzi
un
un
con
improbabile che la chelifite possa
prodotto
superficiale. Un con¬
del
di
H.
Wang (fig. 63) rivela
S.
quelle
triangolo QLM
di alterazione secolare
carattere meso-catazonale dell'orneblenda chelifitica.
HI. Le inclusioni
a)
eclogitiche
Achirosomi lenticolare-striati
Il banco inferiore dell'olivinite
mità occidentale in
vicinanze,
un
poco
achirosomatiche
rosso
una
serie
più sotto,
come
costituite di
nell'olivinite
granatifera
fu trovato
un
un'eclogite
rubino, giacente in
grana
una
fig. 21. Le
grossolana ricca
massa
e
sua
estre¬
nelle immediate
blocco che contiene lenticelle
è illustrato dalla
a
si dissolve alla
di lenti schiacciate
lenti
di
più turgide
granato,
di
sono
un
bel
fondamentale verde-erba chiaro,
colore caratteristico dell'onfacite. Alcune di
di
un
aggregato
queste lenticelle risultano
di clinoaugite onfacitica,
ortaugite
della prima è simile a quello dell'olivinite con una
cristalloblastico di
dove il carattere
e
prevalenza di enstatite. Le lenticelle più allungate e striate risultano
un aggregato orneblenditico con un'orneblenda cummingtonitica.
di
Genesi
1.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
273
ultrabasiche
Composizione mineralogica
Comp. principali:
granato, clinoaugite onfacitica, orneblenda cumming¬
tonitica.
Comp.
Comp.
subordinati
accessori:
:
olivina.
pleonasto, magnetite, pirite.
2. Carattere dei minerali
Granatoin
grani sferici fino ovoidali di dimensioni giganti ( 1—2 cm. ).
una colorazione leggermente rosa ed è completamente
Di
raro
isotropo.
ingloba chicchi di magnetite. Sempre possiede un invo¬
lucro chelifitico con carattere leggermente diverso da quello descritto
finora: lungo il margine del granato si sviluppa un feltro di vermicoli
In sezione mostra
verdi
e
radiali che
si toccano,
verso
più grossolani isotropi di
pleonasto.
I grani
l'esterno, soprattutto là dove due chelifiti
per ricristallizzazione sommativa, danno
un
origine
a
vicine
cristalli
verde intenso, che si lasciano identificare per
di
pleonasto giacciono in un orlo di orneblenda che passa
a quella che si forma per pseudomorfosi dai minerali
confinanti fino a una profondità di 0,2—0,4 mm. Questa metamorfosi
del granato in chelifite non mostra tratti essenzialmente nuovi rispetto
al fenomeno dell'olivinite granatifera. Il prodotto finale è un globulo
chelifitico con un nucleo diablastico di orneblenda cummingtonitica e
un'aureola di vermicoli di peonasto, talvolta ricristallizzati in granelli
più grossolani giacenti in orneblenda simile a quella del nucleo.
Augite onfacitica di un caratteristico verde smeraldo è svilup¬
pata in prismi xenoblastici tozzi di dimensioni medie, con una ottima
sfaldatura secondo (HO), n /e
37°. L'augite mostra spesso una segre¬
gazione interna di orneblenda lanciforme cummingtonitica, con l'asse di
elongazione orientato parallelamente all'asse e dell'augite.
Olivina: solo in alcuni grani xenoblastici con caratteri morfologici
simili a quelli dell'augite. Con un angolo assiale 2V= + 90° svela la stessa
composizione chimica come nelle oliviniti inglobanti.
Orneblenda cummingtonitica: è il prodotto metamorfico mar¬
ginale dell'augite onfacitica e dell'olivina in contatto con le chelifiti.
Questi minerali si trasformano per pseudomorfosi in un'orneblenda di
un verde molto chiaro, con pessima sfaldatura e una estinzione
ny/c
10—12° : in essa si segregano aghi di rutilo ordinati in schiere subparallele.
Della stessa natura sono le segregazioni anfiboliche nelle augiti. Se poi
l'orneblenda assume maggiori proporzioni, acquista il seguente pleoinsensibilmente
=
=
E. Dal Vesoo
Fig.
Microimmagme
22.
di
particolare dell'eclogite lenticolare
(cfr. fig. 21). A. Arrami.
un
inclusa nell'oli-
vinite lherzohtica
Gra
svelano
con un
=
orneblenda
curnmmgtonitica.
Kel
=
chelifite.
incolore, n^
incolore-leggermente bruno, ny bruno ver¬
il
17—19°
pallido,
seguente angolo assiale. 2V=+80° e n /e
eroismo
dastro
granato. Ho
=
na
=
=
=
=
chimica della
una composizione
piccolo tenore di orneblenda
3. La struttura
e
la tessitura
cummingtonite probabilmente
comune.
(fig. 22)
L'aggregato è porfiroblastico con una forte predominanza (70—80%)
porfiroblasti (ev. porfiroidi) di granato a grana grossolana fino gigante,
situati in una massa fondamentale quantitativamente ridotta di grana
media con granoblasti di augite e di orneblenda (l'olivina è un accessorio
msignificante per quanto riguarda la quantità). L'orneblenda, anche se
di
non
direttamente in contatto
pseudomorfosi
dell'olivina
La cataclasi è
e
con
la
chelifite, sembra originata dalla
dell'augite perchè
piuttosto debole ed
sempre di forma tozza.
in nessuna fessura è stato possibile
riempitivo analogo a quello riscontrato nelle rocce
oliviniche, per quanto l'olivinite inglobante si trovi negli stadi 5—6
esposti a pagina 252 della metamorfosi, con una quasi totale alterazione
ad antigonte nelle immediate vicinanze della lente descritta.
osservare un
minerale
Genesi
e
metamorfosi delle
La tessitura è di solito massiccia ;
più ampia,
poco
essa
basiche
rocce
la
se
e
275
ultrabasiche
pasta fondamentale
si fa
un
diventa scistosa di cristallizzazione.
4. La metamorfosi
Si manifesta soprattutto nelle
piccole lenti più allungate
e
stirate. Nel
si ripetono però gli stessi fenomeni che sono stati descritti per
granatifera: una metamorfosi del granato in orneblenda cummingtonitica e pleonasto; dell'augite onfacitica e della poca olivina, per
contatto (reazione sinantetica) con la chelifite o per segregazione, in
complesso
l'olivinite
orneblenda
ha
della metamorfosi:
tozze
stirate
può
cummingtonitica. Si
le lenti più
trasformate.
Questa
più
solo
esser
una
regolarità nell'intensità
meglio conservate, quelle
del grado metamorfico non
certa
sono
differenza
fatta risalire alla forma diversa delle lenticelle,
al diverso tenore di
ma
anche
granato della roccia premetamorfica.
b) Incrostazione-filone
facies diversa da
quelle descritte finora, si presenta una
luogo, nella regione centrale, su di una
fenditura non completamente rimarginata dell'olivinite, pressoché verti¬
cale, con deviazione nord-sud. In essa si differenziano macroscopicamente
grossi granati, con un diametro di circa cm. 1,5, che sporgono a modo di
Con
una
incrostazione trovata in
bitorzoli
zione
avvolti da
e sono
distinguere
lamine di
rossa con un
di
unico
una
chelifite verde-oscura, in cui si possono
clorite
una
leggero
posta alle cheMti è
1.
un
grigio-plumbea.
tono nel
bruno-miele,
Il
granato è di colora¬
mentre la
massa
inter¬
verde-azzurro debole.
un
Composizione mineralogica
Comp. principali: granato (33% voi.), chelifite (36), clorite (15), augite
orneblenda (14,5).
Comp. accessori : titanite, magnetite, pleonasto (assieme 1,5).
2.
e
Carattere dei minerali
Granato è
sviluppato
in
grossi cristalli più
ricolmi di inclusioni minutissime di
orneblenda.
distingue
inglobati in
Il
una
come
margine
zona
una
e
meno
sferici spesso
di clorite, talvolta anche di
è sempre costituito di
una
chelifite in cui si
interna, risultante di vermicoli radiali di
pasta di orneblenda, ed
una zona
spinello
esterna, rappresentata
pseudomorfosi dei minerali confinanti in orneblenda.
ingrossano alla periferia formando dapprima goccioline e
di solito dalla
I vermicoli si
augite
o
E. Dal Vesco
276
di
poi chicchi
orientano,
altre volte invece restano vermiformi,
pleonasto ;
Composizione
Analisi di J. Jakob
chimica del
Si
687
2
22,10
Al
433 ì
0,18
Cr
2
\
140
j
Fé'"5)
MnO
0,25
Mn
MgO
20,02
Mg
CaO
\
\
689
=
467
=
73
al
23
fm
68
3x229 + 2
2x229 + 9
Niggli :
si
e
9
mg
0,69
3|
496
Ca
4,66
si
granato (5).
Ti
11,24
ma
(001).
Valori di
0,19
A1203
Cr203
Fe203
a
:
41,30%
SiOa
Ti02
piani paralleli
nella clorite, nei
se
83
\ 690
=
]
3 X 229 + 3
99,946)
L'analisi dà la
espressa in
seguente composizione della miscela dei granati,
equivalenti
8
1306,5
8
288
8
105,5
8
116
8
oo
|oo
atomici :
[(Si04)3
|
Cr2Mg3]
[(Si04)3
|
Al2Mg3]
=
70,8
Pyp
(piropo)
[(Si04)3
|
AlaFe3]
=
15,6
Alm
(almandino)
[(Si04)3
|
Al2] Ca3
=
5,7
Grò
(grossularia)
[Si04)3 | Fe2] Ca3
=
6,3
Andr
(andradite)
|
Al2Mn3]
=
0,4
Spe
(spessartino)
2 Ti
=
0,1
Ru
=
0,2
Mt
=
0,5
Sp
[(Si04)3
|- Fe304
-| MgAl204
0,4°/'0 Cr-pyp (piropo cromifero)
=
Questo granato si avvicina moltissimo a quello dell'olivinite granatifera (pag. 257) per quanto possegga un contenuto sensibilmente maggiore
di
piropo,
eclogiti
discostandosi così
normali dove, in
ancora
generale,
maggiormente
non
dal
granato
supera il valore del
delle
50% (equi¬
valenti atomici).
6)
Il Fé è stato
Fé'"
rapporto
6) H20
:
e
precipitato
Fé" sia circa 1: 3
alcalini
non sono
tutto in valenza 3
(32 Fé'";
108
e
ammettiamo nel calcolo che il
Fé").
stati determinati
perchè insignificanti.
Genesi
Fig.
Ho
23.
=
e
metamorfosi delle
Microimmagme
di
un
particolare
orneblenda cummmgtomtica.
=
Augite onfacitica,
rocce
Aug
=
basiche
e
ultrabasiche
dell'incrostazione di
eclogite.
augite onfacitica. Clin
chelifite. Gra
=
277
=
A. Arrami.
clinocloro. Kel
granato.
prismi xenoblastici relativamente slanciati
con ottima sfaldatura secondo
(110), mostra spesso una segregazione
lanciforme di orneblenda lungo le superficie di sfaldatura. Se contenuta
nel granato, in piccolissimi chicchi xenoblastici, può inglobare aghi di
rutilo; ma non subisce mai un'alterazione od una segregazione di orne¬
blenda nel senso sopra esposto.
Clinocloro in lamine di grandezza media, con chiara sfaldatura
secondo (001), è quasi sempre interposto ai cristalli di granato. I dati
2—4° e
ottici sono: 2V
ny/c 5—6°. Spesso è leggermente piegato
in
=
=
senza
arrivare alla rottura. Al contatto
analogo all'augite,
con
la chehfìte passa, in modo
ad orneblenda.
Orneblenda in genere nematoblastica di grana media, solo se
contenuta nel clinocloro, con ottima idiomorfìa secondo il prisma. Sosti¬
tuisce
gradatamente
vicinanze
della
anche le
cheHfite.
augiti
che
non
2V=+84—86°.
si trovano nelle immediate
ny/c
=
18—19°.
Pleocroismo
più spesse legger¬
verde debolissimo (verde-erba), corrispon¬
mente verde giallognolo) e
ny
dendo anche in questa roccia ad una cummingtonite forse leggermente
impura. Talvolta contiene aghi di rutilo isoorientati.
debolissimo
:
na
=
incolore,
n«
=
=
incolore
(nelle
sezioni
E. Dal Vesco
278
3.
La struttura
profiroblastica con una massa interposta grano- fino nematoblastica di
grana media (fig. 23). Il granato domina decisamente sulla somma di
tutti gli altri componenti rappresentati, prima della metamorfosi osser¬
vabile attualmente, da augite onfacitica e da clinocloro (non si ha alcuna
ragione per ritenere che esso si sia formato alle spese di un altro minerale
dell'aggregato).
è
4. La tessitura deve
essere
come
massiccia.
metamorfosi
5. La
Come nelle
rocce
precedenti, l'augite
in condizioni stabili
sono
considerata
tamente
al contatto
o
con
trasformano, la prima
la
chelifite)
IV. Gli scisti orneblenditici
Come si è
onfacitica ed il granato
si
e
già
marginali
in orneblenda
il secondo in orneblenda
clinocloro, fuori dell'ambito della
mentre il
nasto,
e
chelifite,
in parte contenenti
non
(diret¬
e
pleo-
resta intatto.
granato]
precedenza, nell'olivinite, tra i cristalli di
antigorite, si trova un'orneEssa
si arricchisce verso il mar¬
cummingtonite.
visto in
olivina oppure nelle microlenti dialitiche di
blenda
con
carattere di
esterno della lente di olivinite
gine
pochi
dm
non
formare
sottile involucro di
un
(le condizioni degli affioramenti non
sicuro). La stessa orneblenda forma, da sola o
sicuramente continuo
hanno permesso
come
a
un esame
componente accessorio, le lenticelle appena descritte incluse nel¬
l'olivinite stessa.
margine l'olivinite diventa intensamente metamorfica, ricca di orneblenda cummingtonitica impura e di antigorite, e contiene abbondanti relitti di augite
ortorombica che passano al margine, per pseudomorfosi, soprattutto alle
basi e lungo la superficie di sfaldatura, ad un aggregato lepidoblastico
di talco. La struttura diventa così eterogenea con un neosoma nemato
fino granoblastico e dove è ricco di antigorite, dialitico con reKtti del
paleosoma (augiti in prevalenza ortorombiche) passanti ad un aggregato
lepidoblastico di talco. La grana, sia per i minerali neocristallizzati, sia
per quelli relittici, è piccola fino media. I componenti di maggiori dimen¬
Vogliamo
descrivere
un
profilo dettagliato.
Verso il
—
sioni
con
parallela
carattere nematoblastico
ai
margini
di orneblenda.
della
lente, ed
posseggono
in modo
un'ottima orientazione
analogo
sono
arricchiti i
grani
Genesi
e
metamorfosi delle
interessante
Più
è
la
roccia
l'esterno, quella descritta, vale
1.
rocce
che
dire
a
basiche
e
segue,
una
279
ultrabasiche
immediatamente
verso
cummingtonitite granatifera.
Composizione mineralogica
orneblenda (cummingtonite), flogopite.
Comp. principali:
subordinati:
Comp.
granato.
Comp. accessori:
spinello, magnetite, zircone.
Il tenore dei
sempre
però
con
singoli componenti è sottoposto a notevoli variazioni
che talvolta
una chiara prevalenza dell'orneblenda,
forma da sola la roccia.
2. Carattere
dei
componenti
Orneblenda in genere di forma tozza xenomorfa, sia alla base, sia
lungo le facce del prisma, con rara sfaldatura secondo (110). La grana è
variabile pur restando minuta. I caratteri ottici
i
seguenti : angolo
ny/c 10—12°; pleocroismo ben accentuato
da na
verde
verde-giallognolo debolissimo ; n8 verde pallido a n
con un tono nell'azzurro, rappresentando così una cummingtonite ricca
di magnesio, ma probabilmente impura (orneblenda comune), dato il
pleocroismo che si discosta leggermente da quello di una cummingtonite
assiale 2V
=
-80°; estinzione
sono
=
=
=
=
teorica.
Flogopite riempie gli intergranulari dell'orneblenda
sbrandellate. Lo spiccato pleocroismo varia da
e
con
medie
debolissimo ad
n
un
bruno-arancione medio. 2 V inferiore
/e importa
pleocroitica.
4—5°. Solo occasionalmente
ingloba
a
5°
un
e
lamine
arancio
l'estinzione
zircone attorniato da
un'aureola
Granato,
grani ovoidali, ora isolati, ora raggruppati, è
intergranulare,
semi-intragranulare nell'omeblenda.
Spinello (pleonasto), in grani minuti ed isometrici leggermente
lobati, è più frequente in vicinanza della flogopite, ma può anche trovarsi
in minuti
o
isolato nell'omeblenda
verde-erba intenso
Magnetite è
rara e
3. La struttura
al
margine del granato.
quegli
individui
un
al centro.
piccola
a
media,
con una
partecipazione
variabile. La struttura è grano- fino nematoblastica
dell'orneblenda si manifesta al confine
in
La colorazione è di
gradazione verso il nerastro
con abito analogo allo spinello.
(fig. 24)
La grana varia da
logica
o
con una
completamente
con
la
inclusi in
flogopite
essa.
La
e
e
minera¬
l'idiomorfia
diventa ottima
flogopite
subisce
E. Dal Vesco
280
Fig.
24.
Microimmagme dello
orneblenditico
scisto
a
flogopite
e
a
granato del
margine esterno dell'olivimte lherzolitica di A. Arrami.
Gra
=
granato.
Ho
=
orneblenda cummingtomtica.
Mt
=
Flog
=
flogopite.
magnetite.
sempre la forma dell'orneblenda. Il
granato non ingloba mai gli altri
componenti, ma gli spazi interposti ai frammenti, od eventualmente ai
grani primari raggruppati, sono rimarginati sia dall'orneblenda sia dalla
flogopite, sì che diventa probabile che il granato rappresenti il relitto di
premetamorfica in cui l'orneblenda e la flogopite hanno sosti¬
tuito tutti gli altri componenti, dove l'orneblenda è precedente alla flogo
pite. Queste ultime mancano, in analogia a quanto si è già visto per 1
neoprodotti delle rocce precedenti catazonah, di ogni segno cataclastico.
una
4.
facies
La tessitura
Negli aggregati monominerahci di orneblenda
cristallizzazione, mentre là dove appare
scistosa di
quenza la
essa
con
è
leggermente
una
certa fre¬
diventa
flogopite,
piuttosto massiccia. Verso l'esterno l'aggre¬
gato si fa monomineralico di orneblenda con caratteri analoghi a quelli
appena descritti
(2V
clasi orientata. Sulla
=
-88°,
sua
ny/c
origine
=
18°),
essa
ritorneremo
pure
più
manca
tardi
a
di
una
cata¬
pagina 444.
Genesi
Fig.
e
metamorfosi delle
25. Sottile banco
e
rocce
basiche
e
281
ultrabasiche
lenticelle di scisto attinolitico nella continuazione occi¬
dentale della lente di olivinite di A. Arrami.
1
=
Scisti attinolitici. 2
silicatica.
4
=
Gneis
È indubbio
=
Involucro monomineralico di biotite. 3
calcesilicatici.
che la roccia
5
=
Gneis
di
iniezione
premetamorfica
del
=
Roccia calce-
Gaggio.
quella osservabile attual¬
più corrispondenti all'olipresentava già
vinite Iherzolitica pura, ma tendenti maggiormente a un magma ortaugitico. Si manifestano così certe analogie con l'ohvinite granatifera e con
le sue inclusioni descritte nel paragrafo precedente. Le relazioni genetiche
e la metamorfosi verranno discusse più tardi, dopo aver considerato rocce
marginali analoghe, che formano un involucro attorno alle oliviniti harzburgitiche della Valle di Moleno.
caratteri chimici
mente
a
non
V. Gli scisti attinolitici
Solo circa 10
m.
più
ad occidente della
regione
descritta alla fine del
paragrafo 1, dove rohVinite è completamente metamorfosata
tinoscisto, la lente si riduce ad
un
banco, della potenza di
(come è illustrato nella figura 25), che rimane concordante
a
circa
con
serpenm.
le
1,20
rocce
dagli scisti attinolitici, di un
più avvolti dalle rocce anfìbolitiche, ma da
un esile involucro (1—2 cm.) risultante di un aggregato monomineralico
di biotite poco coerente, parallela ai margini. Alla periferia, i cristalli di
attinolite sono perpendicolari alle pareti per poi passare verso l'interno
ad una posizione più o meno parallela alla scistosità. Sotto il microscopio
gli scisti risultano (fig. 26) quasi esclusivamente di attinolite nematoincassanti. L'olivinite vien ivi sostituita
verde chiaro, che
non sono
282
Fig.
E. Dal Vesco
Microimmagine degli scisti attmolitici delle lenticelle della fig.
Aerami. L'aggregato risulta esclusivamente di attinolite.
26.
blastica
a
grana
piccola
con
un'estinzione
da incolori al centro passano ad
ny/c
=
21°. I
25.
A.
singoli individui
pleocroismo leggero, nel verde, verso
i margini. Negli interstizi triangolari lasciati liberi dai prismi di orneblenda, possono essere inclusi biotite e plagioclasio, sempre in quantità
assolutamente subordinata. La struttura è dunque nematoblastica fino
un
intersecale.
Più ad occidente il banco si dissolve in
una
serie di
piccole lenti
turgide (25 X 10 cm) che, in una collana, si allunga fino alla cresta del
Gaggio, dove le rocce si rivelano per l'ultima volta nella consociazione
paragenetica normale per la lente di Alpe Arrami. Il profilo è il seguente :
in alto
(sud)
gneis
di iniezione
roccia fino
m.
anfibolite
0,6
m.
scisti attinolitici
0,4
m.
anfibolite
0,8
m.
calcesilicatico 3,0
m.
gneis
roccia fino
in basso
(nord)
Gaggio
calcesilicatico 2,0
gneis
gneis Vogorno.
La successione è
nolitici occupano il
analoga
a
quella della lente, solo che gli
posto dell'olivinite.
scisti atti¬
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
ultrabasiche
e
I
283
1
imm
Fig.
27.
Microimmagine
Ho
=
dello scisto attinolitico della Cresta del
attinolite.
Aug
=
Gaggio.
augite diopsidica.
composizione mineralogica e le caratteristiche strutturali restano
molto simili a quelle appena descritte, fatta eccezione per l'augite che è
nuova (fig. 27).
L'augite (n /e 41°) incolore, sviluppata intergranulare tra i prismi
di attinohte, con forma scheletrica e relittica, ingloba spesso in modo
parziale o totale piccoli prismi di attinolite senza però presentare alcun
passaggio con essi. Solo in alcuni casi il diopside, dissolto in numerosi
piccoli chicchi, che mantengono pertanto un'orientazione ottica comune,
è inglobato nel serpentino che ricolma gli intergranulari. Il serpentino
è a sua volta fittamente attraversato da finissimi aghi di attinolite dis¬
posti in modo da formare una specie di graticcio di sagenite.
L'attinolite stessa è cristallizzata in lunghi prismi di dimensioni
medie con un'ottima e fine sfaldatura secondo (110), meno pronunciata
invece secondo la base. I singoli individui possono talvolta compene¬
trarsi senza soffrire nell'idiomorfia prismatica, che in genere è accentuata.
L'angolo assiale 2V=-86° e l'estinzione ny/c 19—20° sono carat¬
La
=
=
teristici
eseguito
contiene
per l'attinolite che, come appare dal
sulla scorta della base dell'analisi che
un
certo tenore di orneblenda
calcolo
della
formula
riporteremo più sotto,
pargasitica e di cummingtonite :
E. Dal Vesco
284
94,4 %
5,3
l
(0H)„|
1
(Mg, Fe)10
J
Ca4
|si12Al4044 Al4(Mg,Fe)6lCa4
àV
L
J
(OH).
-^-[si16044 (Mg,Fe)14|
espressa in valori catanormali:
Cs 18,9
Cai 2,1
La
ÓK)
~
0,3
Oppure
[sil6044 I
~
proiezione
Fo 47,1
nel
Q 30,0
Fa 1,9
triangolo QLM
=
100
di H. S. Wang cade nel campo
dall'analisi
dall'analisi
tipico per le orneblende degli scisti attinolitici.
La composizione chimica della roccia è
data
(6)
di
L. Hezner:
49,9 % mol.
54,06%
Si02
Ti02
A1203
Cr2Os
Fe2Os
al
1,22
0,6
fm
74,0
0,18
0,1
e
24,5
2,16
1,6
alk
2,65
1,9
k
MgO
23,83
32,9
CaO
12,81
12,5
H2Q
Gli alcalini
non sono
mente superare
una
L5
—
—
mg
0.87
2,83
+
100,43
infatti
98,0
0,5
FeO
rivelano
si
0,69
1,
come
100,0
stati
determinati,
ma
alk
non
dovrebbe normal¬
lo mostrano anche le due analisi di nefriti che
grande analogia
con
lo scisto attinolitico di
Alpe Arrami;
:
Nefrite Val d'Hérens
Nefrite Poschiavo
La base è la
(Niggli 1930, 247)
(Niggli 1930, 334)
si
al
fm
e
alk
mg
k
105
1
74,5
23,5
1
0,89
0,44
105
0
73,5
26,5
0
0,88
—
seguente :
Cai
Fs
Cs
Fo
Fa
Cm
Q
Ru
L
M
Q
1,8
4,7
17,5
48,2
2,6
0,3
24,4
0,5
1,8
73,8
24,4
appartiene
al
Il chimismo della roccia
fino
a
tipo magmatico diallagitico
(1936) e si discosta
websteritico della classificazione di P. Niggli
leggermente
da
quest'ultimo
il chimismo dell'olivinite
per l'alto contenuto di
(pag. 249)
e
dell'olivinite
e.
alto
e
a
costo di
fm; mg
resta invece
con
granatifera (pag. 259), lo
scisto attinolitico si discosta sensibilmente da entrambi
un
Confrontato
praticamente
con un
alto si
e
invariato. Dalla
Genesi
e
base normativa, si
che
corrisponde
metamorfosi delle
può
bene
calcolare la
con
quella
per
ultrabasiche
285
seguente composizione mineralogica
91,0%
magnetite
4,7
quarzo
3,5
rutilo
0,5
cromite
0,3
spiegare
e
osservata:
orneblenda
Soprattutto
basiche
rocce
la
voi.
composizione dell'aggregato primario
interessante calcolare la catanorma. Il risultato è il
augite
87,8%
magnetite
4,7
quarzo
3,7
anortite
3,0
rutilo
0,5
cromite
0,3
voi.
è
seguente :
(En 64,3; Wo 23,1 ; Hy 0,4)
La roccia
premetamorfica poteva così contenere quasi esclusivamente
augite pigeonitica accanto a un leggero contenuto di quarzo e di plagioclasio (gli alcalini non sono stati determinati). La composizione potrebbe
naturalmente dare un piccolo contenuto di granato. Si riprenderà la
discussione
a
pag. 407.
VI.
L'eclogite,
Fanfibolite
Come appare dalla cartina
granatifera
(fig. 7)
vinitico della lente è avvolto da
che da ambo i lati, in
eclogite
anfibolite
un
e
e
l'anfibolite
dal
profilo (fig. 8),
il nucleo oli-
involucro relativamente sottile di
radiale,
senso
plagioclasica
passa
gradualmente
ad
una
L'involucro si fa sempre più sottile verso l'apice
occidentale terminando a cuneo, ed anche in questo senso l'eclogite viene
a
poco
a)
a
plagioclasica.
poco sostituita dai suoi
La roccia iniziale:
1. Caratteri
l'eclogite quasi
piccola
di
di
verde-azzurro
tal altra
metamorfici.
intatta
(leggermente simplectitica)
macroscopici
Bellissima roccia risultante
un
prodotti
granato
rosso-rubino
verde
debole.
quella
componenti principali.
a
di
con un
Talora
seconda del
aggregato compatto a grana
leggero tono nel bruno e di onfacite
un
predomina la colorazione rosa,
predominare dell'uno o dell'altro dei
E. Dal Vesoo
286
2.
Composizione mineralogica
Comp. principali :
Comp. subordinati:
Comp. accessori normali :
Comp. acc. straordinari:
granato, onfacite, simplectite.
cianite, orneblenda, plagioclasio.
magnetite, rutilo, zircone.
apatite, picotite, clinozoisite.
quantità dei singoli minerali, soprattutto per ciò che concerne i
componenti principali, sono sottoposte a notevoli variazioni (il granato
per esempio può formare da solo la roccia in forme lenticolari irregolari) ;
una composizione che si può ritenere normale è la seguente :
Le
granato
42,5%
onfacite
32,5
voi.
3. Carattere dei
Granato in
ed
voi.
resto
0,5
2,0
componenti (fig. 28)
grani sferici fino
minore di circa 1
uno
1>0%
clinozoisite 0,5
simplectite 22,0
cianite
rutilo
mm.
Non
ovoidali
con un asse
possiede
in genere alcuna delimitazione
maggiore
di 2
mm.
cristallografica, mentre là dove confina con l'onfacite, restando parzial¬
mente inglobato in essa, mostra una tendenza all'idiomorfia secondo il
rombododecaedro. Di raro appare in piccoli grani inglobati nell'onfacite,
ma allora rivela quasi un'idiomorfia secondo (110). In sezione è completa¬
mente isotropo con una colorazione rosa. Può inglobare minuti grani di
rutilo talora associato ad ilmenite, solo eccezionalmente piccolissimi
chicchi di una picotite verde-grigia.
Onfacite in prismi tozzi (solo qualche volta allungati) è xenomorfa
soprattutto secondo la base, mentre ha una delimitazione migliore
secondo le facce del prisma, parallelamente alle quali possiede una fine
sfaldatura. Gli assi di elongazione dei prismi giacciono tutti in piani
paralleli alle superficie dei banchi. In sezione è incolore con 2V= +64°
e
ny/c 40°. Talora ingloba chicchi di rutilo e apatite (subordinata) ed
una segregazione di fini aghi di rutilo
disposti parallelamente all'asse e
=
delPoicristallo.
Al
margine passa ad una corona di alterazione simplectitica, che è
particolarmente sviluppata tra cristalli di onfacite, mentre è più sottile
o può mancare addirittura tra onfacite e
granato (fig. 28). La simplectite
risulta di
aggregato quasi submicroscopico di cristalli guttiformi fino
a vermicolari disposti a modo di
penna (fig. 29), oppure con struttura
dendritica, se i cristallini restano più o meno perpendicolari al margine
un
iniziale dell'onfacite.
Questi cristallini
sono
incolori
e
mostrano tutti
Genesi
Fig.
Onf
28.
=
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
Microimmagine dell'eclogite simplectitica in cui alcuni
ancora il carattere di eclogite intatta. A. Arrami.
onfacite. Gra
rifrazione
e
=
granato. Simpl
birifrazione
=
simplectite.
Cia
(media) così analoghe
a
=
viduare
carattere
qualche
augitico.
cristallo
di
Si è cercato
con
plagioclasio,
ma
settori hanno
cianite. Mt
quelle
mitiva, che si è costretti ad ammettere l'esistenza di
cristalli, di
287
ultrabasiche
magnetite.
dell'onfacite
una
la massima
invano:
=
sola
pri¬
specie di
cura
di indi¬
la presenza
di
quest'ultimo minerale è esclusa. Deve così trattarsi di una segregazione
componente giadeitica con formazione contemporanea di diopside ;
le differenze ottiche tra questi due minerali sono così minime che la loro
distinzione, colle dimensioni a disposizione, rimane praticamente impos¬
sibile6). I vermicoli crescono radialmente in senso centripeto su di una
fronte deltiforme chiusa, sostituendo a poco a poco l'onfacite primaria, di
cui restano talora conservate le forme dei margini. Alla periferia, dove
della
simplectiti adiacenti,
ingrossamento della grana e una
confinano due
si
con
formazione di
osserva
una
neocristallizzazione
plagioclasio
ed
orne-
blenda verde, chiaramente individuabili.
5) Questo aggregato di sole augiti si discosta da quello riscontrato nel giaci¬
(pag. 345) dove si osserva una simplectite risultante di augite
che
corrisponde alla simplectite A—P di R. Fobsteb.
plagioclasio
mento di A. Confiente
e
di
E. Dal Vesco
288
Componente molto raro che in minuti grani mostra
prisma anche se parzialmente inglobato nel
che
si
di
deve
modo
ammettere una genesi precedente al mine¬
granato,
rale inglobante. Ha chiara sfaldatura secondo (110) e leggero pleocroismo :
verde-bruniccio pallido e
bruno debolissimo fino incolore ; no
na
Orneblenda.
ottima idiomorfia secondo il
=
=
n
verde chiaro.
=
Una seconda facies è
simplectiti, possiede
che si cristallizza alla
quella
allora carattere dell'orneblenda verde
periferia
con
delle
estinzione
terza è inoltre
rappresentata dall'orneblenda, che rimar¬
ny/c
che
attraversano
alcune
fessure
concordanti Peclogite, di colorazione
gina
intensamente verde, estinzione n /e
12°, abito xenoblastico e pessima
=
20° ;
una
=
sfaldatura.
Rutilo in
grani relativamente grossolani con margini lobati e buona
prisma. Talvolta è associato ad ilmenite (con cui
a lamelle): in genere l'ilmenite resta però subordinata.
sfaldatura secondo il
può alternarsi
Può
essere
intragranulare nel granato e nell'onfacite ; in
può assumere, nelle immediate vicinanze
inter- oppure
quest'ultimo
caso
dei chicchi di
l'oicristallo
rutilo,
una
passando
colorazione bruniccia,
per
pseudo-
ovoidali
con rara
morfosi ad orneblenda.
Cianite è
un
sfaldatura secondo
di
—
componente subordinato,
(100).
I caratteri ottici
82° lasciano individuare in
da Ippbn
da Hezner
(1903)
in
grani
soprattutto l'angolo assiale
modo univoco il minerale, già descritto
e
da altri autori,
componente
dell'eclogite.
Zoisite ed epidoto: il primo può avere dimensioni fino a medie
ed è inglobato nell'onfacite o nell'aggregato di granato ; il secondo invece,
sempre in chicchi piccoli, appare di raro, allora inglobato nel granato.
Plagioclasioin piccolissimi granelli angolosi molto rari è interposto
tra i cristalli di granato o di onfacite.
e
e
come un
caratteristico
4.
La struttura
(fig. 28)
In base al
grado di idiomorfia e al diverso carattere dell'ingloba¬
possibile fissare la seguente serie cristalloblastica : rutilo, ilme¬
nite-orneblenda-epidoto-cianite, granato, zoisite, onfacite simplectite
orneblenda delle fessure. La grana rimane omogenea e piccola con una
struttura granoblastica ipidiomorfa. Fatta eccezione dei cristalli della
simplectite, tutti i componenti sono cataclastici e le fessure decorrono,
come nelle rocce oliviniche, più o meno parallele ai piani di discontinuità
mento è
-
dei banchi. La cataclasi
rappresenta
determinare
i
quali
sono
prodotti
un
ottimo
-
punto di riferimento
metamorfici. La
simplectite,
per
che si
Genesi
forma
a
prima fase,
metamorfosi delle
rocce
dell'onfacite, è dunque
costo
il
e
basiche
un
e
recente e, nella
prodotto
in alcun modo alla
partecipa
granato
questo modo più inerte rispetto alle
non
mostrandosi in
l'onfacite che si trova
alterazione
aureola
done
simplectite.
a
nera
nuove
condizioni
in
esso
non
roccia
subisce alcuna
Anche la cianite è avvolta di solito da un'esile
aggregato quasi submicroscopico di corin¬
isotropo), che si allarga in senso centripeto su di una
risultante di
(incolore
inglobata
sua
formazione,
sua
granato forma quasi monomineralico la
fisiche. Infatti dove il
(granatite),
289
ultrabasiche
ed
un
fronte chiusa deltiforme.
5.
La tessitura
Deve
essere
considerata
di cristallizzazione,
poiché
i
rallelamente secondo il loro
con
6.
l'asse
La
e
(7)
sìo2
Ti02
A1203
Fe203
massiccia fino
granati
ovoidali
a
sono
leggermente
chimica
scistosa
talvolta orientati pa¬
maggiore sviluppo
margini dei banchi.
di
asse
piani paralleli ai
in
composizione
Analisi
come
l'onfacite
e
giace
dell'ecìogite:
di L. Hezner.
Valori di
45,41 %
Base
Niggli
1,76
si
94,0
Kp
3,4
14,26
al
18,0
Ne
15,1
13,4
4,14
fm
50,5
Cai
FeO
9,03
e
25,0
Cs
4,8
MgO
9,26
alk
6,5
Fs
4,4
CaO
11,32
k
0,16
Fa
10,5
K20
0,95
mg
0,52
Fo
19,2
NaaO
2,79
c/fm
0,49
Q
23,2
P205
H20 +
HaO-
1,52
Ru
1,2
0,30
Cp
4,8
0,06
100,80
Corrisponde al tipo magmatico gabbroidico
seguente catanorma:
può
normale
e
dalla base si
calcolare la
Or
5,7
Ab
25,1
An
22,3
Feldsp. 53,1
Wo
6,4
En
10,3
Aug 16,7
Fa
Fo
Cp
Mt
Ru
8,3
11,5
4,8
4,4
1,2
01 19,8
Acc. 10,4
Questo magma gabbroidico normale avrebbe dato in condizioni catacomposizione mineralogica di un gabbro olivinico ricco di
plagioclasio, in cui i due componenti melanocratici sarebbero stati ugual¬
mente rappresentati (una parte di En sarebbe stata sostituita da Hy). Il
normali la
290
E. Dal Vesco
modo invece
sarebbe,
se
si suppone per
semplificazione
che l'onfacite sia
esente di acmite:
Omph
50,5
(24,6
Gra
37,2
(19,0 Pyp+12,0
Cianite
Jd
+21,6 Di
Cp 4,8
3,9
(mg 0,72; c/fm 0,72)
(mg 0,54; c/fm 0,18)
+4,3 Ortaug)
Alm +6,2
Ru
Andr)
Mt 0,7
1,2
Resto
=
Q 1,7
L'onfacite è stata calcolata secondo la
composizione dell'onfacite
dell'eclogite esaminata nell'Oetztal da L. Hbzner (1903) (analisi 79) in
P. Niggli (1946), perchè sia i dati ottici delle due onfaciti, sia il chimismo
delle due rocce madri si corrispondono molto bene. Si ottengono così
effettivamente onfaciti e granati, che, secondo mg e c/fm, cadono nei
campi di variazione dei due
minerali dell'eclogite (fig. 65).
Questa composizione ricavata dal puro calcolo normativo corrisponde
egregiamente all'esempio
medio citato
a
pag. 286 dove si
pensi
la
simplec-
tite sommata all'onfacite. Se da ultimo si calcola la facies anfibolitica per
poter fare dei confronti più tardi, si ottiene :
Ho
53,1
Plag
27,3
An
6,5
Tit
3,3
dove Ho
(7,5 An)
Mt
=
b)
I minerali
per
l'eclogite
Si12>4 A13,6044
•
al''
I
L
(OH),
(Resto
0,3)
(Fe,Mg)10,7J
prodotti metamorfici
dell
'eclogite
primari, cioè granato, onfacite (e cianite)
rispetto
Ca
(Fe'",Al)1>5ÌCa2ilNaM
secondo la definizione di
dizioni critiche
Q 2,9
Cp 4,8
2,0
Haxjy,
alle condizioni fisiche
caratteristici
si trovano tutti in
con¬
ambientali, di modo che
dappertutto si nota una tendenza delle fasi instabili à passare ad altre
più stabili. Nei diversi campioni, è stato possibile osservare i diversi
gradi della metamorfosi che ha inizio con i processi già descritti per
l'onfacite e che riportiamo schematicamente per ogni minerale, in modo
che a numeri uguali corrispondono stadi contemporanei.
1.
La metamorfosi dei minerali
Onfacite.
1.
L'onfacite,
cataclastica,
ancora
conservata in forma scheletrica
periferia,
in senso radiale, ad un
aggregato labirintiforme di vermicoli, talvolta sfumante in una struttura
a modo di penna (fig. 29). I caratteri ottici del
neoprodotto restano uguali
intensamente
passa, alla
quelli dell'onfacite primaria; talvolta si possono però
lissimi granoblasti di plagioclasio e tal altra analoghi
a
osservare
picco¬
nematoblasti di
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ulti abasiche
291
Fig. 29. Microimmagine dell'onfacite dell'eclogite che si metamorfosa in simplectite.
Il particolare a destra dà schematicamente la struttura guttiforme della simplectite
che si inoltra deltiforme nell'onfacite. A. Arrami.
Gra
orneblenda verde che
=
non
leggermente più grossolani
coli della simplectite. Le
decisamente limitata
dell'onfacite
2.
mostrano alcuna orientazione.
Questi cristalli
si formano per neocristallizzazione dai vermizone
verso
primaria.
scomparire
Con lo
granato. Onf=onfacite.
simplectitiche mantengono una forma
dell'aggregato, copiando i margini
il resto
del nucleo onfacitico, la
simplectite
stessa
subisce nuovi fenomeni di ricristallizzazione : la parte centrale,
corrispon¬
aggregato di
simplectite formatasi da ultimo, risulta di un
gutti- fino vermiformi, che mostra un'estinzione in zone, entro
singoli elementi sono disposti in strutture penniformi, conser¬
dente alla
individui
le
quali
i
vando così i caratteri descritti sotto
1.
Localmente
verso
l'esterno è
possibile distinguere due specie di goccioline: l'una verde chiara, l'altra
incolora corrispondenti rispettivamente a orneblenda ed a plagioclasio.
Alla periferia invece, la grana si fa leggermente più grossolana e l'orneblenda verde forma un'impalcatura presso che continua di diablasti più
o meno isoorientati, tra i quali sono interposti piccolissimi granoblasti di
plagioclasio.
3. Il tessuto simplectitico costituisce una massa continua mostrante
il medesimo carattere della parte periferica ora descritta, solo che la
grana è
un poco più grossolana (0,05 mm.) con un plagioclasio senza
alcun segno di geminazione, di un chimismo corrispondente all'oligoclasio
basico. Raramente, in zone ovoidali, resta conservata la struttura sim-
plectitica vermicolare, in cui talvolta si può
un'augite diopsidica accanto al plagioclasio.
osservare
la formazione di
E. Dal Vesco
292
Granato. 1.—2. Intorno al
continua
0,1—0,2 mm.)
pochi individui;
solo di
colare dell'orneblenda
e
granato si sviluppa una corona (larga
dì orneblenda verde risultante di un solo o di
raro
del
si trova
una
plagioclasio,
disposizione
come
radiale
e
vermi¬
si è abituati per la cheli-
granato. Sembra che nelle nostre rocce la presenza del rutilo e
della ilmenite, nelle immediate vicinanze, faciliti la formazione oppure la
fite del
conservazione di
struttura raggiata.
raggiata, attraverso una cristallizzazione costruttiva,
si passa ad individui (di dimensioni maggiori) di orneblenda che si orien¬
tano isoparalleli con un angolo di circa 30° rispetto alle fessure cataclastiche, che attraversano in modo parallelo il granato. L'orneblenda
costituisce una corona compatta e possiede un pleocroismo accen¬
tuato nel verde con un tono azzurro al margine. Talvolta si possono
ancora riconoscere le zone spettanti ai singoli granelli della simplectite,
questa
Dalla chelifite
di modo che risulta chiaro
come
la
corona
si forma per cristallizzazione
/e 23° ed il pleocroismo lasciano individuare
un carattere pargasitico dell'orneblenda, confermato anche dalle analisi.
Il plagioclasio vien in questo modo segregato all'esterno della corona di
orneblenda, in grani xenoblastici geminati talvolta secondo la legge della
albite, con una composizione chimica (2V 98°; estinzione 5—6°) dello
oligoclasio basico.
3. In questo stadio il granato ha forma sferica fino ovoidale (con un
diametro variante tra 0,1 e 0,5 mm.) ed appare quale porfiroide in una
massa fondamentale simplecto-anfibolitica di grana finissima. Le fessure
cataclastiche del granato, che decorrono parallele tra loro, e l'inclusione
di un granello di onfacite in uno di essi mostrano come questi granati
rappresentino effettivamente i relitti di quelli dell'eclogite, per quanto
non posseggano alcuna traccia di chelifite, se non un leggero aumento
sommativa. L'estinzione
n
=
=
dell'orneblenda della pasta fondamentale nelle immediate vicinanze.
Cianite. 1. Se il centro è
ancora
conservato, vi si
osserva una
biri-
pseudomorfosi
periferia, la simplectite dell'onfacite cresce in senso centripeto allungando
i suoi componenti vermicolari entro il plagioclasio (vedasi sotto 2.) che
costituisce una corona intorno alla simplectite cianitica.
2. Negli individui che sono totalmente trasformati in simplectite si
possono distinguere tre zone concentriche: il nucleo è costituito di un
aggregato di granellini quasi submicroscopici di un minerale incolore e
anisotropo (corindone); il primo involucro risulta di granellini di
dimensioni analoghe alle precedenti, ordinati radialmente, di una colo¬
razione leggermente verde, ancora isotropi (spinello) ed esternamente è
frazione media svelante
una
a
zoisite
o
clinozoisite. Alla
Genesi
Fig.
30.
e
metamorfosi delle
Microimmagine
di anflbolite
rocce
basiche
granatifera
e
ancora
293
ultrabasiche
di carattere
simplectitico.
A. Arrami.
Gra
=
granato. Ho
=
orneblenda.
Simpl
blenda
una corona
larga
circa
0,1
=
e
pasta fondamentale simplectitica
formata di
mm.
di
orne-
plagioclasio.
un
solo individuo di
plagio¬
clasio anortitico.
3.
L'aggregato
centro
del
di
spinello, progredisce
verso
il
fino alla sostituzione totale della parte centrale di corindone.
può
L'involucro esterno
a
primo involucro,
disposti
in
senso
due aspetti : o è un aggregato
prismi (placchette) di anortite
quali rimangono ben delimitati rispetto la
invece
selciato di zoisite oppure
radiale,
presentare
una
i
corona
di
pasta fondamentale.
Rutilo
ed ilmenite. Generalmente influiscono sul carattere del-
l'orneblenda, che
minano
una
si forma nella
e
dalla
simplectite, in quanto vi deter¬
analogia a questo feno¬
accessori, se inglobati nell'orneblenda
colorazione bruna, spesso intensa. In
meno, i chicchi dei due minerali
neocristallizzata, hanno un'aureola brunastra, per quanto il
l'oicristallo
mantenga
caratteri normali. Una metamorfosi
manifesta solo nelle immediate vicinanze delle
da clinozoisite
e
da
pistacite
; altrimenti essi si
rare
a
venule
conservano
resto del-
titanite si
rimarginate
intatti anche
E. Dal Vesco
294
negli aggregati che risultano dalla trasformazione dell'eclogite. Nelle anfiboliti marginali invece, il rutilo è completamente, o quasi, sostituito dalla
titanite.
2. La struttura
Appena
e
la tessitura
simplectite e del granato in
aggregati siano pseudomorfì
prima fase, la struttura grano-
la metamorfosi deU'onfacite in
i nuovi
chelifite si fa
generale, per quanto
primari, almeno nella
blastico-cataclastica dell'eclogite si scinde in due: in una relittica ed in
una recente diablastica fino penniforme, che conferiscono alla struttura
un carattere complesso. Come si è già visto per i singoli componenti, si
possono distinguere due fasi del processo metamorfico: una che tende
alla totale disgregazione dei minerali primari dell'eclogite, ed una costruì
secondo i cristalli
tiva, che conduce alla neocristallizzazione dei minerali stabili alle
nuove
La formazione simplectitica è generalmente prece¬
quella chelifitica mostrando una maggiore stabilità, ovvero una
maggiore inerzia, del granato rispetto all'onfacite. Prima che la meta¬
morfosi sia terminata, nella zona periferica degli aggregati diablastici
comincia già una cristallizzazione costruttiva, che conduce ad un ingros¬
samento della grana e ad un'orientazione più o meno accentuata dei
dia-nematoblasti di orneblenda secondo i piani di scistosità. Come si era
già visto più sopra, le simplectiti e le ehelifiti possono passare ad una
massa completamente o parzialmente omogenea pur conservando granati
porfiroidici (come appare nella figura 30).
I diversi stadi della metamorfosi dell'eclogite corrispondono a rocce
diverse, note in quasi tutte le regioni. Per brevità enumeriamo questi
stadi nella loro successione naturale, che conduce dall'eclogite all'anfibolite
plagioclasica.
Tutti gli stadi esposti riassuntivamente nella tabella ed illustrati
nelle figure 28, 30, 31, 32 sono realizzati nell'involucro basico della lente
olivinitica ed i passaggi sono graduali (generalmente dal centro dei
banchi verso la periferia, tanto verso l'interno quanto verso l'esterno,
progredendo da 1. a 6., con una sostituzione totale dell'eclogite dove i
condizioni fisiche.
dente
a
banchi diventano
invece
prodotti
sottili). Gli stadi I—III dell'anfibolite rappresentano
metamorfosi, raggiunti indipendentemente, a
finali della
seconda della via
dal processo,
vedremo in
seguito, in fun¬
zione del tenore di onfacite e di granato nella roccia primaria. Differenze
fondamentali tra il banco situato sopra la lente e quello inferiore, fatta
eccezione di un tenore chiaramente superiore di rutilo ed ilmenite in
quest'ultimo, non esistono. Talvolta si può osservare che nell'ambito di
seguita
come
Genesi
metamorfosi delle
e
Tabella della
Roccia
1.
rocce
metamorfosi eclogite
basiche
->
ultrabasiche
e
295
anfibolite plagioclasica
Componenti mineralogici
Struttura
onfacite
omogenea
granato
granoblastica-cataclastica
Eclogite
:
cianite
rutilo
2.
Eclogite
simplectitica
onfacite -» simplectite
granato
->
chelifite
cianite
->
spinello
complessa :
relittica:
e
plag.
rutilo
come
sopra
nuova :
diablastica
cataclasi
senza
(fig. 28)
3. Anfibolite
come
eclogitica
ma
sopra,
al
posto
simplectite : orneblenda e
plagioclasio a
della
grana minuta
complessa :
relittica :
come
sopra
nuova :
(prevalente)
diablastica
(senza
cataclasi)
4. Anfibolite
granatifera
granato
omogenea
orneblenda verde
massa
plagioclasio
rutilo
5. Anfibolite
chelifitica
ev.
di chim. med.
titanite
eterogenea :
A.c. I.
titanite
di Ho
come
Ho
compatte diablasti¬
con
nidi vermicolari
Plag
A.c. II. v. osservazione6)
A. e. III. analoga a I ma nidi
solo di Plag, Zo, Ep
A.c. IV.
impalcatura diablastonematoblastica di Ho, con Plag
intergranulare e nidi di Plag, Zo,
Ep (fig. 31)
(pistacite)
Anfibolite
masse
che di
(clinozoisite)
6.
seguenti (fig. 30)
plagioclasio
ev.
con
diablasto-
nematoblastica simile alle anfibo¬
lia
orneblenda verde
rutilo
porfiroblastica
:
fondamentale
sopra
e
omogenea
plagioclasica
:
impalcatura diablastica
Ho, con Plag intergranulare
(fig. 32)
A. I.
A. II.
nematoblastica
di
Ho
di
e
Plag
A. III.
più
6) Osservazione
tipo
A.c. II
ovvero
blastica di Ho
sarà descritta
e
a
Plag
a
5. Anfibolite chelifitica:
un'anfibolite chelifitica
a
con
a
mosaico
o meno
Ho
e
Plag
complemento aggiungiamo
un
la pasta fondamentale nemato¬
ed isole chelifìtiche diablastiche di Ho
pag. 352 per le basiti di
con
isometrici.
Alpe Confiente.
e
Plag. Questa
roccia
296
E. Dal Vesco
un aggregato dello stadio 2., in orizzonti paralleli alla scistosità, sono già
raggiunti stadi molto più avanzati della metamorfosi (anfiboliti plagioclasiche del tipo I).
In generale si può affermare che il processo della metamorfosi
(siccome tutti i minerali appartenenti alla facies anfìbolitica non mostrano
alcun segno di cataclasi) conduce dall'eclogite alle anfiboliti e non in
contrario.
senso
3. La
composizione
chimica di un'anfibolite
eclogitica
microscopio rivela una chiara partecipazione dei minerali relittici
dell'eclogite, ovvero onfacite, granato e cianite, mentre la massa fonda¬
Al
mentale risulta di
aggregato diablastico di orneblenda pargasitica
plagioclasio (27,5% molec. An) a grana minuta.
un
Anfibolite
Analisi
eclogitica.
Valori di
(8) die J. Jakob.
Si02
47,44
Ti02
1,61
si
107,5
Kp
1,0
14,97
al
20,0
Ne
17,7
15,9
A1203
Cr203
Fe203
Niggli
Base
0,00
fm
48,5
Cai
3,51
e
24,0
Cs
7,3
6,14
alk
7,5
Fs
3,8
MnO
0,19
k
0,05
Fa
7,6
NiO
0,00
mg
0,63
Fo
19,2
9,02
c/fm
0,49
Ku
FeO
MgO
CaO
10,02
NaaO
KaO
+ H20
-HsO
0,07
P205
0,00
1,1
Q
26,4
3,22
0,30
Tipo magmatico : gabbroidico
3,42
CO,
normale
0,00
99,91
In modo
analogo
a
quanto si è fatto
per
l'eclogite,
si
ottengono :
Catanorma
Or
Ab
An
Wo
En
Fa
Fo
Mt
Ru
1,7
29,5
26,5
9,7
11,2
5,7
10,8
3,8
1,1
Feldsp. 57,7
Facies
Aug 20,9
01 16,5
Acc. 4,9
eclogitica
Omph
66,6 (24,9 Jd+36,0 Di
Gra
20,3 (9,4 Pyp+
Cianite
12,0
Ru
1,1
+5,7 Ortaug) (mg 0,78; c/fm 0,75)
7,7 Alm +3,2 Andr)
(mg 0,49; c/fm 0,17)
e
Genesi
Fig.
metamorfosi delle
e
Microimmagme
31.
Ho
Plag;= plagioclasio.
=
rocce
basiche
e
di anflbohte chelifitica del
orneblenda. Mt
=
297
ultrabasiche
tipo
magnetite. Chel
=
IV. A. Arrami.
chelifìte.
Ep
=
epidoto.
Facies anflbolitica
Ho
65,0
Ho
„
„
2,2
corrisponde
—-—
2
.
Plag 32,7
(22,6 Ab
Hm
c)
Per
II
,
+
,
1,1
a
pag. 300 in cui
Si Si
—-—
2
10,1 An)
Q
1,2
completare, vogliamo
ancora
inferiore che
0,5
descrivere un'anfibolite
plagio¬
finale della
prodotto
rappresenta
margine
campione intensamente verde, come se risultasse
orneblenda, al microscopio (fig. 31) mostra la seguente
metamorfosi. Il
1.
riportata
,
prodotto metamorfico finale: l'anfibolite plagioclasica
clasica del
die
,,
sono sostituiti da
Ru
1,1
alla formula
AINa
il
solo
Composizione mineralogica
Comp. principali :
Comp. subordinati:
Comp. accessori:
(78,5% voi.), plagioclasio (19%).
(quantità ridotta, sommata al plagioclasio).
titanite (2,2%), minerali metalliferi, apatite, zircone
(assieme 0,3%).
orneblenda
zoisite
298
E. Dal Vesco
2. Carattere
dei minerali
pargasitica in corti prismi relativamente ben svilup¬
76°—82°. Il
23° e 2Vma
L'estinzione è ny/c
pati
verde
molto
debole
verde-bruno
accentuato
; n^
pleocroismo
(na
verde erba ancora più intenso) sottolinea il carattere parintenso e n
gasitico.
Plagioclasio pure in grana minuta con granoblasti sviluppati nel¬
l'impalcatura di orneblenda, talora arricchito in turgide lenticelle con
sviluppo poligonale. In genere privo di geminazione oppure secondo la
legge dell'albite, con struttura spesso inversamente zonare : il contenuto
di anortite vale in media 27—30% Mol. ; può pertanto arrivare a termini
più ricchi di An, soprattutto in vicinanza alla zoisite. Solo eccezionalmente
mostra un'alterazione incipiente a zoisite. Si può talora osservare un'inclu¬
sione vermicolare di un minerale leggermente verde raggruppato, che
ricorda in modo indubbio la struttura della simplectite: si tratta molto
probabilmente di orneblenda simplectitica restata inglobata nel plagio¬
clasio senza più avere avuto la possibilità di riunirsi in un unico cristallo.
Altrove invece il plagioclasio, associato a clinozoisite e a pistacite, costi¬
tuisce degli aggregati disorientati di forma sferica, rappresentando relitti
di chelifiti granatifere: in questo caso raggiunge un chimismo della
bytownite.
Titanitein granuli ovoidali di dimensioni fino a mezzo mm., spesso
raggruppati in aggregati irregolari, disposti in ordine subparallelo
rispetto ai nematoblasti di orneblenda. Il rutilo può mancare oppure
essere ridotto ad un piccolo nucleo posto al centro della titanite.
Orneblenda
di grana minuta.
=
=
=
=
=
3. La struttura
è
quella
dell'anfibolite
plagioglasica
I tendente
leggermente
a
quella
chelifìtica IV. La grana è omogenea e minuta con una forte prevalenza
dell'orneblenda. Dal grado dell'idiomorfia è possibile fissare la seguente
serie cristalloblastica
apatite, zircone, minerali metalliferi-orneblenda
plagioclasio medio-plagioclasio basico, zoisite e pistacite-titanite.
:
e
4. La tessitura
negli aggregati
mente scistosa
sferici descritti è
di
grano-nematoblasti
senza
ordine,
mentre per il resto è
legger¬
cristallizzazione per effetto dell'isoorientazione
di orneblenda.
dei
Genesi
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
e
ultrabasiche
299
Imrn
Fig.
32.
con
una
Microimmagine
impalcatura di
di anfibolite omogenea del
orneblenda
Mt
5.
La
=
(Ho)
e
tipo I
intergranulari
a
struttura diablastica
di
plagioclasio (Plag).
A. Arrami.
magnetite.
composizione chimica
Anfibolite
Si02
TiOa
A1203
Cr203
Fe203
42,89
plagioclasica.
Analisi di
Valori di
(9)
J. Jakob.
Niggli
1,65
si
85,5
Kp
0,7
14,57
al
17,0
Ne
14,8
0,00
fm
52,0
Cai
16,1
3,30
e
25,5
Cs
9,7
FeO
7,96
alk
5,5
Fs
3,5
MnO
0,24
k
0,10
Fa
9,7
MO
0,00
mg
0,64
Fo
23,6
c/fm
0,49
Q
19,5
MgO
11,17
CaO
11,90
Bu
1,1
2,70
Cp
0,3
Na20
K20
0,46
+H20
-H20
P205
2,91
Tipo magmatico : orneblenditico-gabbroidico
0,07
normale
C02
0,00
0,13
99,95
300
E. Dal Vesco
Catanorma
(libera
Ne)
di
Or
Ab
An
2,8
24,7
25,8
Fa
Fo
Ru
Cp
Hz
Mt
7,6
23,6
1,1
0,3
0,6
3,5
01 41,2
Feldsp. 53,3
Facies
Cs
10,0
Ace. 5,5
eclogitica
+4,1 Ortaug) (mg 0,81; c/fm 0,78)
11,7 Alm + 6,4 Andr)
(mg 0,51 ; c/fm 0,36)
Omph
54,6 (20,6 Jd
+29,9 Di
Gra
34,7 (16,6 Pyp
+
Ru
Cp 0,3
1,1
Mt
1,0
Sp 5,4
(Resto Ca 2,0)
Facies anfibolitica
Ho
81,3
Plag
13,3
Zo
4,0
Ru
1,1
(9,5 Ab+ 3,8 An)
Cp 0,3
dove per tutte le due facies
Ho;
anfìbolitiche, l'orneblenda pargasitica Ho vale :
lca4NaM
044
L "'12.4 Al3it(OH), (Fe'",Al)w
(Fe",Mn,Mg)8,7J
31,7
a
quest'ultima analisi,
l'orneblenda
corrisponde in
e
partecipazione volumetrica.
Senza voler ancora entrare in una discussione, possiamo sottolineare
la grande analogia chimica fra le tre rocce analizzate : tutte danno, sia
nella facies eclogitica, sia in quella anfibolitica, minerali e partecipazioni
volumetriche che sono effettivamente stati osservati al microscopio.
Inoltre tutte poterono essere calcolate con formule analoghe per Omph,
Plag e Ho (in Ho si ebbero alcune sostituzioni diadochiche insignificanti).
Di contro, il granato subisce leggere o sensibili variazioni nella parteci¬
pazione dei componenti: esso resta però sempre, come si vedrà ancora
a pag. 417, nel campo di variazione dei granati delle eclogiti.
Questa
divergenza è probabilmente dovuta a variazioni primarie del magma,
palesate anche dalle differenze volumetriche del granato e dell'onfacite
nelle eclogiti.
•I calcoli delle due facies eclogitica e anfibolitica per queste rocce,
che rappresentano nel contempo stadi successivi della metamorfosi,
Calcolata in base
modo soddisfacente ai caratteri ottici
alla
dimostrano chiaramente che la neocristallizzazione
scambio sostanziale
con
l'esterno
e
non
richiede alcun
che, pur partendo da chimismi eclo-
gitici leggermente diversi, teoricamente si converge in un'anfiboHte plagioclasica con gli stessi componenti, variabili pertanto nella loro parte¬
cipazione volumetrica. Una sola divergenza esiste tra calcolo e realtà ed
è quella del rutilo calcolato e della titanite osservata (spesso con un
nucleo di rutilo): ma basterebbe una sostituzione diadochica di Si Ca
Genesi
dell'orneblenda
e
metamorfosi delle
o una
rocce
basiche
parte insignificante di
e
ultrabasiche
An per ottenere il
301
passaggio
dal rutilo alla titanite.
B. I CONTATTI CON LE ROCCE INCASSANTI
I. Due
profili
attraverso
a) Profilo
Nel letto di
il
margine
inferiore
nel settore centrale
piccolo torrente situato nella regione media della
lente (in posizione leggermente più occidentale) è possibile rilevare il
profilo, illustrato nella figura 8, attraverso le rocce del contatto inferiore.
L'anfibolite plagioclasica del margine basico, appartenente al tipo
alto
contenuto di orneblenda, è intercalata in vicinanza del contatto
con
un
da esilissimi orizzonti
(potenza di 1—2 inni.) di roccia calcesilicatica com¬
bytownite media quali componenti principali, di cal¬
cite, pistacite e orneblenda verde quali componenti secondari e di titanite
con raro nucleo di rutilo quale accessorio. La struttura è intensamente
poiciloblastica, determinata da uno sviluppo scheletrico del diopside, che
predomina in un modo accentuato con la sua grana media, contrastante
posta di diopside
e
piccola degli altri componenti. I passaggi con l'anfibolite
e
sono
diopside, di solito perpendicolare all'asse e dell'orneblenda
dell'anfibolite, mostra una leggera uralitizzazione al contatto con essa.
In contrasto con il diopside, gli altri componenti sono piuttosto allungati e
disposti parallelamente alla scistosità della roccia incassante.
con
la grana
decisi
il
1. La roccia che confina in modo immediato
carattere
macroscopico analogo
con
l'anfibolite
presenta
al Castione nero, descritto da Mittbl-
per le cave di Castione e da noi nella prima parte del lavoro
La roccia è striata con lettini ora più ricchi di granato-dio212).
(pag.
di
e
ora
biotite, composizione che si svela all'occhio rispettivamente
pside
colorazione
con una
più verde-rossa oppure più bruna.
holzer
La
composizione mineralogica
Le strie ricche di biotite
Comp. principali:
Comp.
Comp.
:
plagioclasio (32%),
quarzo
(23), scapolite (14), biotite
(15), granato (10).
(2), calcite (1).
subordinati: clorite
accessori:
Le strie povere
(1), apatite, minerali metalliferi (assieme 1).
zircone, zoisite, cianite (assieme 1).
titanite
o
prive
di biotite :
302
E. Dal Vesco
Comp. principali:
scapolite
(33%), epidoto (25), plagioclasio (14),
(10), orneblenda (6), calcite (7), diopside,
quarzo
microclino
Comp.
Comp.
Le
accessori
subordinati:
quantità
(assieme 1).
(1), apatite, minerali metalliferi (assiene 2).
biotite, granato (assieme 1).
titanite
:
volumetriche dei
l'ordine di enumerazione,
da sinistra
verso
Carattere dei
singoli componenti
press'a poco
di solito, dà
come
sono
una
variabili
e
diminuzione
destra.
componenti
Scapolite, quasi
uniassiale
e
negativa
con
una
birifrazione media
indice di rifrazione
e un
superiore a quello del quarzo, svela
composizione chimica ricca di mejonite. Gli individui di grana grosso¬
lana hanno uno sviluppo oltremodo scheletrico e poiciloblastico, in quanto,
nelle strie ricche di biotite, inglobano quasi tutti gli altri componenti
dell'aggregato.
Granato (macroscopicamente di un bel rosso rubino chiaro) mostra
talora una tendenza all'idiomorfia con uno sviluppo parziale delle facce
del rombododecaedro. Spesso è intensamente fessurato. Ingloba volentieri
laminette di biotite, che passano a clorite, chicchi di magnetite e zircone
e granuli di scapolite:
quest'ultimi posseggono un'estinzione uguale ai
grani di scapolite confinanti esternamente, di modo che rappresentano
protuberanze poiciloblastiche di questi. TI granato è talvolta ridotto a
una corona di grani vermicolari disposti ad atollo, che indica la forma
esterna di un granulo normale : la massa riempitiva risulta di scapolite ;
altrove invece è ridotto ad un ammasso di frammenti sparsi su piccola
fino
a
intensa
una
area
nella
massa
fondamentale
biotite che in genere
Biotite è
aggirano
linee
e
il tutto resta allora avvolto da lamine di
in linee fluidali i
in minute fino
sviluppata
idiomorfe secondo (001)
:
sbrandellate ai
a
grani di granato.
piccole lamine più o
margini.
Esse
meno
disposte in
porfiroblasti
sono
zig-zag parallele alla scistosità; nelle vicinanze dei
granato si adagiano alla superfìcie dei cristalli formando un involucro
irregolare con un ammassamento di lamine da un lato, mentre dal lato
opposto, sempre però nel medesimo piano s, spesso si possono osservare
frammenti di granato sparsi fino ad una distanza di alcuni decimi di
millimetro dall'individuo primitivo. L'intenso pleocroismo della biotite
a
di
varia da bruno chiaro
ocra
fino
Plagioclasio e quarzo
pati in grani ameboidi fino a
a
bruno
castagna.
costituiscono il resto
dell'aggregato, svilup¬
ovoidali di dimensioni
piccole, minute fino
Genesi
metamorfosi delle
e
medie, disposti inter-
rocce
basiche
e
ultrabasiche
303
intragranulari nei poiciloblasti di scapolite. Il
plagioclasio
geminato secondo la legge dell'albite combinata
con quella del periclino e possiede una composizione chimica corrispon¬
dente alla bytownite media (2V= +95° e
nap]ag > nyQ ). Il plagioclasio
più grossolano contiene spesso minuti chicchi di quarzo ed il quarzo,
dal canto suo, se sviluppato in grani medi, mostra un'estinzione
a
o
è raramente
ondulosa.
Tutti
nare
con
resta
gli altri componenti hanno carattere subordinato. Da accen¬
però che i pochi granoblasti di calcite confinano direttamente
il quarzo
La
svelare alcun
senza
struttura
di
margine
di reazione.
queste strisce ricche di biotite è intensamente
poiciloblastica e nell'aggregato domina l'impalcatura scheletrica della
scapolite. La tessitura è scistosa di cristallizzazione.
Analoghi caratteri possiede l'aggregato nelle strisce povere o prive
di biotite: vi sono allora due impalcature, l'una ancora di scapolite ma
in quantità inferiore, l'altra di epidoto, diopside e orneblenda. Questi
minerali, sviluppati in poiciloblasti medi, inglobano in modo parziale o
totale tutti gli altri componenti rappresentati soprattutto da plagioclasio,
quarzo
e
calcite.
Quest'ultimo forma occasionalmente lettini
mono-
mineralici concordanti.
Le due
impalcature sopraccitate si compenetrano reciprocamente
origine ad una complicata struttura poiciloblastica.
Orneblenda, diopside e pistacite possono essere indipendenti
l'uno dall'altro, ma in genere mostrano reciproci passaggi: talvolta gli
individui risultano di diopside che passa ad orneblenda verso la periferia :
altre volte sono individui di orneblenda verde con chiazze irregolari
interne di diopside. Verso i lettini di calcite, i componenti or ora descritti
dando
sono
da
n
na
sostituiti, pur mantenendo la medesima forma scheletrica
pistacite.
/e
a
=
18°
diopside possiede un'estinzione n /c 35°
un pleocroismo che varia da leggermente
Il
con
verde-erba,
Scapolite
e
=
relativamente intenso, secondo
n
e
lobata,
l'orneblenda
bruno secondo
.
plagioclasio. Occasionalmente si può osservare una
successiva sostituzione del plagioclasio da parte della scapolite che si
sviluppa in forma lepidoblastica ; ciò si verifica soprattutto al contatto
con la calcite, di modo che il plagioclasio non può mai confinare diretta¬
mente con quest'ultimo minerale.
e
2. La roccia che segue
verso
strisce chiare di
componenti
verde: il tutto
con
mineralogica
resta
carattere
analoga
l'esterno risulta di
una
successione di
leucocratici alternate da strisce chiazzate di
alla
di
gneis calcesilicatico.
precedente :
La
composizione
304
E. Dal Vesco
plagioclasio (61%),
diopside (7).
Comp. principali:
Comp.
Comp.
subordinati: microclino
accessori:
titanite
(4),
quarzo
biotite
(1), minerali
leucocratici
(1),
(12),orneblendaverde(11),
zoisite
metalliferi
(1),
calcite
(1).
(1).
diventano
predominanti (quarzo, plagio¬
e di solito associata al diopside ;
la pistacite manca in modo assoluto; l'orneblenda (con pleocroismo da
bruno-verde a verde-erba molto intenso) e il diopside (leggermente verde),
entrambi con abito lobato e poiciloblastico, formano individui isolati
I
minerali
clasio) ; la scapolite è
ridotta
a un
nelle strisce chiazzate di verde
biotite. Anche
diopside
si
qui
cerca
contribuiscono alla
minimo
e
sono
spesso
attraversati da lamine di
stabilire, quando orneblenda e
formazione dello stesso individuo, in quale
invano
di
avvenga la trasformazione. Spesso individui risultanti in prevalenza
diopside inglobano chiazze periferiche e più interne di orneblenda verde,
senza che vi siano graduali passaggi dall'uno all'altro minerale. La tita¬
nite, che era abbondante nelle rocce del contatto più immediato, descritte
in precedenza, si riduce a pochi chicchi minuti.
senso
di
b) Profilo all'apice
All'apice
un
occidentale
(fig. 25),
occidentale
dove la roccia olivinitica è ridotta ad
esile banco di roccia attinolitica, nelle immediate vicinanze del
tatto, si può
microscopio
osservare
svela la
una
con¬
roccia calcesilicatica verde chiara, che al
seguente composizione mineralogica:
zoisite (45%), plagioclasio (26), attinoto (20).
Comp. principali:
Comp. subordinati: epidoto (4), augite diopsidica (2).
titanite (2), apatite, zircone (assieme 1).
Comp. accessori:
La struttura diventa corismatica: la
tata da
massa
principale
è rappresen¬
orizzonti, risultanti quasi esclusivamente di zoisite, epidoto (biri-
frazione debole fino
media)
e
augite diopsidica,
media
che posseggono
una
strut¬
a
con
poiciloblastica con
predominanza della
zoisite (na || b); in essa, sono intercalati in concordanza lenticelle ed esili
lettini quasi monomineralici di plagioclasio con rari chicchi intergranulari di epidoto, che hanno una struttura a selciato con sviluppo poligonale
dei componenti; da ultimo sono inclusi grumi irregolari, rotondeggianti
e nematoblastici di attinoto, che talvolta inglobano parzialmente grani
di zoisite e di epidoto. L'attinoto, in piccoli grani, ha spesso margini
sbrandellati, oppure è poiciloblastico con i minerali confinanti. La sfalda¬
tura secondo il prisma, per quanto spesso mancante oppure solo accen-
tura
grana fino
chiara
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
305
ultrabasiche
nata, lascia riconoscere l'azione della pressione, che si riduce di solito ad
dei
ripiegamento
un
cristalli, raggiungendo
solo
eccezionalmente
la
rottura.
La tessitura poco
pronunciata è scistosa di cristallizzazione. I grumi
attinolitici rappresentano senza alcun dubbio le masse achirosomatiche
derivanti primariamente o per metamorfosi da un magma basico intruso
nelle
rocce
incassanti. Fenomeni
Gagnone
di
e
discussi
poi
II. Due
a
analoghi verranno
profili
attraverso
a) Profilo
Dal
punto di
descritti per
gli esempi
pag. 407.
il
margine superiore
nel settore centrale
vista
macroscopico, il margine superiore, nella parte
(fig. 8), assomiglia alla roccia descritta nel paragrafo
di un gneis calcesilicatico con chiazze verdi di orneSi
tratta
precedente.
blenda, che si fanno più pallide nelle immediate vicinanze del contatto
centrale della lente
la roccia basica. Procedendo dall'interno
con
seguente
1. All'interno si ha la
Comp. principali :
Comp.
Comp.
verso
l'esterno, si
osserva
la
variazione.
subordinati:
accessori:
seguente composizione:
(24%), plagioclasio (21), epidoto-clinozoisite
(32), diopside-orneblenda attinolitica (20).
microclino (1).
titanite (1), minerali metalliferi (1).
quarzo
Pistacite, clinozoisite
diopside, in piccoli granoblasti intensamente
un'impalcatura pressoché continua,
talora più fìtta, tal altra più rara, in cui sono inclusi gli altri componenti
rappresentati da quarzo e plagioclasio. Questi, sviluppati in piccoli grani
ovoidali fino ad ameboidi, possono anche essere intragranulari nei com¬
ponenti formanti l'impalcatura.
lobati,
e
costituiscono nuovamente
La struttura resta in
questo modo grano-poieiloblastica e la tessi¬
leggermente scistosa di cristallizzazione.
Tra gli accessori (titanite, magnetkies, pirite, goethite, limonite e
apatite) predomina chiaramente la titanite, che, in grani allungati, può
raggiungere dimensioni di mezzo mm.
tura
Carattere dei minerali
.
con
Augite diopsidica, in sezione incolora fino a leggermente verde,
un'estinzione n /e
38°. Lungo le superficie di sfaldatura secondo
=
306
E. Dal Vesco
(110) è
di
colorata in
bruno,
per effetto di
una
segregazione submicroscopica
limonite, che diventa più intensa nelle vicinanze dei chicchi di pirite,
sempre limonitizzati alla
periferia, con occasionali inclusi di goethite.
pistacite risultano di piccoli grani varianti nella
ovoidali-sferici
a più prismatici con margini irregolari,
più
Clinozoisite
forma da
e
ricordando così fenomeni di risorbimento. La sfaldatura è mediocre tanto
secondo
(001), quanto secondo (100). Il valore della birifrazione
il tenore di ferro possono
e
con
uniformi in tutto il
granulo oppure
campi con tendenza ad aumentare verso la periferia.
Plagioclasio (andesina media) di solito geminato secondo le leggi
dell'albite e del periclino contiene piccolissimi chicchi di quarzo, che
assumono forma cubica o di parallelepipedo in quegli individui che sono
gemmati secondo le due leggi combinate.
Quarzo, di forme e dimensioni analoghe, si estingue in modo ondu¬
lato e, a differenza del plagioclasio, è spesso incluso nei componenti melaesso
variare
essere
a
nocratici.
2. Verso l'esterno la roccia
Comp. principali:
più
chiara risulta di:
plagioclasio (36%), feldspato potassico (23), orne(19), orneblenda attinolitica (6), quarzo
blenda verde
(7).
Comp.
Comp.
subordinati:
epidoto (3),
calcite
accessori:
titanite
minerali metalliferi
(1),
(3), clinozoisite (1).
(1).
Riappare un'impalcatura di componenti melanocratici con maghe
più rare e risultante di strie di orneblenda e di clinozoisite-epidoto. L'orneblenda si dilunga in bracci scheletrici e sbrandellati formando individui
di dimensioni medie e talvolta può essere sostituita, in modo parziale o
totale, dal diopside di forme analoghe. Là dove la calcite si arricchisce,
l'orneblenda verde si altera in
termine attinolitico
con pleocroismo
più debole. La sostituzione può anche essere totale. Altrove invece
predomina l'epidoto che si collega alle diramazioni dell'orneblenda verde :
un
molto
altrimenti
sua
possiede
birifrazione è
verso
I
la
forme
più compatte, ovoidali, leggermente lobate. La
piuttosto bassa, con un leggero aumento dal centro
periferia.
componenti leucocratici (plagioclasio, feldispato-microclino, quarzo
e calcite) in piccoli grani xenoblastici ovoidali—ameboidi ricolmano le
maglie dell'impalcatura. In generale presenza abbondante di calcite
corrisponde a presenza di diopside nell'impalcatura.
Perpendicolarmente alla scistosità, schiere di piccolissime fessure
Genesi
rimarginate
sono
e
e
metamorfosi delle
con
epidoto :
esse
rocce
basiche
e
attraversano tutti i
melanocratici, fatta eccezione di quell'epidoto che
formazione
dell'impalcatura;
scomparire
pleocroismo e
del
nell'orneblenda verde
nello stesso
tempo
307
ultrabasiche
componenti leucopartecipa alla
non
esse
determinano lo
la ricristallizzazione di
attinolite.
Carattere dei
componenti
Augite diopsidica possiede ottima sfaldatura prismatica, una
leggera colorazione nel verde in sezione ed un'estinzione ny/c 35°.
Plagioclasio: simile a quello della roccia precedente con una com¬
posizione chimica dell'andesina media.
Feldispato potassico mostra talora un graticcio a microclino
ed in generale una segregazione lanciforme di albite (in sezione legger¬
mente rosa). Queste lancette sono parallele tra loro; passano talvolta ad
una disposizione dendritiforme a modo delle rose di ghiaccio.
Titanite, con carattere ottico simile al leucosseno, non è più così
frequente come nella roccia 1), pur rimanendo presente con un tenore
ragguardevole. La forma è di solito a chicchi allungati.
=
ali 'apice occidentale
b) Profilo
posizione del contatto occidentale del paragrafo
precedente,
superiore (fig. 25) presenta caratteri analoghi a
quelli appena discritti, solo che i componenti melanocratici sono quanti¬
tativamente ridotti e non formano più un'impalcatura continua.
La composizione mineralogica è :
Nella medesima
la roccia
Comp. principali:
plagioclasio (33%), feldspato potassico (32),
quarzo
(18), orneblenda verde (10).
Comp.
Comp.
subordinati:
diopside (3), biotite (1).
(2), apatite e minerali
titanite
accessori:
Da citare è un'alterazione osservabile
ponente
è
melanocratico
ancora
ad
un
rappresentato
pendente
in forma di
presente
nuovo
da
minerale
da
è nel
non
diopside
o
una
esattamente
da
epidoto
o
(1).
nell'orneblenda, che è il
una
leggera
questa trasformazione,
segregazione
velatura
definibile,
com¬
del ferro, che
limonitica, conduce
ma
probabilmente
da entrambi i minerali. Indi¬
in altri
individui, l'orneblenda
si
biotite,
margine, ma non
parzialmente o totalmente a clorite. Quest'ultima
contempo presente in lamine sbrandellate indipendenti oppure in
altera, soprattutto
a sua
più
abbondante:
metalliferi
volta
può
al
passare
in modo continuo, in
che
E. Dal Vesco
308
(001) intergranulari nell'aggregato leucocratico.
plagioclasio resta costante nella sua composizione chimica (andesina
media) e la titanite è ancora abbastanza frequente e spesso associata od
inglobata nell'orneblenda. La pirite, pure relativamente abbondante e
sempre limonitizzata al margine, se al contatto con l'orneblenda, facilita
una trasformazione della stessa a pistacite. La calcite manca invece in
lamine idiomorfe secondo
Il
modo assoluto.
III. Alcune considerazioni riassuntive
Dalla
inferiore
Le
calcite,
e
fisiografia risultano alcune divergenze
quelle del contatto superiore.
rocce
mentre
inferiori
sono
rocce
di carattere calcesilicatico
quelle superiori
catici. In entrambi i
tra le
sono
da considerare
come
casi, nelle immediate vicinanze del
certa abbondanza di
del contatto
poverissime di
gneis calcesili-
contatto si nota
e (clino-) zoisite,
margine inferiore. Verso l'esterno, evidente
soprattutto nel margine superiore, i due minerali citati vengono sostituiti
dall'orneblenda verde in parte attinolitica e dal diopside, mostranti tra
loro reciproci passaggi. Tipica resta pertanto la struttura dei componenti
melanocratici formanti un'impalcatura, che in senso centrifugo si fa
sempre più rada ed interrotta.
Gli abbondanti minerali melanocratici rappresentano senza alcun
dubbio, almeno una parte di essi, i prodotti del contatto con la roccia
basica e ultrabasica: una posizione particolare assume l'orneblenda con
la sua struttura ad impalcatura molto simile a quella osservata nell'anfibolite plagioclasica. Essa è sempre presente nell'immediato contatto con
l'anfibolite, ma può apparire ancora, come nel margine superiore, a una
una
che permane fino
epidoto
all'estremo occidentale per il
È pertanto sicuro che l'effetto di contatto non
modo continuo e uniforme, con una diminuzione
certa distanza dal confine.
possa
essere
verificato in
di intensità in
in
superficie
senso
centrifugo : il magma è certamente potuto penetrare
parallele al margine principale determinan¬
di discontinuità
dovi nuovi effetti di contatto
la
e
rimescolamenti sostanziali. A testimoniare
possibilità di fenomeni di questa natura stanno i piccoli grumi
all'apice occidentale e le intercalazioni degli esili orizzonti
attinolite
anfibolite nel contatto inferiore della
zona
centrale. Questi contatti
di
di
sono
accompagnati da una notevole abbondanza di titanite, in gene¬
rale associata ai componenti melanocratici.
Interessante sarebbe sapere quali siano state le rocce prima dell'intru¬
sione. Avantutto è fuor di dubbio che le rocce presenti siano gli effettivi
ovunque
Genesi
e
contatti, perchè in
nitizzazioni di
ancora
metamorfosi delle
nessun
si
luogo
qualche rilievo;
poterono
che le
ma
subito deboli sollecitazioni
basiche
rocce
e
scorrimenti
osservare
ce
milo-
e
incassanti abbiano
rocce
tettoniche,
309
ultrabasiche
lo dimostrano
però
soprattutto
granati che spesso sono dissolti in frammenti sparsi per alcuni mm nei
piani di scistosità.
A pagina 184 della prima parte del lavoro, si era riportato il profilo
rilevato tra Gnosca e Gorduno e l'ottavo ciclo, con una base di gneis
Vogorno, corrisponde alle rocce di Alpe Arrami. Vi si trova la seguente
successione : marmo chiaro con lettini di calcare argilloso, calcefiro verde,
marmo con grumi di quarzo, Castione nero, marmo flogopitico, Castione
i
nero,
marmo
a
flogopite
senza nessuna
ultrabasiche. Esse devono
camente) che
intercalazione di
rappresentare
le
formano i contatti di Arrami.
ora
perchè
altri
rocce
basiche
primarie (almeno
rocce
Tralasciamo
per il
chiari daranno
preziosi
indizi sui minerali tipici di contatto per le rocce carbonatiche e gneissiche
a pag.
e rimandiamo la discussione
451, 457. Ma già in questo luogo
possiamo escludere che il contatto superiore rappresenti un prodotto
metamorfico del gneis Gaggio confinante, ricchissimo di componenti
leucocratici : infatti nel contatto superiore è stato possibile osservare una
certa frequenza di calcite ed inoltre sulla cresta del Gaggio (pag. 282),
momento
un
commento
dove la roccia basica è
nolitici avvolto da
rappresentata da
anfiboliti, il
calcesilicatica ben delimitata
tetto è
e
di
I
zona
dei
gneis
gneis biotitici picchiettati,
esile orizzonte di scisti atti-
un
ancora
una
Capitolo
La
esempi più
o
chimi¬
da
rappresentato
una
roccia
potenza analoga.
secondo
biotitici
picchiettati
che costituiscono il
potente
orizzonte
Arramigneissico
nella
discussione
di
vasta
furono
una
prima
più
già oggetto
Vogorno,
è
si
un
come
Essi
del
lavoro.
particolare e
già visto,
presentano,
parte
leucocratiche
macule
inconfondibile abito macroscopico con le loro
(che
non possono essere definite occhi) e spessissimo, soprattutto in vicinanza
delle rocce basiche e ultrabasiche, acquistano carattere kinzigitico e talora
VI che separa la
inglobano,
in modo
zona
particolare
di Castione
s. s.
dalla
zona
nel settore settentrionale, orizzonti
mono-
mineralici di cianite.
Questi gneis
basiche che
sono
presentano
ricchissimi di inclusioni di
forma di orizzonti
e
rocce
lenti di
basiche
potenza
e
ultra¬
ed estensioni
310
E. Dal Vesoo
molto variabili. Per lo studio si
meridionale,
presta
in modo
particolare il
(fig. 7).
Già in fondo alla Valle di Gnosca, alla base, è intercalato
di un'anfibolite
a
una
plagioclasica
orizzonti di anfiboliti
lunghi tratti,
concordanti, che
di cui due si
dove lasciano il
anfibolite
denza ad
allungano
posto
a
plagioclasica e
anfibolite eclogitica.
Anche i termini ultrabasici
piccole lenti,
orizzonte
in
parte
sono
si lasciano
seguire
per
nuovamente fino nella Valle di
numerose
di anfibolite
in forma di
un
conduce, nella Valle di Moleno,
ovvero
alto,
più a sud, si trovano nuovi
scistosa che
lente di oliviniti. Più in
Moleno,
settore
dalla Valle di Gnosca alla Valle di Moleno
intercalazioni lenticolari di
granatifera,
ben
aventi localmente ten¬
rappresentati,
ma
sempre solo
contenenti talvolta abbondante asbesto che
parte sfruttato durante il periodo 1914—1918.
Questi diversi rappresentanti della famiglia delle rocce basiche
venne
in massima
ultrabasiche si trovano associati, sottolineando la loro
e
origine
Alpe Prosecco-Alpe Alai-Alpe Gariso7),
comuni con l'associazione di Alpe Arrami teste
comune,
nell'interessantissima lente di
che rivela molti tratti
descritta.
Per
veremo
ripeterci, ma per conservare un carattere concreto, descri¬
esempio reale per ogni tipo di giacimento, nella speranza di
non
un
poter abbracciare la
basiche
e
massima
parte del campo di variazione delle
ultrabasiche contenute nei
rocce
gneis.
A. L'OLIVINITE HARZBURGITICA E LE ROCCE ACCOM¬
PAGNANTI DI ALPE ALAI
(VALLE
DI
MOLENO)
sopraccitato di anfibolite plagioclasica, intercalato nella
più settentrionale, rispettivamente più bassa, dei gneis picchiettati
L'orizzonte
zona
del fondo della Valle di Gnosca,
di Moleno
una
e
maggiore potenza verso la Valle
dall'Alpe Gariso all'Alpe Nuovo ingloba
schiacciata di olivinite harzburgitica (la situa¬
per il tratto che
lente estremamente
assume
va
zione appare nella
figura 7, nella zona delle coordinate 716—717/123,5).
complesso può essere studiato in tre ottimi profili erosi dai torrenti :
la parte superiore affiora nel torrente principale, ad un'altitudine di
1320 m., appena sotto le cascine di Alpe Nuovo (
Prosecco) ; il secondo
attraversa tutto il complesso e la sottostante zona di Castione s. s. in un
piccolo torrente laterale tra Alpe Alai e Alpe Prosecco ed il terzo è
Il
=
')
Più avanti richiameremo il
giacimento
col
nome
di
Alpe
Alai.
Genesi
Fig.
l
01ivinite
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
Profilo schematico attraverso il
33.
harzburgitica (pag. 312).
2
e
311
ultrabasiche
giacimento
di A. Alai.
Nefriti antofillitiche
(pag. 324). 3 Inclu¬
eclogite (pag. 321). 4 Anfiboliti
corismatiche dei margini (pag. 328). 5
Gneis biotitici picchiettati di carattere
kinzigitico (pag. 353). 6 Zona di Castione s.s. (profilo M; pag. 187). 7 Gneis a due
miche del tipo Verzasca.
=
sioni banchiformi
e
=
lenticolari di anfibolite
e
=
di
=
=
=
=
situato nel letto dell'affluente destro
in vicinanza
principale,
dell'Alpe
Gariso.
Il secondo
profilo
Interessanti
sono
è rappresentato schematicamente nella
soprattutto
posseggono carattere corismatico
roccia calcesilicatica
corismatico
in
e
quanto
venule nebulitiche
di
di
le
rocce
con numerose
gneis; posseggono
sono
anfibolitiche
fittamente
plagioclasio,
figura
marginali
33.
che
inclusioni concordanti di
una
seconda volta carattere
attraversate
da
innumerevoli
alle
anfiboliti
legate
del
un
sono
gneis
tipo kinzigitico,
che interrompe in concordanza il margine anfibolitico inferiore, dall'Alpe
Prosecco all'Alpe Gariso, e i numerosi orizzonti e lenticelle anfibolitiche,
stesse. Interessanti
inoltre
strettamente
banco di
312
E. Dal Vesco
talvolta
con
nucleo
eclogitico,
che
sono
inclusi neU'olivinite centrale. Con
possibile stabilire con certezza se
esiste una disposizione simmetrica degli inclusi neU'olivinite, come nel
caso dell'oUvinite granatifera di Arrami: ma è più probabile che non
esista nessuna regolarità.
gli
affioramenti
disposizione
a
non
I. L'olivinite
1. I
caratteri
SuUa
harzburgitica
macroscopici
superficie
Arrami,
è
di
frattura, la roccia possiede,
colorazione
differenza di
a
tonaUtà
nel
quella
verde,
grigiastra
quella esterna, sottoposta all'azione degli agenti disgregatori
atmosferici, è invece di un grigio chiaro sporco, colore che negli affiora¬
menti rende spesso difficile la distinzione dai gneis comuni. Essa è struita
a banchi, di potenza variabile tra 1 e 2 m., disposti in concordanza per¬
di
una
con
una
mentre
fetta
con
le
rocce
incassanti. I banchi formano
una
lente molto schiac¬
ciata, che si estende dalla Bocchetta di Alpe Pertignaga fino all'Alpe
Nuovo,
con
di circa 80
Ad
lunghezza
occhio, nella
distinguere
di circa 1700
e
una
leggera
massa
verdastra
le lamelle lucenti di
spesso aUa
loro
2. La
una
m. e con una
potenza
massima
m.
superficie
olivinica,
si
possono
sempre
antigorite disposte parallelamente
di discontinuità dei
tra
banchi, manifestando così
scistosità della roccia.
composizione mineralogica (fig. 34):
Comp. principali : olivina, ortaugite.
Comp. subordinati: serpentino, talco, clinocloro,
magnetite.
Comp. accessori :
brucite.
partecipazione volumetrica dei componenti è sottoposta a noteLa composizione dei termini meno metamorfici vien
illustrata dallo specchietto seguente :
La
voU variazioni.
OUvina
62,0—71,5%
Augite
Serpentino
14,0—20,0
13,5—18,0
Orneblenda
0,0— 5,0
Talco
0,0— 2,0
Min. metal.
1,0— 2,0
voi.
Genesi
Fig.
34.
ini't.\m.<rfnsi <ldl<>
r
rocce
basiche
Microfotografia dell'olivimte harzburgitica
ortorombua (Aug)
01
=
olivina.
quanto l'augitc
Per
Aug
=
con
313
ultrabasiche
di A. Alai. Fenocristalli di
augi te
sottile aureola di talco.
ortaugite.
nionochna
e
Mt
inciuchì
=
in
magnetite.
modo
assoluto, gli
altri
dell'aggregato primario sono analoghi a quelli descritti per Alpe
L'ortaugite, di solito in quantità subordinata, può localmente
arricchirsi in grumi irregolari. La roccia presenta in genere una tendenza
fino epizonali, che
a passare dai minerali catazonali primari ad altri mesorivelare
una
sostituiscono a poco a poco i primi, ma senza
regolarità che
caratteri
di Arcami.
dalla
dipenda
giacitura rispetto
si riscontrano nella metamorfosi
le
rocce
che
di Arcami
sono
e
margini dell'olivinite. I fenomini
sono già stati discussi ampiamente
ai
ci limiteremo
perciò
tipici per questo giacimento.
alla descrizione di
che
per
quei caratteri,
314
E. Dal Vesco
3. Il carattere dei
componenti
Olivina, in granoblasti di dimensioni piccole fino
margini poligonali (solo eccezionalmente
condo il prisma ed
ancora
più
raramente
stesso) determinando così
lo
una
con una
struttura
a
medie, possiede
leggera idiomorfia se¬
leggera sfaldatura secondo
con una
a
mosaico. Gli intercristallini
occupati da lamelle di antigorite che si adagiano alla superficie di
elongazione dei granoblasti di olivina, senza che quest'ultima subisca
una variazione periferica del tono di birifrazione, senza mostrare dunque
sono
un
passaggio al serpentino.
L'angolo assiale varia
sensibilmente attorno ai 90°
(fino
a
-
85°)
dimostrando così che i cristalli di olivina oscillano in modo notevole nella
loro
composizione chimica.
Dal calcolo fatto in base all'analisi chimica
(pag. 316) risulta una composizione di circa
dunque molto da quella di Arrami.
il
10%
Fa: in
media,
non
si
discosta
Ortaugite, in prismi slanciati (spesso 1:4) di dimensioni medie
a grossolane, ha di raro delimitazioni cristallografiche, nel
qual caso,
in modo più accentuato secondo le facce del prisma che non secondo la
base. In generale i margini sono lobati, debolmente secondo la zona del
prisma, più intensamente secondo la base, compenentrandosi con l'olivina
fino
confinante. Possiede invece sempre una finissima sfaldatura secondo (110).
Ingloba di solito abbondanti chicchi ovoidali minutissimi di olivina,
spesso
raggruppati in schiere,
magnetite.
e,
con
grande costanza,
alcuni
granuli
xenoblastici di
La birifrazione
dell'ortaugite
è
bassa, l'estinzione parallela all'asse
e
n//e e 2V=+80—82°. Teoricamente dovrebbe corrispondere a
8—10% Mol di iperstene e 92—90% di enstatite, ma l'analisi dimostra
un sensibile
contenuto di giadeite e di acmite. I due componenti non
fanno perdere il carattere ortaugitico all'augite.
con
Alcuni individui posseggono un'estinzione
zionalmente,
di
un
ondulosa,
ma
solo
incurvamento delle lamelle di sfaldatura. Nelle
frequente lungo
le
superficie
di sfaldatura
al
ecce¬
fratture,
margine, esso si altera
aggregato lepidoblastico che sosti¬
tuisce a poco a poco, per pseudomorfosi, l'individuo primitivo.
Serpentino. Le discontinuità tra i singoli frammenti di olivina
sono dappertutto rimarginate da un serpentino fibrillare,
disposto per¬
pendicolarmente alla superficie degli individui confinanti. Nelle maglie
un
poco più larghe, la parte centrale è occupata da una collana di minu¬
tissimi chicchi di magnetite e negli interstizi più grossolani, di forma più
rettilinea, si sviluppano intiere lamelle di antigorite (mostrante un'ottima
idiomorfia secondo (001) e caratteri ottici normali). In nessun luogo è
a
talco, il quale si sviluppa
in
un
fine
e
Genesi
possibile
stato
e
metamorfosi delle
osservare
rocce
basiche
e
ultrabasiche
un'antigorite parzialmente inglobata
315
nei
com¬
ponenti primari dell'olivinite.
Magnetite è presente in quantità relativamente abbondante. Si
può distinguere una generazione primaria, rappresentata da grani ame¬
boidi di dimensioni
piccolissime
fino
piccole, intergranulari nell'olivina
e nell'augite, da una secondaria,
sviluppatasi durante la metamorfosi ed
inclusa nel serpentino e nella linea mediana delle maglie e delle venule
più grossolane. In quest'ultimo caso presenta idiomorfia migliore e una
disposizione
in linee fluidali.
4. La struttura
Per
mario,
a
(fig. 34)
quanto la
si
cataclasi
eterogenea abbia dissolto l'aggregato pri¬
riconoscere distintamente
una struttura porfiropuò
primaria con porfiroblasti, talvolta porfireidi, di ortaugite da tre
fino a cinque volte più grossolani dei grani della pasta fondamentale.
Quest'ultima risulta di individui piuttosto allungati irregolarmente ovoi¬
ancora
blastica
dali
che l'asse
e corrisponda all'elongazione
maggiore del cristallo.
l'ortaugite può arricchirsi in piccoli aggregati quasi monomineralici lentiformi con margini nebulitici e in screzii irregolari. Ne
soffre allora l'idiomorfia dei singoli cristalli: essi mostrano, anche secondo
le facce del prisma, forme intensamente lobate con compenetrazione reci¬
proca; sono inoltre poveri o privi di inclusioni intracristalline di olivina.
La cataclasi non possiede, come ad Arrami, un'orientazione così netta
delle fessure principali: anche macroscopicamente la roccia resta com¬
senza
Localmente
patta, modellata
5.
a
dossi montonati dall'erosione fluviale.
La tessitura
I cristalli di
olivina, sempre leggermente allungati, mostrano una
(fig. 34) ; altrettanto vale in generale per i porfiro¬
notevole orientazione
blasti
prismatici di augite, per quanto improvvisamente alcuni di essi
possano giacere in direzione perpendicolare all'oiientazione comune, sì
che la tessitura deve essere definita come leggermente scistosa di cristal¬
lizzazione
con
più palese
là dove
con
il
locali tendenze
a
diventare massiccia. La scistosità si fa
diventa
l'antigorite
pinacoide basale parallelo
al
più abbondante,
piano
s, spesso in
sempre orientata
corrispondenza
al
piano di discontinuità dei banchi.
5.
La
composizione
chimica
Allo scopo di stabilire
che conducano alle
eclogiti,
se
i termini
se ne
più augitici presentino
un campione.
è analizzato
tendenze
E. Dal Vesoo
316
Olivinite
harzburgitica
Analisi
Si02
TiOa
relativamente ricca di
(10) di
Valori di
43,45
augite
J. Jakob
Base
Niggli
0,00
si
61,5
Kp
A1303
Cr303
Fe203
0,85
al
1,0
Ne
1,8
0,54
fm
98,0
Ns
0,6
5,21
e
0,0
Fs
5,1
FeO
3,75
alk
1,0
Cm
0,6
MnO
0,11
mg
0,90
Fa
3,9
MO
0,11
k
0,29
Fo
80,4
MgO
6,7
Q
41,41
Ca
0,9
0,00
Na20
0,69
K20
+ H20
-H20
P20-
0,30
co2
0,00
Tipo magmatico: peridotitico
3,59
0,17
0,00
100,18
Dalla base è
possibile
calcolare la
seguente composizione mineralo¬
gica:
01
69,9 (10% Fa)
Aug
28,6 (3,6 Jd+ 1,6 Ac
Mt
0,9
Cm
0,6
Dall'analisi risulta in modo chiaro che
leggero
canza
giadeitico e
tipo onfacitico
carattere
di
Ca, al
mineralogica,
delle
avendo la roccia
(con formazione di Mt),
l'augite
acmitico tendendo
già
eclogiti.
subito
così,
+
21,4 En)
deve
Nel calcolo della
un
si è dovuto calcolare
certo
una
possedere
nonostante la
grado
un
man¬
composizione
di metamorfosi
parte di Fé'" quale Fé".
6. La metamorfosi
Anche nel
caso
presente si
ducono alla sostituzione
possono
distinguere
diversi stadi che
con¬
più o meno totale dei minerali catazonali pri¬
corrisponde perfettamente a quello descritto per Alpe
Arrami, ma l'assenza di augite monoclina ha le sue conseguenze nella
qualità dei neoprodotti. In un primo stadio si osserva che le lamelle di
antigorite, disposte in linee più o meno continue, ricolmano tutti gli
interstizi tra i cataclasti di olivina, restando talora leggermente incurvate
senza mai raggiungere la rottura. In generale, le lamelle sono disposte
parallele all'asse di maggior sviluppo dei grani olivinici, ma possono con
mari. Il processo
Genesi
Fig.
35.
metamorfosi delle
e
Frequenti inomogeneità
rocce
basiche
e
317
ultrabasiche
nella metamorfosi dell'olivinite
harzburgitica
di
A. Alai
1
=
Olivinite
e
abito
a
harzburgitica.
talco.
3
=
analogo riempire
l'olivina
non
lamelle di
2
Filoncelli
=
Aureola intensamente metamorfosata
ptigmatici
le fessure trasversali. Verso il
presenta alcuna variazione dei
serpentino inglobano
a
serpentino
ricolmi di orneblenda antonllitica.
volentieri
suoi
nuovo
minerale,
caratteri ottici. Le
granellini
di
magnetite,
tal¬
volta ordinati in linee fluidali.
In
ancora
danza
uno
stadio
più avanzato,
esistono venule
più grossolane, però
nell'ordine di alcuni decimi di mm., che attraversano in discor¬
l'aggregato
olivinitico. Esse
sono
rimarginate
da
una
sostanza
compatta di un colore verdolino, che tra nicols incrociati si
dissolve in un aggregato lepidoblastico finissimo di antigorite, che si
addentra in tutte le discontinuità laterali a modo di microapofisi, spesso
inglobando frammenti di minerali confinanti. Queste venule trasversali
sono assolutamente prive di minerali metalliferi, mentre quelle che decor¬
omogenea
rono
e
ne contengono in abbondanza. Tra i
prevalenza magnetite, ne esistono alcuni che pos¬
interferenza dall'azzurro fino al viola-lavanda, probabil¬
parallelamente
alla scistosità
minerali metalliferi, in
seggono colori di
mente dovuti alla
componente di
cromite.
superficie levigata dall'acqua dei torrenti appaiono numerose
inomogeneità di cui la figura 35 rappresenta schematicamente un esempio :
venule irregolari nella potenza e nell'andamento (spesso con un aspetto
che ricorda un'iniezione ptigmatiea) attraversano senza alcun ordine
visibile la roccia olivinitica. Le venule risultano praticamente solo di
un'orneblenda antofillitica verdognola, con un tono nel bruno, e sono cirSulla
318
E. Dal Vesoo
condate da
un'ampia
aureola pure
irregolare
linee la forma delle venule:
grandi
lepidoblastico di talco e di serpentino.
a
metamorfosi
Esse
e
nebulitica,
l'impressione
ma
è costituita di
rappresentano
linee da cui si irradia la metamorfosi
e
nica. Si ha tutta
derivi da
essa
che il fenomeno
che
linee di massima
verso
la roccia olivi-
sia recente,
non
ripete
aggregato
un
ma
che
arricchimento di acqua nella fase finale della cristallizzazione
del magma peridotitico e che la fase si sia cercata una via tra le masse
già cristallizzate. Che il fenomeno non possa essere dovuto all'alterazione
un
atmosferica è dimostrato dalla forma strana
dovrebbe
perchè
e
„ptigmatica"
delle venule:
l'alterazione atmosferica descrivere
potrebbe
maggiore metamorfosi
perfettamente levigata ?
e
come
venule sinuose di
di
su
superficie
una
talvolta
Una sezione attraverso l'aureola ricca di talco permette le
descritta per lo
seguenti
composizione mineralogica rimane analoga a quella
stadio più avanzato della metamorfosi. La crosta è attra¬
versata da
fitta rete di venule
La
osservazioni.
una
allargano
si
Esse
non
orientate ed
irregolari
che spesso
da brucite xenoblastica di
rimarginate
può talvolta includere granoidi
di olivina in forma di relitti risorbiti. Nella pasta fondamentale si svilup¬
pano aggregati lepidoblastici di talco con grana minutissima, mentre
l'antigorite, con abito analogo a quello descritto in precedenza, non
subisce alcun aumento. Tra i componenti principali primari si cristallizza
un'orneblenda ortorombica antofillitica, talvolta in prismi isolati, tal altra
in fasci di prismi più aghiformi. Nel primo caso, i prismi attraversano
spesso, in modo deciso, uno o più cristalli di olivina o di augite mante¬
nendo un'ottima idiomorfia secondo le facce del prisma : ciò nonostante
grana
a
media,
camere.
con una
sono
debole sfaldatura, che
è indubbio che l'orneblenda sia di natura secondaria metamorfica,
nelle
parti
meno
alterate
essa manca
perchè
in modo assoluto.
La struttura diventa così
e
quella neocristallina,
con una
è
grana
leggermente
in
eterogenea : quella relittica è granoblastica
parte lepidoblastica ed in parte nematoblastica,
eterogenea variante, da piccola fino
a
media. La tessitura
scistosa di cristallizzazione.
La sezione descritta brevemente dà un'idea della situazione minera¬
logica
e
strutturale
dell'aggregato
nella
zona
intermedia :
si arricchisce fino all'esclusività l'orneblenda
per
gradi,
con
una
diminuzione
e
volumetrica
verso
verso
le venule
l'esterno si passa
dell'aggregato
di
talco,
all'olivinite normale.
Queste venule irregolari
forma
in
un
e
con
per carattere le venule di
un'aureola metamorfica ricordano per
asbesto, che poterono
affioramento abbastanza soddisfacente.
essere
studiate
Genesi
Fig.
l
=
36.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
319
ultrabasiche
macroscopico di una zona ricca di fìloncelli di amianto nell'ohvinite harzburgitica di A. Alai (posizione v. fig. 33).
Aspetto
01ivinite
harzburgitica.
2
4
=
=
Aureola metamorfica ricca di talco.
Riempimento
3
=
Asbesto.
di clorite.
II. I filonceUi di asbesto
La concentrazione di
nel
profilo
l'olivinite
nella
piccoli filoni, discordanti e irregolari si trova
Alpe Alai, un poco superiormente al margine inferiore del(la posizione è segnata nel profilo della fig. 33 e la situazione
di
fig. 36).
Per i banchi di olivinite si ritrovano caratteri
normali, vale a dire
composizione mineralogica risultante di olivina e di augite ortorom¬
bica con lamelle di antigorite intergr anulari, che si adagiano ai margini
più lunghi dei componenti sopraccitati. In genere l'augite possiede una
corona di talco, dovuta alla sua trasformazione pseudomorfa. Improv¬
visamente, verso le vene di asbesto, tutti i minerali primari dell'olivinite
sono sostituiti da un aggregato lepidoblastico di talco, in cui si conser¬
vano, a modo di porfiroblasti, le lamelle di antigorite. La metamorfosi
una
sé
segregazione di ferro presente in forma di una pigmen¬
tazione submicroscopica di limonite, arricchitasi in forma di strettissimi
nastri che si avvolgono in complicati meandri a formare una specie di
porta
con
una
labirinto.
Le
nate
vene
stesse, della larghezza massima di pochi dm.,
sono rimargi¬
perpendicolari ai
complicato intreccio. Se le
dall'asbesto cristallizzato in fibre di 5—7 cm.,
margini, congiunte
nella
parte
centrale in
un
:?-'<•
E. Dal Vosco
1mm
Kiir. :!7.
ili
Miciofoto^ratiii
un
Ni'll'nli\
fibre
una
non
arrivano
pari
unti-
m
ni.in
ilcll'aggrcgatu
toccarsi, la linea mediana delle
a
tibnlLiro
di
amianto.
li.ir/liuit-'itica di A. Alai.
cloriti' venie chiara, che si dissolve in
vene
è
occupata da
sabbia verdolina. Le
una
vene
caratterizzati da
immediati dintorni
sono appunto
una simile colo¬
gli
razione, determinata ncll'olivinite dalla presenza del talco.
e
Sotto il
aghi
forme arborescenti od
incolore
sono:
l'asbesto si dissolve in
microscopio,
un
aggregato fibrillare di
sottili, disposti generalmente in schiere subparallele oppure in
molto
birifrazione
senza
inedia
ancora
in lince Illudali turbolenti. I caratteri ottici
indice di rifrazione
pleocroisino,
ed
n/c=l<>.
estinzione
Si
tratta
superiore a 1,54,
adunque di un
asbesto anfibolico.
liliali
piccole
isolette
Se si
fig. :ìò,
sola
irregolari
riprende
appaiono magnetite
accessori
componenti
minuti inclusi nei fasci di fibrille
e
il
ora
e
taholta
lepidoblast
conlionto
differenza
sta
con
perfetta analogia
nella dhersa qualità
prima
e
le
potrebbe
chicchi
inomogeneità
essere
del
tipo della
dei fenomeni metamorfici. La
dell'orneblenda.
monoclina la seconda
sariamente contenere Ca
pochi
in
poco di talco arricchito in
iehe.
ci si accorge della
antotìllitica la
un
(senza
ortorombica
per ciò dover
di carattere
neces¬
cummingtonitico).
Genesi
e
metamorfosi delle
Probabilmente entrambi i casi
dell'ultima fase
migrati
magmatica
rocce
basiche
sono
e
dovuti
ultrabasiche
321
processi
idrotermali
a
i resti del magma, arricchitisi di acqua,
:
son
nelle discontinuità
irregolari dell'aggregato già quasi totalmente
cristallizzato, hanno dato origine alle orneblende, idratizzando nel con¬
tempo i margini dove provocarono la metamorfosi in talco. Riprenderemo
il problema a pag. 411.
III. Le inclusioni anfibolitiche ed
eclogitiche
nell'olivinite
profilo di Alpe Gariso quanto in quello di Alpe Prosecco
intercalati, in concordanza, banchi di anfibolite della potenza di
Tanto nel
sono
circa
mezzo
,
metro, ben delimitati rispetto all'olivinite incassante,
lenti
schiacciate, talvolta
allineate
e
modo di rosario
a
irregolari,
(qualche volta con un nucleo di carattere eclogitico; mentre i margini
poveri o assolutamente privi di granato, di un verde abbastanza intenso,
si avvicinano ad una composizione orneblenditica).
Quale esempio tratteremo un'inclusione lentiforme delle dimensioni
di 30 X 50 cm., risultante di una roccia granato-augitica con tendenza
eclogitica, che sotto il microscopio mostra la seguente
numerose
1.
Composizione mineralogica
Comp. principali : granato, augite diopsidico-onfacitica, orneblenda.
Comp. accessori: magnetite, pleonasto e rutilo (subordinato).
La
e
dei
partecipazione
settori interi risultano
orneblenda;
magnetite è
abbondante,
sparsa
2. Carattere dei
quasi
minerali subisce notevoli variazioni
:
settori di
esclusivamente di
augite
granato,
margine prevale sempre più quest'ultima. La
un po'
ovunque, mentre il pleonasto, localmente
legato alla presenza dell'orneblenda.
verso
appare
singoli
il
componenti
Granato, macroscopicamente di
lore fino rosa-arancione. Forma
un
rosso
di
rubino,
in sezione inco¬
sferici
piccolissimi,
grani
aggregati
occupando talora intiere porzioni della roccia. Altrove invece è frammisto
al componente augitico e all'orneblenda. Là dove appare in porfiroblasti
isolati, possiede margini nebulitici, in quanto le inclusioni di augite,
sempre presenti con frequenza variabile, si fanno oltremodo numerose
ricordando una struttura simplectitica. Reazioni sinantetiche equivalenti
alle chelifiti mancano nel modo più assoluto.
322
E. Dal Vesco
Augite
prismi tozzi,
di
un
verde
2V=+50°.
diopsidica
diopsidico-onfacitica
xenoblastici
pallido,
con un
piccole,
sviluppata
un
terzo circa di
piccolissimi
(110). Ad occhio
Essa
n /e importa 35° e
corrispondere a un'augite
clinoenstatite,
sensibile contenuto di
all'augite.
in
incolora in sezione. L'estinzione
assume
Orneblenda verde, in
non
è
ottima sfaldatura secondo
Questi dati ottici potrebbero
roccia mostra
attribuito
con
così
prismi
un
Ab,
ma
l'analisi chimica della
che in
leggero
parte deve
carattere onfacitico.
tozzi di dimensioni
mostra mai delimitazioni
essere
piccolissime
ed i
fino
cristallografiche
margini
granelli di augite. Il pleosono
spesso intensamente lobati. Contiene talvolta
croismo varia da na verde bruno debole ; n^ verde erba
20° e 2V= -72°.
tono nell'azzurro.
ny/c
a
ny verde
con un
=
Magnetite e pleonasto sono sviluppati in granelli relativamente
grossolani con margini lobati e sbrandellati, talora ridotti a vermicoli
irregolari. Inglobandosi reciprocamente (o solo associati) possono arric¬
chirsi localmente. Spesso sono intragranulari nei componenti soprac¬
citati.
3.
La struttura
piccola
diagnosi è resa difficile dalla grana piccolissima
media
Essa
è
0,2 mm.).
porfiroblastica con
dell'aggregato (grossezza
in
di
fondamentale
una
pasta
granoblastica di
porfiroblasti
granato
augite. I cristalli di augite e di granato confinano direttamente senza
mostrare alcuna reazione; l'augite può essere sostituita dall'orneblenda,
che mantiene caratteri analoghi rispetto al granato. L'augite e l'orneLa
sua
—
blenda possono inoltre essere mescolate nel medesimo aggregato, senza
differire nella forma e nelle dimensioni: talvolta è possibile osservare
finissima struttura simplectitica tra questi due ultimi minerali,
sviluppata in vermicoli irregolari meandriformi con carattere eutectico.
Anche il granato può essere incluso in vermicoli analoghi nell'orneblenda,
che localmente assurge a porfìroblasto, pur restando di dimensioni piccole.
una
Le condizioni dei contatti tra i diversi minerali lasciano fissare la
seguente
magnetite; granato, augite ed orne¬
blenda. La cataclasi è ridotta a poche fessure che attraversano tutti i
componenti: l'orneblenda sembra di origine contemporanea, forse un
poco susseguente, a quella dell'augite; ad ogni modo non è possibile tro¬
vare un contatto tra i due minerali che permetta di individuare una
metamorfosi dell'uno nell'altro. La roccia granato-augitica con tendenza
eclogitica rivela forti analogie con quella marginale di Alpe Arrami, solo
che questa manca di augite, contenendo in cambio flogopite.
serie
cristallografica: pleonasto
e
Genesi
4.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
323
ultrabasiche
La tessitura
particolari tra i diversi componenti (anche i
orneblenda sono disorientati) di modo che la tessitura
Non esistono relazioni
nematoblasti di
resta massiccia.
5.
Composizione
chimica
Un nucleo
Si02
Ti02
A1203
Cr203
Fe203
eclogitico.
Analisi
Valori di
43,80
(11)
di J. Jakob.
Base
Niggli
1,44
si
8,62
al
9,5
Ne
7,2
0,00
fm
53,5
Cai
10,0
Kp
79,0
1,2
7,28
e
34,5
Cs
21,4
FeO
4,26
alk
2,5
Fs
7,6
MnO
0,20
k
0,16
Fa
5,2
NiO
0,00
mg
0,69
Fo
28,7
MgO
13,72
ti
2,0
Cp
CaO
17,85
P
0,2
Q
Na20
1,30
K20
0,36
H20
-H20
p2o5
C02
+
I
18,4
1
64,4
CQ
17,2
0,5
17,2
Ru
1,0
Magma: jacupirangitic o
1,02
0,04
0,22
0,00
100,11
Catanorma
Or
Ab
An
Wo
En
Fa
Fo
Cp
Ru
Mt
2,0
12,0
16,7
28,5
6,5
1,4
23,8
0,5
1,0
7,6
Feldsp. 30,7
Aug 35,0
01 25,2
La roccia si discosta sensibilmente dalla
Ac cess. 9,1
composizione gabbroidica
eclogiti-anfìboliti di Arrami, per effetto soprattutto dell'alto con¬
tenuto di e. Ma la sensibile presenza di Or
Ab, che non può entrare
delle
—
nella
composizione del granato, ristabilisce un nesso con le rocce analoghe
ne consegue che l'augite deve possedere carattere onfacitico,
di Arrami:
quale eclogite orneblenditica.
minerali principali può subire
oscillazioni così forti che senza maggiori dati ottici (impossibilità di sepa¬
rare il materiale puro per conseguenza della grana troppo minuta) non
ne possiamo affrontare il calcolo. Pertanto possiamo dire che il granato
deve essere ricco di andradite, e che l'augite di carattere onfacitico ricco
di diopside e l'orneblenda devono possedere una certa abbondanza di Fé'".
e
perciò possiamo denominare
La composizione chimica
la roccia
dei tre
324
E. Dal Vesco
6. Osservazione sulla variabilità
Ovunque nelle
l'eclogitico,
si nota
lenticelle
una
con
di
nucleo di carattere sfumante nel-
un
variazione radiale
contenuto di orneblenda fino
l'olivinite
delle inclusioni
harzburgitica.
a
che
legata
essa
a un
aumento
del
rapido
forma tutto il contatto
con
Altre lenticelle risultano
orneblenda, accompagnata da
poca
quasi monomineraliche
augite monoclina e da magnetite,
caratteri ottici descritti più sopra.
componenti mantengono i
Abito perfettamente analogo hanno pure due banchi, l'uno di 1,20 m. e
l'altro di 1,50 m. di potenza, posti rispettivamente a 0,80 m. e 20 m. di
distanza dal margine superiore: il primo con arricchimenti locali di gra¬
nato ed augite in una massa risultante in prevalenza di orneblenda e il
dove tutti i
secondo
con
sola orneblenda.
IV. Le nefriti antofillitiche
e
gli
scisti di orneblenda
pargasitica
ai
margini
esterni
dell'olivinite
Verso il
margine esterno,
in contatto
sembra subire alcuna variazione
con
l'anfibolite, l'olivinite
mineralogica.
Al
non
microscopio però,
si
sottile orlo, al massimo di alcuni cm, in cui si possono distin¬
una
zona interna antofillitica e una zona esterna di orneblenda
guere
palesa
un
verde
pargasitica. Resi attenti, riosservando scrupolosamente i campioni
una leggera differenza macroscopica : lo scisto antofillitico segna
un leggero tono nel bruno e una maggiore scistosità e lo scisto
pargasitico un tono nell'azzurro con una tessitura più massiccia, per quanto la
si scopre
grana resti estremamente fina.
a)
Interno del
margine:
la
nefrite antofillitica
harzburgitica, ai margini esterni, passa rapidamente allo
antofillitico, che costituisce un involucro che è da supporre con¬
L'olivinite
scisto
tinuo, dello spessore di al massimo
un
dm. Interessante è lo studio di
questa roccia.
1.
Composizione mineralogica
Comp. principali:
Comp. subordinati:
Comp. subordinati relittici :
Comp. accessori:
antofillite, attinolite, brucite.
talco, clorite, antigorite.
augite, olivina.
magnetite.
Genesi
e
metamorfosi delle
2. Carattere dei
rocce
basiche
e
325
ultrabasiche
componenti
Antofillite, generalmente in cristalli fibrillari fino prismatici molto
allungati (0,1—-2 mm.), può alle volte assumere forme più tozze. La sfal¬
datura secondo (110) è più o meno perfetta, mentre spesso è presente
quella parallela ai pinacoidi basali. I prismi sono quasi sempre ben
sviluppati secondo
un
le
quasi impercettibile
2 V
*
facce,
mentre
fascio fibrillare. I dati ottici
=
noe
74—76°.
'
"
agli estremi
sono:
si dissolvono facilmente in
in sezione incolora
nel bruno secondo
ny;
n
//e
ed
un
con
un
angolo
tono
assiale
•
Attinolite presenta caratteri morfologici praticamente uguali alla
antofillite, solo che qualche volta i prismi diventano un po' più tozzi.
Incolora, con n /e 17°. In quantità subordinata verso l'olivinite, diventa
=
leggermente più abbondante,
l'immediato contatto
Olivina,
con
senza
mai
prevalere sull'antofillite,
nel¬
lo scisto orneblenditico esterno.
pochi granoidi piccoli
nell'aggregato fibrillare
:
campi meandriformi
perde l'alta birifrazione ; verso l'esterno si sviluppa un feltro di fibrille di
orneblenda ortorombica, le quali fibrille, nella parte prossimale al relitto
olivinico, sono disposte perpendicolarmente alla sua superficie per poi
essere coinvolte nel decorso comune dell'aggregato fibrillare della pasta
fondamentale. Alla loro base sono interposte placchette di magnetite,
pure disposte radialmente, di modo che l'orlo metamorfico assume una
certa analogia morfologica con la chelifìte del granato di Arrami.
Augite ortorombica svela alterazioni analoghe con una segre¬
gazione interna di magnetite, accompagnata da un abbassamento del grado
della birifrazione nelle immediate vicinanze. Al margine si sviluppano
fibrille di orneblenda ; talvolta si possono osservare prismi molto allungati
di antofillite intragranulari tanto neh"augite, quanto nell'olivina, che non
hanno alcun legame visibile con l'esterno e che sono paralleli a quelli
in
e
isolati
di antofillite, presenta fenomeni di alterazione
in
della pasta fondamentale neocristallizzata.
Clorite,
una
in
colorazione
pochi granoblasti isolati con margini irregolari, possiede
giallo-verdastra, che ricorda la bowlingite degli stadi
metamorfici dell'olivinite di Arrami.
3. La struttura
parte più marginale, l'aggregato è nematoblastico-fibrillare con
prismi isoorientati di antofillite e di attinolite, tra i quali, con abito pure
fibrillare, si è cristallizzata la brucite (localmente prismi di dimensioni
Nella
maggiori conferiscono un carattere porfiroblastico all'aggregato). Lacune
più grossolane, di forma lenticolare, sono occupate da antigorite, in cui
E. Dal Vesco
326
parte delle fibrille di antofillite si allunga senza subire alcun muta¬
morfologico. Soprattutto nelle sfaldature secondo il pinacoide
basale, l'orneblenda mostra un'alterazione ad un finissimo aggregato
una
mento
lepidoblastico
Nella
di talco.
zona
tativamente
a
più esterna, l'antofillite e l'attinolite
2/3 fino a 1/2 dell'aggregato, mentre
si riducono
quanti¬
il rimanente risulta
soprattutto di brucite. Verso l'interno, esse si fanno sempre più abbon¬
danti, con sempre maggiore predominio dell'antofillite suU'attinolite, fino a
costituire da sole
olivina
e
lasciare di
l'aggregato, per poi
il
nuovo
posto
di augite ortorombica, che infine formano l'olivinite
ai relitti di
harzburgitica.
4. La tessitura
Nell'orlo esterno è lineare
omogenea
5.
La
settori fluidali
con
composizione
e
e
stirata mentre
chimica
Analisi
Scisto antofillitico.
Si02
l'interno si fa
verso
turbolenti.
(12)
di J. Jakob
Base
Niggli
Valori di
51,33
Ti02
A1203
Cr203
Fe203
0,08
si
89,0
Kp
0,3
2,82
al
3,0
Ne
5,1
0,29
fm
88,0
Cai
1,8
4,08
e
Cs
4,5
FeO
5,23
alk
2,0
Fs
4,0
MnO
0,14
k
0,06
Fa
5,9
NiO
0,00
mg
0,85
Fo
58,0
Q
20,1
MgO
7,0
29,02
CaO
3,80
Na20
1,01
KaO
+ H20
-H20
P205
co2
0,13
Cm
0,3
Magma: ortaugitico
2,04
0,10
0,00
0,00
100,07
Catanorma
:
Or
Ab
An
Wo
Hy
En
Fo
Mt
0,5
8,5
3,0
6,0
5,2
57,9
14,6
4,0
Variante
senza
plagioclasio
Aec. 4,3
:
Jd
Ts
Wo
En
Hy
En
Fa
7,2
2,8
5,8
5,8
4,0
62,7
1,0
Omph 21,6
'
v
01 14,6
Aug 69,1
0,3
*
„—-
Plag 12,0
Cm
Ortaug 66,7
Fo
6,7
01 7,7
Mt
4,0
Mt 4,0
più
Genesi
metamorfosi delle
e
È probabile che
in
rocce
basiche
ultrabasiche
e
327
origine non fosse presente tanta Mt : essa
maggior misura a formare Fa e Hy
naturalmente contribuire in
doveva
a
costo
diEn.
L'analisi, confrontata
di
con
ortaugite (circa 30%),
notevole
con una
appare
quella
mostra
della
partecipazione
scisto antofillitico è dovuto
a un
peridotite relativamente
sensibile aumento di si
un
il e, dimostrando
magma tendente
già
verso
con
il
e
ricca
nuovo
ciò che lo
gabbroidico.
calcolo
Dal
catanormale, nella variante priva di plagioclasio, risulta
onfacitica
accanto a quella ortorombica e l'olivina, normali
un'augite
per
Polivinite
harzburgitica:
si deve d'altronde ritenere
(pag. 316) che
contenga una debole componente giadeitica.
assiste così a una graduale variazione dal magma olivinitico privo di
a quello gabbroidico relativamente ricco. Per
quanto rimandiamo la
l'augite
ortorombica
scussione
a
più
tardi
pure ci sembra
(pag. 411)
l'analogia
che presenta questo magma
titico dell'olivinite granatifera di Alpe
contenuto di
Infine
logica
dove:
possiamo
50,5 Ant
27,0 Akt
opportuno sottolineare
ortoaugitico con quello peridoArrami, pure con un sensibile
=
ancora
provare
a
calcolare la
composizione minera¬
—idu
Ant
Akt
Bru
Mt
50,5
27,0
19,5
4,0
fsi16044
L
3,5
J
27 o r
=_L- SÌmOm
L
W
L
OI14,5A,J
,nm.
(OH)
(Mg,Fe)10
(OH).
Fe)10]
glaucofane, l'abbiamo aggiunta
epinormale si trova un'analoga molecola,
completamente l'attinolite.
del
margine:
esterna di
all'antofìllìte
quelle
per
lo scisto di orneblenda
perchè
quanto manchi
pargasitica
questo sottilissimo involucro di scisti orneblen-
ditici risulta di un'orneblenda verde
da
Na4
(Mg,Fe)4j5J
Ca,
La molecola di
b) L'esterno
1
Alw
(Mg.FeU+^-fs^.Al^O^
I
(OH),
nel calcolo
mente
di¬
microscopio :
•*"
parte
Si
Ca
e.
osservabile al
La
già
appena descritte.
pargasitica che
Possiede
un
si discosta sensibil¬
pleocroismo
intenso:
secondo na verde pallido, quasi incoloro ; no, verde erba intenso ; altrettanto
secondo n con una leggera sfumatura nel turchino.
ny/c 22° rivela
=
l'appartenenza alle orneblende verdi.
L'aggregato a grana minuta ha carattere nematoblastico, quasi
lepidoblastico con tendenze a diventare quasi simplectitico in cui grani
più grossolani di orneblenda appaiono come porfiroblasti. La composizione
E. Dal Vesco
328
praticamente monomineralica di orneblenda, frammista solo raramente
a una biotite flogopitica sbrandellata e a zone lepidoblastiche di talco.
Componenti secondari sono magnetite, rutilo raro e titanite più abbon¬
dante: accessori, quest'ultimi due, tipici per le rocce anfibolitiche (si
pensi ad Arrami). I nematoblasti sono leggermente isoorientati e ne
deriva una leggera scistosità di cristallizzazione, che però non si palesa
nell'abito macroscopico.
Questa parte esterna del margine ci conduce senza un passaggio
è
brusco alle anfiboliti dell'involucro: la roccia che le è immediatamente
adiacente è descritta
pag. 333.
a
V. Le anfiboliti corismatiche dei
L'olivinite è rinchiusa,
come
margini
si vede nella
fig. 33,
anfiboliti corismatiche dello spessore variabile tra 5
e
in
involucro di
un
10
m.
All'estremo
orientale, i due involucri si congiungono per poi allungarsi in
unico ; a occidente, il giacimento non affiora più.
Queste anfiboliti si rivelano complesse ed eterogenee
tura
(fig.
macroscopica doppiamente
e 41).
corismatica:
un
con una
stromatitica
e
banco
strut¬
flebitica
38
1. La struttura stromatitica è dovuta ad abbondanti intercalazioni
di roccia calcesilicatica,
possono
essere
netti
o
granato nell'anfibolite
subparallele
nebulitici: in
e un
con
i banchi dell'anfibolite. I confini
generale
vi si nota
un
arricchirsi di
arricchirsi di minerali melanocratici nell'achi-
rosoma.
2. La struttura flebitica è determinata invece da esili venule leuco-
cratiche che attraversano in
discordanza,
formando
con
una
un
rete talvolta
venule isolate. La
è
quella
mai si
di
essere
osserva
ogni direzione,
ptigmatico,
andamento
che si inoltri nelle
Il
e
:
strie di
si sostituiscono
epidoto.
con
un
rocce
a
ora
in
anfibolitica
ridursi
a
poche
confinanti.
margine superiore
verde scuro, ricche di
strie di
massa
questa struttura flebitica
esclusivamente legata all'anfibolite :
Il chiriosoma anfibolitico rivela dal canto
genea striata
concordanza,
caratteristica di
strettamente ed
a)
in
tutta la
fitta, tal altra rada fino
proprietà più
un'apofisi
ora
un
verde
suo
una
struttura etero¬
orneblenda, si alternano
più chiaro,
che abbondano di
Genesi
Fig.
1
=
38.
metamorfosi delle
rocce
basiche
Particolare dell'anfibolite corismatica del
Chiriosoma striato di anfìbolite dei
epidosite
del
Sotto il
1.
e
8.
tipo
3
=
microscopio
tipi
a,
j3,
2
=
329
ultrabasiche
margine
y.
Achirosoma flebitico di
si ha
e
della lente di A. Alai.
Achirosoma stromatitico di
composizione plagioclasica.
:
Composizione mineralogica:
orneblenda
Comp. principali :
verde,
diopside, plagioclasio, epidoto,
calcite.
Comp.
Comp.
2.
subordinati: granato, clinozoisite, zoisite.
magnetite, titanite, rutilo.
accessori:
La struttura
e
la tessitura
La striatura descritta per l'abito
scala
più ridotta, al microscopio :
di esilissime
s
dei
banchi,
zone
essa
macroscopico
è dovuta
della potenza di 1—2 mm,
che risultano di
minerali,
a una
si
parallele
di struttura
e
Nonostante la notevole variabilità, i lettini possono
ripete,
ma
in
una
svariata successione
tra loro
e
al
piano
di tessitura diversa.
essere
classificati nei
seguenti quattro tipi:
a) Zone simplectitiche di augite e plagioclasio. L'augite
diopsidica, in piccolissimi grani (1/20—1/30 di mm. di diametro) ovoidali
con ottima sfaldatura secondo il prisma, forma un'impalcatura reticolare
continua in cui sono interposti i granuli di plagioclasio, che non posseg¬
gono alcuna geminazione ma una struttura zonare inversa (la sua com¬
posizione chimica deve corrispondere all'andesina, per quanto la diagnosi
sia molto difficile). Se la grana diventa appena un poco più grossolana,
si può riconoscere che una parte dei componenti leucocratici è rappre-
330
E. Dal Vesco
sentata,
ma
in
quantità subordinata,
isoorientata secondo il
piano
s e
da quarzo.
localmente
può
L'augite
passare
a
è
più o meno
granoblasti un
più grossolani di orneblenda verde, con caratteri ottici normali, che
più abbondante verso i margini fino a formare due cordoncini
verdi e continui, che racchiudono la zona simplectitica di diopside e
plagioclasio.
In quantità è ancora presente magnetite fino a titanomagnetite,
mentre subordinato è il rutilo. Il primo minerale è sviluppato in chicchi
allungati e lobati, che possono superare di 3—4 volte la dimensione della
grana media dell'aggregato. I minerali titaniferi passano marginalmente
poco
si fa sempre
ad
orlo di titanite, che tende alla sostituzione totale del minerale
un
primitivo.
jS) Zone diablastiche
di anfibolite
granatifera
e
di anfi-
bolite chelifitica. Esse posseggono come componenti principali orne¬
blenda verde e plagioclasio (con leggera predominanza di quest'ultimo)
e come
gini
accessorio
magnetite. Tutti i minerali sono xenoblastici con mar¬
compenetrano reciprocamente. L'orneblenda ha caratteri
ed il plagioclasio, di raro geminato, mostra un'intensa
lobati che si
ottici normali
struttura
zonare
inversa,
con
un
chimismo variante da
oligoclasio
ad
andesina.
L'aggregato
diablastico di Ho
pasta fondamentale in cui
fitico
:
infatti, nel
sono
e
di
Plag
descritto
rappresenta la
sparse isole lenticolari di carattere cheli-
settore centrale possono conservarsi relitti di
granato,
talvolta sostituiti
dall'epidoto. La chelifite stessa risulta di un aggregato
vermicolare raggiato di plagioclasio e di orneblenda con chiara predominanza di quest'ultima: i singoli vermicoli molto esili sono rettilinei
e si ingrossano in una gocciolina verso la periferia. Altri
aggregati, pure
di indubbia natura chelifitica, hanno perso questa orientazione raggiata
e formano un complesso più meandriforme, con una tendenza dei
picco¬
lissimi nematoblasti di orneblenda a disporsi nella scistosità comune.
y) Zone, analoghe a /3, di anfibolite chelifitica conte¬
nente epidoto e calcite. L'aggregato grano-nematoblastico risulta
circa di 2/3 di plagioclasio e 1/3 di orneblenda con un diametro medio di
circa 1/10 di mm. : in esso giacciono prismi di dimensioni piccole fino medie
di epidoto. Nonostante l'abito prismatico e l'ottima sfaldatura, i margini
dell'epidoto sono lobati e spesso nelle insenature, il cristallo si dissolve in
un
fine
aggregato di epidoto e titanomagnetite (quest'ultima con un orlo
o di titanite). Il contenuto di ferro dell'epidoto è
sottoposto
di leucoxeno
a
notevoli variazioni: talvolta si hanno termini vicini alla
tal altra alla
pistacite
e
ciò
senza
alcun ordine. Vi si
clinozoisite,
aggiunge
la calcite
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
331
ultrabasiche
e
1
i
Imm
Fig.
con
39.
di
un particolare dell'achirosoma screziato 8 di epidosite
augite diopsidica. Nell'anfibolite marginale di A. Alai.
epidoto. Aug augite diopsidica. Pre prenite.
Microimmagine
locale arricchimento di
Ep
sparsa,
in
=
qualità
fondamentale,
ma
=
componente secondario subordinato,
di
che
può
concentrarsi localmente
tinui. Nei settori in cui la calcite si fa
plagioclasio
=
a
nella
pasta
formare lettini
con¬
leggermente più abbondante,
il
diventa anortitico.
Anche in
questo
caso
l'aggregato descritto rappresenta la pasta fon¬
ripetono i caratteri di quelle delle zone j8.
screziati ricchi di epidoto. La compo¬
damentale in cui isole chelifitiche
8) Gli
sizione
achirosomi
mineralogica
risulta:
Comp. principali: epidoto-clinozoisite.
Comp. subordinati : augite diopsidica, orneblenda verde, prenite, quarzo.
apatite, titanite, goethite (assol. subordinato).
Comp. accessori:
Carattere dei componenti : L'epidoto, per quanto variabile nella sua
composizione, prevale nei suoi termini ricchi di pistacite ; ha forma ovoi¬
dale fino a prismatica, con ottima sfaldatura secondo (001), ma di solito
xenoblastica ; verso la prenite, possiede di contro un'ottima idiomorfla
con facce (100) e (101). La geminazione è ben marcata secondo (100).
L'augite, in prismi tozzi con ottima sfaldatura secondo (110), ha
E. Dal Vesco
332
margini
ovoidali fino lobati. L'estinzione
ny/c
=
42°
diopside
mente verde la lasciano individuare per
e
la colorazione
legger¬
hedenbergite.
contenente
Ingloba volentieri minuti chicchi di titanite.
Nell'aggregato granoblastico di epidoto (fig. 39), l'augite può arric¬
chirsi in piccole isolette, mentre l'orneblenda verde appare sempre isolata
ed in quantità subordinata ; la prenite con sviluppo tabulare ha carattere
riempitivo, subendo la forma degli altri componenti ; talvolta può inglo¬
bare in modo completo l'epidoto. La titanite è inter- o intragranulare
rispetto all'epidoto e all'augite.
La struttura risulta così grano-poiciloblastica con una grana unifor¬
memente media e la tessitura massiccia fino a leggermente scistosa di
cristallizzazione.
Qualche volta, nell'ambito di questi arricchimenti achirosomatici
nell'anfibolite,
sono
bellissime venule in cui si cristallizzano liberamente
piccoli (pochi mm) cristalli
salbande
roccia
di
alto
prenite e
grado di
soli
raggiungono
madre, soprattutto l'orneblenda
un
raggiati
di scolecite. Nelle
idiomorfia i
componenti della
e l'epidoto.
questi diversi componenti che determinano
Descritti
dell'anfibolite, ci sembra opportuno dare
ancora
una
la striatura
volta
uno
sguardo
d'assieme.
La
massa
plectitiche
di
anfibolitica, dunque il chiriosoma, risulta di strie
Aug
e
Plag,
che
Intercalate in concordanza alle strie
verde
le strie
piuttosto
a,
su
a
sim-
tutte le altre.
chiare
ma
di anfibolite chelifitica
dall'orneblenda,
fi
granato, di tinta leggermente più verde,
sono
decisamente
prevalgono
orlate di
con o senza
le strie 8 ricche di
epidoto e
più giallognolo. Oltre a ciò, senza alcun ordine visibile,
sono intercalati gli achirosomi di roccia calcesilicata, sempre con la tipica
superficie di alterazione che richiama nell'aspetto la scorza d'albero. In
fine sono da aggiungere gli achirosomi flebitici plagioclasici di cui par¬
leremo a pag. 337. Ben complessa è dunque questa roccia anfibolitica
perciò
di
un
e
verde
striata, che in molte
zone
assume
fenomenologici che potrebbero
origine sedimentaria.
composizioni mineralogiche
Verso l'olivinite invece, il chiriosoma
anfiboliti
più omogeneo
composizione mineralogica diventa :
con
carattere
e
assume
aspetti
un
abito
tipico
per le
colore verde intenso. La
Comp. principali:
orneblenda
Comp.
titanomagnetite, rutilo, apatite;
clorite ed epidoto.
subordinati:
e
sembrare sintomatici per un'anfìbolite di
sua
verde, plagioclasio.
e
molto
rari, pirite,
Genesi
Carattere dei
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
pata,
con
talora
na
zione
=
mm.
verde bruno
ny/c
plagioclasio
alterazione
333
sbrandellati
e
ny
Il
(110)
pleocroismo
verde erba
=
con un
può raggiungere
svilup¬
è sempre ben
si manifesta normale
tono nell'azzurro. Estin¬
Contiene spesso granuli ovoidali di
chicchi xenoblastici di rutilo, che non mostrano alcuna
22°.
e
—
La sfaldatura secondo
accompagnata da (001).
=
ultrabasiche
componenti:
Orneblenda in nematoblasti lobati
dimensioni di 3
e
2Vma
=
72°—75°.
Plagioclasio,
granoblasti piccoli di forme irre¬
golari, talvolta più ovoidali, tal altra più ameboidi, è interposto all'orne¬
blenda, ma può anche arricchirsi in lettini concordanti nei quali possiede
margini poligonali con una struttura a selciato. Una geminazione secondo
la legge dell'albite, eventualmente combinata con quella secondo il periclino, è molto rara e nella composizione chimica corrisponde ad un'andesina basica. Può inglobare piccolissimi granelli di orneblenda e di rutilo
(di raro associato a magnetite).
La struttura grano-nematoblastica assume, se l'orneblenda si fa
molto lobata, un carattere poiciloblastico. La grossezza della grana è
abbastanza costante e media, con dimensioni leggermente inferiori per il
plagioclasio.
Il plagioclasio, ancora abbondante ad una certa distanza dal contatto
con l'olivinite, si fa sempre più raro a mano a mano che vi si avvicina :
la roccia passa così gradualmente da un'anfibolite plagioclasica a una
orneblendite con tessitura scistosa in cui l'orneblenda, pur mostrando un
a
titanite.
abito nematoblastico
conserva
a
in
margini più uniformi
e a
lobi
meno
caratteri ottici identici. Achirosomi stromatitici
hanno forma lenticolare
e
pronunciati,
rari e i pochi
risultano di clinozoisite : il minerale appare
anche sparso nelle immediate vicinanze
nella tessitura
sono
achirosomi dove si ordina
degli
generale.
Nelle immediate vicinanze dell'orneblendite
pag.
327, la roccia contiene
nuovamente
pargasitica descritta a
piccola quantità di plagio¬
un aggregato lepidoblastico
una
(labradorite -bytownite, che si altera a
sericite), talvolta abbastanza abbondante, accanto all'orneblenda verde
che non si discosta da quella normale (2 Vna
78—80°, ny/c 22°). Nuovi
appaiono la flogopite, talvolta abbastanza abbondante, e il pleonasto che
clasio
di
=
conferiscono all'orneblendite
b)
Un
quell'abito
Il
descritto per Arrami.
margine inferiore
profilo attraverso il margine
rispetto a quello superiore
differenze
=
anfibolitico inferiore rivela notevoli
e
ciò
non
tanto per il carattere del
334
E. Dal Vesco
chiriosoma anfìbolitico quanto per gli achirosomi striati e screziati. L'abito
macroscopico è dominato da una rete ancora più fitta di achirosomi flebitici plagioclasici ; veri achirosomi di epidosite e di roccia calcesilicatica
mancano, per quanto, con motivo striato, l'anfiboUte possa localmente
riacquistare un colore verde giallognolo rivelatore di un certo contenuto
di epidoto. Il margine anfìbolitico è interrotto, a circa metà potenza, da
un banco di gneis biotitici a granato e cianite con carattere kinzigitico,
ma la roccia madre mostra da entrambe le parti caratteri perfettamente
identici. Nemmeno in questo caso gli achirosomi flebitici mandano dira¬
mazioni nel banco gneissico, confermando ancora una volta il loro intimo
ed esclusivo legame con l'anfibolite.
Passando alla fisiografia si ha successivamente, dal contatto verso
l'esterno
:
1. Anfibolite
ad
epidoto
con
la
seguente composizione
minera¬
logica :
Comp. principali:
orneblenda verde,
plagioclasio (andesina
basica fino
labradorite), pistacite.
Comp.
Comp.
subordinati: clinozoisite.
accessori:
La struttura è
titanite, apatite.
alquanto eterogenea: piccoli nematoblasti
blenda verde, di carattere ottico normale,
sono
di
orne¬
riuniti in nastri conte¬
nenti
pochi e minuti cristalli intergranulari di plagioclasio acido (ande¬
basica), che formano grosso modo un reticolo più o meno continuo,
in cui sono intercalate zone ricche di plagioclasio basico (labradorite),
sviluppato in minuti granoblasti. Il plagioclasio ingloba minutissimi
vermicoli di pistacite, che, negli aggregati rotondeggianti (chelifitici),
sono raggruppati nella zona centrale. Altre volte, in questi aggregati di
plagioclasio sono intercalati minutissimi nematoblasti di orneblenda
verde, occasionalmente di forma vermicolare tipica per le strutture
sina
chelifitiche.
Screzi fino lettini di
epidoto e di plagioclasio anortitico sono rari e
porzioni quasi monomineraliche di orneblenda.
2. La massa principale del margine risulta di anfibolite flebitica con
un chiriosoma più uniforme, costituito di anfibolite leggermente chelifitica dove i globuli chelifitici sono spesso difficili da riconoscere. Il
plagioclasio non appartenente alle zone chelifitiche ha una composizione
intercalati nelle
dell'andesina basica.
3. Verso il banco di
diventano di
nuovo
più
gneis kinzigitico,
abbondanti
e
lettini
e
screzi achirosomatici
si manifestano
macroscopicamente
Genesi
Fig.
40.
e
metamorfosi delle
Microimmagine
di
achirosoma
un
l'anflbolite
Ho
con una
tipi
=
orneblenda.
colorazione
rocce
a
basiche
clorite
marginale
Plag
=
e
e
335
ultrabasiche
plagioclasio
del
tipo
A. Xel-
di A. Alai.
plagioclasio.
Ciò
=
clorite.
eterogenea dell'anfibolite. Possono
essere
distinti due
di achirosomi :
e)
Raremente posseggono carattere calcesilicatico
composizione mineralogica
la
con
seguente
:
plagioclasio, calcite, orneblenda verde.
Comp. principali :
Comp. subordinati: orneblenda attinolitica, clinozoisite (subordinata).
titanite, pirite, ematite, apatite.
Comp. accessori:
L'impalcatura
di orneblenda verde
sviluppata
con
abito estrema¬
singoli bracci
a
l'aggregato
congiungersi.
spesso non
granoblastico degli altri componenti, ora con predominanza della calcite,
ora del plagioclasio. Quest'ultimo non mostra alcun segno di geminazione.
L'orneblenda verde, che corrisponde, secondo i dati ottici, a quella
mente
sbrandellato diventa molto
rara,
In
riescono
di modo
essa
è
che i
intercalato
normale dell'anfibolite, nelle vicinanze della calcite passa ad
attinolitico,
con
una
colorazione
verde ed un'estinzione
ny/c
mente: spesso l'attinoto
=
più pallida,
con
appena
un
un
16°. La trasformazione avviene
ingloba
chicchi di calcite
e
termine
tono nel
irregolar¬
la variazione della
E. Dal Vesco
336
birifrazione varia
a
chiazze, talvolta anche dall'interno
di modo che l'attinoto finisce
con
l'avere
un
verso
risulta della
tipo di achirosoma, rappresentato nella fig. 40,
seguente composizione mineralogica:
À)
l'esterno,
orlo di orneblenda verde.
L'altro
Comp. principali: clorite, plagioclasio (andesina acida).
Comp. subordinati : granato, epidoto, orneblenda.
cianite.
Comp. accessori:
Le lamine di clorite xenoblastiche intensamente sbrandellate
ordinate in linee fluidali sinuose
un
poco
più grossolani
di
e
turbolente che
plagioclasio
e
avvolgono
i
sono
granoblasti
cristalli frammentari di
orne¬
blenda, che sembrano rotolati nell'aohirosoma. Le lamine di clorite,
a
modo di onde crestate, si inoltrano tra i nematoblasti di orneblenda del
chiriosoma. Tra le lamelle di sfaldatura
di
un
sempre interposte placchette
Associato alla clorite, ma piuttosto alla
sbrandelli, è osservabile
più grossolani
un
pinacoidale
minerale metallifero
periferia
o
della clorite
non
negli
minerale in minutissimi
sono
individuabile.
interstizi tra
gli
chicchi, che appena
si lasciano individuare per cianite.
gneis, quest'ultime inclusioni, dapprima piut¬
scompaiono lasciando il posto ad un'anfibolite molto ricca di orneblenda (almeno 90%) sviluppata in nemato¬
blasti di dimensioni medie. Fatta eccezione di pochi piccoli granoblasti
distribuiti nell'impalcatura di orneblenda, i componenti leucocratici sono
concentrati in lenticelle fino occhi di margini irregolari con le seguenti
caratteristiche strutturali: pochi granoblasti medi oppure numerosi e
piccoli di bytownite, talvolta geminati, tal altra no, costituiscono la pasta
fondamentale in cui, inter- o intragranulari, giacciono piccolissimi gra¬
nelli di orneblenda verde più o meno sbrandellati. Il nucleo di queste
lenticelle è generalmente rappresentato da un aggregato labirintiforme di
epidoto (eventualmente associato ad anortite) e di orneblenda verde. La
struttura corrisponde senza alcun dubbio a globuli chelifitici schiacciati
4. Sotto al banco di
tosto numerose, si fanno
e
rare e
stirati.
e)
Una visione d'assieme sui
margini anfibolitici carismatici
Anche dalla
fisiografia appare il comportamento estremamente etero¬
geneo delle anfiboliti, passanti localmente a orneblenditi di carattere
corismatico. Le rocce risultano in generale molto ricche di orneblenda
che, salvo poche eccezioni, mantiene caratteri morfologici ed ottici
costanti. Esse posseggono
una
struttura striata
con
zone
di anfibolite
Genesi
e
metamorfosi delle
monoschematica
rocce
basiche
e
ultrabasiche
337
nemato-poiciloblastica e zone di anfibolite granatifera
dei tipi jS et y, che ricordano da vicino le
anfiboliti granatifere e quelle chelifitiche A. e. I, II; soprattutto negli
orizzonti più esterni del margine superiore, ma anche nel margine
inferiore, si aggiungono le strie simplectitiche ad augite e plagioclasio
del tipo
Oltre a ciò, gli achirosomi stromatitici di roccia calcesilicatica e
quelli di epidosite sono più frequenti nel margine superiore (tipo 8) che
non nel margine inferiore (tipo e) dove però si arricchiscono, in vicinanza
del banco intercalato di gneis biotitico kinzigitico, achirosomi del tipo A.
Da aggiungere abbiamo infine gli achirosomi fìebitici leucocratici
(fig. 38 e 41): essi sono più abbondanti nei settori nei quali l'anfibolite
manifesta carattere più omogeneo, meno abbondanti, ridotti qualche
volta a filoncelli isolati, nei settori dove prevalgono le strutture striate
e in modo particolare dove il chiriosoma è simplectitico. Ricordiamo che
si tratta di filoncelli bianchi, talora rettilinei, tal altra contorti e ripiegati
a modo ptigmatico: strutture macroscopiche che parlano
per un'origine
da una fase molecolare dispersa introdottasi o migrata in un aggregato
semi- o già cristallino.
Al microscopio, la parte centrale dell'achirosoma si manifesta risul¬
tante quasi esclusivamente di plagioclasio accanto a un piccolo tenore
locale di quarzo. Il plagioclasio, di raro geminato, in prevalenza inalterato,
ha una composizione chimica dell'andesina media, leggermente basica,
con una leggera struttura zonare inversa, ridotta a un orlo appena più
ricco di An. Quale accessorio assume, localmente, una certa importanza
la titanite, sviluppata in forme a losanga con dimensioni simili a quelle
del plagioclasio. In generale zircone e apatite restano di un tenore insigni¬
ficante. CoH'avvicinarsi agli achirosomi stromatici calcesilicatici, vi si
aggiunge l'epidoto che non arriva però al 5%.
La struttura risulta granoblastica con tendenze locali a diventare di
implicazione e la grana eterogenea varia da piccola a media con pochi
porfiroblasti leggermente più grandi. La cataclasi ha fessurato localmente
l'aggregato, ma in via di massima è assente.
Le salbande dei filoncelli contengono inoltre grani e nematoblasti
isolati di titanite e di orneblenda verde : in direzione radiale, quest'ultima
si arricchisce sempre di più alle spese del plagioclasio determinando così
un graduale passaggio dall'achirosoma al chiriosoma. Ad occhio, il passag¬
gio si manifesta con un margine nebulitico più frequente nelle venule
ptigmatiche, mentre in quelle rettilinee e concordanti il margine diventa
più deciso. I filoncelli fìebitici, già per sé stessi ridotti nelle zone ricche
e
di
anfibolite
a.
chelifitica
E. Dal Vesco
338
di achirosomi
due
o
tre
stromatitici,
non
centinaia di casi
su
attraversano che eccezionalmente
osservati)
le inclusioni
epidositiche
o
(solo
calce-
silicatiche.
però nella discussione genetica perchè nell'esempio di
(pag. 345) avremo ancora occasione di descrivere un'anfiinclusa in un'anfibolite granatifera monoschematica.
Non entriamo
Alpe
Confiente
bolite flebitica
Fenomeni di contatto in un'inclusione di roccia calcesilicatica nell'anfibolite coris-
VI.
matica
Soprattutto
giacciono
Fig.
1
=
41.
nell'amor amento
intercalazioni
numerose
marginale
di
Alpe
achirosomatiche
concordanti nell'anfibolite
al contatto
con
calcesilicatica.
sono
ben
visibili
calcesilicatica, che
Esse
marginale.
a,
/J
e
y.
2
=
posseggono
una
Arricchimento di granato del chiriosoma
l'achirosoma calcesihcatico. 3
4
=
Achirosoma flebitico
può raggiungere
a
il
m.
e
anche
=
Achirosoma stromatitico di roccia
(di
plagioclasico
potenza variabile nell'ordine di alcuni
ordinati
roccia
Particolare dell'anfìbolite consmatica al margine della lente di A. Alai.
Chiriosoma striato dei tipi
che
Prosecco
di
più
cm.
fino
spesso
a
carattere
dm.
però
modo di rosario. La colorazione varia
a
e
sono
una
ptigmatico).
lunghezza,
soltanto screzi
seconda della compo¬
mineralogica: ora è di un verde piuttosto erba se predomina il
diopside, ora è di una tonalità più nel giallo se prevale l'epidoto. Per
completare il quadro della variabilità dei contatti delle rocce basiche, de¬
sizione
scriveremo
i fenomeni osservati nell'inclusione di roccia calcesilicatica
rappresentata
nella
fig.
41.
Genesi
e
metamorfosi delle
a)
rocce
basiche
e
ultrabasiche
339
La roccia calcesilicatica
La parte centrale chiara risulta di una roccia calcesilicatica (fig. 42,
destra), che rappresenta probabilmente la facies più vicina alla roccia
primaria, prima di aver subito la metamorfosi di contatto. La sua com¬
posizione mineralogica
è la
seguente :
calcite, plagioclasio, quarzo.
Comp. principali :
Comp. subordinati : epidoto, diopside, orneblenda.
Comp. accessori :
apatite, pirite, titanite, zircone.
La
frequenza
dei
singoli componenti è sottoposta a notevoli varia¬
abito poligonale, talvolta ameboide, possiede una
geminazione polisintetica leggermente incurvata e forma un reticolo irre¬
golare di grana piccola in cui sono inclusi gli altri componenti.
Nel reticolo, talvolta in minuscoli nidi, sono intercalati i granoblasti
di quarzo e di plagioclasio (di raro geminato con accenni ad un incurva¬
mento delle lamelle) zonare, con una composizione chimica variante da
andesina media al centro fino ad andesina basica al margine. In quantità
subordinata, l'epidoto, sviluppato in grani ovoidali minuti (raramente in
prismi), è quasi sempre inter- o semiintragranulare nel reticolo di calcite.
Talora poiciloblastico se associato a diopside. Quest'ultimo dal canto suo
può passare, a chiazze, ad orneblenda verde.
Nell'aggregato calcesilicatico di struttura grano-poiciloblastica e
tessitura quasi massiccia, sono intercalati nastri e screzi diffusi di soli
componenti melanocratici (pistacite, diopside e titanite) sviluppati in
grani, piccoli fino a medi, di forma prismatica tozza con margini legger¬
zioni. La calcite
con
mente lobati. Da rimarcare
sono
inoltre le inclusioni di orneblenda
(ana¬
loga a quella normale per l'anfibolite) nell'augite diopsidica: esse sono
guttiformi fino a prismatiche con margini decisi rispetto all'oicristallo.
Queste inclusioni melanocratiche sono separate dall'aggregato basi¬
lare di roccia calcesilicatica da
esile orlo
(dello
spessore di
mezzo mm.)
plagioclasio di grana piccola, in cui rari ed
isolati appaiono pistacite e diopside di forme sbrandellate.
Altrove, però ancora nella parte centrale dell'inclusione, si nota un
rimescolamento dei due aggregati appena descritti e si ottiene così una
composizione mineralogica leggermente diversa: epidoto e clinozoisite
con poca augite diopsidica costituiscono un'impalcatura continua in cui
sono inclusi gli altri componenti, fra i quali predomina, fino all'esclusività,
il quarzo in grani ameboidi. La calcite rara e piccola appare in grani
isolati tra i componenti melanocratici e solo eccezionalmente viene in
risultante di
un
lastricato di
un
340
E. Dal Vesco
contatto
grana dei
minuta
il quarzo,
con
componenti
quella
mostrare alcuna reazione sinantetica. La
senza
media, piccola quella del quarzo e
titanite, sempre presente, è relativamente
melanocratici è
della calcite. La
abbondante. La struttura risulta
granoblastica
e
la tessitura
leggermente
scistosa di cristallizzazione.
b)
I contatti
Su breve distanza si riscontrano i due
seguenti tipi di contatto dello
spessore di 5—10 mm. (il primo, dall'anfibolite verso l'achirosoma) :
1. Verso il contatto, l'orneblenda vien sostituita in modo parziale o
totale da clorite pseudomorfa che contiene spesso un nucleo di biotite. Poi
l'orneblenda ritorna a formare un'impalcatura interrotta a maglie piut¬
tosto rade, in cui abbondano anortite, clinozoisite ed epidoto sviluppati
in granoblasti piccolissimi fino a medi, con margini intensamente lobati.
L'orneblenda vien poi successivamente sostituita da un'augite diopsidica
leggermente verde che continua a inglobare chiazze irregolari, ma decisa¬
mente delimitate, dell'orneblenda verde. L'augite diventa più abbon¬
dante fino a formare da sola tutta una zona per poi diradarsi nuova¬
mente lasciando il posto all'epidoto, il quale, in piccoli granoblasti, forma
un aggregato una volta compatto, un'altra in associazione a scapolite
xenomorfa di carattere riempitivo. In questo aggregato epidositico giac¬
ciono ancora porfiroblasti grossolani di augite, intensamente xenomorfi,
ma
ottima
con
augite
ed
epidoto
è
Titanite
(110). Un fenomeno
sfaldatura secondo
diventano idiomorfi
in contatto
se
strano
la
è che
scapolite.
presente ed abbondante. Nel diopside appare
solo di rado, la pirite con margini limonitizzati, nei
sempre
inclusa, ma
quali talvolta possono cristallizzarsi chicchi
inoltre
granoblastica
con
di
goethite.
La struttura è
grana eterogenea e la tessitura leggermente scistosa di
cristallizzazione dove abbonda l'epidoto, mentre diventa massiccia dove
prevale
il
con
diopside.
Da notare è
blenda ha solo carattere locale,
contatto
2.
descritto,
si ha
un
ancora
che la cloritizzazione dell'orne¬
perchè nelle immediate vicinanze del
passaggio graduale dall'orneblenda all'augite.
Il secondo aspetto dello stesso contatto è caratterizzato da
passaggio improvviso (fig. 42); vi
La prima, dalla banda della
si
risulta esclusivamente di quarzo
sviluppato maggiormente
isoorientato
margini
con
il
margine
distinguono
roccia
del contatto,
dentellati. La struttura è di
tessitura scistosa di cristallizzazione.
due esilissime
calcesilicatica, larga
con
un
zone:
2—3 mm.,
secondo
n
un'estinzione ondulosa
implicazione
con
grana media
e
,
e
la
Genesi
Fig.
42.
bolite
a
e
metamorfosi delle
Microimmagine
sinistra
e
=
orneblenda.
Q
=
Mt
=
quarzo.
La seconda
zona
basiche
del contatto 2 tra anfibolite
roccia calcesilicatica
gine
Ho
rocce
=
;
e
341
ultrabasiche
roccia calcesilicatica. Anfi¬
in mezzo,
zona
di quarzo. Dal
mar¬
anfibolitico di A. Alai.
Ep
magnetite.
Ce
destra
a
e
calcite.
(pure di
=
Plag
2—3
epidoto. Di diopside. An
plagioclasio. Ti titanite.
=
=
=
anortite.
=
mm), posta dalla parte dell'anfibolite,
diopside con una struttura granoblastica. Il componente più frequente è la pistacite in grani medi piut¬
tosto isometrici; più grossolano è il diopside che può passare a pistacite
e inglobare granuli di quest'ultimo minerale e, come di solito, chiazze di
orneblenda verde. Inter granulare, ma subordinata, appare l'anortite in
minuti grani angolosi di carattere riempitivo.
Il margine tra queste due zone, per quanto deciso, è irregolare e
sinuoso e dove la pistacite viene in contatto diretto con il quarzo, fra i
due minerali è interposto un esilissimo orlo di anortite. Non più così
si compone di
pistacite,
clinozoisite
e
deciso è invece il contatto della seconda
immediate vicinanze
Pure deciso è il
essa
contiene
margine
blenda verde,
verso
a
quarzo,
una
l'anfibolite: nelle
con
granoblasti
dell'orlo di quarzo
catica, la quale contiene, accanto
che
ancora
zona
isolati di
con
quantità
diopside.
certa
l'interno vien sostituita dal
pistacite.
la roccia calcesili¬
di
orne¬
piccola inclusione di roccia calcesilicatica dà un'idea di quanto
siano complessi i fenomeni relativi alle rocce basiche ; infatti su di un tratto
di pochi dm. il contatto tra le stesse due rocce presenta sfumature diverse,
La
342
E. Dal Vesco
Fig.
1
=
Olivinite
Lente di
43.
intensamente
monomineralico
serpentinizzata.
biotite.
di
5
=
di A.
serpentinoscisti
Contatto
2—3
Scisti nefritici.
=
esterno
Aspra.
kinzigitico.
6
=
4
=
Involucro
Gneis biotitici
picchiettati.
delle
quali
abbiamo descritto soltanto due casi. Anche dalla
scaturiscono diversi
problemi,
fisiografia
nello stesso
tempo si possono ricavare
risolvere problemi che abbiamo lasciato in
diverse conclusioni utili per
ma
sospeso.
Avantutto
possiamo domandarci quale sia stata la composizione
prima di aver subito il fenomeno di contatto.
della roccia dell'achirosoma
preziosi ci son dati dalla roccia senza gli screzi di minerali melanocratici tipici per la zona di immediato contatto, ovvero orneblenda, augite
diopsidica ed epidoto: levati questi minerali, essa risulterebbe di un
marmo ricco di quarzo, con un poco di plagioclasio basico, che corrisponde
Indizi
carbonatiche della
bene alle
rocce
dedurre,
anche dalla
e
frequenza
zona
di Castione. Possiamo da ciò
dei minerali del contatto, che i minerali
tipici della reazione anfibolite-marmo quarzifero sono orneblenda, augite
diopsidica, epidoto e scapolite. La titanite sempre relativamente abbon¬
dante nell'achirosoma deve
tatto dovuto
zona
a un
di Castione
manca
è il
apporto
ne
granato.
sono
essere
considerata
come un
minerale di
con¬
parte dell'anfibolite (i marmi della
più poveri). Un minerale che invece sempre
di
Ti02
da
Genesi
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
e
343
ultrabasiche
grande importanza per il problema termico si manifesta la coesi¬
quarzo-calcite nella piccola inclusione che sicuramente è arrivata
press'a poco alla temperatura dell'anfibolite. In nessun luogo si osserva
una reazione intergranulare che conduca alla formazione di wollastonite.
Di
stenza
Nel contatto appare pure chiara la relazione che intercorre tra orneche restò senza spiegazione nel caso del
e augite diopsidica,
blenda
margine
di
Arrami. Procedendo
Alpe
l'orneblenda vien sostituita
essere
entrambe devono essersi cristal¬
dall'augite:
contemporanemente di modo che i passaggi reciproci
lizzate
fatti risalire
cristallizzazione
Inoltre le
zone
a una
metamorfosi dell'una nell'altra,
contemporanea
con epidoto e calcite,
con una
y
diversa
8
e
e
ma
disponibilità
(nel
vero senso
un
non
devono
bensì
a una
sostanziale.
di carattere achirosomatico
dell'anfibolite stromatitica
presenta ugualmente
di calcite,
la roccia ricca
verso
(di cui la roccia calcesilicatica
achirosoma) non sono altro che
descritta rap¬
esili inclusioni
parola) di cui tutta la massa ha subito fenomeni di
impurità calcari che sono state assimilate totalmente
della
contatto, oppure
dall'anfibolite.
Da ricordare è infine che l'anfibolite si arricchisce di
granato nelle
vicinanze dell'achirosoma.
B. LA LENTE DI SERPENTINOSCISTI DI ALPE ASPRA
posizione geografica esatta è 718,50/122,25. La piccola lente
(fìg. 43) possiede una lunghezza di circa 15 m. ed una potenza massima
di 5 m. A differenza dei giacimenti descritti finora, manca delle rocce
anfibolitiche marginali, di modo che le rocce ultrabasiche confinano
direttamente con i gneis incassanti. Quest'ultimi, in grossi banchi, for¬
mano un potente arco intorno alla lente, con un probabile scorrimento
dei banchi superiori rispetto a quelli inferiori : ci si trova appunto nell'arco
che fanno i gneis picchiettati per passare dalla zona delle radici di giaci¬
tura inclinata, alla zona dei ricoprimenti, di giacitura orizzontale.
La
sua
Disgraziatamente
per
per il nostro
studio, la massima parte della roccia
asportata durante la prima guerra mondiale
lo sfruttamento dell'asbesto. I margini e gli apici sono pertanto
ultrabasica del nucleo
ancora
venne
conservati in modo da
i risultati
più
permettere
le osservazioni di cui
riportiamo
salienti.
Nella parte centrale, la roccia di un verde oscuro, contenente serpen¬
tino, si dissolve sotto il microscopio in un aggregato eterogeneo. Relitti
di olivina
(20
=
-
78°) sono dissolti in nume¬
ortaugite (2 V
da
serpentino ricco di magnetite.
maglie rimarginate
84°)
rosi frammenti dalle
e
di
=
-
344
E. Dal Vesoo
Questi relitti rappresentano isole in una pasta fondamentale di antofillite
+ 80°), cummingtonite (2 V
(2 V
70°) subordinata rispetto alla
talco
di
un
e
prima, brucite,
antigorite riuniti in un aggregato
poco
=
=
-
nemato-lepidoblastico di grana piccola fino a media.
Verso l'apice occidentale, dove la potenza diventa inferiore a 1,5 m,
tutta la roccia risulta metamorfosata in un aggregato nematoblastico di
antofillite frammista a cummingtonite. Questi componenti sono di un
verde chiaro nel campione ed incolori in sezione; posseggono forme pris¬
matiche molto slanciate con sfaldatura dominante secondo (HO) e spesso
secondo il pinacoide basale. La grana è piccola, ma singoli individui
possono raggiungere una lunghezza di 4—5 mm. e attraversano allora i
nematoblasti della pasta fondamentale. Spesso lungo i margini e le linee
di sfaldatura, soprattutto lungo quelle traversali, l'orneblenda si tra¬
sforma per pseudomorfosi in talco.
Le stesse variazioni descritte per l'apice si verificano anche verso i
margini: si possono dunque fare le medesime costatazioni come per il
giacimento precedente. La roccia primaria doveva essere un'olivinite
harzburgitica con una composizione chimica probabilmente poco dissimile
da quella di A. Alai. Nei prodotti metamorfici marginali mancano però
i termini attinolitici : la composizione mineralogica svela l'assenza della
componente
tra le
Ca, che dovrebbe rappresentare l'elemento di
con
ultrabasiche
transizione
basiche.
quelle
giacimento si avevano arricchimenti di asbesto, ora
sfruttato, minerale frequente in molte altre lenti ultrabasiche, di dimen¬
sioni ridotte, incluse e sparse nei gneis biotitici picchiettati.
Nuovo appare solo un involucro completo dello spessore di circa
rocce
e
Anche in questo
10
cm
fogli
risultante di
medi fino
l'avvicina
scisto monomineralico di biotite. La biotite
uno
grossolani presenta una
composizione della flogopite. Riportiamo l'analisi
scisto biotitico analogo, di Loderio (L. Hbzneb. 1909),
così alla
chimica di
uno
espressa in valori di
Niggli :
si
al
fm
e
alk
k
mg
74
18
72
0
10
0,92
0,77
Dall'analisi
dello
scisto
della biotite:
risulterebbe
approssimativa
componente di antigorite.
La genesi degli scisti biotitici
rappresenta
se
a
colorazione bruno-rossiccia che
a
essi siano
ancor
un
sempre
un
la
che
problema
avvolgono
non
composizione
seguente
40 Bi + 45 Ant + 15
risolto
:
Pph
le
con
rocce
una
forte
ultrabasiche
resta difficile stabilire
differenziato del magma ultrabasico oppure dovuti
a un
Genesi
contatto
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
e
ultrabasiche
345
primario o ancora se siano un prodotto metamorfico deter¬
migrazioni sostanziali in entrambi i sensi (v. pag. 450).
minato da
C. LA LENTE DI ANFIBOLITE GRANATIFERA DI ALPE
CONFIENTE
Nell'alta Valle di Moleno, sopra
l'Alpe Prosecco,
gneis picchiettati
e di lenti, di anfi¬
inclusioni,
contengono
bolite plagioclasica e di anfibolite granatifera. Senza più entrare in tutti
i particolari, voghamo ancora soffermarci su una lente di anfibolite granatifera della potenza di 120 m circa, che affiora con un ottimo profilo tra¬
sversale in un torrente (coordinate 715,75/122,77) a ovest dell'Alpe Gon¬
fiente. Il profilo rilevato, rappresentato nella fig. 44, rivela condizioni
numerosissime
a
interessanti anche per schiarire le
Fig.
44.
i
forma di banchi
rocce
basiche di
Profilo trasversale attraverso la lente
Alpe
di anfibolite
Alai.
granatifera
di
Alpe
Confiente.
1
=
Anfibolite
granatifera monoschematica. 2
picchiettato con
3 = Gneis biotitico
=
Anfibolite
carattere
granatifera
kinzigitico.
flebitica.
E. Dal Vesco
346
1.
Carattere
macroscopico
margine superiore, l'anfibolite granatifera è di un colore verdecon porfiroblasti rotondeggianti di granato di un bel rosso
grigio
lo
con
rubino;
scomparire del granato, la roccia diventa chiazzata da
minuscole macchie rotondeggianti chiare, che rappresentano isolette
Al
intenso
margini ben delimitati
seguiranno, l'anfibolite
rispetto
riassume il carattere corismatico flebitico identico a quello descritto per il
giacimento di Alpe Nuovo, con venule e lettini leucocratici di plagioclasio. Assume poi nuovamente carattere normale di anfibolite granatifera. Localmente il granato ha tendenza ad arricchirsi in grumi quasi
chelifìtiche. Nella
alle
rocce
zona
centrale della
appena descritte
e a
lente,
con
quelle
che
parallelepipediformi (3x4cm.) con limiti relativamente ben definiti
rispetto alla pasta fondamentale, in cui la roccia diventa una vera e
propria granatite. Al contatto inferiore, il colore diventa verde chiaro
con una tonalità nell'azzurro ricordando un'eclogite.
2.
Composizione mineralogica
microscopica si possono fare le seguenti distinzioni :
granatifera :
orneblenda verde, plagioclasio, granato.
Comp. principali :
Comp. subordinati : titanite, ilmenite, apatite.
rutilo, zircone, quarzo, clinozoisite.
Comp. accessori:
Anfibolite granatifera a biotite: con una composizione mineralogica
analoga alla precedente, in più biotite ed eventualmente clorite.
Anfibolite analoga, ma contenente calcite ed eventualmente diopside.
Anfibolite simplectitica con una simplectite a plagioclasio e diopside.
Dall'osservazione
Anfibolite
a)
b)
e)
d)
3.
Carattere dei
componenti (fig. 45—49)
Orneblenda verde, in nematoblasti sbrandellati
poiciloblastici
spesso
ora
fitto
senza
plagioclasio,
con
intercalazioni del
costituisce
un
piccoli
reticolo
componente leucocratico,
di
fino
medi,
continuo,
ora con
grani
formando così
più piccoli
poiciloblastici
plagioclasio,
quasi simplectitica. La sfaldatura secono il prisma è più
o meno pronunciata. I dati ottici sono: pleocroismo leggermente diverso
da quello finora descritto, infatti: na
verde-bruno sporco molto debole;
intensamente
una
e
struttura
=
n^
verde-bruno debole
=
L'estinzione è
ny/c
=
24°
e
a
biotite, colla
verde erba
74°—82°.
con
una
tonalità nel bruno.
Vn<x
margine superiore, l'orneblenda appare asso¬
quale può mostrare graduali passaggi oppure
e
Solo in vicinanza del
ciata
ny
=
2
=
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basii 1»
<
347
ulti<il>a-ic In
* t
Gra
Ufi lhi
ì WT1
"fr
Fig.45. Microfotografia
simplectitiei Pian
di settori
a
Di-Plag (1)
granato pn\
o
con
rh
il
aureo¬
la clielifitioa.Anfibohte
granatifera
di
Alpe
Gonfiente.
Gra
Ho
=
granato.
orneblenda.
=
Plag
=
Mi
minerali
=
plagioclasio.
metalli¬
feri.
7/77/77
Gra
à¥:Ì:
Ho
Fig.46.Microfotografia
simplectitici
di settori
Di-Plag (1).
tica
(2) sottile
colare eh Ho
chehfi-
e
e
\ermi-
Plag
con
orlo esterno di Ho.
un
Anfibohte
di
Il granato
un'aureola
ha
Alpe
Gra
Ho
gr.m.it"
=
r
"^
<4
^
-.*\ife^
•
V
Vii
>
"%
onn'bh'iidu.
=
Plag
granatifera
Gonfiente.
=
plagioclasio.
—i
7/77/77
E. Dal Vesco
348
restare decisamente delimitata: si
osservano
morfi contenuti in modo totale nella biotite
formazione dei due minerali deve
esiste eventualmente
una
e
grani
di orneblenda idio-
viceversa, di modo che la
considerata contemporanea;
essere
tendenza locale dell'orneblenda
biotite. La presenza della calcite
caratteri ottici del minerale in
non
parola,
a
passare
a
determina alcuna variazione dei
se
non
un
debole aumento della
leggero carattere attinolitico.
Granato, di grana media, ha forma rotondeggiante con tendenza
secondo il rombododecaedro. Sempre
rara e locale a facce idiomorfe
fessurato. La cataclasi rigorosamente parallela, per quanto limitata al
granato, ha prodotto linee che si continuano, con interruzioni, nei diversi
birifrazione, dovuto probabilmente ad
grani
un
del minerale. La colorazione in sezione è di
Il
evidentemente
granato,
altre fasi, subisce
tutte
non
più
in
un
equlibrio
rosso-bruno debole.
chimico-fisico
trasformazioni che sfociano in
quelle
una
con
le
sferetta
fig. 45—48 : un fenomeno, se si
fa astrazione dalla presenza dell'augite diopsidica accanto al plagioclasio,
che corrisponde fino nei dettagli strutturali a ciò che si era visto per
Arrami. L'anfibolite granatifera si trasforma per gradi in anfibolite cheli¬
chelifitica nel modo
fitica
e
rappresentato
nelle
in anfibolite.
Solo al
margine superiore
della lente, dove nella pasta fondamentale
l'orneblenda è associata alla biotite, la chelifite si discosta nella
sua
plagioclasio e di biotite, rive¬
zona marginale.
Questa variazione delle condizioni ambientali è probabilmente sub¬
entrata in un secondo momento e corrisponde, nel tempo, alla formazione
primaria della biotite nella pasta fondamentale e alla tendenza dell'orne¬
composizione mineralogica
e
lando altre condizioni fisiche
blenda
a
risulta solo di
e
chimiche nella
metamorfosarsi in biotite.
Plagioclasio di chimismo variabile da andesina a labradorite, in
forma ameboide, possiede di solito carattere riempitivo intergranulare
nell'impalcatura di orneblenda. I grani sono piccoli e di rado geminati. Il
plagioclasio possiede normalmente una struttura zonare inversa con un
centro di andesina media e un margine che tende alla labradorite. Nelle
chelifiti complete è più poligonale con una struttura a selciato. Di
solito fresco ; in un'unica sezione proveniente dalle vicinanze del contatto
inferiore è stato possibile osservare un'alterazione dello stesso a granellini
di clinozoisite arricchiti in aggregati nebulitici, che per ricristallizzazione
granelli leggermente più grossolani.
Clinoaugite diopsidica appare in minutissimi granoblasti ovoidali
formanti un reticolo (fig. 45—46) continuo e omogeneo nell'ambito di
settori, che probabilmente rappresentano pseudomorfosi secondo un
passano
a
Genesi
Fig.
47.
tenente relitti di
\nfiriolite
Gra
Ho
Bi
=
1>,isi<lie
e
349
utti.ìKwiche
//<?
con¬
granato.
granatifera
di
granato.
=
Plag
rocce
'Uifiente.
(
=
metamorfosi delle
Miorofotografla
di un'isola clielifitica
\l|»
e
orneblenda.
=
plagioclasio.
biotite.
6/Y7
5/
7/77/77
Fig.
di
48.
un
Microfotografia
settore
risultante di
un
aggregato
diablastico di Ho
immerso in
dament ale
una
e
e
Plag,
pasta fon-
d in
blastica di Ho
&*?*$.
chelifitico
-
nemato
-
Plag. Alpe
Gonfiente.
1
i
ìmm
350
E. Dal Vesco
minerale
prismatico tozzo primario, in cui, associata a plagioclasio (andesina media fino acida) costituisce un aggregato simplectitico.
Nei settori con predominanza del reticolo simplectitico Di-Plag, i
porfiroblasti di granato o sono privi di aureola chelintica (fig. 45) o ne
posseggono una ridotta con plagioclasio e orneblenda vermicolari e radiali,
eventualmente circondata di un orlo sottile di orneblenda (fig. 46). Nel¬
l'ambito della simplectite si osservano passaggi a nematoblasti un poco
più grossolani di orneblenda, i quali altrove, per cristallizzazione sommativa, si sviluppano in granoblasti piccoli fino medi. La coesistenza del
granato con la simplectite accompagnata da nematoblasti medi di orne¬
blenda e da cristalloblasti di rutilo e titanomagnetite ripete fedelmente
anche nei dettagli la paragenesi osservata negli stadi metamorfici dell'eclogite di Alpe Arrami (fatta eccezione però del diopside).
Calcite, con geminazione polisintetica, xenoblastica fra i cristalli
più grossolani di orneblenda, è presente anche se una parte dell'aggregato
mantiene ancora carattere simplectitico, ma diventa più abbondante dove
la grana dell'orneblenda assume dimensioni medie e la simplectite manca
in modo assoluto. Questa distribuzione rende probabile che la calcite sia
legata alla neocristallizzazione della simplectite diopsidica in orneblenda,
in presenza di soluzioni acquose cariche di C02.
Clorite, verde chiara, vien solo ritrovata nel margine superiore,
ma
in associazione colla biotite. Diversi cristalli di orneblenda pas¬
non
sano
insensibilmente ad un'unica lamina di clorite di grossezza media;
altre volte
invece, idioblasti di orneblenda
nella clorite
stessa, di modo che la
della biotite descritta
vergente
verso
più
sopra. Essa
il centro così che si
dell'andamento delle sfere di
Ilmenite, rutilo
mente
titanite
sua
e
un
completamente inglobati
origine deve essere analoga a quella
possiede un'estinzione radiale con¬
sono
oscura
successivamente nel
senso
orologio.
titanite. Nei settori
simplectitici, o parzial¬
un frequente orlo di
simplectitici,
primi due,
se posti nella pasta fondamentale, intatti
dominano i
con
se inclusi nei porfiro¬
granato. Nei settori di struttura e di composizione dell'anfibolite
granatifera predomina, con notevole frequenza, la titanite sviluppata in
chicchi xenoblastici o a losanga, isolati o raggruppati.
Apatite possiede una frequenza e un'ubiquità non mai riscontrate
finora. Sono grani rotondeggianti, talora con tendenza al prisma
esago¬
nale, che possono raggiungere un mm. di diametro. Nel dubbio che si
trattasse effettivamente di apatite, con il microscopio universale fu pos¬
sibile identificarla in modo univoco. Al centro dei grani, mostra quasi
blasti di
sempre
una
colorazione rosso-violacea, dovuta ad
una
finissima segre-
Genesi
inetnniiirfii-i cli'lli-
e
ini
ci'
Im-ii Ih
i
351
nli i-.iii.i~.n-li*»
<
>
1 mm
Fig.
49.
Microimmagine
simpleetite (1)
gazione
a
di
un
Di, Plag
settore
e
Ho.
fon
aggranfi li'UL'iiini'iito
Antibolite granat itera di
ilnienitica. che si manifesta taholta in
di ilmenite
lunghi
fino
a
0.2
una
più grossolani
Alpe Confiente.
intra
posiziono
di
di
aghi
mm.
Quarzo, assolutamente subordinato (solo alcuni granoblasti per
analizzata), è facile che resti inosservati!, supiattutto a causa del
sezione
plagioclasio
4.
spesso esente da
La struttura
e
geminazione.
la tessitura
Tralasciando la discussione della \ariazione quantitati\H dei
componenti,
propria.
nenia
illustrata nella
fig.
L'orneblenda domina in
toblasti
50,
ci
la
singoli
vera
generale
microscopica
e poicilohlast lei cribrosi, che
tozzi sbramici la t i
piuttosto
un'impalcatura eterogenea
limiteremo alla struttura
\
i^inne
con
e
i
for¬
ora più
compatta, ora più cribrosa se in
plagioclasio. Nella parte inferiore della
lente si riscontra una maggiore quantità di minerali titaniferi associati
alla simpleetite, determinanti forse una maggiore stabilità del sistema?
Come nel caso di Alpe Arrami si hanno diversi passaggi che con¬
ducono d.i un'anfibolite granatifera simplectit ic.i ad un'.mribohtc elicli-
mano
associazione
con
abbondante
352
Fig.
E. Dal Vesco
50.
Esempi
mineralogica in un profilo
di Alpe Compente.
della variazione
trasversale nell'anfibolite
granatifera
1
=
Orneblenda. 2
=
Plagioclasio.
tite.
7
3
=
=
Simplectite.
Accessori. 8
4
=
=
Diopside.
5
Granato. 6
=
=
Bio-
Calcite.
plagioclasio e orneblenda, che caratterizziamo con il
complemento dei tipi enumerati a pagina 295. Verso il
margine superiore, la biotite assurge a componente principale di modo
fitica
con
nidi di
simbolo A.
e.
II
a
che l'anfibolite diventa biotitica. Siccome
di
plagioclasio
e
essa
continua
di biotite, dobbiamo introdurre
anfibolite biotitica
con
contenere nidi
a
nuova
una
facies di
carattere chelifitico.
La cataclasi è ridotta al
granato : che sia di
carattere esogeno e non
dovuta all'aumento di volume determinato dalla metamorfosi dei com¬
ponenti
lo dimostra l'orientazione strettamente
Ne deriva che
parallela
osservati devono
delle fessure.
metamorfici.
gli aggregati
vien
dalla
assunta
posizione particolare
simplectite Di-Plag non
osservata in questa misura ad Alpe Arrami, invece trovata in forme di
strie nei margini anfibolitici di Alpe Alai. Senza voler entrare in
essere
Una
discussione, ci
una
sembra
fig. 50, da cui risulta evidente
ctite
Di-Plag (che in
i due termini
sono
una
opportuno richiamare
una
sezione
poterono
a una
segregazione
essere
leggera
Ancora
media,
simple¬
separatamente)
:
complementari rispetto alle quantità
un prodotto di ricristallizzazione
legata
generale massiccia. Solo dove esiste una
sviluppata in nematoblasti medi, ci
dominanza di orneblenda
una
sulla
di Ca in forma di calcite.
La tessitura è in
di
misurate
e
evidentemente
ciò dimostra che l'orneblenda è
e
l'attenzione
correlazione tra orneblenda
forte pre¬
si accorge
scistosità di cristallizzazione.
un accenno
limitata
rispetto
merita il banco di anfibolite flebitica della
zona
al resto dai limiti del banco. Le caratteristiche
Genesi
del chiriosoma
non
metamorfosi delle
chiriosoma
non
da
rivela
l'epidoto
ad
parte
plagioclasico
perchè nemmeno
fenomeno
ad
avere
è
a
basiche
e
ultrabasiche
353
quelle descritte e
quelle dei margini di Alpi Alai. Il
presenza di epidoto, dimostrando con
però mai la
Alpe Alai rappresenta effettivamente
achirosomatico. D'altra
tico
rocce
si differenziano sensibilmente da
fondamentalmente
nemmeno
ciò che
e
un
Confiente,
i caratteri del
un
componente
la roccia dimostra che l'achirosoma flebi-
per
congenito
quanto le
chiriosoma,
con
l'anfibolite
rocce
granatifera
inglobanti
i fìloncelli leucocratici
continuino
vanno
oltre ai
limiti della roccia madre.
D. I FENOMENI DI CONTATTO NEI GNEIS BIOTITICI
PICCHIETTATI
I
gneis biotitici picchiettati inglobano,
innumerevoli
orizzonti
e
lenti di
rocce
come
si
già
era
basiche
e
visto
a
pag. 309,
ultrabasiche. Nelle
immediate vicinanze delle lenti studiate ci si accorge di un arricchimento
di sottili orizzonti di anfibolite che hanno subito ripiegamenti con la
roccia
incassante,
come
lo dimostra molto bene la
figura
51 che rappre¬
senta la situazione in vicinanza delle anfiboliti corismatiche inferiori ad
Alpe
Gariso
smatico
con
della lente
Fig.
51.
(vi
si nota, nonostante
arricchimenti di
l'esigua potenza,
componenti
leucocratici
un
carattere cori-
come
nei
margini
principale).
Anfibolite
plagioclasica (2) con irregolari achirosomi plagioclasiei (3).
gneis biotitici picchiettati ripiegati (1).
Inclusione concordante nei
354
E. Dal Vesco
Ovunque
di contatto,
più
m.
attorno alle
rocce
basiche
diffusa, che può variare nella
leggera modificazione del
leggera tonalità nel violaceo.
ancora una
procedendo
colore
1.
sua
:
larghezza da pochi dm a
macroscopico con
il bruno-verde normale
Per le variazioni
assume una
microscopiche scegliamo
volta alcuni casi concreti che danno la situazione del contatto,
dall'interno
verso
l'esterno.
I. Contatto
Nelle immediate vicinanze del
matica
ultrabasiche si nota un'aureola
La metamorfosi di contatto si svela nell'abito
una
a)
e
superiore,
ad
Alpe Gariso,
basite-gneis
margine superiore dell'anfibolite caris¬
osserva la seguente situazione (jig. 52)
si
Composizione mineralogica:
Comp. principali :
biotite
(35%), plagioclasio (30), orneblenda ortorom¬
(assieme 5)
granato (25).
bica bruna, orneblenda monoclina verde
Comp.
accessori
2. Carattere
Granato
:
cianite, staurolite, zircone, pirite, magnetite (assieme 5).
dei
componenti:
abbondante,
in
grani di
piccola fino media, di
rombododecaedro, in
generale con limiti poligonali non cristallografici (talvolta rotondeg¬
gianti), dovuti in parte a fenomeni cataclastici, poiché frammenti più
piccoli giacciono nelle immediate vicinanze. È sempre attraversato da
rado
con
grossezza
ottima idiomorfia secondo le facce del
fessure
irregolari. In sezione, colorazione bruno-rosa pallida. Raramente
granoblasti minuti di orneblenda.
Biotite, ancora più abbondante del granato, è sviluppata in
lamelle sbrandellate, talvolta concentrate in agglomerati, tal altra isolate.
Il pleocroismo varia da na
bruno quasi incolore a n
bruno-terracotta.
Avvolge volentieri il granato inglobandolo parzialmente ed ospita spesso
contiene
=
l'orneblenda ortorombica bruna
=
lo zircone
aureole
pleocroitiche.
sviluppata in prismi talvolta
più idiomorfi, soprattutto rispetto alla biotite, tal altra più xenoblastici,
rispetto al plagioclasio. La grana è media ma più piccola di quella dei
minerali precedenti. Ottima sfaldatura secondo (HO), meno pronunciata
quella trasversale. Discostandosi da tutte le orneblende trovate fm'ora,
possiede il seguente pleocroismo : na incolore ; ng bruno-terracotta
appena percettibile e ny come n^ ma leggermente più intenso, forse con
una leggera tonalità nel verde.
La birifrazione è media fino debole.
e
con
Orneblenda ortorombica bruna è
=
=
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
355
ultrabasiche
l
1
7/77/77
Fig.
Microimmagme
52.
del contatto immediato tra anfibolite
picchiettato. Alpe
Bi
=
biotite.
Gra
=
(v
ny/c
=
granato.
=
verde,
Plag plagioclasio. Cia cianite.
bruna). Mi minerali metalliferi.
=
b
=
=
e
biotitico
gneis
Gariso.
Ho
=
orneblenda
=
0° di modo che si tratta di un'antofiUite.
Alberga
talora
un
nucleo
di orneblenda verde.
Orneblenda monoclina verde,
sempre in
granoblasti angolosi.
giallognolo pallido, ny verde
=
La
Plagioclasio.
descritti risulta per
clasio,
massa
grandi
che dal canto
Il
quantitativamente subordinata,
bruno-verde
pleocroismo è. na= ?, ng
=
tono nell'azzurro.
con un
intergranulare
settori formata di
tra i
un
ny/c
=
ll—12°.
componenti
fin'ora
solo individuo di
plagio¬
è oltremodo
eterogeneo e ricolmo di granelli
degli stessi minerali confinanti, accompagnati da pochi grani ovoidali di
cianite. Dove i chedacristalli sono piuttosto concentrati, soprattutto in
presenza della cianite, il plagioclasio interposto è localmente alterato a
suo
sericite.
plagioclasio (negli individui geminati solo secondo la legge delpuò fissare un chimismo che corrisponde alla labradorite) è
variabile nella sua composizione chimica, i cui limiti non sono fissabili
con esattezza, perchè la struttura nell'ambito dello stesso individuo è
Il
l'albite si
eterogenea
non
solo nel chimismo
ma
anche nel tipo di
geminazione.
356
E. Dal Vesco
Staurolite è
sviluppata in minuti grani fino a prismi allun¬
pleocroismo variante da na incolore (quasi) a ny
rara e
chiaro
gati, con un
giallo oro.
=
=
Pirite in chicchi
sparsa in tutto
nato
3.
e
irregolari e lobati è relativamente grossolana e
l'aggregato ; in genere si trova però in vicinanza del gra¬
della biotite.
La struttura
è grano- fino
lepidoblastica
quest'ultima.
con
grana variabile da minuta
a
media
con
grado di idiomorfia è raggiunto
dall'orneblenda ortorombica e da alcuni grani di granato. Sembra che,
dopo la cristallizzazione, quest'ultimo abbia subito una fratturazione, di
cui i frammenti sono sparsi nelle immediate vicinanze ed inglobati nel
plagioclasio di carattere colmativo, cristallizzato da ultimo. La serie cri¬
stallografica è : pirite, apatite, zircone, granato, orneblenda bruna ; orneblenda verde, biotite; cianite; plagioclasio; sericite. L'anfibolite confi¬
prevalenza
di
Un certo
nante, ricchissima di orneblenda, nelle immediate vicinanze del contatto,
contiene solo orneblenda verde normale
con
biotite inter-
e
intragranu-
lare.
4.
La tessitura
Solo alcuni
subparallelo
nel
suo
grani
ovoidali di
secondo l'asse di
insieme, possiede
b)
Non
più
elongazione,
si notano le
dapprima
il
mostrano
mentre
un
certo ordinamento
l'aggregato,
considerato
tessitura massiccia.
Nel contatto
nel contatto così
bolitiche,
granato
non
più immediato
immediato, in vicinanza delle
rocce
anfi-
seguenti paragenesi mineralogiche,
già descritto (pagina 334) ed inter¬
calato nelle anfiboliti corismatiche del margine inferiore dell'oli vinite. La
composizione mineralogica (fig. 53) è la seguente:
tipo
di cui trattiamo
riscontrato nel banco
Comp. principali :
biotite
(20%),
muscovite
(20),
quarzo
(35), granato
(20).
Comp.
Comp.
subordinati: cianite
accessori:
(3).
plagioclasio (labradorite-bytownite),
na, pirite, (tormalina) (assieme 2).
orneblenda bru¬
Rispetto al contatto immediato a) scompaiono in modo quasi com¬
pleto il plagioclasio e le orneblende, mentre abbondante appare la musco-
Genesi
Fig.
53.
e
metamorfosi delle
Microimmagme
del contatto
rocce
non
basiche
=
granato. Bi
=
biotite. Ms
=
clasio
vite strettamente
struttura
e
legata
muscovite. Cia
Mi
=
357
ultrabasiche
immediato tra anfibolite
picchiettato. Alpa
Gra
e
e
gneis biotitico
Alai.
=
cianite.
Q
=
quarzo.
Plag
=
plagio-
minerali metalliferi.
alla biotite.
Molto interessanti diventano
la
la tessitura.
Le miche in lamelle striate
sbrandellate
e
agli
estremi formano linee
fluidali
e
stirato,
suturato ed incurvato accompagna le miche nel motivo fluidale.
sinuose
frequenti
con
vortici
turbolenti,
Questi minerali avvolgono
e
lambiscono grano- fino
nato, spesso poiciloblastico
e
scheletrico contenendo
tra
esse,
il
porfiroblasti
esso
quarzo
di gra¬
inclusioni ango¬
lose ed
irregolari di quarzo, talvolta disposte in linee oblique rispetto
all'andamento generale dei minerali della pasta fondamentale. Anche
l'asse maggiore del granato, siccome spesso di forma ovoidale, è disposto
obliquamente, sì che resta evidente che il minerale è stato rotolato dal¬
l'una parte del
irregolari
granato,
di lamelle di
nel
senso
biotite;
delle linee
mentre
sinuose,
dall'altra,
sono
sempre vortici
si concentra
un
arric¬
chimento di quarzo
osservare
in
quarzo, ai
piuttosto isometrico. Fenomeni analoghi si possono
connessione ai granoblasti più grossolani e lenticolari di
pochi porfiroblasti
scheletrici di cianite.
granoblasti spesso
Quest'ultima è di solito associata alle miche. La
tessitura è intensamente
sinuosa dei
di orneblenda ed ai
componenti
scistosa di
stirati. Il
cristallizzazione
ripiegamento
dei
disposizione
componenti stirati è
con
358
Fig.
E. Dal Vesoo
54.
Microimmagine
del contatto
anflbolite-gneis
biotitico
Alpe Alai.
plagioclasìo. Feld
picchiettato. Margine
inferiore di
Bi
=
biotite. Sill
=
siUimanite.
granato. Cia
intenso: le miche
sono
limite di elasticità
e
e)
Plag
=
cianite.
Q
=
quarzo. Ms
=
=
può dire
ondulosa, localizzata
una
rottura nel
punto
per il quarzo, che
in
campi
alcalino. Gra
feldispato
=
muscovite.
contorte spesso in modo tale da
subiscono
mento ; altrettanto si
mente
=
raggiungere il
ripiega¬
massimo di
possiede
estinzione forte¬
limitati da linee clastiche.
Una variante del contatto è caratterizzata dalla seguente
composizione
mineralogica (fig. 54):
Comp. principali : plagioclasìo (andesina) (35%), biotite (30), quarzo (15).
Comp. subordinati: cianite, sillimanite (assieme 10), granato (5).
Comp. accessori:
pirite, muscovite, apatite (assieme 5).
Le biotiti, stirate in lunghissime lamelle sbrandellate agli estremi e
riunite in fasci
più
o
meno
sottili, quasi sempre accompagnate da silli¬
fibrosa, attraversano in linee più o meno fluidali e sinuose la
roccia, avvolgendo porfiroblasti lenticolari fino ovoidali di plagioclasio
manite
finemente lobati al
margine, oppure lenticelle con al centro un porfiroplagioclasio o di feldspato alcal. avvolto al margine da quarzo
stirato in lunghissime lamine suturate alle estremità. Con uno sviluppo
analogo, il quarzo appare pure intergranulare nei fasci di mica.
blasto di
Genesi
Tra le
pata
in
rocce
basiche
e
quest'ultime lenticelle, è la cianite, svilup¬
granoblasti scheletrici, spesso avvolti o accom¬
fino minuti
dunque porfìroblastica
con
grana media
pasta fondamentale di grossezza inferiore ed
sono
359
ultrabasiche
da lamelle di muscovite.
La struttura è
una
metamorfosi delle
oppure in
biotiti,
piccoli
pagnati
e
stirati, ripiegati, cataclastici, di
rati. La tessitura è fluidale
e
nuovo
rispetto
ad
I
eterogena. componenti
rimarginati con limiti sutu¬
scistosa di cristallizzazione.
ogni spiegazione le figure 52—54 illustrano questi abiti
strutturali e tessiturali dei gneis di tipo kinzigitico, che si riscontrano con
grande costanza al margine delle rocce basiche.
La biotite e il granato dominano la visione microscopica e sono i
minerali che subiscono la più sensibile variazione, con una diminuzione
in senso centrifugo. Le orneblende, soprattutto quella bruna, si mani¬
Ma
meglio
di
festano solo nel contatto
di esporre le situazioni
più immediato. Ci accontentiamo per il momento
fenomenologiche e rimandiamo la discussione a
pag. 455.
II. Contano
ultrabasite-gneis
gneis e ultrabasite è stata studiata nell'esempio
della lente di serpentinoscisti di Alpe Aspra (pag. 343). Il contatto più
immediato è rappresentato da un involucro di scisto monomineralico di
biotite : dunque anche qui, da un aggregato con ricchezza di biotite, come
nel contatto immediato con le basiti (pagina 352). Fuori da questa zona
La situazione tra
biotitica,
ma
ancora
sempre
roccia molto simile al terzo
(fig. 54),
ma con una
Composizione
nelle immediate vicinanze, si ritrova
tipo
maggiore
chimica del
ricchezza di
gneis
biotitico
granato.
kinzigitico
III del contatto
Analisi di J. Jakob
Si02
TiOa
A1203
Fe203
48,33
Valori di
Niggli
1,70
si
118,5
22,17
al
32,0
2,71
fm
36,0
FeO
5,32
e
15,5
MnO
0,09
alk
16,5
MgO
5,32
k
0,32
CaO
5,77
mg
0,55
Na20
4,57
ti
3,0
K20
+ H20
-H20
p2o5
3,34
0,83
0,02
0,00
100,17
una
descritto per il contatto delle basiti
360
E. Dal Vesco
composizione mineralogica della roccia risulta di:
Comp. principali: plagioclasio (andesina media), biotite, granato.
Comp. accessori: cianite, magnetite.
Dal calcolo normativo si ottiene la seguente partecipazione quanti¬
La
tativa
:
plagioclasio
67,5%
biotite
27,3
granato
3,5
cianite
0,6
magnetite
1,1
voi.
che
corrisponde egregiamente all'osservazione delle sezioni sottili, soprat¬
tutto se si ricorda che i singoli minerali sono sottoposti a notevolissime
variazioni nell'ambito di pochi cm, Essa corrisponde pure in modo soddi¬
sfacente con la composizione mineralogica del contatto immediato delle
basiti, sempre fatta eccezione del granato che nel settore dell'analisi
doveva essere particolarmente poco rappresentato. Il granato, come era
anche logico aspettarsi, contiene esclusivamente almandino e andradite
con una forte prevalenza del primo (circa 85% Mol.).
Arricchimenti di granato nel gneis biotitico picchiettato si riscon¬
trano un po'ovunque, ma soprattutto nelle zone ricche di basiti e ultra¬
basiti. Probabilmente anche la loro formazione deve
alla stessa
essere
fatta risalire
che ha determinato i contatti appena visti. Interessante
causa
sarà il confronto
a
pag. 450 fra
questi
contatti
quelli
e
delle altre
rocce
che studieremo.
Capitolo
Le
Il
rocce
terzo
basiche ed ultrabasiche della
complesso
alternarsi di
zona
di Castione
s. s.
marmoree, calcesilicatiche
gneispicchiettati, venne trattato e
definito quale zona di Castione s. s. nella prima parte del lavoro. In esso,
come appare dai profili G (pag. 184 e 199), M (pag. 187 e 201) e L (pag.
189 e 203), sono intercalati per tutta la sua lunghezza numerosissimi
siche,
che forma la base dei
orizzonti
e
di
ultrabasiche che
lenti di
rocce
gneis
e
biotitici
basiche anfibolitiche e,
in
quantità minore,
quest'ultimo
della
in
cui
cercheremo
di
capitolo
parte fisiografica,
completare il quadro
della variabilità, tralasciando quei giacimenti che ripetono situazioni già
descritte. Per le rocce basiche, interessanti sono gli esempi inclusi nei
rocce
rocce
saranno
l'oggetto
ma
di studio di
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
361
ultrabasiche
e
profili G, M e L, mentre per le rocce ultrabasiche acquistano una parti¬
colare importanza i giacimenti della Bocchetta di Gagnone (posta a circa
2,5 km di distanza a nord del profilo L, dunque della Bocchetta di
Lierna), che promettevano già a priori una larga messe di osservazioni
(P. Niggli 1936 MB).
A. LA LENTE DI OLIVINITE SERPENTINIZZATA NEI MARMI
PLOGOPITICI DELLA BOCCHETTA DI GAGNONE
Per
quanto già nella Valle di Gnosca
ultrabasiti
(scisti attinolitici)
nei marmi
non
manchino inclusioni di
flogopitici
dei
primi cicli (fig. 55),
su un giacimento della Bocchetta di Gagnone.
di olivinite serpentinizzata è inclusa nei marmi flogopitici
conviene soffermarci
La lente
del
primo o del secondo ciclo della zona di Castione s. s. Le condizioni
degli affioramenti non permettono una chiara visione della situazione:
procedendo dal basso verso l'alto, si ha dapprima una parete con il gneis
leucocratico dello
affioramenti, indi
zoccolo, poi
intensamente alterato
un
ripiano,
piccola parete
una
con
una
cornice
alla base
un
erbosa
gneis
senza
biotitico
flogopitico con l'inclusione ultra¬
basica. Se ricordiamo che la giacitura degli strati è orizzontale, diventa
probabile che il ripiano corrisponda alla roccia calcarea del primo ciclo e
che il marmo flogopitico appartenga al secondo. Confrontando la situa¬
zione con Lierna (profilo L a pag. 189), si riscontra una corrispondenza
Fig.
55.
e
sopra il
marmo
Inclusioni di scisti attinolitici (1) nei marmi
rimaneggiati.
Zona di Castione
s.s.
flogopitici (2)
sensibilmente
nella Valle di Gnosca.
362
E. Dal Vesco
abbastanza soddisfacente: infatti vi si trovano
rocce
calcesilicatiche
e
marmi che includono due orizzonti di anfibolite.
Il
giacimento con 10 m. di potenza massima e circa 30 m. di
lunghezza risulta di serpentinoscisti con relitti olivinici. Non possedendo
esso un involucro di rocce anfibolitiche, rappresenta un equivalente della
lente di serpentinoscisti di Alpe Aspra, descritta a pagina 343, solo che le
rocce incassanti, invece di essere gneissiche, risultano, come si è visto, di
flogopitici, di modo che abbiamo una possibilità per stabilire gli
effetti reciproci tra ultrabasite e rocce calcaree.
I marmi avvolgono la lente adagiandosi alla forma ondulata della
sua superficie esterna rivestita da un involucro di cloritescisti, il quale si
ingrossa localmente a vere e proprie lenticelle schiacciate. La roccia della
lente è di un colore verde chiaro con lettini fino strie di serpentino verde
oscuro e la superficie esterna, sottoposta agli agenti atmosferici, assume
una colorazione rossastra in cui risaltano lamelle di serpentino, di lucen¬
tezza argentea. La roccia stessa, come di solito, è disposta a banchi
paralleli, le cui superficie di discontinutità sono ondulate e rivestite di
serpentino, che talvolta si arricchisce a lenticelle.
II grosso della lente non affiora in modo da rendere possibile lo
marmi
studio dei contatti: l'estremo settentrionale mostra di contro condizioni
molto irrequiete per i margini, come appare nella fig. 56. La situazione
illustrata da questa figura rivela come le rocce abbiano ancora subito
movimenti orizzontali tendenti
interne,
ad
i contatti
a
rimescolare i contatti
con
le
masse
distribuirli in forma di screzi
e
e di lenti¬
asportare
celle lungo i piani di dislocazione. Condizioni altrettanto irrequiete
appaiono anche dalla fig. 58, dove si vede che i movimenti e i rimpasta-
menti
i
sono
particolarmente
gneis soprastanti
non
partecipano
I. L'olivinite
La
fig.
massa
concentrati
principale
negli
al motivo
serpentinizzata
e
gli
orizzonti
marmorei, poiché
presentato dal marmo.
scisti attinolitici
risulta di olivinite
serpentinizzata
che nella
56 è coinvolta nello scisto attinolitico.
Sotto il
microscopio possiede
la
seguente composizione mineralogica :
Comp. principale relittico : olivina.
Comp. principali:
serpentino, orneblenda attinolitica.
Comp. subordinati:
magnesite-calcite, augite relittica.
accessori:
Comp.
magnetite.
Genesi
Fig.
metamorfosi delle
e
rocce
=
4
=
ma
vanti in
=
=
quella di Arrami e di Alai)
20°: 2Vna variabile da 76° a
aU'orneblenda attinolitica (ny/c
in generale circa 80°—82°) forma aggregati di dimensioni rile¬
cui l'antigorite si riduce a componente secondario, oppure può
(2
V
=
+ 88° simile
a
=
ridursi ad
di
serpentinizzata
Gagnone.
=
=
L'olivina relittica
accanto
363
ultrabasiche
serpentinizzata. 2 Scisti attinolitici. 3 Grumi di epidosite granatifera.
Bpidosite. 5 Marmo flogopitico. 6 Grumi di augitite (pag. 364).
Olivinite
86°,
e
56. Situazione dell'estremo settentrionale della lente di olivinite
della Bocchetta di
1
basiche
aggregati
antigorite.
insulari in
una massa
fondamentale nematoblastica
questi aggregati di olivina e di orneblenda è ben
complicata dappertutto fra i cristalli di olivina, talvolta ancora conser¬
vata in grani ovoidali medi fino grossolani irregolarmente fessurati, si
sviluppa l'orneblenda in prismi ora aghiformi, ora più tozzi, attraver¬
sando spesso l'olivina relittica, che al margine con essa possiede una
birifrazione molto più bassa. Alcune di queste isole risultano di sola orne¬
blenda associata a magnesite-calcite intergranulare.
Da rimarcare è che gli aghi di orneblenda attraversano idiomorfi sia
l'olivina, sia l'antigorite che riempie gli interstizi triangolari tra i prismi
La struttura di
:
diversamente orientati di orneblenda.
La struttura diventa così nematoblastica fino intersertale dove pre¬
domina
l'orneblenda, granoblastica laddove
olivina: in
blastico di
quanto
sono
quest'ultimo caso passa per gradi
antigorite. La tessitura è scistosa
ad
conservati i
un
essere
di
nemato-
di cristallizzazione,
spesso i nematoblasti di orneblenda possano
per
disorientati.
(fig. 56) zone intiere sono formate di oli¬
serpentinizzata con orneblenda attinolitica; altre
All'estremo settentrionale
vinite intensamente
aggregato
grani
E. Dal Vesco
364
invece, di scisti attinolitici risultanti di un aggregato nemato-lepidoblastico
17°) predominante accanto a serpentino
quali si riconoscono talora relitti di augite
agglomerati
che non possono essere determinati più da vicino. Lo scisto attinolitico
assomiglia da vicino agli equivalenti che descriveremo più in dettaglio
di orneblenda attinolitica
(n /e
=
di talco, nei
e
ad
a
pag. 371.
In basso
a
sinistra
scisti attinolitici rivelano strie
(nella fìg. 56), gli
perchè ci svelano
quali
che
le
rocce
condizioni importanti per poter capire
seguiranno.
La composizione mineralogica delle strie augititiche risulta in pre¬
valenza di augite e orneblenda attinolitica, accanto a rarissimo epidoto,
a titanite e a calcite. La struttura è porfiroblastica con fenocristalli di
augite in una massa fondamentale granoblastica, a grana media, della
stessa augite. Gli altri componenti sono rari. Dappertutto l'augite, legger¬
mente verde in natura e incolora al microscopio (n /c
42), mostra una
di
devono
le
augitite,
essere
brevemente descritte
=
più
questo
o
meno
intensa uralitizzazione in orneblenda
attinolitica, fenomeno
augiti ancora a trattare. L'orneblenda attinolitica può anche trovarsi indipendente intercristallina nel¬
l'aggregato augitico. Un quadro migliore della situazione microscopica lo
otterremo più tardi a pag. 371.
Nel settore della fig. 56 abbiamo una situazione che si riscontra con
una certa frequenza nella regione della Bocchetta di Gagnone: gli scisti
che
non
si riscontra in tutte le
attinolitici confinano in modo abbastanza deciso
tinizzata;
non
solo i contatti,
dovuti evidentemente
Non
possiamo
sissimo le
a
scorrimenti
e a
attraversano i
serpentinoscisti
mostrano, nell'ambito della roccia ultrabasica,
di
cristalli di
epidoto
inoltre,
fessure di altri
un
della
verde-giallo
serpentinoscisti
bel
e
si
cristalli di clorite verde che simulano per la
almeno 2 cm, centinaia di farfalle
riposanti,
più
e
propri
osservare,
ma
contatti in
appunto
posto
anche in
un
mineralogico:
e
le
lunghezza
son
con
con
questo
spes¬
calcaree,
di 0,5—1,5 cm;
trovati rivestimenti di
lamine, di
delle
le ali socchiuse.
i marmi
nella lente studiata
senso
rocce
fìtto rivestimento di
disposizione
II. I contatti della roccia ultrabasica
Veri
l'olivinite serpen-
reciproca posizione, sono
rimpastamenti di natura tettonica.
tacere due fenomeni di interesse
fessure, che
su
con
anche la
ma
il
non
si possono
giacimento
possibilità della quale si deve sempre tener conto e
osservabile non corrisponda sempre a quella iniziale. Pertanto
lungo il contatto attuale un ingrossamento sensibilissimo della
rivela
una
cioè che la situazione
si
osserva
grana del
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
365
flogopitico nel quale la calcite raggiunge dimensioni di 4—5 mm.
ingrossamento analogo si riscontra nei frammenti di marmo inclusi
nello scisto attinolitico (frammenti cataclastici di natura tettonica).
Spesso tra roccia ultrabasica e marmo flogopitico sono intercalati
(come nella fig. 56), grumi o lenticelle turgide verdognole di epidosite,
che risultano di un aggregato granoblastico a tessitura massiccia, costi¬
tuito in prevalenza di granoblasti di epidoto di dimensioni medie, con
attinolite e augite diopsidica quali componenti secondari, più piccoli,
intergranulari e xenoblastici. Di raro gli interstizi intergranulari sono
rimarginati da calcite. La titanite è sempre presente ma in quantità
marmo
Un
assolutamente subordinata.
Nel contatto
si notano
inferiore,
in
prossimità
immediata del grosso della lente,
colorazione verde-chiara
quasi grigia dovuta ad epidosite
screzi più chiari ricchi di calcite
ed altri rossi e verdi di aspetto ,,eclogitico". Quest'ultima è forse la roccia
più bella trovata fin'ora e risulta quasi esclusivamente di granato, di un
rosso rubino con una leggera tonalità nel bruno, associato ad un'augite
con
una
:
chiazze verdi
verde
oscure
ad
cromo e
una
di orneblenda
calcite
L'epidosite possiede
e
limpida, talvolta bianca.
composizione mineralogica :
la seguente
Comp. principali:
epidoto-clinozoisite.
Comp. subordinati : calcite, orneblenda, granato,
titanite, pirite.
Comp. accessori:
Carattere dei
Epidoto,
vesuvianite.
componenti:
in
granoblasti medi di forma prismatica tozza fino ovoi¬
con margini irregolari, costituisce un aggregato
in
cui
sono
compatto,
inglobati gli altri componenti in quantità subordi¬
nata. Fessurazione e sfaldatura dissolvono i singoli grani in un ammasso
di cataclasti che confondono la visione microscopica. Il grado della birifrazione è variabile, generalmente intenso, qualche volta però vicino a
quello della clinozoisite.
Vesuvianite in pochi granoblasti isolati, un poco più frequenti in
dale, quasi isometrica,
associazione del granato. I colori di interferenza
dal blu ad
un
Calcite,
solo in
sono
anormali varianti
bruno sporco.
con
quantità
abito
ameboide,
subordinata.
ha carattere
L'epidoto
cristallino nel corpo della calcite
senza
riempitivo
ed è
modificare i
propri
nella
massa
chiara
epidositica.
Il
suo
o
intra-
caratteri ottici.
Orneblenda verde è raggruppata in isolette che ad occhio
nere
presente
si inoltra ameboide inter-
appaiono
abito è nematoblastico, spesso
E. Dal Vesco
366
poiciloblastico rispetto all'epidoto. Il pleocroismo varia nel
giallo debole ; n^ verde bruno ; ny verde-azzurro
seguente : na
24—26° e 2Vma
80°—88°.
intenso.
ny/c
La struttura è granoblastica con grana piccola fino media, variante
nella sua composizione per effetto dell'inclusione di strie risultanti quasi
esclusivamente di calcite poligonale con struttura a selciato, in cui interin quantità minima, chicchi di epidoto,
o intragranulari sono inclusi,
orneblenda, plagioclasio (bytownite) e foglioline di clorite. La tessitura
resta dappertutto massiccia.
Un cenno particolare meritano le strie di aspetto macroscopico ,,eclogitico". Esse hanno la seguente composizione mineralogica (fig. 57):
scheletrico
e
modo
=
=
=
=
=
granato, augite diopsidica.
Comp. principali:
Comp. subordinati: calcite, epidoto.
vesuvianite, titanite, apatite.
Comp. accessori :
screzi di colore rosso prevale naturalmente il granato e in quelli
l'augite diopsidica.
Il granato intensamente fessurato, oppure, ed è più probabile, risul¬
tante di un aggregato di grani più piccoli, talvolta puro, tal altra ricolmo
di chicchi di augite, vesuvianite ed epidoto, che possono arricchirsi a
Negli
verdi
intragranulare, forma un aggregato compatto in
l'augite. Quest'ultima è sviluppata in prismi tozzi e
44° e 2 V
xenoblastici aventi una colorazione verde pallida. ny/c
+ 62° :
di modo che l'augite rappresenta probabilmente un diopside hedenbergitico. In nessun luogo si osserva un'alterazione interna oppure una
reazione sinantetica (è necessario sottolineare che l'augite non si tras¬
forma in orneblenda). La struttura della roccia è granoblastica, di grana
piccola fino media, e la cristallizzazione dei componenti è più o meno
contemporanea: solo la calcite assume carattere riempitivo. La titanite
appare piuttosto subordinata. La tessitura dell'aggregato rimane mas¬
formare
una
associazione
nebulite
con
=
=
siccia.
III. Grumi
e
lenticelle
turgide di granatite
a
diopside
e
di
augititi nei marmi flogopitici
Spesso in concordanza con la scistosità di questi marmi (resa evidente
disgregazione atmosferica), in vicinanza delle lenti più potenti di
serpentinoscisti o sulla continuazione degli orizzonti più grossolani di
scisti attinolitici, sono intercalate lenticelle turgide di granatite e di
augitite, macroscopicamente delimitate in modo abbastanza deciso
rispetto alle rocce confinanti.
dalla
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
367
ultrabasiche
e
I
I
Imm
Fig.
57.
di
Microimmagme
contatto
con
un
l'olivimte
Gra
a)
L'aggregato
un
=
della
granato. Aug
Roccia
analogo
resta
solo che vi appare
particolare
serpentmizzata
a
a
=
granato
quello
Screzio
granatite augitica
della Bocchetta di
nel
Gagnone
augite.
e
augite
della roccia
precedente (fig. 57),
fenomeno di metamorfosi che menta di
più da vicino.
granato possiede macroscopicamente una
tendente con una tonalità nel rubino, in sezione
de¬
essere
scritto
Il
niccio
pallido.
denza locale
La forma è
a
una
rotondeggiante,
colorazione
rosso
di dimensioni medie,
idiomorfia secondo il
bruna
si osserva un rosso
rombododecaedro,
con
che
bru¬
ten¬
si
fa
superficiale di disgregazione atmo¬
degh screzi, appare sempre
incluso nella calcite, la quale può essere ridotta a un semplice e sottile
orlo. Tra granato e calcite sempre si intercala una corona di aspetto
chehfitico risultante di epidoto eterogeneo, il quale contiene costante¬
mente piccoli vermicoh disposti in modo più o meno perpendicolare alla
superficie del granato, che, appena un poco più grossolani, si lasciano
individuare per quarzo (umassicità positiva e bassa birifrazione).
manifesta
soprattutto
sferica. Il granato,
di
in
nella
zona
contrasto colla roccia
Nell'aggregato di calcite che avvolge questi granati con un'aureola
epidoto, appaiono altri cristalli di epidoto con margini chiusi poli-
368
E. Dal Vesco
gonali,
che ricordano senz'altro
pseudomorfosi
contengono inoltre vermicoli di quarzo,
secondo il granato. Essi
esattamente
le aureole
come
appena descritte.
Nell'intento di voler stabilire
granato e
poterono fare le seguenti
1. Il
e
rettilinei
2. Al contatto
può
L'augite
o
pseudomorfosi
natura
granato, si
la calcite
quello epidoto-calcite
essere
entrambi
è mai riassorbita ;
non
di
raro
verificabile, l'orlo di epidoto
in modo tale che alla
presente
sono
sua
formazione
entrambi i minerali ;
non
tocca mai il
Ne deduciamo
morfosi
e
granato-vesuvianite,
mancare
concorrano
3.
e
una
del
osservazioni :
margine granato-calcite
decisi
questa formazione sia di
se
calcite oppure
sinantetica tra
dell'epidoto
con una
granato,
sempre vi è
interposta
certa sicurezza che si tratta di
secondo il
granato, legata
a una
la calcite.
pseudo¬
una
segregazione
interna
di quarzo.
componenti hanno i seguenti caratteri:
Augite diopsidica, in granoblasti prismatici piccoli,
Gli altri
di
frequente
intensamente xenomorfa pur mostrando un'ottima sfaldatura secondo
(110). In sezione debolmente verde
tonalità nel
e
nel
41—43°
campione
2V
verde erba
con
una
+ 62° rivelano
e
una com¬
giallo, n /e
leggera
posizione chimica che corrisponde probabilmente a un termine hedenbergitico del diopside, simile a quella degli screzi del paragrafo prece¬
dente. (Anche in questo caso manca una metamorfosi interna ad orne=
=
blenda!)
Essa si arricchisce
granato,
ma
può
essere
soprattutto
in vicinanza
anche isolata
e
nell'aggregato
tra i cristalloblasti di
di calcite
senza cam¬
biare i caratteri ottici.
granoblasti piccoli mostranti solo eccezionalmente
irregolare come per il granato. La biriprisma.
frazione è molto bassa da bruno-sporco ad azzurro, ma talvolta, con
carattere anormale, varia in un turchino-cupo localizzato eccezionalmente
a chiazze. In parte è uniassiale, ora positiva ora negativa, ed in parte
Vesuvianite in
facce del
La sfaldatura è
biassiale.
Titanite, in grani isolati oppure in agglomerati, è relativamente
frequente nell'aggregato composto dei minerali appena citati, mentre è
povera, praticamente assente, nel marmo inglobante.
Calcite in grani piccoli fino medi con margini lobati, spesso ridotta
ad un esilissimo orlo interposto tra gli altri componenti, forma quasi da
sola, con la flogopite e il quarzo, l'aggregato inglobante.
Genesi
e
metamorfosi delle
La struttura. Gli
rocce
di
aggregati
basiche
e
369
ultrabasiche
augite, granato
e
vesuvianite
non
posseggono limiti decisi rispetto al marmo ; la calcite costituisce anzi un
reticolo intercristallino tra i componenti menzionati. La zona di passaggio
è
rappresentata da calcite, da augiti isolate e da epidoto mostrante la
mirmechitica, sostituente una parte del granato primitivo.
struttura
granato si fa sempre più largo a mano
procede dall'interno delle piccole lenti verso la periferia.
L'orlo di
che si
epidoto
intorno al
La tessitura è massiccia sia per le lenti, sia per il
b)
I
grumi augititici
Sulla continuazione di
attinolitici
di 10—15
La loro
(60 cm.),
cm.
un
con
un
orizzonte
nucleo di
composizione mineralogica
marmo.
involucro attinolitico
incluse nei marmi
mostranti
a mano
a
un
poco
più potente
modo di rosario,
augitite
ed
un
sono
di scisti
lenticelle
manto di attinolite.
è:
Comp. principali : augite diopsidica,
Comp. subordinati: orneblenda verde.
calcite, quarzo.
Comp. accessori :
orneblenda attinolitica.
L'augite diopsidica, sviluppata in granoblasti prismatici medi fino
grossolani con pronunciata sfaldatura secondo (110), se inclusa in un
reticolo non completo di calcite, possiede ottima idiomorfia prismatica.
40° 2V
Incolora in sezione e verde-bruna in natura, n /e
+70°.
Questi dati ottici potrebbero eventualmente far corrispondere l'augite a
un diopside hedenbergitico e ciò spiegherebbe anche il carattere dell'orne=
=
blenda attinolitica di
uralitizzazione, che tende
la
di
verso
la orneblenda verde
di rutilo da questa.
aghi
segregazione
segregazione intragranulare delPaugite: si cristal¬
lizza un'orneblenda attinolitica lanciforme disposta parallelamente all'asse
e dell'oicristallo, con una lunghezza variabile da 0,3 a 1,5 mm. ed una
larghezza ridotta. Possono anche essere intieri prismi di augite, originati
dalla sfaldatura, che si trasformano in attinolite. Essendo l'augite dis¬
orientata, i prismi di orneblenda possono formare specie di covoni.
L'orneblenda attinolitica così originata, talvolta assurgendo ad un
certo grado di indipendenza rispetto all'oicristallo, manca generalmente
di una sfaldatura pronunciata e mostra i seguenti caratteri ottici: pleoverde erba
incolore fino bruno pallido ; n»
croismo variabile da na
comune,
e
Interessante è la
=
=
debole
a
ny
=
verde erba
20°. Di solito
più intenso e sporco ; birifrazione
quest'orneblenda mostra a sua volta una
un
/e
gazione interna di aghetti
gazione dell'oicristallo.
con n
=
poco
media
segre¬
di rutilo isoorientati secondo l'asse di elon¬
E. Dal Vesoo
370
L'alterazione
si
procede
l'interno,
ma
ralico
con
cella
—
orneblenda si fa
più intensa
a mano a mano
l'aureola esterna, di confini abbastanza decisi
orneblenda,
costituita di sola
loghi,
sono
verso
augite
un'estinzione
n
/e
=
avente caratteri
che
verso
pleocroitici
ana¬
diventa monomine-
20—25°.
L'aggregato
e gli assi di elongazione
alla
superficie della lenti¬
piani paralleli
struttura nematoblastica di grana media
disorientati,
ma
giacenti
in
augititica.
La struttura del nucleo invece è
grossolana
granoblastica
la calcite ed il quarzo menzionati
e
subordinati
con
carattere
riempitivo.
Le lenticelle descritte sotto
di grana media fino
sono
quantitativamente
La tessitura è massiccia.
a), relativamente ben delimitate rispetto
flogopitici, per quanto mostrino sfumature proprie, assomigliano
moltissimo alle strie del contatto inferiore della lente di olivinite serpentiai marmi
nizzata. Nelle lenticelle descritte sotto
b), l'augite
ottici, che la discostano dal
subisce
diopside,
e
assume
una
però
caratteri
uralitizzazione in
una
proprio attinolitica che l'avvicina all'augite ritrovata negli
negli scisti attinolitici (pag. 364). Ne consegue che una parte
di questi grumi non rappresenta rocce di contatto, ma bensì rocce primarie
che dovremo ancora discutere a pag. 407. Ad ogni modo le lenticelle devono
rappresentare, come si vede anche nella fig. 56, masserelle di contatto o
di roccia primaria asportate e dislocate dai movimenti tettonici nel senso
della scistosità. Contro una formazione in situ parla anche la mancanza
di un fenomeno di contatto rispetto alla roccia inglobante, come si è
orneblenda
non
screzi inclusi
vedere normalmente nei marmi corismatici
abituati
a
di scisti
attinolitici, che vogliamo
B.
I MARMI FLOGOPITICI
trattare nel
con un
achirosoma
paragrafo seguente.
STROMATITICI CON ACHIROSOMA
DI SCISTI ATTINOLITICI
Di
in
frequente
posto,
ma
nei banchi marmorei
superiori (osservabili
nella roccia
anche nei blocchi che inondano il fianco sud della Bocchetta
Gagnone) sono intercalati esili orizzonti di scisti attinolitici, che hanno
un rimpastamento tale con i marmi, da essere motivata la loro
trattazione quali rocce corismatiche stromatitiche, illustrate per maggior
chiarezza nella fig. 58. Già macroscopicamente, il confine tra achirosoma
e chiriosoma non è deciso : una zona verde chiara risultante in prevalenza
di epidoto con una potenza proporzionale allo spessore degli scisti attino¬
litici è interposta e accompagna l'achirosoma nel suo motivo di rimaneg¬
giamento. I medesimi fenomeni si verificano anche nel dettaglio, addiritdi
subito
Genesi
Fig.
metamorfosi delle
e
Relazioni strutturali disturbate da
58.
stromatitici
1
=
rocce
Scisto
attinolitico.
2
=
Contatto
=
(in
a
Marmo
I caratteri
La
una
frequenza
invece
è variabile
ottimi
cm.
sono
:
con
ancora
Gli scisti stessi
queste
rocce
inferiori)
entreremo
=
Contatto
per la
ancora
prima
rapida¬
(achirosoma)
talvolta
assumono
di
un
sono
nastri che si susseguono ad
potenza analoga
con
o
carattere
maggiore di modo che i
subordinato; altre volte
poche intercalazioni
di scisti attinolitici.
bel verde lucente
prismi disposti irregolarmente
nella
e l'attinolite è sviluppata in
superficie parallela ai margini
deU'achirosoma.
2.
3
biotitico.
:
presenti,
predominano i marmi
se
=
macroscopici
distanza di 2—3
marmi,
tettonici nei marmi
diopside ed epidoto.
flogopitico. 5 Gneis
Trovando
I. Gli scisti attinolitici
1.
371
natura osservabili anche in fondo alla
Valle di Gnosca, incluse nei marmi
qualche dettaglio
ultrabasiche
rimaneggiamenti
interno
singoli campioni.
volta nella nostra trattazione
mente in
e
achirosomi di scisti attinolitici.
con
esterno di roccia calcesilicatica. 4
tura nell'ambito di
basiche
Composizione mineralogica:
orneblenda attinolitica.
Comp. principali:
subordinati:
Comp.
serpentino.
talco, magnetite.
Comp. accessori:
372
E. Dal Vesco
3. Carattere dei
componenti
Orneblenda attinolitica è
grossolani
con
una
relazione tra
La sfaldatura
sviluppata
asse
in nematoblasti medi fino
maggiore
è sempre accentuata
ed
asse
minore di 1:5.
l'idiomorfia è abbastanza
(110)
spiccata secondo il prisma. In sezione leggermente verde con un'estinzione
n /c
16—20°, assomiglia così a quella della lente coi relitti di olivina.
e
=
Le estremità del
nati dalla sfaldatura
gato fibroso),
prisma,
(che solo
costituite di solito dai
singoli prismi origi¬
eccezionalmente si dissolvono in
manifestano un'alterazione
pseudomorfa
un
aggre¬
che conduce ad
aggregato lepidoblastico di talco.
Serpentino riempie gli interstizi triangolari formati dai prismi
attinolitici diversamente orientati, dai quali si irradiano, verso il serpen¬
un
tino, esilissimi aghi di attinolite. Quest'ultimi formano talvolta
colo
a
modo di
diedri del
sagenite
prisma
con
angoli
124°
e
un
reti¬
56°, corrispondenti agli angoli
dell'orneblenda.
In alcune sezioni
anzi, si può
maggiore indipendenza
dell'antigorite che, più abbondante, forma lettini monomineralici e nidi,
nei quali essa possiede abito xenoblastico lamellare di dimensioni medie :
nell'aggregato attinolitico si nota allora un concrescimento poiciloblastico delPattinolite con il serpentino e un abbassamento della biriosservare una
frazione media del
primo minerale al contatto con il secondo.
Talco. Nell'attinente, al posto della birifrazione bassa
citata, soprattutto nelle
zone
aggregato lepideidico di
intergranulari tra i prismi di attinolite
un
dalla sfaldatura iniziale di
originate
Negli aggregati lepidoblastici
inglobare fibre di attinolite,
quest'ultimo minerale.
a
talco che
non
se
e
di talco che si formano alle estremità
delle attinoliti si trova eccezionalmente
alterato
appena
marginali degli orizzonti più potenti, appare
talco, che talora può occupare intiere zone
ne
possono
ottiche. La situazione ricorda da lontano
un
relitto
di
augite,
determinare le
più
quella
ma
così
proprietà
gli scisti
riscontrata per
attinolitici di
Alpe Arrami (pag. 281).
Magnetite, associata od inglobata
nel serpentino, è sviluppata in
piccolissimi chicchi, di rado idiomorfi. Generalmente in quantità subor¬
dinata.
4.
La struttura
L'attinolite è sempre
nematoblastico, talvolta
l'antigorite
si riduce
a
prevalente sull'antigorite
con
tendenza
minerale
a
e
intersertale
riempitivo.
forma
aggregato
ipìdioblastico dove
un
La grana è media.
Genesi
5.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
373
La tessitura
varia
a
seconda della
potenza dell'orizzonte :
scistosa di cristallizzazione
piani
la
s, mentre se
con
potenza
è
una
maggiore
II. I contatti
Fatta eccezione per i
tinizzata
descritta,
santi è sempre
tra le
con
il
essa
interposta
una
prismi
diventa
più
disporsi
nei
massiccia.
della lente di olivinite serpen-
ultrabasiche ed i marmi
zona
a
marmo
margini superiori
rocce
molto esile è intensamente
se
tendenza dei
flogopitici
incas¬
verde chiara che conduce dall'una
all'altra roccia.
Sotto il
microscopio
margine degli
posto
si possono
scisti attinolitici
non
fare le
è deciso ;
a
seguenti
a
poco
osservazioni:
il
poco l'orneblenda
un'augite diopsidica, analoga a quella dei grumi inclusi
nei marmi descritti a pagina 366 che, successivamente, forma un aggre¬
gato compatto a grana piccola. A sua volta essa viene sostituita da pistacite (allungata con ottima sfaldatura secondo il prisma) che costituisce
in seguito una massa granoblastica di grana pure piccola, in cui sono
contenute alcune losanghe di titanite. La birifrazione è maggiore al centro
della pistacite che non ai margini e questo si fa ancora più evidente verso
il marmo, dove l'aggregato comincia a contenere granoblasti isolati di
calcite. Si passa poi ad un marmo di grana media-grossolana con una
struttura a selciato. A mano a mano che si procede verso l'esterno la
quantità della pistacite e della titanite si fa sempre più piccola fino alla
lascia il
ad
scomparsa totale sia
dell'uno,
sia dell'altro minerale.
potenza di questa zona di passaggio, che rappresenta il tipo nor¬
a pochi mm. fino a più cm. a seconda della potenza dell'achirosoma, eccezionalmente può però corrispondere a un multiplo
La
male, si riduce
dello stesso.
La
figura
dell'intensità
58 illustra
del
dell'achirosoma
e
questa
situazione
e
dà nel
rimaneggiamento tettonico. La
passaggi verso il chiriosoma
dei
contempo un'idea
successione normale
è visibile nel centro
figura, in basso: il nucleo risulta di scisti attinolitici (contenente
serpentino), la prima aureola di contatto verde è struita in prevalenza di
augite diopsidica verso l'achirosoma e di pistacite verso l'esterno; la
seconda aureola di un verde sensibilmente più chiaro è costituita di marmo
calcesilicatico con pistacite accanto ai componenti normali del marmo
flogopitico (dunque calcite, quarzo e flogopite); da ultimo, il chirio¬
soma ovvero il marmo flogopitico.
Ma ancora nella stessa fig. 58, a brevissima distanza, si osservano
della
E. Dal Vesco
374
situazioni ben diverse
oppure addirittura nel
più chiara,
55
e
56) ;
scisti attinolitici in contatto diretto
:
ancora
strie
e
marmo
screzi calcesilicatici nel
possibilità
marmo
o
o
nel marmo;
in altre
e
ma
da ultimo strie
Si
ottengono
presenterebbero
zone.
di combinazione che prese da sole
difficoltà per la
già in
pistacitico o augi-
(non nella figura,
lenticelle stirate dell'involucro
tico immerse nell'area calcesilicatica
il
dei
quelle
e
numerose
notevoli
spiegazione genetica.
Tutte le situazioni riscontrate nei marmi diventano così
salvo
l'aureola
con
grumi ricchi
granato svela
in
parte
di
un
granato. Con la
sua
chimismo ricco di
metamorfosi
grossularia
e
spiegabili,
a epidoto,
siccome è
sempre legato alla presenza della vesuvianite, testimonia condizioni catamesozonali dell'ambiente genetico : simili condizioni fisiche poterono solo
essere
i
verificate in vicinanza delle
primi
screzi
masse
più
rilevanti di olivinite. Infatti
granato descritti erano in una epidosite a pochi cm dal
serpentinizzata, e la seconda roccia con granato
lenticella con margini decisi rispetto al marmo e perciò
con
l'olivinite
contatto
con
formava
una
rappresentante
una massa
traslata.
C. GLI ORIZZONTI ANFIBOLITICI
In
quest'ultima parte
brevemente le
rocce
della
fisiografia
ci restano
basiche incluse in concordanza
ancora
negli
da trattare
strati della
zona
rapidamente
legame, l'origine
sorvolare troppo
di Castione
s. s.
speranza di
aver
basiti di
ambiente meso-catazonale.
possiamo però
perchè, se per le rocce basiche e ultrabasiche in intimo
magmatica è universalmente riconosciuta, per gli orizzonti anfibolitici di
esigua potenza e intercalati e concordanti in una serie sedimentaria, l'inter¬
pretazione genetica è sempre stata oggetto di discussioni contrastanti.
È questo appunto il motivo per il quale ci siamo fermati a descrivere
molti dettagli per i giacimenti con rocce basiche e ultrabasiche nella
Nei
un
Non le
dato
profili G, M,
hanno certamente
calcesilicatiche.
una
L
base sufficientemente vasta di confronto per le
(pag. 184—189) della prima parte, le
ruolo tenuto dai
quel
Quelle presenti
gneis,
nel
dalla normalità. Una
rispetto ai profili G
proprio dove i
includono potenti lenti e strato-lenti
lato, associate o indipendenti.
profilo
M
la riscontriamo
anfiboliti
e
dalle
non
rocce
quella ubiquità e quella
già in questo senso
vien registrata
ben
maggiore
frequenza
ed L, ma questa maggiore abbondanza
gneis biotitici picchiettati soprastanti
non
mostrano
costanza che si lasciano verificare per le altre
esse escono
dai marmi
rocce:
di olivinite
e
di anfibolite in
senso
Genesi
e
L'osservazione
metamorfosi delle
rocce
microscopica delle
basiche
e
375
ultrabasiche
nostre anfiboliti ha condotto ai
seguenti tipi :
Anfiboliti
2.
granatifere (un unico caso a Gagnone,
zona
Arrami-Vogorno nel profilo G).
Anfiboliti plagioclasiche.
3.
Anfiboliti biotitiche.
1.
tra
gneis
e uno
nella
di
4. Anfiboliti ibride.
Mittelholzer ha trovato le stesse
fillitica inclusa tra anfibolite
plagioclasica
I. Anfiboliti
Le anfiboliti
granatifere
rocce e
sono
e
in
più
un'anfibolite anto-
anfibolite biotitica.
granatifere
più
rare
osservazione della
di
quanto potrebbe sembrare
di Castione
zona
s. s. Anche Mittel¬
fuggevole
holzer si era stupito di riscontrare una così marcata povertà. Per esse
descriviamo un esempio trovato alla Bocchetta di Gagnone : un orizzonte
compreso tra un sottile strato di gneis biotitico e una lente di serpentinoscisti di 10 m di potenza, che rappresenta dunque un termine basico
legato a uno ultrabasico. Ad occhio è una roccia intensamente scistosa
con screzi chiari e sotto al microscopio rivela la seguente composizione
mineralogica:
in
una
Comp. principali: plagioclasio, orneblenda verde, pistacite, clinozoisite.
Comp. subordinati : granato.
rutilo, titanomagnetite, titanite, apatite.
Comp. accessori :
La partecipazione del plagioclasio equivale a quella di tutti gli altri
componenti assieme, tra i quali l'orneblenda prevale sensibilmente. Il
plagioclasio xenoblastico costituisce un aggregato a mosaico, in cui sono
intercalati gli altri minerali arricchiti in strisce parallele alla scistosità.
Ne risulta una struttura nemato-granoblastica con grana piccola-media.
La tessitura
marca
una
ordinamento debole per il
leggera scistosità
plagioclasio e più
di
cristallizzazione
con
un
sensibile per i nematoblasti
di orneblenda.
L'orneblenda
verde, xenoblastica
e
spesso scheletrica, ha caratteri
può inglobare rutilo e plagioclasio. Il plagioclasio in mas¬
geminato rivela decisa struttura zonare con un centro di
parte
andesina media e un orlo di labradorite-bytownite. Il granato è piuttosto
subordinato e orlato di un'aureola chelifitica con orneblenda e pistacite.
Pistacite e clinozoisite sono sparse intergranulari anche nell'aggregato
ottici normali:
sima
normale.
non
376
E. Dal Vesco
La
presente anfibolite granatifera
II. Anfiboliti
semplice distribuzione
Dalla
dibile
e
gneis,
spesso tra
ma
si avvicina ai
per i
cioè che le anfiboliti
gneis
e rocce
plagioclasiche
scaturisce
plagioclasiche
rilevati da Mittelholzek. nella
Si tratta di
rocce
di
un
una
sono
regolarità
zona
non
preve¬
sempre intercalate nei
calcesilicatiche, nelle
mai nei marmi. La stessa situazione si
sono
tipi descritti
della lente di A. Alai.
margini
rocce
calcesilicatiche,
ripete nei profili
di
dettaglio
del Motto di Castione.
verde cupo in cui i
appena osservabili ad occhio. La
componenti leucocratici
loro composizione mineralogica è
data da:
Comp. principali: orneblenda verde, plagioclasio.
Comp. accessori : magnetite, titanite, titanomagnetite, pirite, apatite.
Per le
percentuali dei componenti riportiamo alcuni esempi:
Ho
Plag
Tit
acc.
comp.
£2
M
II
7
57,0
38,8
M
II 12
65,5
25,5
4,0
5,0
L IV 19
60,5
37,5
0,5
1,5
L'orneblenda ha in
tipiche anfiboliti di
modo seguente : na
generale
A. Arrami
:
un
pleocroismo
normale
solo eccezionalmente
verde-giallo ;
se
come
ne
per le
discosta nel
verdeverde-giallo intenso ; n
18
da
a 20°
analoga e n /e varia
con 2Vna variabile da 68° a 80°. Anche il
plagioclasio con una compo¬
sizione variabile dall'andesina leggermente acida alla labradorite non si
azzurro
=
no
=
=
cupo, altrimenti è assolutamente
discosta dal carattere normale per le anfiboliti associate alle
peridozonare inversa e
plagioclasio
generale
ciò lo contraddistingue, nonostante
l'uguale chimismo, da quello delle
anfiboliti più 0 meno granatifere studiate. Un'altra variante è la struttura
e la tessitura : l'orneblenda è
sviluppata in nematoblasti molto allungati
(spesso 1 : 8), talvolta in prismi ben delimitati, tal altra in forme più
sbrandellate, con una decisa orientazione nel piano s determinando così
una scistosità ben accentuata. Tra i nematoblasti di orneblenda è il
pla¬
gioclasio pure in tavolette allungate oppure ameboidi. La grana resta
piccola con una differenza enorme rispetto alle anfiboliti descritte per
titiche. Il
esempio
mostra in
e
rappresentate
la titanite
la
titanomagnetite,
indipendente.
sono
rocce
struttura
per la lente della Valle di Moleno. Rutilo manca,
mente ben
titanite,
non
ma
con o senza
relativa¬
aureola di
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
Confrontate queste anfiboliti
(pag. 295)
si vede
plagioclasiche con quelle di
corrispondono molto bene al tipo AII.
come
377
ultrabasiche
Arrami
III. Anfiboliti biotitiche
Le anfiboliti
biotitiche, in pratica anfiboliti plagioclasiche con biotite,
nella zona di Castione, solo negli orizzonti inclusi
riscontrate,
vengono
gneis e ciò può essere dovuto a un legame di causalità ; infatti anche
precedenza avevamo trovato anfiboliti biotitiche solo al margine dell'anfibolite di A. Confiente (pag. 345—346), nelle immediate vicinanze con
i gneis biotitici picchiettati.
Inoltre, le anfiboliti biotitiche formano solo esilissimi orizzonti di
tra
in
10—40
sità
cm
di modo che è
più sensibile
Un esempio
MIV16:
probabile che esse abbiano subito con un'inten¬
endogeno delle rocce gneissiche incassanti.
partecipazione percentuale dei componenti è :
l'influsso
per la
Ho 43,0
Bi 18,0
Plag 37,5
Chi 1,0
Tit
e
comp.
acc.
0,5
Rispetto alle anfiboliti plagioclasiche, esse contengono una quantità mag¬
giore di plagioclasio, che corrisponde a un'andesina media fino basica. L'orneblenda, nuovamente con spiccato tono nell'azzurro secondo n e un'estin¬
zione n /e
18—20°, risulta di nematoblasti sbrandellati passanti gra¬
dualmente a biotite pseudomorfa, che completa l'impalcatura orneblenditica. La biotite è talora localizzata in nastri paralleli al piano di scisto¬
sità. Essa possiede un pleocroismo che si discosta dalle biotiti che sono
normali per i gneis : invece di un colore bruno con una tonalità nel rosso,
=
essa
mostra
bruno che tende
un
è nematoblastica
con
verso
il verde olivastro. La loro struttura
grana minuta-media
e
la tessitura intensamente
scistosa.
IV. Anfiboliti ibride
Con il concetto di anfiboliti ibride
di indubbio carattere anfibolitico
contengono minerali
bero di
questa
granato,
della
incluse nelle
Alpe
gli
Alai
e
a
abbracciare
ai
quelle rocce
componenti normali,
trovare nei contatti. Sareb¬
e
S
calcesiHcatiche in forma di strie
composizione mineralogica
LV 29:
che, oltre
(pag. 330—331) delle anfiboliti
l'anfibolite granatifera, se si fa astrazione del
di Gagnone (pag. 375). Sono generalmente
achirosomi y
Bocchetta
rocce
vorremmo
che ci siamo abituati
natura
corismatiche di
ma
Ho
ne
35,0
riportiamo
un
Plag 15,0
e
di screzi. Per la
esempio :
Ep 49,0
1,0
378
E. Dal Vesco
L'orneblenda mantiene colore
si avvicina
a
quella
dell'attinolite
vicino all'anortite. La struttura è
media
e
e
pleocroismo
con
ny/c
=
normali
18—20°. Il
grano-nematoblastica
l'estinzione
ma
con
plagioclasio è
piccola-
grana
la tessitura scistosa.
Se si confrontano
queste diverse anfiboliti
holzek, si riscontra un'ottima
mineralogica,
corrispondenza
sia nel carattere dei
minerali, della
tura. Solo il quarzo, sempre citato dall'autore
straordinario,
nato
e
cato
attentamente, facendo
manca
praticamente
passare quasi
di Mittel-
quelle
con
sia nella
composizione
struttura
e
della tessi¬
quale componente
subordi¬
nelle nostre anfiboliti. Si è
grano per grano
e
cer¬
provando
le
proprietà ottiche, ma solo eccezionalmente, in alcune sezioni, si è trovato
qualche grano di quarzo. È vero che facilmente può restare inosservato
quando il plagioclasio non mostra geminazioni, ma altrettanto facilmente
si può giudicare il tenore di quarzo maggiore di quanto non lo sia in
realtà. Ad ogni modo, le nostre anfiboliti se non sono prive, sono poveris¬
sime di quarzo, in netto contrasto
Castione
s. s.
(salvo
alcuni
con
tutte le altre
addietro
e
poi perchè
vennero
genesi
e
zona
di
ci
già
trattati
con
e
ripeteremmo
descritti
più
soddisfazione da
piena
(pag. 139).
Parte
La
perchè
volta nella descrizione dei fenomeni studiati
MlTTELHOLZER
della
marmi).
Tralasciamo la considerazione dei contatti
ancora una
rocce
terza
la metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
Premessa
lunga fisiografia delle rocce basiche e ultrabasiche e dei fenomeni
che si verificano al passaggio con le rocce inglobanti, anche se qualche
volta possa essere sembrata troppo dettagliata, è stata necessaria per
esser in grado di abbracciare un campo possibilmente vasto di variazione
e per creare nel contempo una solida e oggettiva base
per la discussione
sulla genesi e sulla metamorfosi. Possiamo così finalmente affrontare la
coordinazione dei numerosi dettagli fenomenologici: un compito difficile
anche perchè non siamo di certo riusciti che a studiare una parte di essi,
ma questi, nonostante la loro natura molteplice e
complessa, promettono
di lasciar scoprire una correlazione di causalità.
La
Genesi
Avantutto
non
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
ultrabasiche
e
379
voghamo dimostrare, se anche nel corso della fisiografia
esplicitamente, che abbiamo sempre tenuto
lo abbiamo sottolineato
conto dei criteri
1.
La
propostici
mineralogica, strutturale e tessiturale è stata
fisiografia e le rocce trattate rispecchiano, nel
tutti i tipi trovati nella regione studiata.
della
2. L'associazione
a) Una lente
con
paragenetica
è stata scelta nel modo
nucleo di olivinite Iherzolitica
un
zonti di olivinite
granatifera
tendente talvolta
primo esile involucro di orneblendite
pite
b) Una lente
con un
e
eclogitico
e
di orneblendite
e un
e) Una lente di anfiboliti granatifere
d) Una lente
(inclusioni
e
oriz¬
eclogitico),
granato e flogo-
carattere
eclogiti passanti
ad
ann¬
harzburgitica (inclusioni e oriz¬
orneblenditico), un primo involucro
secondo involucro
di anfiboliti corismatiche stromatitiche
matico-flebitica
di
seguente:
nucleo di olivinite
zonti di carattere
esile di nefrite
a
con o senza
secondo involucro
più potente
plagioclasiche (Alpe Arrami).
e un
boliti
(pag. 242): Infatti:
variazione
l'oggetto principale
limite del possibile,
un
all'inizio delle ricerche
e un
margine
di olivinite
e
flebitiche
con un
nucleo di anfibolite coris-
di anfibolite biotitica
serpentinizzata
più potente
(Alpe Alai).
con
un
(Alpe Confiente).
involucro biotitico
(Alpe Aspra).
e) Una lente di olivinite serpentinizzata con un margine attinolitico
(Bocchetta di Gagnone).
Le
stesse rocce, ma isolate in singoli giacimenti: olivinite
f)
serpen¬
tinizzata (Alpe Aspra e Bocchetta di Gagnone); augititi (Bocchetta
di Gagnone); scisti attinolitici (idem); anfiboliti granatifere (idem);
anfiboliti
plagioclasiche (zona di Castione
(idem); anfiboliti miste (idem).
3. Per verificare
rocce
incassanti si
gli
son
influssi
scelti
reciproci
tra
s.
s.); anfiboliti biotitiche
rocce
basiche-ultrabasiche
e
:
a) Nei gneis: diviniti serpentinizzate, anfiboliti granatifere, anfiboliti
plagioclasiche e anfiboliti biotitiche (zona di Castione s.
tutto nei gneis biotitici picchiettati).
b) Nei gneis calcesilicatici : anfiboliti plagioclasiche, scisti
(Alpe Arrami).
e) Nelle
calcesilicatiche
nei marmi:
diviniti
1.
:
soprat¬
attinolitici
serpentinizzate,
attinolitici, anfiboliti plagioclasiche (tra gneis e roccia
augititi,
calcesilicatica) ; anfiboliti miste (zona di Castione s. s.).
rocce
scisti
e
380
E. Dal Vesco
4. Oltre alla
potenza, la situazione tettonica rispetto ai ricoprimenti
risulta nel modo seguente
a) Nella
:
di radice: il
giacimento di Alpe Arrami e le anfiboliti
del profilo G.
Nell'arco
di
i
b)
passaggio:
giacimenti di Alpe Aspra, della Valle di
Moleno e del profilo M.
e) Nella zona dorsale: i giacimenti della Bocchetta di Gagnone e gli
orizzonti del profilo L della Bocchetta di Lierna.
della
Un
zona
di Castione
zona
s. s.
primo compito di coordinazione diventa
descritte in
minerali
un
sistema di
analoghi
il riunire le
ora
che abbraccino
gruppi naturali,
rocce
paragenesi
di
oppure i loro
prodotti metamorfici, affinchè la siste¬
legami di parentela. L'avremmo già potuto fare
all'inizio della fisiografia, ma questo procedere avrebbe sicuramente can¬
cellato il legame di giacitura, che certo rappresenta uno dei fattori primi
determinanti la grande variabilità. Possiamo perciò formare i seguenti
gruppi:
matica
non
cancelli i
Olivinite
harzburgitica : olivina, augite
Olivinite lherzolitica
ortorombica
olivina, augite ortorombica
:
e
monoclina
Olivinite
granatifera : olivina, augite ortorombica e monoclina, granato
Serpentinoscisti : serpentino (attinolite, cummingtonite, antofìllite)
f
\
Augititi: clinoaugite diopsidica
Scisti attinolitici : attinolite (serpentino)
Antoflllititi
C
Talcoscisti:
D
(nefriti)
:
antofìllite
e
attinolite
Orneblenditi : orneblenda
<[
cummingtonitica (granato, flogopite)
orneblenda pargasitica (flogopite)
talco (serpentino)
od
Eclogite: onfacite, granato (orneblenda)
Eclogite simplectitica : onfacite, granato, simplectite (Di-Jd, Di-Plag, Ho-Plag)
Anfibolite eclogitica: granato, + onfacite, orneblenda verde,
plagioclasio,
simplectite
Anfibolite granatifera : granato, orneblenda verde, plagioclasio
Anfibolite
plagioclasica :
Anfibolite biotitica
Queste
rocce
:
orneblenda
si lasciano ordinare
sificazione di U. Gkubenmann
blenditici dei
gruppi
B
verde, plagioclasio
biotite, plagioclasio
orneblenda verde,
C
senza
(1910): il
difficoltà nel sistema di clas¬
gruppo A
corrispondono
e
i termini
al gruppo V
non orne-
(scisti magnesiasilicatici) e i termini orneblenditici di B e C e il gruppo D corrispondono
al gruppo IV (eclogiti ed anfiboliti). Per la
composizione chimica, tutte
queste rocce appartengono al gruppo V (rocce silicato-femiche) della
nuova classificazione chimica globale di P. Niggli
(1934).
e
Genesi
Nella
preziosa
di C. Btjbei
e
ofiolitico nelle
P.
metamorfosi delle
e
opera sulle
Niggli,
le
rocce
rocce
rocce
basiche
eruttive
basiche
Alpi
e
e
ultrabasiche
381
dell'orogene mediterraneo
ultrabasiche di carattere
chimismo, in 10
vengono suddivise,
seg.). Per quanto a priori non possiamo decidere se le
nostre rocce appartengano o meno alle onoliti dell'orogene alpino,
pure ci
conviene provare questa possibilità, senza dimenticare che una parte
delle rocce del gruppo D potrebbe essere di natura sedimentario-meta¬
gruppi (pag.
117
in base al loro
e
morfica.
Capitolo primo
Il chimismo delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
I risultati delle analisi chimiche sparse nel lavoro vennero raccolti
nella tabella V, mentre nella tabella VI son contenute le composizioni
chimiche di
quella
Fig.
e
rocce
simili contenute nelle
di Bellinzona
circostanti, soprattutto in
(H. Wang).
Diagramma di variazione con i valori molecolari delle analisi delle
analisi della tabella V. Segmenti
Segmenti verticali continui
analisi della tabella VI.
tratteggiati
59.
VI.
zone
=
=
tabelle V
verticali
E. Dal Vesco
382
Tabella V:
Roccia
Grup o
Località
1
Olivinite lherzolitica
A
A. Arrami
3
Olivinite
A
A. Arrami
6
Scisto attinolitico
B
A. Arrami
7
Eclogite
D
A. Arrami
8
Anfibolite
D
A. Arrami
9
granatifera
Anflbolite
eclogitica
plagioclasica
D
A. Arrami
A. Alai
Tipo magmatico
peridotitioo
peridotitioo
diallag. -webster.
gabbroid. norm.
gabbroid. norm.
j orneblenditico
Q
L
M
4.5
0.9
94.6
8.0
4.4
87.6
24.4
1.8
73.8
23.2
31.9
44.9
26.4
34.6
39.0
19.5
31.6
47.9
6.7
2.7
90.6
17.2
18.4
64.4
-
(gabbroid. norm.
peridotitioo
j agupirangitico
10
Olivinite
harzburgitica
A
11
Eclogite
orneblenditica
D
A. Alai
12
Nefrite antofiUitica
C
A. Alai
ortaugitioo
20.1
7.2
72.7
13
Anfibolite
D
Castione
miharaitico
27.7
36.4
35.9
Tabella VI:
Roccia
Grup o
Località
Tipo magmatico
Q
L
M
21
Anfibolite
Gordola
c-gabbr.
25.6
33.8
40.6
Anfibolite
granatifera
granatifera
D
22
D
Gordola
miharaitico
28.2
31.7
40.1
23
Anfibolite antofiUitica
D
Gordola
al-orneblenditico
26.4
30.2
43.4
24
Anfibolite antofiUitica
D
Gordola
orneblenditico
22.4
30.9
46.7
25
Anfibolite
D
Grosa
c-gabbroidico
31.0
36.9
32.1
26
Anfibolite
D
Grosa
miharaitico
30.1
32.9
37.0
27
Roccia
Ditto
28.3
34.2
37.5
28
Peridotite
c-gabbroidico
peridotitioo
si-pirox. polzenitico
gabbroid. norm.
peridotitioo
peridotitioo
ortaugitioo
7.2
1.5
91.3
31.3
25.1
43.6
24.2
32.9
42.9
10.0
4.8
85.2
14.2
6.5
79.3
29.9
0.0
70.1
a
Ho, Gra, Ep, Di
32
Simplectite
eclogitica
Serpentinoscisto
Serpentinoscisto
33
Talcoscisto
29
30
31
Anfibolite
-
A
Ditto
(D)
Ditto
D
Ditto
A
Binnental
A
Laret
C
Loderio
miharait.
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CO
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o
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IO
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CM
CO
o
£
le
'co
8
se
a
?.
JA
fc
CO
rt
O
3
tó
a
Q
384
E. Dal Vesco
Consideriamo
rocce nel triangolo QLM (flg. 60).
regolarità chemografìca: 8 delle 10 analisi
cadono nel campo che va dalle rocce magmatiche del tipo gabbrico s. 1.
a quelle del tipo peridotitico e in particolare si trovano su una retta pas¬
sante per F, poco lontana dal segmento FM, con un piccolo a positivo
(salvo 9). Si è perciò tentati di riportare i valori di Niggli nel diagramma
dapprima
Si rivela immediatamente
le nostre
una
di differenziazione per controllare
tazione,
queste
rocce,
una
si ottiene la
figura
59. Le
rocce
matica: le
curve
differenziazione
esiste, anche in questa rappresen¬
danno
un
del
magmatica
rocce
teoriche della
quelle
con
tipo pacifico (P.
e ultrabasiche,
1946). Una
Niggli
basiche
loro, rappresentino prodotti magmatici
ci si
non
magmatica :
di differenziazione mag¬
quadro
avvicinano, anzi coincidono
conferma che le
migliore
tra
si
se
correlazione di differenziazione
tra
strettamente legate
potrebbe aspettare !
Ne scaturisce
logico il procedimento da seguire nella discussione: dob¬
dapprima dare una ragione genetica alle rocce di indubbia natura
magmatica e poi provare se i casi isolati e dubbi si lasciano ordinare nello
schema interpretativo delle prime; nel caso che si arrivasse a risultati
contrastanti, ricercarne le cause. Dallo stesso diagramma di differenzia¬
zione risulta un'altra particolarità : le rocce di Alpe Alai e di Alpe Arrami
si completano vicendevolmente rendendo così probabile una genesi mag¬
matica comune. Altrettanto si piò constatare per l'anfìbolite della zona
biamo
di Castione
s. s.
(13).
Vogliamo dapprima
analizzare alcune
particolarità
delle
stu¬
rocce
diate. Procedendo per gruppi, secondo lo schema visto prima, si osserva :
A. 1, 10 e 3, rispettivamente l'olivinite lherzolitica, l'olivinite harz-
burgitica
e
l'oUvinite
F rivelando
graduale
una
granatifera,
sono ordinate sulla retta passante per
rapporto augite/olivina + spinello con un
della componente feldispatica. Rispetto al sistema Mg,
costanza del
aumento
Fé, Ca mantengono costante mg, per quanto 1
un graduale aumento di Ca.
e
3 tendano
31, 32 rappresentano analisi di due serpentinoscisti della
dica
(31
=
276; 32
=
339: da P. Niggli
1930) di
differenziazione ed anche nei
germente più basso che
tendono
per
a
spostarsi
non
verso
e
MgFeCa
il campo delle
nefriti,
:
penniperidoti¬
diagramma
con
un
mg
in entrambi i casi
di
leg¬
però
almeno nel secondo caso,
quanto riguarda mg.
Prima di trattare i
gruppi B e C, vogliamo passare al gruppo D :
rispettivamente, l'eclogite, l'anfìbolite eclogitica
plagioclasica del margine di Alpe Arrami, cadono nei campi
D. 7, 8, 9, che
e
triangoli QLM
per le nostre oliviniti
con
zona
sicuro chimismo
tico. Esse si lasciano ordinare in modo soddisfacente nel
12
verso
l'anfìbolite
sono
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
385
ultrabasiche
-SO
20)
-80
Joy
-70
Wy
50)
rSO
60)
Dioriti,prasinitj^
H
& o
_
Gabbri, anfiboliti,
-30
eclogiti
P (Sf^-Mefr/f/, talco
6
Diabasi
• I!
-20
•s
ott
„-
ài
/
DOyit
-IO
.o.-
Pendoliti,
-
óerpentinoscistì
—7—
r
M
Fig.
20
IO
60.
Triangolo QLM.
lisi di
Cerchi
pieni
=
rocce
40
30
I
SO
campi punteggiati
basiche
e
70
60
sono
80
stati delimitati in base
ultrabasiche del territorio
analisi della tabella V. Cerchi vuoti
=
L
SO
a
42
ana¬
pennidico.
analisi della tabella VI.
triangolo QLM in modo da segnare un graduale aumento
plagioclasica (9, 7, 8), anche se 9 si allontana un poco
con un a piccolo e negativo, k e ir non variano in modo sensibile (fig. 61) ;
nemmeno mg e y (fig. 62).
Nonostante la loro stretta parentela topografica e genetica, queste
rocce rivelano pertanto una sensibile variazione, nella cui ampiezza è
dei
gabbri
del
della componente
maggior parte delle rocce anfibolitiche della zona di Bellinriportate per il confronto. L'analisi 13 di un'anfibolite della zona di
Castione ripete la caratteristica di trovarsi sulla stessa retta passante per
F (nel triangolo QLM): può essere dovuto al caso, ma potrebbe anche
compresa la
zona
essere
determinato da
una
consanguineità
di tutte le
rocce
basiche
com-
E. Dal Vesoo
386
Fig.
61.
prese nell'ambito della
l'analisi 11 dell'incluso
del
segmento che ha
stante il
suo
Triangolo
zona
Na K Ca
di Castione
s.
anfibolo-eclogitico
1.
(cfr. flg. 60).
Vogorno-Arrami. Infine
Alpe Alai cade circa a metà
e le eclogiti-anfiboliti. Nono¬
e
di
di
per estremi le oliviniti
valore alto di e, si innesta normalmente nei
diagrammi
di
più sensibile, la tendenza rive¬
marca,
lata dall'olivinite granatifera verso un carattere più gabbrico del magma.
Sia nell'uno sia nell'altro caso, potrebbe trattarsi di un prodotto di
rimescolamento dei magmi di chimismo estremo o di una fase primaria di
differenziazione magmatica di profondità o di un prodotto di differenzia¬
zione locale: ma saranno considerazioni di natura geologica sulla giaci¬
tura che ci permetteranno di fare alcune deduzioni in proposito.
differenziazione
e
ma con
intensità
Genesi
e
metamorfosi delle
Fig.
Un
B-C.
degli
62.
accenno
scisti attinolitici
attorno
a
rocce
Triangolo Mg
Fé Ca
ultrabasiche
e
387
(sfr. flg. 60).
particolare meritano le composizioni chimiche
(6) e della nefrite (12). Esse cadono nel campo
P, dunque ben lontano dalla
subito il dubbio
basiche
retta 1-8-F delle altre analisi
e
queste rocce rappresentino normali prodotti di
differenziazione o meno. Nel diagramma di differenziazione escono decisa¬
mente dall'andamento generale: la nefrite (12) per i valori al, fm, e e alk
nasce
dovrebbe
avere un
se
si di 72
circa,
mentre in realtà
lo scisto attinolitico dovrebbe trovarsi
zione
con
si
che, prima
=
o
si. Anche in
Una
96. Ma entrambe le
durante la
questo
posizione
mineralico
che
a un
si
rocce sono
=
75
possiede
e non
caso
dovremo
costituisce
ancora
ritornare
occupata dallo
l'involucro
nella
metamorfiche ed è
metamorfosi, abbiano subito
pure critica è
un
un
si
=
89;
posi¬
probabile
sua
arricchimento di
sull'argomento.
scisto biotitico
dell'olivinite
mono-
serpentinizzata
di
E. Dal Vesco
388
Mg. 63. Parte del triangolo QLM per la discussione delle
campi delle orneblende epi-, meso- e catazonali sono tolti da
tra P e Serp leggasi Ho")
Alpe Aspra,
trasto
caso
fm
corrispondono
e e
con
i valori teorici
il dubbio
nasce
invece al
sono
se
alla
non
rocce
ultrabasiche. I
H. S. Wang.
posizione rispetto
e alk, troppo alti.
si:
a
(Per
ma
in
Anche in
Ho'
con¬
questo
siano intervenuti fenomeni secondari che
hanno alterato la
composizione primaria.
luogo meritano una discussione
In secondo
le
analoghe conte¬
diagramma di differen¬
ziazione tutte si scostano leggermente, in generale per un fm più basso,
mg, sia nella peridotite, sia nella serie eclogite-anfibolite, mantiene valori
un poco più bassi e 77, valori più alti. Anche in questo caso alcune rocce
nute nella tabella VI della
zona
esulano decisamente dal carattere
fillitiche, rivelano,
nefrite. 27, nonostante il
adatta in
sione di
un
y
e
nessun
troppo
l'orneblenda
e
della
mali per le
P. Niggli
un
mg
troppo
con una
basso
inver¬
rispetto
a
roccia noi l'avremmo messa, nonostante
(granatifere) ibride
con un
sensi¬
allogeno.
Infine vediamo
studiata
24, anfiboliti anto-
di differenziazione
il granato, nelle anfiboliti
bile contributo
e
meno
troppo alto,
questa
così 23
spiccata, la tendenza della
chimismo pirossenitico-gabbroidico, non si
diagramma
con un v
alto. Ma
e
suo
modo nel
fm,
con
generale:
un'intensità
ma con
rocce
di Bellinzona. Nel
rocce
1930).
in tutte le
rappresentazioni le rocce della zona
campi di variazione nor¬
pennidico, delimitati in base a 42 analisi (da
come
zona
di Bellinzona cadono nei
del
Genesi
e
metamorfosi delle
Capitolo
Cristallizzazione
A.
e
rocce
basiche
389
ultrabasiche
e
secondo
metamorfosi delle
rocce
basiche
OLIVINITE, OLIVINITE GRANATIFERA
e
ultrabasiche
E PRODOTTI
METAMORFICI
I. Il magma
1.
peridotitieo
le
e
rocce
primarie
Le oliviniti
Le
rocce
metamorfosi
quali
studiate presentano tutte fenomeni
e
più
avanzati di
o meno
profila quale primo compito
gli aggregati premetamorfici rispetto
si
da risolvere lo stabilire
siano stati
alla trasforma¬
zione osservabile.
Ci è sembrato
le
opportuno riportare
chimiche delle
composizioni
componenti:
minerali
rocce
nel
della
triangolo QLM
anaMzzate accanto
i valori dei minerali
sono
ottenuti
o
a
figura 63
quelle dei
dalle analisi
semplicemente dai dati ottici. Quest'ultimo
metodo è legato a inesattezze in quanto i minerali osservabili non rap¬
presentano casi ideali (ciò vale soprattutto per le augiti che contengono
sicuramente una componente giadeitica od onfacitica). Riassumendo si ha :
o
dai calcoli catanormali
o
Olivina
A. Arrami
A. Alai
A.
B.
Aspra
Gagnone
Per
Fo
Fo
Fo
Fo
Ortaugite
90%
90—92%
80%
non
En
En
En
determinabile
Clinoaugite
onfacitica
—
—
diopsidica
probabile che l'augite non esattamente deter¬
ortaugitica perchè si altera in talco (in contrasto con le clino-
Gagnone
minabile sia
86%
75—86%
75%
88%
augiti). Fatta
è molto
astrazione di
questo dubbio, le oliviniti ad Arrami
e
a
Gagnone sono di natura lherzolitica, ad Alai e ad Aspra di natura harzburgitica. Le oscillazioni dell'olivina, che dapprima credevo essere dovute
a imperfezioni nella misurazione dell'angolo assiale, sono probabilmente
vere e dovute a cambiamenti del chimismo magmatico.
Le variazioni verificabili nei diversi giacimenti non superano dunque
quelle che si verificano generalmente in una massa magmatica di rilevanti
dimensioni e ci sembra giustificato, se trattiamo globalmente queste rocce.
Tralasciando per un momento ogni considerazione sulla provenienza
e
sul meccanismo della
logiche
posto del magma, le condizioni fenomeno¬
aspetti importanti.
base ai risultati sperimentali di Bowen, ha
messa
in
strutturali lasciano riconoscere alcuni
P. Niggli
(1937),
in
390
E. Dal Vesco
interpretato la solidificazione del sistema ternario Si02(Mg, Fé) 0-CaO, nel cui campo di variazione cade il chimismo delle nostre
costruito
e
parte dalla proiezione delle
segregazione iniziale di olivina,
mentre il chimismo della massa liquida tende ad una composizione
ortaugitica. Raggiunta la linea peritecticale comincia a segregarsi anche
l'augite ortorombica, mentre l'olivina, non più in equilibrio, reagisce con
la massa liquida e ne resta così risorbita. Se la fase liquida contiene
anche Ca, da ultimo si cristallizza l'augite diopsidica. Un processo normale
di cristallizzazione deve trovare la sua espressione nella struttura delle
fasi cristalline, ed in particolare si devono aspettare le seguenti carat¬
teristiche: l'olivina, supposto che non vi siano relitti augitici di una
cristallizzazione precedente, non dovrebbe contenere augite, mentre il
rocce.
Se nel
triangolo
di concentrazione si
oliviniti, la solidificazione avviene
caso
inverso è
normale; l'olivina,
con una
per effetto dei fenomeni di
risorbimento,
margini lobati ed irregolari, ad ogni modo mai una tendenza
all'idiomorfia ; i margini tra olivina e augite devono essere particolar¬
mente lobati con compenetrazioni reciproche.
Queste caratteristiche sono state effettivamente osservate nelle rocce
può
avere
meglio conservate, di modo che si è costretti ad ammettere una genesi
mineralogica analoga per le nostre rocce oliviniche : in altre parole, ciò
significa che le rocce primarie, conservate parzialmente, non sono meta¬
morfiche, ma che derivano dalla piezocristallizzazione di una fase liquida.
U. Grttbenmann invece, soprattutto in base alla
di
cristallizzazione,
il
ammesso
con
il
nome
contrario, cioè che
zonale ed altrettanto, di
di
esse
nuovo
,,01ivinfels"
fossero di natura metamorfica cata-
in base alla
ritiene che le oliviniti della Valle d'Ultimo
scistosità, C. Andreatta
rappresentino prodotti
morfici. Nel presente lavoro, il termine olivinite
puro carattere descrittivo
in conformità alla
e
leggera scistosità
implicitamente
aveva
motivato dalla
venne
leggera
meta¬
invece usato
scistosità
proposta formulata da P. Niggli nel
con
sopraddetta,
nuovo
trattato
allo scopo di evitare nella
di
petrografia (1948)
fisiografia termini, che
implicano a priori un certo carattere genetico.
Orbene, se le condizioni fenomenologiche della struttura microscopica
delle oliviniti rispecchiano così fedelmente la cristallizzazione dalla fase
liquida, scaturisce inevitabile la nuova domanda sull'origine della fase
liquida, ovvero se essa rappresenta un magma o un migma dovuto alla
fusione di
una
ultrabasite
La soluzione di questo
questioni
massima
:
a
è
che
preesistente.
problema richiede la
discussione delle altre due
temperatura fonde un'ultrabasite
arrivato
l'ambiente
inglobante.
e a
quale temperatura
Genesi
metamorfosi delle
e
basiche
rocce
e
391
ultrabasiche
Si ritiene
generalmente che la liquefazione di una peridotite-olivinite
richieda temperature catazonali più alte ad alta pressione e più basse a
bassa pressione. Ma d'altra parte si sa che l'olivina può segregarsi da
soluzioni idrotermali attorno
di fusione
non
è solo
una
a
450°
deriva così che la temperatura
e ne
funzione della
pressione
ma
bensì anche del
contenuto acquoso.
Riconsiderando
gli aggregati primari accessibili, si hanno ad Arrami,
pò ovunque,
quantità ridotta, piccole, anzi microscopiche, lenti¬
celle dialitiche di serpentino associato a poca orneblenda e ad Alai, screzi
irregolari e sinuosi di antonllite e, localmente, di asbesto. La fase liquida
doveva perciò contenere una certa quantità di acqua.
Il contenuto acquoso non doveva però essere rilevante perchè altri¬
menti non si potrebbe capire la presenza di essudati screziati di eclogite
nell'ambito dell'olivinite di Arrami (essendo l'eclogite completamente
anidra). Dunque non possiamo ricorrere alla presenza della fase acquosa
per poter pensare a un decisivo abbassamento del punto di fusione. Ma
ammettendo per ipotesi che la roccia con un certo contenuto acquoso
fosse già stata presente allo stato solido, sarebbe bastata la temperatura
un
ma
in
ambientale per determinarne la fusione?
La verifica deve
ricercata nelle
inglobanti. Le rocce della
Arrami-Vogorno presentano paragenesi mineralogiche tipiche per la mesozona con tendenze locali epizonali.
Nei gneis, accanto alla cianite normale, la sillimanite appare soltanto
nelle immediate vicinanze dei giacimenti più potenti di ultrabasite e di
basite ; nei marmi, o meglio nelle rocce calcesilicatiche, appare la vesuviadi Castione
zona
s.
essere
1.
e
della
zona
rocce
di
nite pure soltanto nell'immediato contatto. Che nel contatto al posto
della wollastonite si trovi
alla minore
temperatura,
delle ultrabasiti
poco
zona
cercheremo
a
di Castione
ancora
di dimostrare
non
per il Motto di
una
temperatura
e
verso
con
ciò che la
le ultrabasiti
: una
proprio le rocce
esprimere un giudizio
erano
Prima di
ma
Castione, dove le
rocce
era
della
giunto
aver
800
catazonale solo nell'immediato contatto,
stesse, dimostrando
temperatura
445 ;
luogo in un ambiente
gradi, dunque di carattere mesorisulta che i minerali acquistano carattere
tra 500
zonale. Da quanto si è detto
dall'esterno
pagina
si discostano dalle nostre, Mittelholzer
alla conclusione che la metamorfosi dovette
con
a
dm di distanza dal contatto, si riscontra la coesi¬
pochi
quarzo-calcite. Inoltre
lontano,
stenza
come
un'augite diopsidica-acmitica è dovuto non
bensì all'apporto sostanziale femico da parte
ma
e
naturalmente nelle ultrabasiti
temperatura
aumentava
procedendo
dimostrazione che i centri di massima
in
parola.
definitivo
vogliamo
ancor
considerare
392
E. Dal Vesco
l'ipotesi
affacciata da E. Kùndig
(1926), secondo il quale, di importanza
decisiva sarebbe la struttura lentiforme che
basiche di
sfuggire
alle
permette alle masse ultra¬
pressioni tangenziali vigenti durante l'orogenesi.
Al loro interno poterono così dominare solo le condizioni mesozonali di
temperatura che
Con i
un
ambiente
parziale
ragionamenti tratteggiati più
conclusione
non
ambientale,
ma
ratura,
crearono
solo che le oliviniti
hanno subito la
non
che furono le ultrabasiti stesse, centri di
determinare i contatti
a
di carattere catazonale.
sopra siamo invece arrivati alla
maggior tempe¬
tendenze catatermali in ambiente
con
mesotermale. Di contro, la forma dei
temperatura
giacimenti
si manifesterà di
impor¬
postcristallina.
Crediamo perciò possibile affermare che le oliviniti primarie derivino
direttamente dalla cristallizzazione del magma peridotitico in un ambiente
mesozonale sottoposto a pressioni tangenziali, che determinarono la
scistosità di cristallizzazione (piezocristallizzazione). Ma questa affer¬
mazione contiene implicitamente che il magmatismo è stato di natura
tanza fondamentale nella metamorfosi di dislocazione
intrusiva.
Prima
di domandarci
fosse stato lo stato di aggrega¬
zione del magma intruso, dobbiamo discutere la sua natura chimica:
ovvero
ancora
il magma è arrivato
se
quale
già
col chimismo
differenziazione in situ ha scisso il magma
ponente ultrabasica e in una basica.
A questo
dei
rapporti
gabbrico :
proposito
tra le
non
peridotitico
differenziato in
conviene riassumere le caratteristiche
rocce
di chimismo
peridotitico
e
quelle
o
se
una
una com¬
più salienti
di chimismo
nei due
giacimenti maggiori, all'esterno sono le rocce gabbriche,
quelle peridotitiche e il passaggio fra le due specie esiste, ma
rapidissimo attraverso una zona di pochi cm di carattere intermedio
all'interno
è
orneblenditico ;
importante,
anzi decisivo è il
dove l'anfibolite flebitica risulta interrotta da
gneis biotitico picchiettato
margine
uno
inferiore di
Alai,
strato concordante di
di carattere
kinzigitico; la stessa anfibolite
Alpe Confiente e infine
esistono numerose lenti (trattate solo quelle di A. Aspra e della B.
Gagnone) di olivinite perfettamente analoga, ma senza involucro gabbrico
(per le quali si potrebbe eventualmente pensare a una migrazione dopo
la differenziazione in situ).
Anche se la prima situazione potrebbe ancora parlare per una dif¬
flebitica costituisce la
zona
centrale della lente di
ferenziazione in situ, la seconda l'esclude in modo assoluto
rassodano
quest'ultima affermazione;
dovremmo inoltre
diminuzione dei
aspettarci
componenti
un
per
passaggio
delle
rocce
una
meno
del
e
differenziazione
brusco,
margine
con una
verso
le altre
in
situ
graduale
l'interno
e
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
393
viceversa. Arriviamo così
a una nuova conclusione importante : i magmi
peridotitici e i magmi gabbrici sono intrusi separatamente, in due momenti
successivi, provenendo da un focolare magmatico in cui la differenziazione
gravitativa complessa aveva già determinato la separazione delle due
componenti magmatiche. Ci resterebbe un ultimo quesito che riguarda lo
stato di aggregazione del magma durante la fase intrusiva, ma credo che
la discussione possa essere meglio affrontata nell'esempio dell'olivinite
granatifera.
2. L'olivinite
granatifera
triangolo QLM nella figura 63 si rivela immediata una relazione
chemografica tra il chimismo dell'olivinite granatifera (3), l'olivinite lherzolitica (1) e l'eclogite (7). Le tre proiezioni puntiformi si trovano su di
un segmento di cui gli estremi sono l'olivinite (1) e l'eclogite (7) e in cui
l'olivinite granatifera assume una posizione intermedia. La relazione
approssimativa è la seguente:
10 olivinite granatifera «=± 1 eclogite +9 olivinite lherzolitica
Esistono così due possibilità per la genesi del magma dell'olivinite
granatifera: o l'olivinite granatifera rappresenta un rimescolamento
dei due magmi posti a destra della reazione oppure quest'ultimi sono
dovuti alla segregazione magmatica del primo oppure ancora l'olivinite
granatifera rappresenta un orizzonte intermedio nella differenziazione
gravitativa generale avvenuta nella regione subcrustale. Ed ora
dobbiamo cercare indizi per l'una o per l'altra possibilità. Riteniamo
opportuno ricordare che la roccia in parola forma due banchi concor¬
Nel
danti
si
e
simmetrici nel corpo dell'olivinite lherzolitica
congiungono agli
estremi:
la fase
normale, che
non
magmatica
questo
dunque una durata ridotta.
L'olivinite granatifera non rappresenta un caso isolato : le lenticelle
(di cui 11 rappresenta il chimismo di un esempio), gli orizzonti di anfibolite
neh1'olivinite harzburgitica con sottili involucri di orneblendite, gli essu¬
dati nebulitici e locali di eclogite, l'unico filone eclogitico di cui 5 rappre¬
senta l'analisi del granato (con carattere intermedio fra il granato 2
dell'olivinite e il granato dell'eclogite 8) dimostrano che più volte il
magma peridotitico assunse carattere più gabbrico o addirittura gabbrico.
Che anche il magma harzburgitico abbia subito oscillazioni chimiche,
lo aveva dimostrato l'angolo assiale dell'olivina sensibilmente variabile.
Tutto ciò sta a testimoniare un andamento tutt'altro che quieto del¬
l'intrusione magmatica : più volte, per brevi intervalli di tempo, il magma
chimico deve
avere
avuto
con
carattere
E. Dal Vesco
394
più gabbrico. Ma
Alpe Alai, con un così
completamente esente (11
gli
inclusi
ben
delimitati, soprattutto
diventò
se
ad
deciso contenuto di Ca in
il magma
non
nel
sono
una massa
che
ne
è
che
figure 61—62), significa
triangolo
graduali, ma che masse ridotte
delle
ha subito variazioni
di
magma gabbrico hanno sostituito per brevi intervalli di tempo il magma
peridotitico nell'intrusione. Queste piccole masse di magma gabbrico sono
probabilmente state apportate nel flusso dell'intrusione da correnti di
convezione, provenienti dalle zone profonde adiacenti, disturbate dai
movimenti orogenetici.
Crediamo di poter accettare un'origine analoga per il magma dell'olivinite granatifera. A rigore, dovremmo aspettarci questa roccia al
margine e non nel corpo dell'olivinite, ma appunto i processi dell'intru¬
sione sono stati disturbati di sicuro e in modo profondo dell'orogenesi.
Nel
corso
della discussione
avremo
ancora
occasione di rassodare mag¬
affermazione.
giormente quest'ultima
Rispetto all'olivinite lherzolitica appare nuovo solo il granato che
ricordiamo essere ricco di piropo, avere carattere di porfiroide con
inglobamento totale o parziale dell'olivina, solo parziale dell'augite
(pag. 254).
Prima di tutto dobbiamo considerare la posizione del granato (2) nel
triangolo QLM (figura 63): sta sul segmento che congiunge l'augite orto¬
rombica e diopsidica con l'onfacite. L'augite monoclina non possiede
sicuramente il carattere dell'onfacite
teorica,
ma
deve pure trovarsi sul
chemografica deriva che il granato
monoclina con quella ortorombica. Avantutto dobbiamo verificare se le caratteristiche morfologiche parlano per
una genesi magmatica o piuttosto per una cristallizzazione metamorfica.
I margini sinuosi con palesi indizi di risorbimento non corrispondono a
quelli normali per i granati degli scisti metamorfici in cui, nonostante la
struttura poiciloblastica, si riconosce una decisa tendenza alPidiomorfia
secondo il rombododecaedro. Si palesa perciò improbabile che il nostro
granato sia di origine metamorfica. In secondo luogo, l'inglobamento intragranulare di grani lobati di olivina dimostra che la sua cristallizzazione
è più giovane di quella dell'olivina e l'inglobamento parziale dell'augite,
che è pre-contemporanea con quest'ultima. Nella-suecessione della cristal¬
lizzazione del magma, il granato tiene dunque il posto delle augiti di cui
possiede la composizione chimica. La formazione delle augiti diventerebbe
così l'ultima nella serie cristalloblastica olivina-granato-augiti. Ma perchè
per un certo periodo si è formato granato e poi si sono cristallizzate le
augiti, per quanto il chimismo avrebbe permesso la formazione o dell'uno
Dalla relazione
segmento P-Omph.
equivale alla somma dell'augite
Genesi
delle altre ?
e
metamorfosi delle
Sappiamo
che il
rocce
basiche
granato ha
e
ultrabasiche
395
densità
superiore a quella
grande pressione. La
presenza di granato nell'eclogite marginale, nell'eclogite della segrega¬
zione nebulitica e del filone (tutti del giacimento di Alpe Arrami) dimostra
che le pressioni sarebbero state sufficienti durante tutto il processo di
cristallizzazione perchè si potesse formare il granato dell'olivinite granao
dei
pirosseni
che la
e
sua
una
formazione richiede
una
tifera.
perchè
Ma
al
allora in
un
secondo tempo si
sono
cristallizzati i
posto del granato? Per la ragione appena esposta
la
care
causa
in
un
cambiamento della
ammettere l'esistenza dei
pressione:
non
non
pirosseni
possiamo ricer¬
ci resta così che
nel magma al momento dell'intrusione.
granati
poiché il granato ingloba l'olivina, si deve ammettere che il magma
primitivo, nella regione subcrustale, doveva già essere cristallizzato,
almeno parzialmente, in un aggregato di olivina e di granato. Al momento
E
dell'intrusione il cristallato subì
granato
e
una
rifusione
con
il risorbimento del
dell'olivina.
Una conferma della tesi esposta
tere strutturale di fenocristallo del
possiamo inoltre vederla
nel carat¬
può arrivare a più cm di
diametro, poiché esso, oltre a un'elevata pressione, richiede un lento
processo con pochi germi di cristallizzazione, dunque condizioni solo veri¬
ficabili in un ambiente veramente profondo e catazonale. La notevolissima
oscillazione
diverso
delle
grado
dovuto in
dimensioni
parte
a
questa
In
perfetta
Invece per
causa e
augiti
armonia
che
diventerebbe
di risorbimento.
la cristallizzazione delle
granato,
in
parte
così
una
conseguenza
del
l'olivina, il risorbimento
al fenomeno
peritectico
è
durante
ortorombiche.
con
arriviamo alla conclusione che i
(da C. Buebi e P. Niggli)
magmi peridotitici al momento dell'intru¬
N. L. Bowen
già parzialmente cristallini. Ciò spiegherebbe in modo soddis¬
passaggi così rapidi da una roccia all'altra, la delimitazione così
decisa che hanno gli inclusi (con tendenze gabbriche) rispetto alla roccia
peridotitica inglobante, la ridottissima miscibilità dei magmi anche se solo
di piccola differenza chimica e infine l'origine del magma dell'olivinite
granatifera, che non deriva da un rimescolamento, ma bensì da un afflusso
sione
erano
facente i
proveniente dalla
3.
Le
rocce
zona
profonda
peridotitiche
circostante all'imbocco intrusivo.
nel
loro
insieme
e
l'autometa-
morfosi
magmi peridotitici erano dunque già in parte cristallini al momento
dell'intrusione o meglio essi rappresentarono masse in uno stato inomo¬
geneo di differenziazione: quale fosse però il grado di cristallizzazione o
I
396
E. Dal Vesco
quale
fosse il
mente
grado
esso era
di
liquefazione
sottoposto
a
lo possiamo più fissare. Probabil¬
oscillazioni, soprattutto in funzione
non
notevoli
del contenuto acquoso.
I
magmi semicristallini,
la loro cristallizzazione
:
arrivati nell'ambiente
la fase fusa di
mesozonale, ripresero
composizione augitica,
in ambiente
pressioni tangenziali, subì schiacciamenti e si cristallizzò
costituendo talvolta aggregati nebulitici quasi monomineralici di augite.
Intanto però la componente acquosa (forse in parte secondaria) continuò
sottoposto
a
ad arricchirsi fino
e
a
determinare la cristallizzazione di
queirorneblenda
infine, in agglomerati dialitici lenticolari (pressione tangenziale), di quel
serpentino, che avevamo ritenuti primari.
Quest'ultima parte dell'interpretazione dà
una ragione ai fenomeni
Alpe Arrami; ma non soddisfa completamente per Alpe Alai,
dove, come lo mostra la figura 35, si trovano frequenti venule antofillitiche
con decorso serpentineggiante a modo di ripiegamento
ptigmatico. Pro¬
la
35
mostra
certa
le
una
figura
prio
analogia con
figure 56 e 58 della
Bocchetta di Gagnone, dove rimpastamenti di indubbia natura plastica
sono particolarmente palesi. Che nella lente di Alpe Alai siano avvenuti
fenomeni analoghi ce lo dimostra anche la figura 51. Da ciò crediamo
possibile dedurre che prima ancora che la cristallizzazione magmatica
fosse completamente finita, le masse già in gran parte cristalline abbiano
subito leggeri spostamenti e rimpastamenti e che, tra esse, i resti in
soluzione acquosa siano migrati cercandosi una via libera, disegnando
così i motivi ptigmatici. Le soluzioni residuali stesse diedero origine al
osservati ad
ricolmamento di antofillite delle venule,
mente per idratazione la metamorfosi
ma
iniziarono
contemporanea¬
dell'aggregato primario
di olivina
di
augite ortorombica (che già in questo momento aveva cominciato
subire un processo cataclastico) in serpentino e talco. Si vede così che
e
processo metamorfico comincia
prima
a
il
che il processo
magmatico
completamente terminato e ciò conduce a quell'abito strutturale
estremamente complesso, che abbiamo cercato di tratteggiare nella fisiografia e che può dare adito ad interpretazioni diverse, talvolta contra¬
ancora
sia
stanti.
Ci restano
da considerare le due lenti descritte di A.
Aspra
Gagnone (pag. 362).
Ad A. Aspra la metamorfosi è già così avanzata che possiamo solo
dire che l'aggregato primario doveva essere un'olivinite
harzburgitica
poco dissimile da quella di A. Alai. Anche in questo giacimento una parte
dell'antofillite e del serpentino appartengono probabilmente alla fase
terminale (idromagmatica fino idrotermale) del processo magmatico. La
(pag. 343)
e
ancora
della Bocchetta di
Genesi
Fig.
64.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
Schema che dimostra il diverso effetto della stessa pressione
di radice
(1),
nella
di passaggio
(2)
397
ultrabasiche
nella
zona
In 1
prevale la componente normale agli strati. In 2 la componente parallela agli
si fa più dominante. In 3 tutta la pressione agisce nella direzione degli strati.
zona
e
zona
dei
tangenziale
nella
ricoprimenti (3).
strati
può esser fatta per la lente di Gagnone, dove la
probabilmente di natura lherzolitica (lo dimo¬
strerebbe il chimismo attinolitico dell'orneblenda). I giacimenti peridotitici isolati manifestano in questo modo fenomeni perfettamente ana¬
loghi ai giacimenti di Arrami e di Alai. Non che si metta in dubbio la
natura magmatica di queste rocce, ma solo per mostrare che in tutto
l'ambito del territorio studiato i processi petrologici, almeno per ciò che
riguarda le ultrabasiti, sono molto analoghi.
medesima osservazione
composizione
chimica
era
II. L'azione
postcristallina
nella
di
della
pressione
orientata
Arrami è osservabile
un'intensa
azione cataclastica. In base alle dimensioni dei frammenti si
può fissare
Soprattutto
la
lente
Alpe
seguente graduatoria.
microscopica. Dall'osservazione microscopica si è visto
rimarginate dal minerale serpentinoso decor¬
rono parallelamente alle superficie di discontinuità dei banchi. Da
esse si diramano altre trasversali, che assieme alle prime dissolvono
1. La cataclasi
che innumerevoli fessure
l'aggregato
poligonali delle dimensioni di un decimo
però dobbiamo notare che una parte di queste fessure
di natura secondaria, dovuta all'azione dirompente
in frammenti
di mm., dove
è certamente
dell'aumento di volume che subiscono le venule cataclastiche
con
la
cristallizzazione del
2. La cataclasi
serpentino.
microscopica piccola.
Una serie di fessure
parallele
incrociate delimita frammenti delle dimensioni di 5—10
forma di
con
parallelepipedo.
e
con
parallelepipediformi risaltano
superficie esterna, intensamente di¬
I cataclasti
effetto di scacchiera sulla
cm.
sgregata dagli agenti atmosferici.
398
E. Dal Vesco
macroscopica media è caratterizzata da frammenti di
da fessure passanti a fenditure non rimarginate.
La cataclasi gigante ha determinato la formazione di blocchi pres¬
soché cubici di 5 e 10 e più metri con fenditure larghe da 0,5—1 m.
Una parte di quest'ultime fenditure ha pareti ricoperte di una crosta
di serpentinoscisti lucida e striata (Harnische) : ciò dimostra che
esse sono state nel contempo superficie di scorrimento.
3. La cataclasi
alcuni dm.
4.
e
generale di una parte di queste superficie di discon¬
tinuità, parzialmente rimarginate, è parallela ai banchi e l'altra perpen¬
dicolare ad essi. Per quanto l'azione del gelo e del disgelo possa aver
contribuito all'allargamento delle fessure, non è possibile che essa ne sia
la causa principale (nella Valle di Moleno, per quanto le condizioni cli¬
matiche siano identiche, la fessurazione è minore) : l'andamento e il carat¬
La deviazione
tere della fessurazione possono solo
essere
determinati da
una
pressione
orientata.
La
ragione principale perchè
la
stessa
pressione
orientata
abbia
giacimenti è certamente da ricercare
rispetto alla tettonica. La sistuazione
diventa più chiara se si osserva la figura 64 in cui la pressione è stata
scomposta nelle sue due componenti, l'una perpendicolare e l'altra pa¬
rallela alla superficie dei banchi di roccia.
Dall'interpretazione della figura diventano comprensibili i caratteri
fenomenologici diversi della cataclasi :
avuto
un
effetto diverso nei diversi
nella loro diversa distribuzione
1.
Ad
più
Arrami l'intensità della cataclasi trasversale è stata molto
Alpe
intensa che
notevole
quella parallela alla scistosità, scorrimenti di
portata paralleli al piano s sono effettivamente rari, mentre
numerose
sono
immersione
più
le
fratture, soprattutto nella direzione sud-nord
pressoché
2. Nella Valle di
radici ai
non
Moleno,
ricoprimenti,
intensa:
con
verticale.
con
le lenti situate nell'arco che conduce dalle
la
componente parallela alla scistosità si fa
di conseguenza, la cataclasi dei cristalli di olivina è
accompagnata da uno scorrimento parallelo alla scistosità; i banchi
più esili di olivinite, soprattutto verso il margine superiore, sono
inoltre stirati in
una
serpentino fibroso,
collana di lenticelle rivestite esternamente da
minerale che sta
appunto
a
testimoniare lo
scor¬
rimento.
3.
Nella Bocchetta di
Gagnone,
basiti, le fessure trasversali
mentre
nell'ambito dei
mancano
gli scorrimenti, paralleli
ai
si
può
banchi,
giacimenti
delle ultra¬
dire in modo
sono
completo,
messi in evidenza da
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
399
ultrabasiche
frequente ed intensa metamorfosi dell'olivina
dal rimaneggiamento degli esili orizzonti di scisti
figure 56 e 58).
in
una
serpentino e
(cfr.
attinolitici
parzialmente una delle fessure
ptigmatiche di antofillite e le
venule di asbesto dimostrano che le sollecitazioni tettoniche, in parte con
effetto clastico e in parte plastico, continuarono anche durante i processi
di cristallizzazione magmatica. Le sollecitazioni tettoniche aprirono
L'incrostazione
verticali
con
soprattutto
eclogitica
deviazione
che riveste
nord-sud,
le venule
migrazione dei
degli aggregati primari.
le vie alla
metamorfosi
residui idrotermali che iniziarono la
postmagmatica
III. La metamorfosi di dislocazione
1.
L'aggregato olivina-augite
La cristallizzazione del magma intruso dovette
mente associata ad
un
abbassamento della
essere
che
temperatura,
necessaria¬
gradualmente
uguagliò a quella ambientale di carattere mesozonale. Di conseguenza
i componenti catazonaU vennero a trovarsi in condizioni instabili, nella
necessità dunque di trasformarsi in minerali stabili alle nuove condizioni
fisiche. Nella fisiografia avevamo però visto che la trasformazione è solo
parziale poiché, accanto a zone completamente metamorfiche, abbiamo
aggregati con caratteri primari. Ci resta da spiegare questa incongruenza.
si
pagine 250—254 si era visto che nelle immediate vicinanze delle
superficie di evidente scorrimento, la roccia primaria è completamente
A
sostituita da
una
crosta dello spessore di alcuni cm,
costituita di
un
aggregato lepido-nematoblastico di antigorite, e che il passaggio alla
roccia pressoché intatta avviene in modo rapido. D'altronde le diviniti
degli stadi metamorfici iniziali sono attraversate da venule parallele
rimarginate da una sostanza colloidale verde che si cristallizza a serpen¬
tino. Gli esperimenti di W. Epprecht e di altri autori hanno dimostrato
che la trasformazione dell'olivina, dovuta in
zione,
microscopica
appena
ma
appare
non
ha inoltre mostrato che nelle
iniziata, le fessure
l'olivina è
negli
ancora
stadi
è autoctona,
distante
appunto
(forse
più
ma
solo
a
sono
intatta,
sì
: ne
quell'orlo
pochi
cm
una
solo ad
una
idrata¬
Ma l'osservazione
in cui la metamorfosi è
verdognola,
più bassa che
sostanza
di birifrazione
consegue che la sostanza + colloidale
deriva da un'altra
la vicinanza di
zone
rimarginate dalle
senza
avanzati
essenza
la fase colloidale.
avviene sempre attraverso
regione, probabilmente
non
molto
di distanza), perchè la forte cataclasi segna
linea più marcata di disturbo. Forse una
E. Dal Vesco
400
però, rappresenta ancora la
magmatico. La maggior parte però, altri¬
potremmo capire perchè le fessure del granato non siano
colloidale,
della sostanza
parte
tutta
non
soluzione residuale del processo
menti
non
rimarginate dalla stessa sostanza, deriva dalla metamorfosi dell'olivina
e delle augiti. Le due reazioni principali della metamorfosi sono :
4
f (SiO« ), Si04
[SiO, I (Mg, Fé),] -+5!°_^
L
2
2 Bru
L
a
8
+H,0->
Aug
o
2 Mt
2
(OH),
7 Te + Fé
origine
serpentino
Sp (con ossidazione)
J
|
+Fe(OH)2
(con ossidazione)
reazioni, che richiedono solo la presenza di acqua, danno
serpentino e a talco nella zona sollecitata dai movimenti
parte però della sostanza che potrebbe dare origine a
discioglie in forma + colloidale e migra a ricolmare le
parte
tettonici:
(Mg, Fé) (OH),
(OH),
1 Mt
in
2
o
|"(Si04)3Si04 I Mg3l
[Si04Si04 1 (Mg,Fe)2] -±5ì°-->
Le due
+ 2
J
+Ha°-> 10Serp + 2 (Mg, Fé) (OH)2
12 Ol
2
(Mg, Fe),l
(OH),
una
si
a
fessure adiacenti.
L'idrossido di Si si
mazione del silicato
contiene la limonite
dispersa,
venule, talvolta molto
limonite
non
rapidamente
e
conduce successivamente alla for¬
un
primo
stadio
determinante la colorazione bruna delle
intensa. Pavlovitch ha
fa parte del reticolo cristallino
:
potuto dimostrare
infatti
l'antigorite
che la
si scolora
in acido cloridrico assumendo carattere normale. La limo¬
nite si segrega
gnetite,
polimerizza
strati, cioè del serpentino, che in
a
poi
in
una
fase successiva
e
si cristallizza in forma di
spesso in individui idiomorfi secondo
l'ottaedro,
ma¬
che costituiscono
cordoncini nella linea mediana delle venule.
Le olivine
e
modo evidente
a
le
augiti confinanti,
che
dapprima
non
questa cristallizzazione, si trasformano
risorbendo i
partecipano
in
successivamente
margini primari delle venule.
Queste trasformazioni sono inoltre legate ad un aumento di volume
e le pressioni risultanti contribuiscono alla ulteriore fratturazione dei
cataclasti più grossolani ; le fessure diventano alla loro volta linee di cri¬
stallizzazione e assomigliano sempre più alle maglie tipiche per i porfiroidi dei basalti, in cui l'antigorite si sviluppa a scagliette perpendicolari
alle pareti.
in
antigorite
Genesi
Il
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
401
ultrabasiche
serpentino formatosi nelle prime discontinuità, di
natura clastica
esogena, ha sicuramente avuto un'azione catalitica sulla metamorfosi dei
minerali
costretti
primari instabili,
considerare la
a
formazione
:
se
manca
mario si è
potuto
serpentino
è
ma
più
pressione
la
sua
orientata
della tras¬
indiretta, l'aggregato pri¬
è intensa la metamorfosi
se essa
a
totale.
La metamorfosi conduce
dunque
in genere dalle olivine
La formazione di talco è relativamente
al
prima
come causa
azione diretta od
conservare, mentre
pressoché
inerti, di modo che siamo
meno
o
e
dalle
augiti
serpentino.
pseudomorfosi nelle ortaugiti (rara ad Arrami, normale per gli
altri giacimenti). Porzioni rilevanti di roccia, trasformate in un aggregato
lepidoblastico di talco, rappresentano un'eccezione. La causa maggiore
deve forse essere ricercata nella povertà di si nelle soluzioni: l'olivina
tende perciò a metamorfosarsi in serpentino e l'augite ortorombica in
talco. Per poter afferrare la metamorfosi nella sua globalità, preziosi sono
i calcoli epinormali, secondo il metodo proposto da C. Burri e da
rara e
vien riscontrata
solo per
P. Niggli, fatti in base alle analisi dell'olivinite lherzolitica di A. Arrami
(pag. 249)
i
e
dell'olivinite
di A. Alai
harzburgitica
(pag. 316)
che ci danno
prodotti finali.
Confrontate
con
i
modi, le epinorme
sono :
Olivinite lherzolitica :
Ortaug 14,2
Serpentinoscisto :
Bru 7,8
Akt 2,9
Serp 83,8
01 81,2
Olivinite
harzburgitica
Serpentinoscisto :
Ab 3,0
Epinorma:
Variante:
Mt 3,3
relativamente ricca di
Ho
Or 1,5
Cm 0,6
Zo-Ep 1,6
ortaugite :
Mt 0,9
Ortaug 28,6
01 69,9
Cm 0,6
Augmon. 4,0
Mt 5,1
Serp 87,2
13,5 (Glph 6,75 +Anth 6,75)
I due calcoli hanno solo valore
Cm 0,6
Serp 76,0
Bru
Cm 0,6
2,6
Mt 5,1 Bru 4,8
approssimativo :
prevalenza di
per
esempio
Cm 0,6
la bru¬
idrato di ferro
e in
probabilmente
realtà darebbe origine a magnetite. Nella seconda analisi si ottengono
alcune molecole di glaucofane (non osservata al microscopio) che, come
nella nefrite, saranno incluse nell'antofillite sempre presente nei pro¬
dotti metamorfici dell'olivinite harzburgitica (antofillite calcolata nello
nite teorica risulta
stesso tenore della
maggiore
glaucofane,
ma
che
secondo la reazione: 40 Ant
Nonostante
gati
in
che possono
queste approssimazioni
essere
può
->
essere
ottenuta in
30 Anth + 10
nel
calcolo,
si
quantità
Bru).
ottengono
aggre¬
osservati in realtà nei diversi stadi della meta¬
morfosi. Si possono inoltre fare due constatazioni
importanti.
E. Dal Vesco
402
Avantutto che la metamorfosi
acque circolanti
non
hanno
non
apportato
richiede che acqua
sostanze dalle
:
ovvero
che le
inglobanti se
luogo, dai calcoli
rocce
quantità assolutamente insignificante. In secondo
epinormali non risulta la presenza di talco : la sua formazione è limitata
in massima parte a una pseudomorfosi dell'ortaugite senza arrivare a un
conguagliamento: la metamorfosi resta locale perfino nell'ambito della
non
in
stessa roccia.
Infine dobbiamo
il calcolo
ancora
considerare le orneblende che sono, secondo
epizonale, componenti
normali del
serpentinoscisto
Le reazioni necessarie per la loro cristallizzazione
j
(
Ortaug
32
48 01 +
16
Per
-IMs0-^
48 Ol
+Ha0
->
30 Anth + 18
30 Anth + 2
4Ca(OH)2 -±5i°~>-
0rtaug+16Di
quanto in
natura
attinolite, le reazioni ci
+Hi°->
non
sono:
(Mg, Fé). (OH)2
(Mg, Fé) (OH)2
•
30 Akt + 22
30 Akt + 2
(Mg, Fé)-(OH)2
(Mg, Fé) (OH)2
•
si abbiano termini
mostrano che
mente si cristallizza in forma di
finale.
un
magnesite)
puri
di antofillite
e
di
trasporto di Mg (che normal¬
oppure
un
apporto di Si
e,
nel
secondo caso, di Ca faciliterebbero la metamorfosi.
questo deficit di Si che ha sicuramente contri¬
buito alla conservazione degli aggregati primari. Le rocce oliviniche di
A. Aspra e di A. Alai conducono alla formazione di antofillite e quelle di
A. Arrami e della B. Gagnone di attinolite. Ad Arrami il Ca proviene in
Ovunque
si verifica
parte dall'augite diopsidica; altrettanto per la B. Gagnone, per
quanto la probabilità che le soluzioni vi abbiano contribuito con un
apporto di Ca sia molto grande, perchè i giacimenti sono esigui e comple¬
tamente avvolti dai marmi flogopitici ; inoltre non si ha brucite ma ma¬
gnesite-calcite nell'aggregato metamorfico finale. Si ha perciò maggior
massima
motivo per pensare
a un
apporto di soluzioni dall'esterno.
grandi tratti soprat¬
tutto sulla scorta dei fenomeni osservati nella lente di Alpe Arrami, ci
resterebbero ancora da interpretare i coloriti locali dei singoli giacimenti.
Sia ad Arrami sia nella Valle di Moleno, lettini e lenticelle di antigorite,
associata normalmente a magnetite e occasionalmente a bowlingite e
orneblenda antofillitica, attinolitica e cummingtonitica, giacciono abba¬
stanza frequenti in piani paralleli alla scistosità : questi piani rappresen¬
Considerato il processo metamorfico nei suoi
tano
clasti
senza
dubbio linee di scorrimento. Talvolta si trovano infatti cata-
ancora
appartenenti alle rocce confinanti,
neo-prodotti. Nella lente della Valle di Moleno,
ben conservati di minerali
parzialmente inglobati
nei
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
lo scorrimento nella direzione della scistosità è stata
nell'altro
giacimento
agli
e
altri
del grano
non
:
intensa che
infatti i cataclasti risultano smossi
mostrano
primario è
più
un'orientazione ottica
più
ancora
riconoscibile
403
gli
comune
alla forma
grazie
non
uni
rispetto
(la forma
marginale
piuttosto lobata). Ovunque, nelle linee di discontinuità dei singoli
cata¬
cristallizzate lamelle di
antigorite, disposte parallelamente
persino l'impressione che i porfiroblasti di
ortaugite siano stati rotolati: essi giacciono in effetto con l'asse di elonga¬
zione discordante con la scistosità comune e qualche volta le lamelle di
antigorite avvolgono in modo incompleto questi porfiroblasti, costituendo
clasti
sono
alla scistosità
e
talvolta si ha
linee fluidali.
Una
parte dei processi risale all'autometamorfosi
dovuta alla metamorfosi di dislocazione. Per
sibile decidersi sul carattere
e
una
parte è
quanto
sempre sia pos¬
riconoscere
che la meta¬
genetico, possiamo
non
morfosi di dislocazione ha decisamente
prevalso sull'altra.
Infatti nelle lenti più piccole di Alpe Aspra e della Bocchetta di
Gagnone la metamorfosi è molto più intensa che non nelle lenti più
potenti, inoltre essa aumenta di grado dal centro verso la periferia, dal
grosso delle lenti verso gli apici. La stessa variazione verso gli apici
l'avevamo già sottolineata per Alpe Arrami nella parte fisiografica. Oltre
a ciò la metamorfosi è totale lungo le superficie con evidente scorrimento
(ricoperte in generale da una lucida crosta di aspetto corneo rigato) e
diminuisce perpendicolarmente alle superficie stesse.
Questa diversa intensità della metamorfosi conferma l'ipotesi affac¬
ciata da E. Kundig (1926), ma essa vale soltanto per la metamorfosi
di dislocazione rispetto alle pressioni tangenziali agenti nel piano in cui
giacciono le lenti.
Finora abbiamo considerato il processo metamorfico
come
se
fosse
profondo, corrispondendo in una prima fase
alla meso— e in una seconda fase all'epizona. Ma sappiamo nel contempo
che l'alterazione superficiale può condurre a prodotti molto analoghi. Il
problema della serpentinizzazione fu già oggetto di numerose ricerche e
si è trovato per esempio nelle miniere e nello scavo delle gallerie del
Gottardo e del Sempione, che anche a grande profondità, dove l'azione
esogena è esclusa, il processo di metamorfosi è analogo. Non escluso resta
pertanto che alla superficie esterna, la sola accessibile nei nostri gia¬
di carattere relativamente
cimenti, il processo sia
ancora
disgregazione atmosferica.
Ma una migliore conferma
più
intenso
del carattere
grazie
al
profondo
corta trattazione della metamorfosi dell'olivinite
contributo della
la troveremo nella
granatifera
che segue.
E. Dal Vesco
404
2.
L'aggregato granato-olivina-augite
I caratteri della metamorfosi di
in modo sensibile da
quelli
questo aggregato
dell'olivinite lherzolitica
della reazione metamorfica sinantetica del
granato
non
si discostano
i
punti principali
con
i minerali della
e
pasta fondamentale vennero già discussi ampiamente nelle pagine 260—272.
Nel
zazione rappresenta
un
processo sinantetico in
(onfacitica),
orneblenda marginale (Ho")
grafica (senza coefficenti) :
monoclina
augite
La reazione richiede
un
intercorre
la deficienza. Che
zioni in circolazione
determinando
un
non erano
a
del
alla
una
possibilità
pagina
269 che basta
il
grado di meta¬
negli aggregati
ridotto
volta si vede che le solu¬
di
della
migrare su estese zone,
composizione chimica
conciliare, nel tempo
e
nei
granati
e
il fatto che le chelifiti
rimasero immuni dimostrano che la metamorfosi del
granato è
guente alla cataclasi. Ancora dal triangolo QLM (fig. 63), in
campi
processi,
la
i fenomeni della metamorfosi delle oli-
La cataclasi orientata dei
delimitati i
e
granato per supplirne
realtà, lo dimostrano
con
sviluppo
sensibile
è
con
suo
Ancora
nella
cambiamento
chelifitizzazione del granato
il
e
granato.
degli aggregati primari.
Importante in questo luogo
viniti.
mostrare
di chelifitizzazione
grado
ricchi di
e
(Ho')
Ho' + Ho"
potuto
morfosi della pasta fondamentale
particolarmente
-*
dello spessore del
del
granato
seguente relazione chemo-
la
raggio
questo ragionare corrisponda
proporzionalità
tra
certo tenore di Ca che deriva sicuramente
monoclina: abbiamo
dell'augite
una zona avvolgente
quanto
orneblenda della chelifite interna
Aug
Gra +
la
risulta in modo chiaro che la chelifitiz-
triangolo QLM (fig. 63)
ne
susse¬
cui si
sono
delle orneblende secondo H. S. Wang, si vede che
l'orneblenda della chelifite ha carattere cata-mesozonale, da cui consegue
la natura relativamente profonda della metamorfosi del granato. Siccome
la chelifitizzazione ha richiesto in
senza
che le fessure siano state
generale un apporto dall'esterno (Ca),
riempite dalle soluzioni (una delle raris¬
sime eccezioni è stata descritta
a
pag. 270) dimostra che essa ha avuto
prima della metamorfosi della pasta fondamentale e ha avvolto il
granato con un involucro sinantetico più o meno impermeabile alle
soluzioni circolanti; poi, il processo si svolse di pari passo con la meta¬
inizio
morfosi
Da
logiche
dei
generale.
queste considerazioni fatte
in base alle costatazioni fenomeno¬
si possono ricavare alcune deduzioni
processi
metamorfici : subito
dopo
una
importanti per la cronologia
prima cataclasi, ebbe inizio la
Genesi
e
metamorfosi delle
chelifitizzazione del
nelle
zone
granato,
basiche
rocce
il minerale
più
e
instabile
di forte sollecitazione tettonica anche la
iniziò il processo metamorfico alimentando nel
405
ultrabasiche
dell'aggregato,
e
pasta fondamentale
contempo lo sviluppo della
chelifite. Si può aggiungere che, essendo la chelifìte di carattere catamesozonale, la metamorfosi di dislocazione delle rocce olivinitiche rap¬
presenta
un
Le altre
fenomeno mesozonale.
rocce con
granato,
che si avvicinano alla
ralogica dell'olivinite granatifera,
verranno
IV.
Se infine
possibile
successione
1.
vogliamo
a
mine¬
pag. 442.
Riepilogo
riordinare le idee
dedurre dalle condizioni
composizione
discusse brevemente
su
quanto abbiamo creduto
fenomenologiche,
otteniamo la
seguente
:
Intrusione dei
magmi ultrabasici
Nelle discontinuità formatesi nella
pennidica per effetto delle
magmatiche ultrabasiche
già differenziate in profondità. Esse non erano completamente liquide,
ma parzialmente allo stato di cristallato con una fase liquida
(la cui
è
partecipazione volumetrica non più fissabile). L'intrusione avvenne ad
intermittenza a causa dell'evolversi dei processi orogenetici e cambiò
spesse volte, ma per brevi intervalli di tempo, il proprio chimismo, arri¬
vando talvolta a termini più o meno gabbroidici. La successione dei
magmi non ha avuto un andamento perfettamente tranquillo, perchè
determinato e influenzato da correnti profonde di convezione sollecitate
dai movimenti orogenetici stessi o da differenziazioni in momenti di quiete
oregenetica in bacini più profondi. I magmi intrusi approfittarono delle
discontinuità tettoniche ma diventarono, alla loro volta, superficie di più
dislocazioni
orogenetiche
facile dislocazione
a
2.
sono
e
lenti
La cristallizzazione
I
schiacciati,
e vennero
formare strato-filoni
intruse
più
o meno
zona
masse
ancora
grandi
magmatica
magmi di temperatura
nella fase
e
più
semicristallina,
o meno
definitiva
catazonale arrivati nell'ambiente
zonale dovettero necessariamente cristallizzarsi in modo
fasi
cristalline
già
più perchè
erano
il
schiacciate.
granato
e
in
parte l'olivina
(è
meso¬
completo.
Le
difficile dire di
convergenza di due fenomeni nello stesso abito di
risorbimento dell'olivina: o il risorbimento è dovuto alla reazione peritectica
o
si ha
una
alla fusione per la diminuita
zione della
temperatura
dal centro
pressione). Per effetto della diminu¬
verso la periferia, il magma si cristal-
406
E. Dal Vesco
lizzò in
senso
inverso
:
alle
si formarono successivamente croste, in
pareti
allo spessore in cui la
inferiore al punto
di solidificazione del magma ultrabasico. Nella parte centrale è probabile
che il magma continuasse a scorrere sollecitato dalle pressione tangenziali
corrispondenza
elaborandosi il posto necessario.
tivamente di tale
fera
e
e
che
di
rocce
sono
temperatura
(Che
la
era
pseudostratificazione
sia effet¬
vien sottolineato dai banchi di olivinite
origine,
eclogitiche
che posseggono forma
relativamente ben delimitate
rispetto
e
granatianaloghe
inglobanti.)
dimensioni
alle oliviniti
È poco probabile che nell'ambito dei singoli banchi siano avvenuti
fenomeni di differenziazione
nell'enorme laccolite del
gravitativa in analogia ai processi osservati
Bushveld (C. Burri e P. Niggli) : si deve però
notare che la metamorfosi
irregolare
permetterebbe più
non
uno
studio
dettagliato.
così
La cristallizzazione che condusse
agli aggregati primari granatoolivina-ortaugite-augite monoclina, olivina-ortaugite-augite monoclina e
olivina-ortaugite (sempre con magnetite) avvenne ancor sempre in un
ambiente anisotropo sollecitato da pressioni tangenziali, di modo che ne
risultò una leggera scistosità nell'abito tessiturale (piezocristallizzazione),
non escludendo che qualche minerale abbia anche potuto subire una
deformazione plastica per effetto delle stesse pressioni tangenziali.
3.
La fase
idromagmatica
e
l'autometamorfosi
La successiva cristallizzazione condusse
gradualmente dal processo
quello idromagmatico e idrotermale dovuto a un locale
arricchimento dell'acqua : al posto delle augiti si cristallizzarono dapprima
l'orneblenda e poi il serpentino, leggermente più frequente, che avevamo
riconosciuti quali componenti primari. Queste soluzioni cominciarono, ma
magmatico
con
4.
s. s. a
un' intensità
subordinata, l'autometamorfosi dei minerali confinanti.
La cataclasi
I
orogenetici continuarono
movimenti
il loro effetto clastico cominciò
magma,
ma
in cui la
temperatura diventò così
mazione
plastica.
bassa da
a
oltre la solidificazione
manifestarsi solo al momento
non
più permettere
L'effetto cataclastico diventò selettivo
posizione tettonica
e
di radice
troviamo
cale,
un
a
una
rocce.
ancora
mente ai banchi. I nuclei
sud-nord
sono
stati
ma
meno
Nella
nell'ambito dei
che nelle
forte effetto cataclastico nella direzione sud-nord
nelle seconde
defor¬
seconda della
in funzione della forma lenticolare delle
prevalsero le pressioni normali alle lenti,
ricoprimenti prevalsero le pressioni tangenziali, di modo
zona
del
e
prime
verti¬
orizzontale, dunque parallela¬
sollecitati.
Genesi
5.
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
La metamorfosi di dislocazione
Le
di
zone
migrazione
dell'olivina
soluzioni
serpentino
a
mento delle fessure
stallizzò,
con
e
ultrabasiche
407
postmagmatica
sollecitazione tettonica diventarono le vie di
maggiore
delle
e
che
acquose,
condussero
metamorfosi
alla
orneblenda, dell'ortaugite a talco e al ricolmapiù o meno colloidale, la quale si cri¬
sostanza
seguito, completamente a serpentino e magnetite e deter¬
una
analoga alla precedente nei minerali dell'aggre¬
gato. Le soluzioni contribuirono alla chelifitizzazione del granato. È da
notare ancora una volta che le soluzioni non subirono rilevanti migrazioni.
in
metamorfosi
minò
B. AUGITITI E SCISTI ATTINOLITICI
I. Il magma websteritico
e
la roccia
primaria
Voghamo qui discutere le rocce primarie che hanno dato origine per
agli scisti attinolitici : sono dunque le rocce dell'estremo
metamorfosi
occidentale della lente di A. Arrami
(pag. 281),
soluzione di continuità le oliviniti del corpo
che sostituiscono
principale
della
senza
lente,
e
le
Gagnone (pag. 361), che formano la parte esterna
serpentinizzata e gli achirosomi dei marmi corismatici e stromatitici. In tutti i casi possiamo riconoscere un tessuto
relittico di augite diopsidica: ne consegue che l'aggregato prima della
metamorfosi ad attinolite doveva essere augitico. Ma nasce nel contempo il
dubbio se questo rappresenti effettivamente l'aggregato cristallizzato dal
rocce
della Bocchetta di
delle lenti di olivinite
magma.
Il problema
della
sottolineano C. Burri
e
formazione
P.
Niggli,
degli
non
ha
attinolitici,
scisti
ancora
trovato
una
come
lo
soluzione
soddisfacente.
Ragioniamo dapprima per A. Arrami sulla scorta dei dati chimici.
corrisponde ad un magma diallagitico fino a
websteritico (analisi 6), che non si ordina nell'evoluzione normale della
nostra differenziazione (fig. 59) a causa di un si troppo alto rispetto agli
altri valori molecolari. Un arricchimento di si proprio in un ambiente di
marmi e di rocce calcesilicatiche non è facile ad immaginarsi. Più logico
Il chimismo della roccia
sarebbe pensare
incassanti
o
a
durante la fase
triangolo Mg, Fé,
6 si trovi isolato
a
quello
arricchimento di
un
Ca
(fig. 62)
con un
delle oliviniti
e
magmatica
risulta
o
per assimilazione dalle
e
possiamo
rocce
durante la metamorfosi. Nel
appunto
alto valore di
in ciò
e
come
lo scisto attinolitico
pur mantenendo
vedere
una
un
mg
analogo
conferma dell'assimi-
E. Dal Vesco
408
lazione di calcio. Ma si arriva
che in
di
e
che
una
fase di
uguale si, dunque
avrebbe determinato
deve
e
vedremo
altro
punto contrastante:
di carattere
ortaugitico,
se
un
si pensa
aumento
abbassamento relativo di si, ci si accorge
un
sostituito
avere
a un
parte di fm la quale, migrata, come lo
l'esterno, vi ha determinato un'aureola
una
pag. 445,
di contatto. Ciò dimostrerebbe che il magma
verso
ancora a
l'aggregato premetamorortaugitica o augitica.
Che il magma peridotitico possa aver dato origine a differenziati
augitici è senz'altro ammissibile perchè si trovano arricchimenti di augite
anche nel corpo delle lenti di olivinite. Ma come questi differenziati
fìco doveva
abbiano
ancora
essere
o
di natura
potuto formare orizzonti e achirosomi sottili e isolati, necessita
di una spiegazione. Nella discussione sulle rocce peridotitiche
abbiamo
potuto rendere probabile che il
magma al momento dell'intru¬
completamente liquido, ma che possedesse una fra¬
zione più o meno grande già cristallizzata in forma di olivina (granato).
Ciò significherebbe che la frazione augitica era ancora allo stato liquido,
perciò maggiormente sottoposta alla possibilità di essere schiacciata
sione
sia stato
non
dalle sollecitazioni tettoniche,
lati delle lenti
merebbero
più potenti.
questa
avvenuta nella fase
significativi
(pag. 282),
vinite
e
fluire nelle discontinuità, ai
Gli achirosomi dei marmi stromatici confer¬
ancora
domandarci
se
l'assimilazione del calcio sia
durante il fenomeno metamorfico. In
liquida
il profilo
o
sono
questo
rilevato sulla continuazione di A. Arrami
dove lo scisto attinolitico è incluso tra due orizzonti di anfibolite
plagioclasica, e
figura 56, in cui
normale
a
tesi.
Infine dobbiamo
senso
costretta
e
la situazione della Bocchetta di
rimpastamenti
i
masse
attinolitiche risultano avvolte da
serpentinizzata.
l'arricchimento di
Gàgnone
e
illustrata dalla
tettonici hanno disturbato la successione
un
involucro di oli¬
impossibile immaginarsi che
luogo in situ. Altrettanto poco
In entrambi i casi è
abbia potuto
aver
probabile è che un aggregato già consolidato abbia potuto superare
grandi spazi per poi venire a trovarsi tra due orizzonti di anfibolite come
nel caso del profilo sopraccitato. La soluzione più probabile che ci resta
è
quella di una variazione del
riordinando le idee, che
un
chimismo durante la fase
differenziato
più
o meno
magmatica ovvero,
ortaugitico sia migrato
principale ai lati, sotto l'influsso delle sollecitazioni tetto¬
niche, e che durante la migrazione abbia ceduto una parte di fm alle rocce
incassanti assimilando nel contempo e: dallo scambio risultò in questo
dalla
massa
modo
un
chimismo websteritico.
quindi la cristallizzazione che condusse
clinoaugite diopsidica risultante circa di una molecola di
Il magma websteritico subì
all'aggregato
di
Genesi
clinoenstatite
e
metamorfosi delle
e
una
di
diopside,
basiche
rocce
entrambe
calcolo è stato fatto in base all'analisi 6,
l'aggregato primario
fosse
e
ultrabasiche
con un
ma
409
certo tenore di Fé. Il
è molto
probabile che
certo contenuto di olivina
nel¬
di
ortaugite
poi origine rispettivamente a serpentino
talco ed è altrettanto presumibile che il processo di cristallizzazione
un
e
che nella metamorfosi diedero
e a
abbia condotto
a una
fase
orneblenda attinolitica
e
idromagmatica
di
serpentino,
segregazione diretta di
analogia a quanto si era visto
con una
in
per le oliviniti.
Gli
accessibili
aggregati
all'osservazione
metamorfosati che è difficile fare
sono
così
intensamente
deduzione esatta per ogni singolo
caso : verso l'apice occidentale, l'olivinite di A. Arrami diventò
sempre
più ricca di augite diopsidica; le lenticelle risultarono solo di augite;
l'orizzonte tra le anfiboliti
tite
con
con
poca olivina; le
poca olivina
dei marmi
o
in
rocce
come
una
plagioclasiche
masse ora
della cresta del
Gaggio, di augifigura 56, augititi
le lenticelle e gli achirosomi
attinolitiche della
ortaugite ; altrettanto
stromatitici. Si tratta dunque sempre di rocce incluse in marmi
calcesilicatiche, situazione che rende più probabile un'origine
e
poca
abbiamo cercato di illustrare, che
tica, che d'altronde sarebbe pure
non una
possibile.
II. La metamorfosi di dislocazione
Le
rocce
ortaugite
clinoaugititiche
con
un
forse anche di attinolite
tettoniche,
55, 56, 58)
vennero
e
rimaneggiate
differenziazione websteri-
e
postmagmatica
contenuto ridotto di olivina
di
serpentino,
e ancora
e
di
sollecitate dalle forze
dislocate per brevi tratti
(fig.
subirono un' intensa metamorfosi mesotermale di dislo¬
cazione.
L'esigua potenza degli orizzonti non li risparmiò, si conser¬
meglio le piccole lenti (pag. 369) di forma più favorevole
sviare
le
pressioni
tangenziali agenti.
per
L'olivina subì la metamorfosi a serpentino, l'ortaugite a talco e la
clinoaugite ad attinolite secondo la seguente reazione approssimativa
(la formula della clinoaugite corrisponde a quella calcolata dall'analisi 6) :
varono
invece
[Si16048|(Mg,Fe)12]Ca4
32
Aug
+H'°+0'
e
ralico
tite.
[si16044 (Mg,Fe)10j
L
(+H'0) + 0-
>
(OH),
J
Ca4 + f Fe304
30 Akt + 2 Mt
l'augite può dare origine ad attino¬
con essa tutta l'augitite a un aggregato praticamente monominedi attinolite con un contenuto ridotto di serpentino, talco e magne¬
Dalla reazione risulta che tutta
lite
>
410
E. Dal Vesco
La metamorfosi della
dei
margine
Per i
era
già
grani,
giacimenti
visto
clinoaugite diopsidica si è sviluppata sia
con la segregazione di attinolite.
Bocchetta di Gagnone è probabile, come
al
sia internamente
a
della
pag. 362, che le soluzioni acquose abbiano
si
apportato Ca,
determinando la formazione di attinolite anche dall'olivina. Mentre per
Arrami è
quasi
da escludere che
morfosi abbia avuto
ruolo
un
un
apporto sostanziale durante la
significante.
È probabile che le attinoliti possano
morfosi
a
talco,
un
avere un
contenuto variabile di
talvolta si
cummingtonite perchè
meta¬
può osservare un' incipiente
che generalmente non si riscontra
processo
meta¬
per le
attinoliti pure.
III.
Ordinando i fenomeni
sione
cronologica,
si ha
Riepilogo
petrogenetici più probabili
nella loro
succes¬
:
1. Il magma websteritico
La fase residuale
liquida ortaugitica
delle
ultrabasiche
più
potenti, parzialmente cristalline, venne schiacciata lateralmente, con
poca olivina, dalle forze orogenetiche. Mossa lungo discontinuità con
pareti ricche di Ca, subì una variazione del suo chimismo con una cessione
di fm
un'assimilazione di e,
e
masse
avvicinandosi in diverso
grado al tipo
massa principale abbia pure
passando dal tipo harzburgitico al
websteritico. Non è da escludere che la
subito
tipo
2.
un
lieve arricchimento di Ca
lherzolitico.
La cristallizzazione
La frazione
liquida
arrivata in ambiente
magmatica
di magma di chimismo secondario
mesotermale,
aggregato di clinoaugite diopsidica
e di ortaugite.
3.
La fase
idromagmatica
e
con
una
4.
possono
più
La dislocazione
Le
essere
origine a un
piccola quantità di olivina
l'autometamorfosi
La metamorfosi di dislocazione è
esse non
websteritico,
cristallizzò dando
si
generalmente
riconosciute
con
così avanzata che
esattezza.
postmagmatica
augititi hanno subito l'effetto
risparmiate che nelle piccole
restarono
dinamica. Le dislocazioni
e
i
delle
pressioni tangenziali e non
pochi dm, di forma
lenticelle di
rimpastamenti
sono
di poca entità.
Genesi
5.
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
La metamorfosi di dislocazione
Per diminuita
nica,
le
talco
e
temperatura
e
ultrabasiche
411
postmagmatica
ambientale
e
sotto la sollecitazione tetto¬
poche olivine si trasformarono in serpentino, la poca ortaugite in
la clinoaugite in attinolite formando così l'aggregato finale di uno
scisto attinolitico.
L'attinolite, non perfettamente stabile, per la continua
diminuzione della temperatura ambientale, iniziò un'ulteriore metamor¬
fosi in
talco, che rimase però solo nella
legata
alla
sua
fase
incipiente, probabilmente
componente cummingtonitica.
C. NEFRITI ANTOFILLITICHE E ORNEBLENDITI
a) NEFRITI ANTOFILLITICHE
I. Il magma
ortaugitico
e
Le nefriti antofillitiche formano in
la roccia
un
primaria
aggregato
continuo l'involucro
della lente di olivinite
harzburgitica di Alpe Alai (pag. 324) e
l'involucro esterno e gli apici della piccola lente di ugual roccia di A. Aspra
(pag. 344) : risultano così legate alle solo oliviniti harzburgitiche incluse
nei gneis biotitici picchettati a differenza delle nefriti attinolitiche legate
alle ultrabasiti incluse nelle rocce calcesilicatiche e nei marmi fìogopitici.
Si impone subito la discussione, se le nefriti antofillitiche rappresen¬
tino un differenziato in situ del magma peridotitico o un differenziato
esterno
metamorfico.
Il chimismo
gramma della
(analisi 12,
figura
59
dello scisto attinolitico
Possiede
ad
acquistare
un
si
una
non
pag.
326) sarebbe ortaugitico,
si innesta
composizione più gabbroidica,
con una
dell'olivinite
litici, otterremmo,
stallina in
ora
in
prevalenza
ma
nel dia¬
il chimismo
(6), nell'andamento della differenziazione.
in modo
palese
che nel calcolo cata-
presenza sensibilissima di onfacite. La stessa
situazione chimica la otterremmo,
Se dovessimo
come
troppo elevato. Ma d'altra parte tende
normale si manifesta
augitica
normalmente,
se
pensassimo
solo alla
harzburgitica.
rifare il ragionamento esposto
gli
magmatica semicristallina,
una massa
di olivina
per
e una
fase
liquida
in
componente
scisti attinouna
prevalenza
fase cri¬
di ortau¬
gite che, sottoposta alle pressioni orogenetiche, ha sicuramente potuto
migrare sia alla periferia, sia nelle discontinuità che si sono potute for¬
mare. Si potrebbe così ottenere la distribuzione anormale e irregolare di
una
fase
di fm
ortaugitica. In contatto
(gabbroidica ad Alpe Alai
con una
e
roccia sensibilmente
gneissica
ad
Alpe Aspra)
meno
ricca
è molto prò-
412
E. Dal Vesco
babile che nella tendenza di stabilire
di fm
tempo
un
lo
quali
squilibrio tra le due rocce è il
senso centrifugo determinando nel con¬
in
arricchimento relativo di si. Vedremo nella trattazione delle
confinanti
rocce
maggior equilibrio sostanziale,
un
elementi per i
(gli
parte
più accentuato) sia migrata
una
biotitici di A.
conferma
una
Aspra
a
pag.
dell'ipotesi fatta (soprattutto
la fase cristallina in
e
scisti
e
in
prevalenza
la cessione di
chimismo simile
una
quello
interrogativo se la fase liquida si sia cri¬
aggregato granoblastico di augite o in un aggregato
dell'analisi 12, si arriva al
un
liquida
prevalenza olivinica
parte di fm determinante secondariamente
stallizzata in
gli
359).
Accettando questa differenziazione tra la fase
augitica
per
un
a
nuovo
nematoblastico-fibrillare di antofillite.
Si è nuovamente davanti
fenomeni
potrebbero
potrebbe
antofillitica
un
problema molto difficile, perchè due
prodotto finale analogo : la nefrite
prodotto metamorfico mesotermale oppure
a
un
convergere in
essere un
un
cristallato derivato direttamente da
acqua,
vinite
analogamente
harzburgitica.
a
quanto
si
era
fase
una
liquida arricchitasi di
(fig. 35) nell'oli-
visto per le venule
Conviene ricordare alcune caratteristiche delle nefriti antofillitiche
che formano l'esile orlo, di
pochi cm, al margine dell'olivinite harzburgi¬
ortaugite sono relativamente rari nella nefrite
vera e propria (verso l'olivinite si fanno più abbondanti) ; i relitti stessi si
metamorfosano alla periferia e per segregazione interna in antofillite;
l'aggregato fibro-nematoblastico non rivela segni palesi di una struttura
preesistente; i nematoblasti di attinolite hanno leggero carattere porfiroblastico; infine talvolta gli interstizi intercristallini dell'antofillite sono
rimarginati da lamelle di antigorite, in cui si allungano più o meno idioformi (rispetto alle facce del prisma) i cristalli di antofillite.
Orbene, per quanto una fase liquida ortaugitica del chimismo del¬
l'analisi 12 avesse benissimo potuto dare origine a un aggregato di ortau¬
gite, onfacite e poca olivina (catanorma a pag. 326), si ha l'impressione
che l'aggregato primario non sia stato questo, che si abbia avuto una
tica
:
i relitti di olivina
cristallizzazione
magmatica.
e
di
dell'aggregato
I relitti di olivina
dei cristalleidi
già
potrebbero rappresentare
cristallizzazione
attinolite
esistenti
degli
e
nefritico
e
di
non
trascinati dalla fase
i relitti di
altri minerali
porfiroblastica,
direttamente dalla fase idro¬
ortaugite
antofillite
una
infine
nella
seguente successione:
serpentino e brucite.
Che la nefrite antofillitica abbia ancora
pressioni tangenziali,
ce
idromagmatica (oppure
iniziale). La
cristallizzazione
avvenne
e
sarebbero che i relitti
sopportato l'effetto delle
lo dimostrano i motivi fluidali
dell'aggregato
Genesi
fibrillare
e
metamorfosi delle
e
l'estinzione ondulosa del
rocce
basiche
e
ultrabasiche
413
serpentino. Inoltre le frange di antoe di ortaugite, perpendicolari al
fillite metamorfica dei relitti di olivina
relitto nella parte prossimale, vengono coinvolte nella parte distale nel¬
l'andamento talora turbolento del tessuto fondamentale.
Si vede così,
ognora di
e
più,
matico, gli scambi sostanziali
con
come
le
le fasi finali del processo mag¬
confinanti
rocce
dislocazione siano avvenuti intrecciandosi in
e
la metamorfosi di
complicato svolgimento
un
di fenomeni
petrogenetici e ciò ha sicuramente determinato la formazione
quel complesso intricato di aspetti fenomenologici così difficile da
interpretare.
Riassumendo possiamo arrivare alla seguente conclusione: la fase
liquida idromagmatica della massa peridotitica, sollecitata dalle pres¬
sioni orogenetiche, è stata schiacciata alla periferia e nelle discontinuità
della massa peridotitica di già cristallina; al margine sono intervenuti
scambi sostanziali con le rocce incassanti (più acide) e dalla fase idro¬
magmatica si è cristallizzata la massima parte della nefrite antofillitica.
di
IL L'autometamorfosi
La fase
idromagmatica
l'autometamorfosi
degli
aggregati
solo
tali
~
e
e
la metamorfosi di dislocazione
e
postmagmatica
la dislocazione hanno determinato assieme
la metamorfosi di dislocazione
inclusi cristallini di olivina
e
di
postmagmatica non
augite, ma bensì anche degli
olivinitici confinanti. Teoricamente le due reazioni fondamen¬
sono :
[Si04 j (Mg, Fe)2]
48 01
+H'°
>
-+5ì2-^
[SKVSi04|(Mg,Fe)2]
|[Si04-Si04|(Mg,Fe)2]
-g- [Si16 044
.+-±=s°->=!_-
Ortaug
migrazione
|- [si16044
gou
+H8°->
Le reazioni dimostrano
saria alcuna
Fe)14] 4£- Mg (OH), -| Fe304
+
+
30Anth+15Bru+-3Mt
7,
32
(Mg,
L
(Mg, Fe)J+TMg (0H);
J
/firn,
l
30Anth+2Bru
che, fatta astrazione dell'acqua,
sostanziale. Nella
si trasforma effettivamente secondo
massa
non
antofillitica
questa reazione,
è
neces¬
l'ortaugite
mentre nell'olivinite
harzburgitica si ha di solito una metamorfosi a talco, che determina
quell'aureola più chiara attorno alle venule antofillitiche (fig. 35) e alle
venule di asbesto (fig. 36). Ma qui ricadiamo nella serie dei processi già
descritti per l'olivinite harzburgitica (pag. 406).
Si è già detto che anche l'aggregato antofillitico ha subito gli effetti
della dislocazione, che si manifestano in una metamorfosi incipiente a
E. Dal Vesco
414
talco, soprattutto alle estremità fibrose del prisma, ma anche lungo le
sfaldature trasversali, secondo la seguente reazione teorica :
J50
30
[Si16044 (Mg,Fe)J
L
(OH),
-±5!°.
J
'
30Anth
^fsi4O10ÌMg3l+|Fe3O4
'
<±&?°>^
L
Anche in questo caso, l'unico apporto deve
I due
processi
dell'autometamorfosi
e
J
|
(OH),
28Tc + 2Mt
essere
quello dell'acqua.
della metamorfosi di dislocazione
cominciarono
quasi contemporaneamente,
sensibilmente più a lungo che il primo.
il secondo processo durò
ma
sviluppo dell'antopuò
aghiformi, ottimamente
prismi
idioformi secondo la zona del prisma, i componenti relittici primari, sì che
sorge naturale l'idea che l'olivina e l'augite siano susseguenti alla for¬
mazione deU'antonUite. A questa conclusione era arrivata L. Heznek
(1909) nello studio delle rocce analoghe di Loderio. Ma l'osservazione
personale di quelle sezioni sottili ha dimostrato che tale fenomeno si
verifica solo nel caso in cui una parte dell'aggregato primario è già meta¬
morfosata. La situazione resta dunque equivalente a quella delle nostre
rocce. Gli aggregati di olivina invece, che non hanno subito una trasfor¬
mazione metamorfica intensa, ne sono sempre esenti: è perciò escluso
che l'antofillite si sia cristallizzata prima dell'olivina o dell'augite. La
causa deve essere ricercata nell'instabilità del reticolo cristallino di questi
Un
fillite
:
accenno
essa
due minerali
fiUite
(i
particolare
necessita invece
ancora
talora attraversare in
catazonali;
la formazione interna di
con
diversi stadi dello
sviluppo
riordina secondo il motivo stabile alle
b)
Nell'ambito delle
assurgono in
rocce
lo
+
sono
ben
nuove
un
germe di anto¬
osservabili)
il reticolo si
condizioni fisiche ambientali.
I TALCOSCISTI
descritte nella parte
alla mole di
fisiografica, i talcoscisti
aggregato che meriti
limitano a piccole zone
luogo
l'appellativo di vero e proprio talcoscisto : essi si
pseudomorfe secondo le ortaugiti ed il minerale talco è da considerarsi in
generale come un componente secondario delle nefriti antofillitiche e dei
prodotti metamorfici delle oliviniti con o senza granato. Se si considera
l'analisi 33 (Tabella VI) nel diagramma di differenziazione, essa mostra
un contenuto di si anormale per un prodotto peridotitico (in modo ana¬
logo, ma più accentuato, che nella nefrite 12). Nel triangolo QLM (fig. 60)
cade nel campo delle nefriti e degli scisti antofulitici con mg e y analoghi
ai valori caratteristici per i chimismi peridotitici. Ne deriva la probabilità,
anche perchè spesso con il talco è frammista antofiUite (per esempio nelle
non
nessun
un
Genesi
ollari di
pietre
metamorfosi delle
e
basiche
rocce
e
415
ultrabasiche
Brione-Verzasca), che i talcoscisti possano essere i derivati
dislocazione, in condizioni meso-epitermali, delle
della metamorfosi di
nefriti antofillitiche. Ciò
buzione
subordinata nell'ambito
manifestano
nefriti
Osservazione
tati
l'inizio
sopraddetta
reazione
basiche
spiegherebbe
:
di
la loro
delle
questa
rocce
metamorfosi
mostra l'esistenza della
Nel
delle ricerche si
corso
quantità e la
peridotitiche.
Le
nostre
talcoscisto
a
possibilità
sono
loro distri¬
e
la
chimica.
studiate anche le
rocce
ultrabasiche della finestra tettonica di Brione-Verzasca. I risul¬
e
di un' altra
oggetto
saranno
LE ORKEBLENDITI
e)
Rimandiamo
la
discussione
anche
trattate
verranno
pubblicazione.
le
di
altre
pagina 444,
dove
orneblenditiche incluse
nelle
queste
rocce
rocce
a
oliviniti.
D. ECLOGITI E ANFIBOLITI
Il gruppo D
alle anfiboliti
tipi
6
e
(pag. 380), che abbraccia tutte le rocce dalle eclogiti fino
plagioclasiche, possiede un chimismo basico che varia tra i
7 di P. Niggli
ditico fino
(1930),
dioritico. Le analisi delle nostre
tivamente basso.
(P.
Niggli
1930)
dioritico fino
a
L'analisi
già
accennato in
dolomitico
con
variazione.
Ora,
e
il
di un'anfibolite della
si accosta addirittura al
dioritico,
E la discussione
si è
13
tra il tipo gabbroidico-orneblentipo alcali-gabbroidico fino a gabbrorocce presentano però sempre un si rela¬
ovvero
gabbroidico normale
a
una
ma
con
un
si di
tipo
nuovo
zona
di Castione
8 di chimismo
gabbro-
troppo basso.
più complessa che dobbiamo affrontare perchè, come
precedenza, esistono sedimenti di carattere marnosocomposizione chimica che cade in questo campo di
sia le
rocce
magmatiche
con
tale
chimismo, sia le
rocce
sedimentarie di carattere marnoso-dolomitico, attraverso i diversi stadi
della
metamorfosi, possono
dotto finale
loghi.
R.
con
Forster, sulla
teoricamente convergere in
fenomenologici
caratteri
uno
e
stesso pro¬
tessiturali
scorta della letteratura che si occupa di
rocce, ha cercato di stabilire
distinguere
strutturali
le anfiboliti di
se
esistono criteri tali che
orto da
di
ana¬
queste
permettano
di
para. Il risul¬
quelle
origine
interpretano strutture e tessiture
identiche, gli uni come tipiche per la natura orto, gli altri come tipiche
per la natura para, e strutture e tessiture divergenti come tipiche per
l'una o per l'altra natura. Da questo raffronto deriva che in molti casi
non esistono criteri ben definiti per arrivare a un giudizio definitivo e
tato è tutt'altro che chiaro
origine
:
spesso autori
E. Dal Vesco
416
sarà la
vasta
somma
che
ci
di tutte le osservazioni che si possono fare in
più probabile.
soluzione
alla
avvicinerà
una zona
più
Nonostante
la
duplice possibilità genetica per le rocce basiche, pure, se esse sono stret¬
tamente legate alle rocce ultrabasiche, tutti gli autori sono concordi
nell'accettare la loro consanguineità con quest'ultime, dunque la loro
origine magmatica.
Vogliamo perciò trattare dapprima le basiti legate intimamente
con le ultrabasiti per poi avere una base di confronto nella discussione
dei casi isolati, per i quali rinasce la possibilità di un' origine sedimen¬
taria; non solo, ma vogliamo scindere il problema, troppo complesso
per essere trattato globalmente, in diversi problemi parziali nella succes¬
sione che si profilerà nella trattazione delle eclogiti di Alpe Arrami.
a)
LE ECLOGITI DI ALPE ARRAMI
„gabbroidico"
I. H magma
Un
problema
non meno
discusso è
e
la roccia
l'origine
primaria
delle
eclogiti (per eclogiti
intendiamo sempre la roccia definita da Hauy) che, secondo certi autori,
rappresentano una facies cristallizzata direttamente dal magma, mentre
secondo altri,
di
un
Indizi
forniti da
Alpe
un
prodotto
metamorfico catazonale di
un
gabbro
oppure
basalto.
importanti
quelle che
Arrami
sul processo
genetico
formano l'involucro
(soprattutto
se
si tien
delle
eclogiti possono essere
incompleto delle oliviniti di
presente che nell'olivinite solo
i mine¬
rali
catazonali, derivati dalla cristallizzazione magmatica, hanno subito
una
cataclasi orientata determinata dalle
pressioni tangenziali). Secondo
aspetterebbe, in condizioni catazonali di
gabbro contenente olivina (si confronti la
catanorma a pag. 290) mentre nella roccia trovata si hanno, quali com¬
ponenti principali, onfacite e granato, due minerali aventi la compo¬
gabbroidico
temperatura e di pressione,
ci si
il chimismo
sizione chimica
seguente
un
:
onfacite
=
Omph
=
granato
=
Gra
=
48,7 Jd
8,5 Ortaug
42,8 Di
+
51,0 Pyp
+ 32,3 Alm + 16,7 And
+
contiene circa per metà molecole di
giadeite, tipica per le
L'augite
eclogiti, ed il granato è ricco di piropo e di almandino e, confrontato
con i diagrammi di H. Wang (fig. 65), cade nel campo spettante ai granati
di
questa
soli
roccia. I due minerali esistono solo
l'aggregato
di
composizione
chimica
secondo la definizione di P. Eskola
se
associati
e
costituenti da
gabbroidica, rappresentando così,
(1939),
una
facies caratteristica
e
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
417
ultrabasiche
-,t.o
i
\
\
Onfaciti
\
Fig.
65.
Diagramma mg—c/fon per il
e 9. I campi
,'",
-9
confronto dei minerali delle
eclogiti
calcolati
in bianco danno la variazione
più ampia del
chimismo dell'onfacite, del granato e delle rocce madri eclogitiche. I campi punteg¬
giati, le zone di massima frequenza di detti chimismi (secondo H. S. Wang).
Le crocette rappresentano analisi di tipici granati di eclogiti (secondo H. M. E.
in base alle analisi 7, 8
Schubmann)
mostrano che il
e
granato catanormale, calcolato
9, di anfibolite plagioclasica cade
ancora
nel campo dei
critica, che possiede la massima densità che
in base all'analisi
granati tipici
un
per le
eclogiti.
sistema di chimismo
gabbroidico possa assumere (eclogite: 3,35—3,6; gabbri 2,9—3,1). Le
leggi chimico-fisiche ci insegnano che in condizioni di alta pressione solo
le fasi di minore volume, ovvero di maggiore densità, possono essere in
equilibrio. Inversamente,
massima densità che
deve la
sua
origine
posto queste
esse
rocce con
fattore
più importante
esse
possano
pressione
un
deve
significa
alta, anzi della
che la
paragenesi
pressione. U. Gexibbnmann (1910) aveva
le metamorfiche
ancora
sistema di fasi di
possano assumere,
ambiente di
genesi
che
abbiamo
ad un' alta
in
un
se
catazonali, caratterizzate da
temperatura elevata,
essere
la
pressione,
ma
una
evidentemente il
di modo che
non
è escluso
formarsi in condizioni termali mesozonali,
se
la
resta sufficientemente alta.
fisiografia risulta che i due minerali citati (assieme alla cianite),
evidentemente non più in equilibrio, vengono successivamente sostituiti
Dalla
da
nuove
fasi che per ricristallizzazione conducono ad orneblenda
e
a
418
E. Dal Vesco
plagioclasio,
di carattere mesozonale
inferiore. Tutti gli
minerali,
ultimi
cataclastici,
aventi
e
una
densità nettamente
stadi, che conducono dall'onfacite e dal granato a questi
caratterizzati dall'assenza quasi assoluta di segni
sono
mentre i
componenti eclogitici sono sempre attraversati da
parallele alla scistosità. L'orien¬
tazione della cataclasi esclude a priori che essa possa essere stata originata
dall'aumento di volume subito dai prodotti neocristallizzati; ciò è soprat¬
tutto evidente per il granato che non possiede alcuna direzione dell'edi¬
ficio cristallino predestinata alla sfaldatura. Possiamo in questo modo
formulare una prima conclusione per le basiti di Alpe Arrami: tra la
fitta schiera di fessure che decorrono
una
facies
eclogitica
origine
che il
esogena
la facies anfibolitica esiste
e
carattere orientato
con
e
fase cataclastica di
una
in secondo
luogo
resta accertato
della metamorfosi
va dall'eclogite all'anfibolite e non vice¬
perchè evidentemente non è possibile che la neostruttura sia cata¬
clastica quando la paleostruttura ne è rimasta immune. Questa con¬
clusione è in assoluta armonia con quella di molti autori che si sono occu¬
pati di questo problema e tra i principali citiamo P. Eskola, L. Hezner
senso
versa,
(1903), W. Hammer, F. Kuemel. Solo H. Backlttstd si discosta da questa
interpretazione e, in base alle osservazioni fatte nella Groenlandia Orientale
e nella Penisola Scandinava, ritiene che il processo parta da un basalto e
attraverso i diversi stadi intermedi
che,
rappresentati successivamente
granatifere, si giunga all'eclogite.
Dal punto di vista fisico-chimico il processo è senz'altro possibile, ma
certamente l'autore non può generalizzare il processo, perchè tutte le
osservazioni nelle Alpi e anche in Scandinavia (Eskola) lasciano ricono¬
da scisti verdi, anfiboliti
scere
e
anfiboliti
il processo contrario.
Ritornando al nostro caso, possiamo affermare che la facies
più antica
quella eclogitica, ma con questa
affermazione sorgono altri problemi. Essa potrebbe essere a sua volta un
prodotto metamorfico e se non lo fosse, il magma potrebbe già essere in
parte cristallino, e non completamente liquido.
accessibile alla nostra osservazione è
Per l'ohvinite
avevamo
visto che la solidificazione del magma deve
essersi effettuata in condizioni di
mente orientata
dell'eclogite
zazione abbia avuto
babilità
magma
gitica,
luogo
in condizioni
analoghe
che, nell'intervallo-di tempo interposto
gabbroidico
in
una
regione delle radici,
di
struttura
la
sua
parzial¬
cristalliz¬
pressione.
La pro¬
tra la solidificazione del
facies che
la solidificazione del magma
avvenute sotto l'influsso
nella
pressione orientata : la
ora probabile che
rende
supponiamo diversa da quella eclo¬
peridotitico e la cataclasi, tutte e tre
della medesima pressione orientata (ma che
illustra la figura 64, si avvicina ad una
come
Genesi
metamorfosi delle
e
basiche
rocce
419
ultrabasiche
e
pressione idrostatica), abbia potuto aver luogo una metamorfosi della
facies primaria con formazione totale dell'eclogite è molto piccola se non
nulla. Di modo che la spiegazione più logica ci sembra quella di una
solidificazione diretta dal magma. U. Gbttbenmanh (1910) considera le
eclogiti
come
Kxjemel
metamorfiche
rocce
S. Franchi,
e
D'altra
come
rocce
catazonali,
ce
cristallino, di modo che per la
e
ne
delle
genesi
possibilità genetica:
linea di conto un'altra
che
Goldschmidt ammet¬
sia
una
eclogiti
una
eclogitica fosse già cristallina nel magma intruso,
quanto abbiamo visto per il magma peridotitico.
Che questa possibilità entri seriamente in linea
strano taluni inclusi nei
Eskola, F.
P.
derivate direttamente dal magma.
parte Feemoe, Eskola (1936, 1939)
tono che sotto la crosta sialica della Terra
stato
mentre
eclogitica
allo
entrerebbe in
parte della
in modo
di conto
massa
analogo
ce
lo dimo¬
basalti, descritti da Ph. Eknst, che risultano
aggregati di olivina, pirosseno, anche di granato-piropo
onfacite diopsidica. Composizioni mineralogiche che corrispondono
quelle dei nostri aggregati.
costituiti di
Sarebbe
neghino
meno
una
ora
fase
molto interessante trovare elementi che testimonino
già
pipediformi
granatite nell'eclogite di
fera di A. Confiente
sono
piuttosto
cristallina nel magma intruso. Avantutto
un
e
a
o
feno¬
rappresentano gli inclusi qualche volta quasi parallele-
molto strano
di
a
: non
Arrami
e
si tratta di cataclasti nel
concentrazioni di
nell'anfibolite
vero senso
granatiparola,
della
granato passanti rapidamente alla
massa
fondamentale pure ricca di granato. Ad Arrami si hanno inoltre striature e
screziature talvolta turbolenti di granato in un aggregato di onfacite o vice¬
un diverso comportamento dei due componenti tipici
dell'eclogite (per es. uno allo stato cristallino e l'altro allo stato liquido).
Infine i granati stessi (fig. 28) danno più l'impressione di essere granoidi
relittici di risorbimento che non granoblasti limitati nella crescita : i pochi
grani completamente inclusi nell'onfacite, che altrettanto dovrebbero
essere stati impediti nella crescita, mostrano invece una manifesta ten¬
versa, che dimostrano
denza all'idiomorfia.
quel quadro strutturale normale per un
granato tende in altro modo, poiciloaggregato
È
forse
blastico, all'idiomorfia.
appunto a causa di quest'abito strutturale
anormale che l'eclogite non ha ancora trovato una soluzione genetica
Oltre
tutto
a
ciò,
non
si ha
metamorfico dove il
soddisfacente. Solo
cite
(quella
che
con
l'ammissione che il granato
avvolge
allo stato cristallino in
tutt'ora i
una massa
graneidi
di
di Arrami
e
parte dell'onfa-
fossero
già presenti
spianare la via all'inter¬
degli altri giacimenti.
granato)
fusa, si arriva
pretazione dei dati fenomenologici
e una
a
420
E. Dal Vesco
Abbiamo provato ad
cristallizzazione
non
interpretare
i dati
magmatica in situ, ma il
completo e spesso
soddisfa in modo
fisiografici in base a una
quadro generale che si ottiene
si arriva a spiegazioni forzate
che finiscono in vicoli ciechi.
aggregazione del magma intruso,
troviamo, avantutto, un'ottima conferma dell'ipotesi che la parte pro¬
fonda della regione subcrustale di chimismo gabbroidico sia in una fase
più o meno avanzata di cristallizzazione eclogitica. Per sprofondamento,
a causa dell'evolversi della geosinclinale, in zone di temperatura più alta,
dopo, per diminuzione delle pressioni idrostatiche vigenti, la zona più o
meno cristallina ed eclogitica subì una riattivazione che nel nostro caso
diede origine a un magma parzialmente cristallino con granato e forse
con una piccola parte di onfacite.
Per la diminuzione della pressione e sotto l'impulso delle pressioni
orogenetiche, il magma, parzialmente cristallino, intruse nelle discon¬
tinuità, tra gli strati e i ricoprimenti. Arrivato nella zona mesotermale, i
granoidi esistenti di granato subirono un ordinamento più o meno severo
nel campo anisotropo delle pressioni e il residuo liquido si consolidò per
piezocristallizzazione dando origine all'onfacite. Il rutilo e l'ilmenite
erano già presenti nel magma perchè intracristallino nel granato: se tale
nell'onfacite, questa, nell'aureola attorno ai minerali metallici, è più bruSe ammettiamo questo stato di
niccia
e
passa ad orneblenda.
più bassa di quella del granato, ha
pressione idrostatica inferiore a quella neces¬
saria per la cristallizzazione del granato. Se volessimo capire altrimenti
la formazione del granato nei diversi giacimenti studiati, dovremmo
richiedere massimi di pressione idrostatica sempre nei momenti di con¬
solidazione dei magmi: sarebbe richiedere un andamento troppo confor¬
mista delle pressioni, che più a nord, nell'ambito dei ricoprimenti, non
poterono nemmeno più agire in senso idrostatico (fig. 64). Nella zona di
radice la pressione con effetto quasi idrostatico ha permesso la cristalliz¬
zazione finale ancora nella facies eclogitica.
L'onfacite,
con
la
sicuramente richiesto
sua
densità
una
Particolare attenzione merita inoltre la cianite considerata
normale
dell'eclogite. È
componente
fica, siccome altrove si
vicinanze
con
termali
o
di
magmatica
un
nuovo
(sillimanite, vesuvianite), che la
momento in cui le condizioni
ritornate tali
non
:
come un
ciò
signi¬
cianite si è
ancora
meso¬
il raffreddamento della
massa
erano
dopo
Indipendentemente dal momento
rappresenta a rigore un componente
lherzolitica.
zazione, la cianite
minerale mesozonale
trovano anche minerali catazonali nelle immediate
le ultrabasiti
cristallizzata in
un
di cristalliz¬
normale per
Genesi
roccia
una
e
metamorfosi delle
magmatica:
basiche
rocce
e
ultrabasiche
421
però si pensa che durante l'ascesa del magma,
pressione, una parte del granato si è ancora
arricchimento di Si e di Al nella fase liquida è
se
per effetto della diminuita
fusa, si capisce
possibile.
Infatti,
(la
considerata),
un
una composizione chimica calcolata in base
liquida della composizione dell'onfacite non viene
granato darebbe:
si ammette
se
all'analisi 7
che
il
fase
100 Gra
>
29,2 Ortaug+25,0 Di+31,2 Cia (SU)+ 8,3 Sp + 6,3 Mt
La fase
liquida onfacitica può arricchirsi in questo modo di diopside,
ortaugite di magnetite ; le augiti possono senz'altro entrare nel reti¬
colo dell'onfacite mentre il silicato di Al, che non può entrare nell'edificio
onfacitico, si cristallizza appunto in forma di cianite (cfr. C. E. Tilley).
di
e
Che le onfaciti abbiano normalmente
che di
cianite
giadeite
un
contenuto
appare nel lavoro di P. Niggli
quella
superiore
(1946).
di
augite
Il confronto tra la
che teoricamente si dovrebbe ottenere
potrebbe
liquefazione del granato e così permettere un
calcolo modale dell'eclogite sulla scorta della base chimica.
È un' ipotesi, è vero, ma varrebbe la pena di esaminare statistica¬
mente il problema perchè nel nostro caso dà una spiegazione alla presenza
della cianite e alla forma cristalloidica dei granati.
L'onfacite mostra inoltre la caratteristica contraria delle ortaugiti
per esempio di A. Alai : l'onfacite contiene molecole di ortaugite e l'ortaugite molecole di giadeite, rendendo probabile una serie continua di miscibilità. Inoltre, la cianite dovrebbe teoricamente, se l'ipotesi è corretta,
dare
presente
una
e
misura della
arricchirsi attorno al granato
:
ad Arrami
dimenticare i movimenti della fase
per le
di
eclogiti
granato.
Per
Valleggia,
liquida.
è il caso,
ma non
Invece R. Forster
che spesso nella cianite
sono
si devono
descrive,
contenuti cristalli
E ciò rassoda la nostra tesi.
quanto esuli dalla
nostra
trattazione, dobbiamo
ancora
fare
un
problema delle giadeiti (commentato in senso critico da
Burri e P. Niggli), che non trova una spiegazione soddisfacente.
La composizione chimica corrisponde a un'onfacite con un certo
accenno
C.
di
non
al
tenore di molecole di
ortaugite : si tratta in pratica del chimismo dell'eclo¬
parte spettante al granato. Ora, seguendo il nostro
ordine di idee, si potrebbe benissimo pensare che nel magma semicristallino
,,eclogitico" la parte fusa sia stata schiacciata perifericamente (in parte
nel serpentino) per cristallizzarsi in forma di ,,giadeitite". In realtà
questa giadeite ha un chimismo intermedio tra la giadeite e il diopside,
con molecole di ortaugite, proprio come l'onfacite delle nostre rocce. Se
gite
da cui si sottrae la
E. Dal Vesco
422
gli screzi onfacitici, invece di trovarsi nell'eclogite,
serpentino, avremmo ,,giadeititi" analoghe.
II. L'azione
della
postcristallina
pressione
fossero
migrati
nel
orientata
L'aggregato cristallino granato-onfacite-cianite, della critica facies
eclogitica, subì come l'aggregato dell'olivinite e dell'olivinite granatifera
una cataclasi orientata e parallela alla stratificazione. I minerali catamesozonali, sollecitati dalla pressione orientata (ma che ad A. Arrami ha
solo una piccola componente nella direzione degli strati), subirono una
metamorfosi di dislocazione
postmagmatica.
DI. La metamorfosi di dislocazione
Dalla
risulta in modo
fisiografia
palese
postmagmatica
che la facies
eclogitica
tende
alla facies anfibolitica attraverso i diversi stadi elencati brevemente
pagina
295
:
l'onfacite
a
granato, i minerali critici della facies eclogitica,
e plagioclasio. Interessante diventa ora
tratti essenziali, il processo chimico per esempio
il
e
si trasformano in orneblenda
seguire,
almeno nei suoi
Seguiamo il metodo normale proposto
P. Niggli (1947), basato sugli equivalenti atomici.
R. Forster aveva provato a formulare i processi della metamorfosi
sulla scorta dell'analisi 7
da
in reazioni
posizione
fluo
chimiche,
ma
chimica del
questo
a
si
pag. 289.
era
granato
basato soltanto sui valori teorici della
e
tentativo che
nuovo
com¬
dell'onfacite. Non ci sembra
cerca
di avvicinarsi
perciò super¬
maggiormente alla
fenomenologica osservata.
L'eclogite possiede la seguente composizione mineralogica:
situazione
Omph 50,5 (24,6
Gra
Cia
La
+
12,0 Alm
1,2
Mt
0,7
Cp
Q
seguente
reazione
50,5 Omph
Appena
cristallina di
osserva
4,8
1,7
(cfr. pag. 290) sarebbe
in giadeite e diopside
manifestazione della metamorfosi
rappresentata dalla segregazione dell'onfacite
secondo la
Ortaug)
6,2 Andr)
+
(Sili) 3,9
Ru
prima
Jd + 21,6 Di + 4,3
37,2 (19,1 Pyp
nella
->
:
24,6 Jd
+
ricristallizzazione
augiti (alla
la formazione di
(21,6
di
cui formazione
Di + 4,3
questa
non
plagioclasio (An 27)
e
Ortaug).
massa
partecipa
quasi cripto¬
granato), si
il
di orneblenda.
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
ultrabasiche
e
Il processo può essere espresso colla reazione che
segue
considerano più separatamente Mg e Fé) :
24,6 Jd+(21,6Di + 4,3 Ortaug)
+Hs0
dove Ho
=
il>'
[si12>4 A136044
L
(OH),
(dove
non
si
22,3Ho+ 10,3 Plag (2,8 An=27% An)
>
+
—-
423
(10,9 Si+ 3,3 Ca + 3,7 Na)
(Fé, M\5 1 Ca2^aul (cfr.
(Fé, Mg)'10;7J
in soluzione
290)
pag.
Se si pensa in questo modo tutta l'onfacite trasformata in un aggre¬
gato simplectitico di plagioclasio e di orneblenda (per quanto in realtà la
reazione avvenga
in
con una
partecipazione
seguito,
essenziale),
origine alle seguenti reazioni
si ottiene
non
Con il granato
con
il
un
del
granato,
resto che
granato,
e con
si vedrà
e
che dà
il rutilo
:
:
>
30,8 Ho+ 17,0 Plag (5,0 An
>
Con il rutilo
come
ma,
in soluzione
la cianite
con
37,2 Gra+(7,4 Si+ 0,7 Ca + 3,7 Na) soluzione
Con la cianite
va
=
29,5% An)
+
1,2 Fe-(OH)2
:
3,9 Cia+ (1,3 Si+ 1,3 Ca) soluzione
>
6,5 An
1,1 Ru + (1,1 Si+1,1 Ca) soluzione
>
3,3 Tit
:
Riassumendo le reazioni si ottiene
:
50,5 Omph + 37,2 Gra + 3,9 Cia+1,1 Ru
(+Ha0)->
>
Ne risulta
un
53,1 Ho+ 27,3 Plag+ 6,5 An + 3,3 Tit
piccolo residuo di 1,1 Si, 1,2 Fé
e
0,2 Ca che può
senz'altro entrare nell'edificio cristallino dell'orneblenda.
Anche nello studio
microscopico
risulta
del granato, la cui metamorfosi determina
una
reazione
appunto
del
e
plagioclasio che nelle reazioni esposte possiede
un margine di 29,5% An.
un
perchè
tanto
l'onfacite, quanto il granato
solo formule calcolate
poi perchè
un'
non
si
e
sa se
non
e
poco tardiva
nucleo di
È naturale che le reazioni scritte abbiano soltanto
matico
un
la struttura inversa
27%
An
carattere sche¬
l'orneblenda hanno
derivate dalle analisi dei
singoli
minerali
e
l'orneblenda mantenga durante tutto il processo
uguale composizione (è
poco
probabile,
per
quanto nulla si possa
riguardo ai caratteri ottici). Pertanto le reazioni scritte dimostrano
può effettivamente passare dall'eclogite all'anfibolite senza un
sensibile apporto sostanziale dall'esterno (se si fa astrazione dell'acqua)
ciò in ottima corrispondenza con la conclusione a cui è arrivata
e
Y. Beière sulla scorta di rocce analoghe in Francia.
Ci resterebbero ancora da discutere alcuni dettagli delle strutture
anfibolitiche terminali, così ad esempio la metamorfosi del granato a un
notare
che si
E. Dal Vesoo
424
aggregato poiciloblastico di epidoto, clinozoisite e bytownite; la meta¬
morfosi della cianite a spinello e corindone, e la conservazione del granato
e
del rutilo.
Il
ma
in
granato :
apporto di Ca
seguente
48 Gra
(
=
se
e
di Na accanto
il residuo
a
reazione :
Alm + 8
24Pyp+16
Andr)
Questo aggregato forma
perciò
+
Ep +
16
>
—
deve
granato della composizione considerata
può subire (per effetto di un
una migrazione verso l'interno di Al) la
si suppone il
quantità superiore,
una
in
(4
generale
considerare soltanto
un
Na)
Plag (75% An)
Al + 6 Ca+1
8 Zo + 20
>
+
(6 Fé+
9
solo il centro delle chelifiti
Mg)
e
si
decimo circa della reazione appena
l'esiguità dell'apporto sostanziale e così la possibilità
del suo svolgimento. Ma se anche questo apporto dovesse mancare, rimar¬
rebbe un residuo relittico più o meno grande nell'aggregato finale e con¬
ferirebbe un carattere granatifero all'anfibolite plagioclasica.
La cianite: La reazione scritta dà quell'anortite che forma l'invo¬
lucro esterno della cianite (pag. 292); all'interno si erano osservati un
nucleo di corindone e una prima aureola interna e adiacente a quella anortitica, risultante di spinello : con un eccesso di cianite rispetto a quella
considerata nella discussione del chimismo, si potrebbe ottenere :
scritta:
ne
risulta
>
10 An + 4 C
C+l (Mg, Fé) O
>
3
2 C
>
2 C
12 Cia + 2 CaO
2
Sp (
=
Hz)
questo caso, il grado e il tipo della metamorfosi dipendono
primo luogo dalla disponibilità degli elementi residuali derivanti dalla
metamorfosi dell'onfacite. Una prevalenza di Ee(OH)a nei residui
potrebbe per esempio reagire con la cianite e dare origine a staurolite
Anche in
in
secondo la reazione:
6 Cia + 1
La staurolite
non
Fe(OH)2
venne
>
7 Staur
osservata nelle nostre rocce,
da R. Forster per le anfiboliti macchiettate della
Le macchioline risultano in
staurolite
e
l'autore è riuscito
a
zona
ma
descritta
di Locamo.
prevalenza di anortite spesso contenente
individuare che il minerale primario è la
cianite.
Il rutilo: spesso,
orlo di titanite.
residui
della
È
o
una
non
metamorfosato,
possiede solo un sottile
dell'importanza che hanno i
dell'onfacite; qualche volta nel medesimo
è
terza dimostrazione
metamorfosi
o
Genesi
Fig.
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
425
66. Parte del
dei
aggregato
strano
triangolo QLM con gli elementi per la discussione dei chimismi
componenti delle eclogiti e delle anflboliti (cfr. testo e fig. 67)
sono
quanto
presenti
chicchi intatti
sia stata bassa la
e
altri
possibilità
Le reazioni elencate offrono solo
una
di
metamorfosati,
che dimo¬
migrazione degli elementi.
globale sui processi
visione
chimici, perchè la metamorfosi eclogite -» anfìbolite subì sensibili varia¬
zioni in dipendenza della disponibilità sostanziale anche nell'ambito di
ristrettissime
Ora,
zone.
ragionando su una uguale composizione chimica dele del granato (in base all'analisi 7), l'eclogite
potrebbe conte¬
nere una quantità maggiore di granato pur restando nel
campo delle
rocce gabbroidiche (nella figura 66 il punto proiezione può spostarsi fino
al confine del campo gabbroidico) : la metamorfosi non sarebbe allora
più in grado di trasformare il granato in orneblenda e plagioclasio e il
prodotto finale sarebbe un'anfibolite granatifera. A proposito possiamo
aggiungere le seguenti osservazioni :
1.
La composizione mineralogica, al termine di queste reazioni,
sarebbe dunque orneblenda verde, plagioclasio con una costituzione
chimica dell'oligoclasio e granato relittico, corrispondendo egregiamente
sempre
l'onfacite
al risultato
di
un' analisi
integrativa di un'anfibolite granatifera del
con porfiroblasti di
granato: la massa
fondamentale omogenea con caratteri locali ancora simplectitici e la cata¬
clasi dei relitti di granato dimostrano come la roccia sia realmente il pro¬
dotto metamorfico di un'eclogite.
margine superiore
di grana fina
426
E. Dal Vesco
clasio
granato che
più in grado di trasformarsi, secondo il processo normale, in plagio¬
ed orneblenda. Già durante l'osservazione microscopica avevamo
visto
come
2. La metamorfosi conduce ad
è
non
nenti
un
le chelifiti possono subire
mineralogici
aggregato
una
contenente
ricristallizzazione dei compo¬
comune, senza che il
in conformità all'ordinamento
granato continui a trasformarsi. D'altronde resta anche spiegabile
perchè in un aggregato molto povero di onfacite il granato mostri un
sottilissimo orlo chelifitico, costituito in prevalenza di orneblenda e nel
caso
estremo in cui la roccia è formata solo di
granato,
non
si verifichi
alcun segno di metamorfosi.
3. Una conseguenza
logica
finale della metamorfosi (nel
di
caso
queste considerazioni è che il prodotto
delle rocce di Arrami) dipende dalla
dell'eclogite. Con una composizione
componenti analoga a quella della roccia studiata, si possono
distinguere i seguenti casi :
L'onfacite forma più di 3/5 della roccia, può risultare un'anfibolite
normale; l'onfacite raggiunge quasi i 3/5, nell'anfibolite finale devono
essere isole chelifitiche in cui il plagioclasio diventa sempre più anortitico
verso il centro dell'achirosoma con struttura zonare inversa dei singoli
individui; l'aggregato diventa più ricco di granato, si genera dapprima
un'anfibolite granatifera, che può conservarsi più a lungo, per poi
passare ad un'anfibolite epidositica.
4. Che in generale anche il granato contribuisca con una migrazione
centrifuga degli elementi alla formazione dell'aggregato di plagioclasio e
composizione mineralogica
iniziale
chimica dei
orneblenda vien dimostrato da
un
successivo arricchimento della
ponente anortitica degli individui feldispatici (struttura
Di solito il minerale che inizia
e
il
granato
resta
piuttosto
presente
di titanite, mentre
bolite,
esso
inversa).
subisce la metamorfosi totale è l'onfacite
e
inerte.
5. I resti molecolari che
nei sistemi
zonare
com¬
migrano
sono
poveri di
si
e e
per cui il rutilo
generalmente privo di un orlo
negli aggregati completamente trasformati in anfi-
con
granato
relittico è
è metamorfosato in titanite.
6. Siccome i risultati ottenuti dalle reazioni
i caratteri
corrispondono così bene
processi devono
fenomenologici,
svolgersi effettivamente in questo modo.
7. Evidentemente un apporto di sodio dall'esterno faciliterebbe la
metamorfosi completa dell'eclogite in anfibolite, nel caso in cui l'onfacite
primaria non dovesse bastare a coprire il fabbisogno di alcali per la for¬
mazione dell'orneblenda e del plagioclasio.
con
si deve ammettere che i
8. I fenomeni riscontrati nel
caso
di Arrami mostrano caratteri gene-
Genesi
rali
a
tutte le
metamorfosi delle
e
rocce
rocce
basiche
simili, studiate finora, ed
e
ultrabasiche
in modo
427
particolare
a
quelle
descritte da L. Hezneb (1903) per l'Oetztal. L'autrice arriva infatti
conclusioni
analoghe: la simplectite
pseudomorfosi dell'onfacite, mentre
una
reazione sinantetica del
granato
Abbiamo discusso finora le
gato variabile di onfacite
dei due
e
deve
essere
la chelifite deve la
con
la
possibilità
di granato, dove
componenti principali dell'eclogite
roccia, anche
granato
sua
come
origine
ad
di metamorfosi di
però
la
un
aggre¬
composizione chimica
resti costante
e
costante resti
triangolo QLM (fìg. 66)
orneblenda possono variare da roccia
e
a
una
simplectite.
pure il chimismo dell'orneblenda risultante. Ma nel
appare che onfacite,
considerata
a
poca distanza. Le composizioni chimiche dei tre minerali
state calcolate analogamente a quanto si è fatto per l'analisi 7. Nel
sono
a
triangolo QLM
vano
nel
morfosi
risultano altre relazioni
segmento F-Ho9
chemografiche:
di modo che
aggregato di orneblenda
esse
le onfaciti si tro¬
possono passare per meta¬
di
plagioclasio senza una parte¬
cipazione del granato. Per la roccia 9, ora presente nella facies anfibolitica,
il granato cade praticamente nello stesso segmento F-Ho9 di modo che
anch'esso, salvo un apporto di Na dalla metamorfosi dell'onfacite, può
dare origine a orneblenda e a plagioclasio (in realtà si trova un poco fuori
a un
dal segmento
e
e
ciò si manifesta nella clinozoisite nell'anfibolite
plagio-
clasica).
Per la roccia 8,
in forma di anfibolite
eclogitica,
l'onfacite
può
plagioclasio, mentre il granato, che si
trova al di fuori del segmento F-Ho9, non può dare origine a chelifiti, se
non con un sensibile apporto da parte della simplectite. Di nuovo il tras¬
formarsi più o meno completo dell'aggregato eclogitioo in un aggregato
anfibolitico-plagioclasico dipende dal tenore primario di granato.
Con l'aiuto del triangolo QLM e con la formulazione chimica svolta
in base all'analisi 7 si arriva a capire il perchè della coesistenza paragenetica di aggregati che vanno dall'eclogite all'anfibolite granatifera e
all'anfibolite plagioclasica, per quanto tutti siano teoricamente stadi di
una stessa metamorfosi che conduce dalla facies eclogitica instabile alla
pure dare
origine
a
ora
orneblenda
e
facies anfibolitica stabile in condizioni mesozonali. Riassuntivamente le
ragioni per la
le seguenti:
1.
la
presenza contemporanea dei diversi
aggregati
sono
dunque
La diversa intensità della sollecitazione tettonica che è di sicuro
causa
motrice della metamorfosi di dislocazione:
tazione i minerali
senza questa solleci¬
catazonali, per quanto instabili nell'ambiente meso-
zonale, si conserverebbero più
avanzati
della
metamorfosi
o
al
meno
intatti. Si ritrovano
margine delle
masse
gli
stadi
più
basiche appunto
428
E. Dal Vesoo
perchè
al confine tra due
rocce
diverse si manifesta
maggiormente l'effetto
della dislocazione.
2. Una seconda
è la diversa
onfacite
causa
composizione
del diverso
grado raggiunto
rocce primarie :
chimica delle
dalla metamorfosi
se esse
posseggono
granato tali da poter trasformarsi facilmente in orneblenda e
plagioclasio senza notevoli spostamenti sostanziali interni (fatta eccezione
e
del Na di facile
raggiunti
che
migrazione),
non
3. Se infine la
nel
caso
è
più facile
composizione del granato
sostanziale dalla metamorfosi dell'onfacite
avremo
in
contempo
messa
generale
un
che
stadi finali vengano
gli
contrario.
la formazione di
una
richiede
e
il
un notevole apporto
granato è abbondante,
chelifite ridotta che limita nel
ulteriore apporto sostanziale. È
favorevole per la
questa in generale, la pre¬
formazione delle anfiboliti granatifere nelle quali
granato possiede sottile chelifite e la pasta fondamentale mostra tipica
granulazione, struttura e tessitura delle anfiboliti plagioclasiche.
il
Sulla scorta di queste conclusioni si
può capire perchè
ad Arrami le
eclogiti siano meglio conservate nella parte centrale delle masse più
potenti, perchè verso gli estremi dei margini prevalgano i prodotti meta¬
morfici e infine perchè nel profilo della Cresta del Gaggio (pag. 282) gli
esili orizzonti risultino di anfibolite plagioclasica.
b)
LE ANFIBOLITI GRANATIFERE DI ALPE CONFIENTE
I. Il magma
gabbroidico
e
l'aggregato primario
Le anfiboliti granatifere di Alpe Confiente, descritte a pag. 345 e se¬
guenti (fig. 44), rappresentano un esempio scelto fra le numerose inclusioni
basiche del gneis biotitico picchiettato. Sulla scorta degli insegnamenti
ricavati dalla discussione delle basiti di Alpe Arrami, vogliamo dapprima
discutere le rocce monoschematiche, che costituiscono la massima parte
della lente : se si arriva a una soluzione soddisfacente, si ha una conferma
della veridicità delle premesse
sioni alle
quali
si
e
arrivati nel
nel
contempo
una
verifica delle conclu¬
paragrafo precedente.
granatifere rappresentano senza alcun dubbio stadi di
una metamorfosi tendente a un'anfibolite plagioclasica: si avrebbe così
una situazione intermedia tra la roccia 7 e quella 8 di
Alpe Arrami. Se ora
si ammette una composizione chimica del granato e dell'orneblenda
uguale
alla media del chimismo dei corrispondenti minerali di 7 e 8, si ottengono
i punti Gra e Ho nel triangolo QLM della fig. 67; se prendiamo inoltre
quale proiezione di Omph l'intersezione di Ho-F con il segmento di variaLe anfiboliti
era
Genesi
e
metamorfosi delle
zione delle onfaciti di
rocce
basiche
Arrami, si ottengono le
la trattazione del chimismo medio
e
ultrabasiche
premesse
429
mineralogiche per
Alpe
delle basiti di
approssimativo
Confiente.
Dobbiamo
ancora
gnano forme di
la
simplectite
presentate
variazione
delle
rocce
un
ricordare che le
vien calcolata
nella
non
simplectiti
minerale tozzo che doveva
fig.
con
in molti settori dise¬
essere
onfacite
l'onfacite. Dalle analisi
:
nel calcolo
integrative
rap¬
si
ottengono punti che cadono nel campo di
solo delle rocce basiche in genere, ma in quello più ristretto
basiche
50
pennidiche :
una
dimostrazione che le anfiboliti granarocce basiche
tifere di A. Confiente entrano nell'ambito di variazione delle
di A. Arrami.
Il magma
dunque chimismo gabbroidico. Torna difficile l'indi¬
dell'aggregato primario perchè le condizioni fenomenologiche
rivelano soltanto due particolarità: che il granato abbondantemente
attraversato da fessure subparallele rappresenta il relitto di una genera¬
zione cristallina più antica e che la simplectite, priva di segni cataclastici,
appartiene a una generazione ricristallizzata con locale pseudomorfia
secondo l'onfacite. Che il granato appartenga a una facies più antica,
rende più probabile la nostra affermazione che esso risalga alla fase mag¬
matica: esso deve però già aver appartenuto a un aggregato cristallino,
altrimenti non capiremmo la cataclasi orientata limitata al granato. Non
si è senz'altro costretti ad ammettere che la roccia premetamorfica sia
stata un' eclogite perchè si potrebbe anche pensare, che per mutate con¬
dizioni fisiche ambientali, la fase liquida residuale di composizione onfacitica abbia dato origine, per cristallizzazione eutectica, a un aggregato
simplectitico di augite diopsidica e di plagioclasio, ricristallizzatosi nella
dislocazione in una forma analoga. Non ci aspetteremmo allora le pseudomorfosi secondo un'augite tozza (onfacite), ma in cambio segni cataclastici
nei resti dell'aggregato primario. Resti dell'aggregato primario non sono
rintracciabili, dunque è probabile che l'aggregato primario fosse veramente
un' eclogite. Con lo stesso diritto si potrebbe obiettare che non esistono
resti eclogitici. È vero, ma ci sono pseudomorfosi secondo l'onfacite.
Per quanto la potenza rilevante del giacimento sia un fattore per la
conservazione degli aggregati più antichi, la quasi totale metamorfosi di
dislocazione rivela una notevole azione tettonica con un effetto maggiore
ad A. Confiente che non ad A. Arrami, per la loro diversa posizione
tettonica (cfr. fig. 64).
Concludendo possiamo rendere probabile che il magma gabbroidico
originario delle anfiboliti granatifere di A. Confiente si è cristallizzato
prevalentemente nella facies eclogitica.
viduazione
aveva
E. Dal Vesco
430
II. La metamorfosi di dislocazione
Come si
equilibrio,
in
una
era
visto sopra,
già
sotto l'azione delle
postmagmatica
l'aggregato primario eclogitieo non più
pressioni vigenti nella dislocazione, subì
metamorfosi tendente alla facies anfibolitica.
perchè in
generale la roccia si trovi nello stadio intermedio di anfibolite granatifera
e solo localmente sia raggiunto quello di anfibolite chelifitica
(fig. 48).
Per Arrami si era visto che la metamorfosi è completa nella roccia 9, dove
Nuovamente il
il
granato è
triangolo QLM (fig. 67)
situato sul
nenti
granato,
rocce
in
la
segmento Ho-F,
ci dà
mentre per le
parola
conte¬
proiezione cade al di fuori di detto segmento. Per le
analoga : il granato deve richiedere, siccome
segmento Ho-F, un sensibile apporto sostanziale deri¬
questo che si è potuto
generale a una sottile cheliche facilita la migra¬
è
l'acqua
importanza
capitale
sostanziale. Per quanto i fenomeni siano analoghi a quelli di
conservare e
A.
rocce ancora
sua
vante dalla metamorfosi dell'onfacite ed è per
la
sua
metamorfosi si riduce in
vedremo che di
e
zione
indizio del
la situazione è
situato fuori dal
fite,
un
Arrami, esiste
una
differenza nella costituzione
degli aggregati simplec-
augite diopsidica e di plagioclasio, in corrispondenza
descrizioni di P. Eskola (1921) e R. Forster.
Possiamo perciò domandarci se questa simplectite sia dovuta a
titici che risultano di
alle
particolari
condizioni
fisico-chimiche, che
non
permettono
la formazione
(in quantità subordinata è pure presente), poiché ad
che ha raggiunto una granulosità di dimen¬
simplectite,
Alpe
sioni analoghe, è pressoché ovunque in forma di plagioclasio ed orne¬
blenda. Per il passaggio dalla facies eclogitica a quella anfibolitica un
ruolo molto importante ha certamente l'acqua, essendo i componenti
totale di orneblenda
Arrami la
prima anidri,
della
nell'augite
il
mentre l'orneblenda
ne
contiene due molecole
rapporto degli elementi BIV
mentre nell'orneblenda
come
:
BVI
:
A
sta
come
:
inoltre
8:4:4,
8:5:2.
l'augite per mancanza di acqua,
prima
affinchè quest'ultima possa passare ad orneblenda è necessario che una
parte degli atomi A esca dall'edifico cristallino. L'osservazione micro¬
scopica ha infatti permesso di stabilire la proporzionalità tra le quantità
volumetriche di calcite e di orneblenda cristallizzata in nematoblasti più
grossolani, senza che i due minerali mostrino un influsso postcristallino :
Se in
una
fase si è formata
ciò è certamente in stretta connessione
La presenza della calcite
non
esterno di tale sostanza per
santi
sono
rappresentate
può
mezzo
con
di certo
delle
la reazione appena citata.
essere
dovuta
soluzioni, perchè le
per centinaia di metri solo da
all'apporto
rocce
gneis
e
da
incas¬
rocce
Genesi
verdi;
esse
metamorfosi delle
e
devono di contro
aver
basiche
rocce
contenuto
stallizzazione del carbonato. Non siamo in
tite di
dovuta
e
C02,
grado
431
ultrabasiche
necessaria per la cri¬
di stabilire
se
la
simplec-
diopside e plagioclasio, accessibile alla nostra osservazione, sia
alla segregazione diretta dell'onfacite primaria oppure se rappre¬
aggregato ricristallizzato. Le dimensioni abbastanza rile¬
vanti della grana della simplectite fanno ritenere che l'aggregato osser¬
vabile sia già uno stadio di ricristallizzazione. Non possiamo generalizzare
senti
già
un
l'ammissione fatta per
dell'onfacite
augitiche
bilità
e
di
Alpe
quest'ultima,
che, anche nel
caso
ma non
in
che nella cristallizzazione
parola,
giadeitica (essa può
anfiboliti plagioclasiche).
acmitica
possiamo
e
aggregati simplectitici
1.
mancanza
componenti
di acqua, al
possi¬
posto
componente
l'augite diopsidica
gradi all'orneblenda normale
con
una
passare per
o
direttamente
o
indirettamente,
:
In presenza di acqua, si forma
orneblenda,
nemmeno
escludere la
la fase iniziale sia stata di tale natura
Dall'onfacite possono così formarsi,
due
due
dalle
rappresentata
sommativa, in
si sia formata
dell'orneblenda,
per le
Arrami che la fase iniziale della metamorfosi
sia necessariamente
mentre le sostanze
un
residuali,
aggregato di plagioclasio
come
di
e
risulta dalle reazioni
dando
a
origine
granato,
reagire
migrano
plagioclasio e a orneblenda (chelifite).
2. Manca di contro l'acqua, in primo luogo non può formarsi l'orneblenda e in secondo luogo le sostanze residuali non possono reagire con
il granato, per cui dalla cristallizzazione devono formarsi plagioclasio e
pag. 424,
con
a
il
nuovamente
a
diopside acmitica, mentre la chelifite deve restare molto ridotta.
Queste due possibilità hanno carattere estremo. Generalmente acqua
sarà presente, ma insufficiente perchè tutta la reazione possa avverarsi.
Le reazioni 1 e 2 si svolgeranno nello stesso aggregato con predominio
dell'una o dell'altra a seconda della quantità di acqua a disposizione. Se
la massima parte dell'aggregato si è trasformata secondo 2 e in una fase
postcristallina arriva ancora una certa quantità di acqua, questa simplec¬
tite
può
ancora
trasformarsi nella 1.
e
l'eccesso di calcio cristallizzarsi in
forma di calcite.
Questa
Arrami
non
è la situazione normale per A.
mancano, in
colo tenore di
augite.
illustrato da P. Niggli
lasciare
Confiente,
ma
nemmeno
ad
pic¬
assoluto,
simplectitici
svolgimento di processi chimici è già stato
(1946) e da R. Forster, sì che possiamo tra¬
modo
settori
con un
Lo
questa discussione.
Non per tutto il
periodo
della metamorfosi di dislocazione rimasero
costanti le condizioni fisiche ambientali ; in
una
fase tardiva dominarono
E. Dal Vesco
432
più tipicamente mesozonali che non permisero più la forma¬
zione dell'orneblenda di tipo catazonale, ma determinarono la cristalliz¬
zazione della biotite che completa i granoblasti di orneblenda e la sosti¬
tuisce nelle chelifiti attorno ai granati. Raramente si verifica che Tomecondizioni
blenda si metamorfosi in biotite. Dal lato sostanziale, orneblenda
non
e
biotite
si differenziano in modo decisivo ; basta confrontare la formula della
nostra orneblenda
a
pag. 290
con
quella della biotite riportata da P.
(1947, pag. 80): la biotite rivela un tenore leggermente più
più marcato di K, doppio OH e assenza di Ca.
La cristallizzazione della biotite richiede
dunque
Niggli
alto di
Al,
maggiore quan¬
C02 a formare
calcite che è sempre presente accanto alla biotite. In condizioni più basse
di temperatura, è probabile che il Na entri nel reticolo del plagioclasio e il
K in quello della biotite, mentre a temperature più elevate entrambi pote¬
vano partecipare alla costituzione dell'orneblenda. Non resta pertanto
escluso che nella zona marginale, dove la biotite è più frequente in assenza
di calcite, l'acqua, proveniente dai gneis biotitici picchiettati, abbia con¬
tenuto un certo tenore di K in soluzione: interrompiamo la discussione
di questo problema per riprenderla a pag. 455.
tità di acqua
e)
e
un' eliminazione di
Ca, che
una
si combina
con
LE ANFIBOLITI FLEBITICHE DI A. CONFIENTE E DI A. ALAI
globalmente le anfiboliti flebitiche che
parte centrale del giacimento di A. Confiente e i margini
del giacimento di Alpe Alai perchè, salvo una maggiore complicazione del
chiriosoma delle seconde, il carattere fiebitico è perfettamente analogo
per entrambe le masse. Questa fortunata corrispondenza, siccome i
Possiamo senz'altro trattare
costituiscono la
margini
delle
masse
ultrabasiche
sono
indiscutibilmente di natura mag¬
matica, dimostra che anche le anfiboliti granatifere appena discusse
sono
origine.
problema più complesso dei margini di A. Alai e le
deduzioni potranno senz'altro essere allargate alle rocce centrali di
A. Confiente, di carattere più semplice. La complessità di queste anfiboliti
marginali si era già manifestata nella fisiografia (pag. 328) e ora diventa
addirittura difficile l'impostazione dei problemi fondamentali. Trala¬
sciando tutte quelle complicazioni che derivano da indubbie inclusioni di
roccia estranea, possiamo riassumere la situazione nel modo seguente :
1. La massa principale è rappresentata da un'anfibolite chelifitica
flebitica con chiriosoma povero di plagioclasio della composizione deldella stessa
Discutiamo il
l'andesina basica, che tende localmente ad ordinarsi in lettini
o
cordoncini,
Genesi
e
metamorfosi delle
e
achirosoma risultante in
inversa
prevalenza
nucleo di andesina
con un
orlo di andesina
basica,
rocce
accanto
basiche
ultrabasiche
433
plagioclasio, di struttura zonare
media leggermente basica e un sottile
di
poco quarzo
a
e
titanite.
e
Verso il
margine esterno del banco superiore abbonda
striatura del chiriosoma, determinata da un'alternanza di esili
di simplectite di augite-plagioclasio senza chelifìti (a pag. 329)
2.
orizzonti
diablastici
(pag. 330)
con o senza
Gli altri
3.
di
orneblenda-plagioclasio
rivelano tutti
aggregati
più
a
Le domande che si
1. La striatura
e
plagioclasio
e
e
in
di esili
o
meno
intenso
le
seguenti :
simplectitiche di augite
granatifera, il cui granato può essere
questo punto
a
successione di
di anfibolite
a
più
di modo che conviene riman¬
gneissiche,
impongono
parziale
analogia
influsso
un
sono
zone
totale dalla chelifite,
o
stallizzazione diretta dal magma oppure
un'eclogite,
e
chelifitiche
tardi.
con una
zone
sostituito in modo
fine
granato relittico.
delle inclusioni calcesilicatiche
dare la discussione
isole
con
una
orizzonti
quanto
si è
rappresenta una cri¬
prodotto metamorfico di
un
potuto
in
osservare
precedenza ?
2. L'anfibolite chelifitica flebitica si è cristallizzata dal magma nella
facies
eclogitica
in forma di anfibolite
granatifera?
plagioclasiche
prodotti di un apporto posticipato
differenziazione magmatica in situ od ancora di un essudato
o
3. Le venule
oppure di
una
sono
metamorfico ?
Avantutto risulta
boliti
granatifere
una
chiara
analogia
di A. Confiente da
un
tra
gli aggregati
lato
e
dall'altro, solo che ad A. Alai il granato ha subito
a,
/?
e
le anfi-
le anfiboliti flebitiche
metamorfosi
quasi
completa a chelifite e il volume delle rocce è invertito. Abbiamo perciò
tutte le ragioni per credere che le due facies corrispondano a due afflussi
magmatici diversi.
Le strie a e /? rappresentano senza alcun dubbio stadi metamorfici
che tendono all'anfibolite ; la quasi totale chelifitizzazione del granato
una
dimostra anzi che la metamorfosi è molto avanzata,
non
che la roccia
primaria
sia stata
dobbiamo lasciare irresoluta la
Ed
ora
un'eclogite.
ma
evidentemente
Per
questi aggregati
questione della cristallizzazione magmatica.
le anfiboliti flebitiche
non
mostrano
zone
di carattere dia-
chiriosoma, salvo nei settori cheliaugite e plagioclasio :
poverissimo di plagioclasio tutto concentrato nelle venule
achirosomatiche e quivi possiede una leggera struttura zonare con un
esilissimo orlo più anortitico. Queste venule destano l'impressione che esse
siano state originate dalla cristallizzazione di una fase molecolare dispersa,
che abbia riempito discontinuità irregolari nell'aggregato anfibolitico.
blastico
con
fitici, è
anzi
il
434
E. Dal Vesco
Siccome relitti di un aggregato eclogitico od almeno di un'anfibolite
granatifera eclogitica non sono stati ritrovati nell'ambito di questi mar¬
gini, possiamo prima di tutto domandarci se le condizioni fisiche e chimiche
siano state effettivamente tali da permettere una cristallizzazione pri¬
maria nella facies eclogitica. Nel corpo dell'olivinite centrale avevamo
trovato (pag. 321) lenticelle di eclogite anfibolica, roccia dunque non
tipica e, come vedremo in seguito, testimoniante che le condizioni fisiche
e chimiche (presenza di acqua) non erano più atte a formare un'eclogite
vera e propria. Se si considera più attentamente il giacimento di Alpe
Confiente, ci si accorge che la parte centrale, in cui si riscontrano anfiboliti
granatifere corismatiche, è decisamente delimitata rispetto ai margini in
cui si hanno strutture che svelano in modo abbastanza chiaro
primaria
se non
di
tipo eclogitico.
Da
questi
sicuro, che le condizioni fisiche
fatti
e
stallizzazione delle anfiboliti del
da
poter dare origine
Ma
appunto
a
non
possiamo
rendere
una
facies
probabile,
chimiche al momento della cri¬
di
Alpe Alai non erano più tali,
margine
un'eclogite nel senso stretto della parola.
è detto che tutta la
zata nel medesimo modo. Ad
Arrami
massa
basica si sia cristalliz¬
visto che, nonostante
Alpe
la
centrale
tende a mantenere
potenza
parte
margini basici,
resti di una facies primaria eclogitica, per cui sorge la possibilità che nel
caso presente, la massima parte si sia cristallizzata direttamente nella
facies di anfibolite granatifera in conseguenza della ricchezza di
sostanze volatili che il magma può avere contenuto in origine oppure
avevamo
inferiore dei
la
assunto durante l'intrusione.
Questo
più tipiche
in
un'epoca più tardiva, in
eclogitica. Una
per la facies
cui le condizioni fisiche
non erano
tale
ipotesi spiegherebbe in modo
la
anche
dell'anfibolite
logico
presenza
granatifera flebitica di Alpe Con¬
che
diventerebbe
fiente,
contemporanea ai margini del complesso di Alpe
in
secondo luogo la formazione delle venule.
Nuovo; spiegherebbe
In questo caso non si ha più un magma anidro come per l'eclogite e
nella cristallizzazione si deve tener calcolo della fase volatile:
cristallizzazione dell'orneblenda
il
di
dopo
la
del
parte
plagioclasio, supposto
granato già cristallizzato, la componente volatile si arricchisce costi¬
tuendo
fase molecolare
e
una
dispersa, con alto grado di mobilità, che potè
rimarginare le discontinuità originate dai movi¬
menti tettonici, dando così origine a venule talvolta rettilinee, concor¬
danti o discordanti, tal altra ripiegate a modo ptigmatico. Si avrebbe
così un processo che assume una posizione intermedia tra una differen¬
ziazione magmatica tendente a una fase endopegmatitica ed un essudato
metamorfico, poiché la massa principale del magma si è cristallizzata in
una
facilmente
migrare
e
Genesi
e
metamorfosi delle
forma autometamorfa. Altre
rocce
basiche
che
interpretazioni
individuare sulla scorta delle nostre
e
conoscenze
435
ultrabasiche
saremmo
fisiche
e
in
grado
di
chimiche sui
processi magmatici e metamorfici condurebbero a risultati che o sono in
palese contrasto con la fisionomia fenomenologica delle rocce studiate o
non si inquadrano nell'andamento generale dei fenomeni.
Il granato tipico per la facies eclogitica non potè sicuramente essere
in equilibrio in un ambiente proprio all'anfibolite plagioclasica e dovette
subire
una
metamorfosi nel modo normale
dall'aggregato inglobante: questa
volta
con
però
mente abbondante facilitò il fenomeno della
che solo di
raro
si trova
ancora un
residuo di
la fase molecolare
finale, l'aureola
dispersa si arricchì
più ricca di anortite
un
apporto sostanziale
la fase volatile
particolar¬
chelifitizzazione, di modo
granato. Nello stesso tempo
e determinò, nel periodo
di calcio
nei
grani plagioclasici delle venule
achirosomatiche.
Sulla scorta di questa
nelle
zone
striate
a
e
j8
fortemente ridotte. Le
interpretazione
si
capisce senz'altro perchè
e negli achirosomi calcesilicatici le venule siano
poche che arrivano nell'aggregato calcesilicatico
degli achirosomi segnano un'altra cristallizzazione: contengono zeoliti
(prenite e scolecite) al posto del plagioclasio.
Avantutto ciò dimostra che alla fase pegmatitica seguì una fase
idrotermale e che questa ha assunto calcio dagli achirosomi stromatitici
permettendo, infine, la cristallizzazione delle zeoliti.
H. S. Wang ha pure studiato
smatiche
e
discusso
rocce
anfibolitiche cori-
analoghe a quelle appena descritte, ma dalla sua descrizione non
può capire esattamente se le venule sono esclusive per le anfiboliti o se
la loro provenienza è esterna : ad ogni modo esse posseggono un contenuto
mineralogico molto simile al nostro e l'ortoclasio appare solo là dove una
iniezione pegmatitica è evidente.
L'autore interpreta però tutto il fenomeno come dovuto ad una
intrusione aplitica: nel nostro caso, soprattutto tenendo in considera¬
zione che il fenomeno nel giacimento di Alpe Confiente vien verificato
solo nella parte centrale e in quello di A. Nuovo è decisamente localizzato
alle anfiboliti, ci atteniamo alla spiegazione sopra esposta. F. Sigrist ha
studiato ultimamente rocce analoghe nel Massiccio dell'Aar orientale e
conclude che l'achirosoma leucocratico sìa dovuto a un apporto postici¬
pato di un differenziato magmatico dell'anfibolite, intruso in una massa anfibolitica non ancora completamente solida : la roccia corismatica sarebbe
però anche interpretabile nel nostro senso con una differenziazione in situ
legata a una piccola migrazione per effetto della sollecitazione tettonica.
In ciò possiamo scorgere una conferma della nostra interpretazione.
si
436
E. Dal Vesoo
d)
È il
LE ANFIBOLITI DELLA ZONA DI CASTIONE S.S.
momento
intercalati nella
ora
di discutere
di Castione
zona
prima parte del lavoro
descritti
e
gli
elencati nei
s. s.
a
l'origine magmatica
orizzonti intercalati in concordanza in
metamorfica, la possibilità di
profili G,
M
e
L della
pag. 374.
Se per le basiti discusse fin'ora
questi
esili orizzonti di roccia anfibolitica
una
è sicura, per
serie sedimentaria
meso-
origine sedimentaria si fa oltremodo
grande e vorremmo perciò raffrontare gli indizi che parlano per l'una o
per l'altra origine. Per intanto consideriamo globalmente le anfiboliti
granatifere, plagioclasiche e biotitiche, tralasciando le anfiboliti denomi¬
una
nate ibride.
I. La
La
natura
sedimentaria
o
magmatica
Le anfiboliti posseggono in
giacitura.
zonti variabili da 10
generale
forma di oriz¬
concordanti nel
perfettamente
complesso
potrebbe sì parlare per un' origine sedimen¬
taria, ma subito si manifesta una divergenza: gli orizzonti di gneis e di
marmo sono costanti da Gnosca a Lierna, mentre quelli anfibolitici sono
cm a
10
m
stratificato di Castione. Ciò
rari
a
Gnosca
più esili,
più potenti di
e
alla Bocchetta di
Lierna, per diventare abbondanti,
ma
Moleno, proprio dove si riscontrano i giacimenti
origine magmatica inclusi nei gneis biotitici picchiet¬
nella Valle di
tati
sicura
soprastanti. Si deve inoltre sottolineare che anche le anfiboliti di
allungano fino nella Valle di Gnosca in forma di esile strato
A. Alai si
concordante
e sì che per essi il legame genetico risulta chiaro.
Le anfiboliti, per quanto concordanti negli strati di origine sedimen¬
taria,
escono
dunque
dalla normalità
si allontanano così dalle
Spesso
sembrò
un
rocce
con
la loro distribuzione
motivo sufficiente per negare
l'assenza di canali adduttori discordanti. Per
per dare
diche
maggiore
sono
adduttori
consistenza alla
sua
l'origine magmatica
esempio E. Kundig (1926),
affermazione che le basiti
di natura orto, deve ammettere che
sono
variabile,
sedimentarie.
stati assimilati dalle
rocce
gli aggregati
inglobanti.
penni-
dei canali
Secondo le nostre osservazioni
questi canali adduttori disturbereb¬
bero addirittura nel quadro generale dei fenomeni, perchè si ha tutta
l'impressione che la via seguita dal magma sia proprio quella fra strato e
strato e che il passaggio alle profondità subcrustali sia stabilito dalle
radici.
La
una
composizione chimica.
triangolo QLM (fig. 67)
volta il
Di
grande utilità si rivela ancora
possiamo confrontare diret-
in cui
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
triangolo QLM. Aug, Gra, Ho e Bi
l'augite onfacitica, il granato, l'orneblenda
componenti delle eclogiti-anfiboliti granatifere e
Fig.
67. Parte del
e
ultrabasiche
sono
437
rispettivamente
la biotite
medi per
e
di
anfiboliti
(teor.)
i valori
in
qualità
plagioclasiche (ev.
biotitiche).
I
=
Campo di variazione delle basiti delle tabelle V e VI. II Campo di variazione delle
pennidico. 111 Campo di variazione delle orneblende catazonali. 23, 25,
=
basiti del
26
=
=
Anfiboliti
granatifere
Castione.
di A. Confìente. 13
L19, M7, 12, 16
tamente i valori dedotti
con
una
=
Anfiboliti
Analisi di un'anfiboliti della
della
zona
di
Castione
dall'integrazione planimetrica
delle
zona
di
s.s.
anfiboliti
analizzate. Si suppone nuovamente che l'orne¬
composizione media e la biotite abbia il chimismo della
il chimismo delle
blenda abbia
=
rocce
formula ideale.
esempi di anfibolite plagioclasica cadono tutti nel campo ristretto
pennidiche in cui sono situate anche quelle magmatiche di
Alpe Arrami: due ricoprono quasi la proiezione di un' analisi (13) di anfi¬
bolite della stessa zona, ma del Motto di Castione. Anche l'esempio di
Gli
delle basiti
anfibolite
granatifera
cade nello stesso campo.
queste rocce è di carattere gabbroidico in senso
corrispondenza chimica non è sufficiente per garantire la natura
magmatica delle anfiboliti perchè esistono marne dolomitiche con una
composizione chimica analoga. Le rocce della zona di Castione, in massima
parte di indubbia natura sedimentaria, che si avvicinano di più alle anfi¬
boliti, sono le rocce e i gneis calcesilicatici : le analisi di una roccia calceIl chimismo di tutte
lato. La
silicatica chiara
e
di
un
gneis
calcesilicatico oscuro,
riportate da
A. Mittel-
E. Dal Vesoo
438
holzeb
(pag. 122)
accanto
un
a
rispettivamente un fm uguale a 18 e a 15,5
a 10. Questi valori di fm sono molto bassi
segnano
alk inferiore
rispetto al valore
riscontrato in 13
in cui varia tra 40
50
e
(fig. 59).
e
in
generale
nelle
Anche mg nelle due
rocce
rocce
anfibolitiche
sopraccitate
è
troppo basso perchè vi si possa intravvedere un'analogia chimica.
Oltre a ciò, riscontriamo in tutta la zona di Castione una grande
povertà di Mg : anche nelle rocce sedimentarie basali triassiche dove ci si
aspetterebbe una dolomia marmorizzata, non si riscontra che un tenore
molto basso di dolomite e di flogopite (cfr. tabelle a pag. 184—189 e a
pag. 225). Dunque, anche secondo il chimismo le annboliti si discostano
dalle
rocce
sedimentarie della
di Castione
zona
e
si avvicinano alle basiti
origine magmatica.
composizione mineralogica. Per i componenti principali si
riscontrano caratteri ottici e partecipazioni quantitative che sono in per¬
di sicura
La
fetta
analogia
le
con
anfibolitiche di
rocce
le annboliti biotitiche dei
una
margini
certa abbondanza di accessori titaniferi
buona
corrispondenza
le basiti di sicura
con
Arrami
Alpe
di A. Alai
e
Ovunque
apatite, sempre
origine magmatica.
e
spesso
Un carattere differenzia nettamente le basiti da tutte le altre
sedimentarie della
di Castione:
e con
si verifica
di A. Confiente.
le annboliti
in
rocce
poverissime di
quarzo in contrasto con le altre rocce, che, come appare dalle tabelle I, II
e III della Parte prima, contengono un chiaro tenore di quarzo (in parti¬
colare le
rocce
superiore
La
al
i
e
zona
gneis calcesilicatici rivelano
un
sono
contenuto di quarzo
10%).
struttura
e
la
tessitura.
Rispetto
alle ortoanfiboliti la
struttura monoschematica nematoblastica si differenzia
una
più
leggermente
con
grana sensibilmente più minuta e la tessitura con una scistosità molto
accentuata. Non si deve però dimenticare che gli orizzonti anfìbolitici
posseggono
una
potenza molto più ridotta che
denti: essi subirono in modo
fenomeni
e
riscontrano
più
radicale
e
maggiormente
blastica minuta
e
la scistosità
periferia
più accentuata
: ne
i
giacimenti
prece¬
per tutto il loro spessore i
le sollecitazioni tettoniche che per i
alla
non
giacimenti più potenti
si
consegue che la grana nemato¬
non
forniscono prove suffi¬
cienti per negare le costatazioni fatte sopra.
Conclusione. I caratteri
mismo
e
della
fenomenologici
composizione mineralogica,
studiate, incluse nella
di Castione
della
avvicinano le
s., alle basiti
giacitura,
rocce
del chi¬
anfibolitiche
legate intimamente
alle rocce ultrabasiche e perciò di sicura origine magmatica e le differen¬
ziano nel contempo dalle rocce gneissiche e carbonatiche inglobanti, di
sicura origine sedimentaria (cfr. Parte prima). Ne consegue la logica conzona
s.
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
clusione che anche le basiti in forma di
basiche
più
e
esili
meno
o
439
ultrabasiche
e
più
o
continui orizzonti inclusi in concordanza nella serie sedimentaria
Alla medesima conclusione
origine magmatica.
di
sono
arrivato A. Mittbl-
sulla scorta delle costatazioni fatte sui fenomeni di contatto
holzer
originati
dalle anfiboliti. Le
fenomeni di contatto
potenti
era
meno
e se ne
rocce
analoghi
a
basiche in
quelli
parola
abbiamo tralasciata la
ripetere (cfr. profili G,
M
e
fisiografìa,
prima).
L; Parte
hanno determinato
descritti per i
giacimenti più
è solo per
doverci
non
Alla stessa conclusione sarebbero pure arrivati L. Heznbk, P. Eskola
e
E. KtJNDiG che considerano l'abbondanza di quarzo
distintivo delle anfiboliti di
come un
carattere
sedimentaria. Ma le nostre
origine
ne
sono
appunto praticamente prive !
Anfiboliti
non
gran
a
sono
con
un
contenuto relativamente alto di quarzo
anfiboliti, bensì
più
gneis
parte della discussione sulla
causa
della nomenclatura
Sarebbero
ancora
a
rigore
anfibolici. Non è escluso che
loro
applicata
origine
sia dovuta
a un
una
frainteso
arbitrariamente.
da citare le anfiboliti ibride che hanno subito
evidente influsso
delle
incassanti. Come si è
un
a
endogeno
già
pag. 377, esse ripetono i caratteri riscontrati nell'anfibolite di A. Alai, in
vicinanza degli achirosomi calcesilicatici. Infatti anche le anfiboliti ibride
si trovano intercalate nelle stesse
discussione sulla loro
genesi
rocce
rocce
diventa
detto
calcesilicatiche, di modo che
una
superflua.
II. La cristallizzazione
e
la metamorfosi
Riconosciuto il carattere
magmatico delle rare anfiboliti granatifere,
plagioclasiche e di quelle biotitiche, dobbiamo nuovamente
domandarci quale sia stato l'aggregato primario. Le strutture delle rocce
delle anfiboliti
studiate
anfiboliti
non
non
rivelano alcuna traccia di settori relittici
granatifere
che durante tutta la
mente per tutta la
nemmeno
genesi
e
marginali con un forte predominio delle
probabile che queste rocce si siano
direttamente dal magma
e
e
nelle
la cristallizzazione delle
basiti, probabil¬
vigenti condizioni
pressioni tangenziali, diventa
potenza degli esili strati
molto
eclogitici
tracce di chelifiti. Se si tiene conto
erano
cristallizzate autometamorfe
che l'eventuale contenuto di granato si sia
già metamorfosato nella fase liquida : si ebbero fin dall'inizio composizioni
mineralogiche analoghe a quelle osservabili attualmente. Siccome in
quantità ridotta e in un ambiente a temperatura più bassa, il magma si
cristallizzò in un aggregato a grana più piccola di quella riscontrata nei
giacimenti più potenti.
E. Dal Vesco
440
e)
I risultati
sulle
rocce
ultrabasiti
che si
basiche possono
La
1.
principali
natura
sono
RIEPILOGO
sono
essere
magmatica.
esse
così
analogie
l'origine magmatica è pure
orizzonti intercalati nella
zona
questa lunga discussione
in
seguente :
legate alle
magmatiche. Quelle di
Le basiti strettamente
senz'altro da considerarsi
A. Confiente mostrano
per
raggiunti
riassunti nel modo
come
spiccate
con
quelle
di A. Alai che
evidente. Mentre le basiti
di Castione
s. s.
presentano
degli
esili
caratteri feno¬
precedenti,
inglobanti, che
sola
soluzione
sembra
essere possibile una
genetica, cioè quella
per esse
magmatica (tralasciando per il momento quelle di carattere ibrido).
menologici
che le avvicinano in modo così
allontanandole nel contempo dalle
rocce
Possiamo così concludere che tutte le
palese
alle
rocce
sedimentarie
rocce
basiche studiate
di
sono
origine magmatica.
2.
seguendo
le
formandosi fra strato
e
L'intrusione del magma. Il magma si è intruso
discontinuità che durante
l'orogenesi
vennero
strato, discontinuità concordanti (o eventualmente leggermente discor¬
danti) derivate dagli scorrimenti dei ricoprimenti pennidici e frequenti
soprattutto negli involucri sedimentari dei ricoprimenti stessi. L'intru¬
sione ha seguito la via che conduce dalle profondità subcrustali, per
mezzo delle radici, al settore dei ricoprimenti, approfittando delle discon¬
tinuità di dislocazione e facilitando a sua volta gli scorrimenti. Durante
gli scorrimenti orogenetici principali gli strati rocciosi mostrarono un
comportamento più plastico che clastico, ed è questa probabilmente la
ragione della mancanza di discordanze per l'intrusione magmatica.
3. Lo stato di aggregazione del magma. Dalla fenomeno¬
logia del granato contenuto nell'eclogite si ha l'impressione che esso sia più
un relitto di risorbimento che non un granoblasto cresciuto in uno spazio
ristretto : ne consegue che il granato doveva già essere presente nel magma.
Ciò confermerebbe la tesi che nelle profondità subcrustali devono
avvenire processi di differenziazione che iniziano la cristallizzazione eclogitica. Per effetto dei processi orogenetici, la zona ,,eclogitica" si è riatti¬
vata : potè salire nelle discontinuità che vennero formandosi nell'edificio
dei ricoprimenti in dislocazione. Il non ammettere la presenza del gra¬
nato nella fase
nella
spiegazione
4.
fase
magmatica condurrebbe
La
liquida
delle anfiboliti
cristallizzazione
contenente
a
granatifere
grandi
difficoltà
soprattutto
autometamorfe.
autometamorfa
del
magma.
granato, arrivata nell'ambiente mesozonale,
cristallizzò in modo diverso
a
seconda delle condizioni di
La
si
pressione vigenti
Genesi
al momento
in
origine
o
e a
e
metamorfosi delle
basiche
e
ultrabasiche
seconda del contenuto di sostanze volatili che
che andò
acquistando
A. Arrami è chiaro che la massima
nella facies
rocce
eclogitica;
441
aveva
già
durante l'intrusione. Per le basiti di
parte si è cristallizzata autometamorfa
per le anfiboliti
granatifere monoschematiche di
probabile); invece per le anfi¬
A. Confiente altrettanto (o almeno molto
boliti
flebitiche di A. Confiente
granatifere
tiche di A. Alai dobbiamo ammettere
con una
e
migrazione
incurvate della
una
e
le anfiboliti chelifitiche fiebi-
consolidazione autometamorfa
della fase
massa
plagioclasica nelle discontinuità irregolari
ancora pastosa, originate dai movimenti tetto¬
nici; altrettanto per gli orizzonti esili della
zona
di Castione
s. s.
si rende
più probabile una cristallizzazione magmatica autometamorfa.
5. Lo svolgimento del magmatismo e della cristalliz¬
zazione. Soprattutto dal confronto dei giacimenti di A. Confiente e di
A. Alai e poi dalle inclusioni basiche nelle rocce ultrabasiche si può
dedurre che il magmatismo non appartiene a un atto unico, ma che si
ebbero successivi apporti di magma, probabilmente in stretto legame con
i processi orogenetici, che non ebbero di sicuro uno svolgimento graduale
e continuo. È più probabile anzi che l'orogenesi abbia avuto momenti di
parossismo e momenti di quiete : ai primi corrisponderebbero le intrusioni
e
le ricristallizzazioni della metamorfosi di dislocazione
cristallizzazione delle fasi
pag.
magmatiche (riprenderemo
e
alle seconde la
la discussione
a
466).
6.
La
metamorfosi
aggregati già cristallini,
subirono
di
sotto
dislocazione
l'influsso
della
postmagmatica.
Gli
sollecitazione tettonica,
ricristallizzazione metamorfica di dislocazione:
gli aggre¬
gati delle facies catazonali, formatisi grazie alla temperatura magmatica
propria in ambiente mesotermale, si ricristallizzarono in facies mesozonali in equilibrio con l'ambiente: così le eclogiti si trasformarono
dapprima in anfiboliti granatifere e le anfiboliti granatifere in anfiboliti
plagioclasiche senza necessitare altro apporto sostanziale dall'esterno se
non l'acqua; infine le anfiboliti plagioclasiche poterono subire ricristal¬
lizzazioni legate a un ingrossamento della granulazione.
Il carattere dell'aggregato attuale dipende dal tipo di cristallizza¬
zione dalla fase magmatica e dall'intensità della metamorfosi di dislo¬
cazione in funzione delle pressioni vigenti nel periodo di questi processi,
dipende inoltre, e in modo essenziale, dalla posizione, dalla forma e dalla
una
potenza dell'aggregato. La metamorfosi di dislocazione è più intensa
nell'ambito dei ricoprimenti che non nella zona di radice, più intensa ai
margini che non all'interno, più intensa nei giacimenti esigui che in quelli
potenti.
In altre
parole
la metamorfosi di dislocazione è selettiva.
442
E. Dal Vesco
Per
quanto sia sicuro che le
basiche derivino da
apporti mag¬
nessun mezzo per stabi¬
tempi diversi, non
lirne a priori la successione cronologica: si può invece considerare come
accertato che non vale la regola che a un maggior grado di metamorfosi
di dislocazione corrisponda una maggiore età della roccia. Saranno con¬
siderazioni più generali che comprendono la globalità dei fenomeni
petrografici e geologici che ci permetteranno di stabilire la cronologia
più probabile (pag. 466).
rocce
abbiamo
matici avvenuti in
E. LE ECLOGITI OLIVINICHE E ORNEBLENDITICHE E LE
ORNEBLENDITI GRANATIFERE INCLUSE NELLE ULTRABASITI 0 SITUATE AL LORO MARGINE
A
rigore, avremmo dovuto trattare queste rocce prima delle basiti,
ma ci torna più semplice affrontarle adesso, dopo la discussione del
pro¬
blema delle eclogiti e delle anfiboliti, perchè presentano molte analogie.
Non le abbiamo nemmeno discusse con le eclogiti perchè non soddisfano
alla definizione di Hauy.
a)
Le
eclogiti
oliviniche
e
Le lenticelle di A. Arrami descritte
vinite
lherzolitica, presentano
orneblenditiche
a
pag. 272, intercalate nella oli¬
così strette
analogie con l'olivinite gra¬
problemi rimangono i medesimi : si tratta di eclogiti con un
certo tenore di olivina. Il tenore giadeitico della clinoaugite è così basso
che nella reazione sinantetica del granato non si forma plagioclasio.
L'alluminio, sensibilmente più abbondante che nell'olivinite granatifera,
è troppo per entrare nel reticolo dell'omeblenda cummingtonitica e dà
origine al pleonasto.
L'eclogite olivinica di A. Arrami rappresenta, secondo il chimismo,
natifera che i
un
termine che sta tra l'olivinite
poco dalla
prima
; mentre
colare nelle oliviniti
granatifera
l'eclogite
e
l'eclogite,
discostandosi
orneblenditica inclusa in forma lenti-
harzburgitiche
di A. Alai
(pag. 321) rappresenta un
proiezione dell'analisi
11 nel diagramma di differenziazione (fig. 59) e nel
triangolo QLM (fig. 60)
con un mg ed un k analoghi a quelli delle
eclogiti-anfiboliti di Alpe Arrami
(fig. 61, 62). Dal lato chimico, quest'inclusione è interessante per il suo
contenuto alto di Ca (e
34,5) in contrasto con l'olivinite harzburgitica
che
è
ne
inglobante
priva (e 0) : ciò dimostra che le inclusioni non sono
in generale essudati in situ ma bensì prodotti di un afflusso
magmatico
termine veramente
intermedio,
come
lo dimostra la
=
=
differenziato di chimismo tendente al
gabbroidico.
Genesi
L'eclogite
e
metamorfosi delle
orneblenditica in
rocce
parola
basiche
è
ultrabasiche
e
inoltre
443
interessante
perchè
preesistente :
essa si è cristallizzata contemporaneamente, forse
leggermente dopo, alla
clinoaugite onfacitica. L'aggregato dimostra così che il magma ,,eclogitico" non era più completamente anidro e che le condizioni fisiche non
l'orneblenda
erano
non
è
tali da
più
un
prodotto
metamorfico di
alle anfiboliti chelifitiche flebitiche dei
assume
a
minerale
permettere la cristallizzazione di un' eclogite nel
di Hatjy. Ciò conferma pure la deduzione che
Una
un
posizione particolare,
anteriori nel
tempo.
tracciata,
A. Arrami, descritta
che esula dalla situazione finora
l'incrostazione nell'olivinite
pag. 275, che copre
avevamo
margini,
harzburgitica
di
fenditura di deviazione circa nord-sud
una
senso
fatto in rapporto
e
di
immersione
comune
più o meno perpendicolare, che si inquadra nell'andamento
delle superficie cataclastiche. Della stessa è conservata una sola
banda, di modo che
rappresenti
strutto.
possiamo
non
un' incrostazione
Rocce
analoghe
vera
accertarci
e
propria
in forma filoniana
se
l'aggregato eclogitico
oppure
e
un
filone
ora
di¬
cristallizzate nella facies
eclogitica
vengono a nostro sapere descritte solo da W. Hammbe e da
S. Fbanchi, i quali ammettono che esse siano dovute ad un
apporto
postcristallino rispetto alla
sente
roccia olivinitica
inglobante.
Nel
caso
pre¬
abbiamo alcun motivo che
parli contro una tale interpretazione,
e si trova probabilmente in
legame genetico con le inclusioni di eclogite
olivinica. Infatti il granato (analisi 5) occupa una posizione intermedia
(triangolo QLM della fig. 66) tra il granato dell'olivinite granatifera e il
granato delle eclogiti: ne consegue la probabilità che la roccia occupi
pure una posizione intermedia tra l'olivinite granatifera e le eclogiti,
non
avvicinandosi alla
A. Alai
composizione
(analisi 11, fig. 63). Da
clinocloro
chimica
essa
dell'eclogite
orneblenditica di
si differenzia per la presenza del
all'orneblenda
cummingtonitica nell'aggregato pri¬
(il clinocloro può inglobare grani di orneblenda idioforma senza
alcun segno di alterazione).
accanto
mario
Anche in questo
tenuto
un'
un
caso
si deve ammettere che il magma abbia
certo tenore di acqua che
eclogite
non
permise
con¬
la cristallizzazione di
secondo la definizione di Hatjy.
Possiamo concludere che durante l'intrusione
ultrabasica,
susse¬
guente a quella basica, si ebbero ancora diversi afflussi tendenti al gabbroidico, talvolta con chimismo intermedio, tal altra con chimismo estremo
veramente
gabbrico.
Si tratta in
di differenziazioni in situ
rari)
e
(ne
generale
di afflussi differenziati
esistono anche di
questo carattere,
e
non
ma sono
ciò rassoda l'affermazione che l'intrusione delle basiti sia avvenuta
in momenti diversi.
E. Dal Vesco
444
b. Le orneblenditi
Le
piccole
debbano
essere
o
senza
granato
inclusioni lenticolari passano, alla
gato orneblenditico
Questo passaggio e il
sioni, inducono
con
a
mostrano
e
un
carattere chimico intermedio di
pensare che anche tra le basiti
un
una
un
aggre¬
inglobanti.
parte delle inclu¬
marginali
e
le ultrabasiti
termini di chimismo intermedio,
intercalati
troviamo
a
alle diviniti
passaggio
carattere orneblenditico. Infatti sia ad A. Arrami
(pag.'327)
periferia,
(pag. 278)
dunque
di
sia ad A. Alai
sottile orizzonte di transizione.
Ad A. Arrami vi si trovano relitti di granato
damentale di orneblenda
di
(fig. 24) ; la pasta fon¬
flogopite rappresenta
cummingtonitica
prodotto di ricristallizzazione metamorfica (senza alcun
segno di cataclasi). Siccome l'orneblenda cummingtonitica ha tendenza
a orneblenda comune e la flogopite a biotite, la roccia primaria doveva
occupare una posizione intermedia tra l'olivinite granatifera e l'eclogite,
avvicinandosi alla composizione chimica e mineralogica dell'eclogite
sicuramente
e
un
orneblenditica di A. Alai.
La metamorfosi di
rocce
diverse,
di olivina, di
dislocazione, intensa perchè al confine
ha determinato la ricristallizzazione
augite onfacitica
e
e
Verso l'interno, il
all'olivinite,
chelifitica,
mentre
granato
verso
l'orneblenda
Queste
viene
possiede
tipica delle anfìboliti
un
a
con
il
si passa gradualmente
un'anfibolite granatifera-
a mancare
l'esterno si passa
la cui orneblenda
l'aggregato
cumming¬
Mg e il Fé a
di orneblenda, in orneblenda
flogopite: l'eccesso di Al ha dato origine
pleonasto ; il granato si è conservato relittico.
tonitica
tra due
di tutto
e
pleocroismo troppo
basso per
normali.
marginali rappresentano dunque i derivati metamorfici
aggregato primario con granato avente chimismo intermedio,
dimostrando con questo, che il passaggio dal magmatismo basico e quello
ultrabasico avvenne rapidamente, ma per gradi.
Carattere analogo, nonostante l'assenza del granato, posseggono le
di
rocce
un
orneblenditi di A. Alai,
un'orneblenda che si avvicina di
quella
Rappresentano senza alcun dubbio un passaggio
dalle rocce basiche a quelle ultrabasiche e la mancanza di granato è una
conseguenza logica dell'assenza di eclogiti nella parte interna dell'invo¬
lucro basico, dove avevamo trovato le anfìboliti chelifltiche flebitiche
tipica
con
più
a
delle annboliti.
cristallizzate in forma autometamorfa.
La presenza di
chiara, dopo
flogopite
In conclusione vediamo
•
nella
zona
marginale
diventerà senz'altro
la trattazione dell'involucro biotitico di A.
come
queste orneblenditi
Aspra (pag. 450).
con o senza
granato
Genesi
e
metamorfosi delle
si lasciano ordinare in modo
logico
basiche
rocce
quadro generale
nel
445
ultrabasiche
e
dei fenomeni mag¬
matici. La loro metamorfosi di dislocazione intensa è pure
se
si pensa alla loro
di confine tra due
posizione
comprensibile
complessi rocciosi di
natura diversa.
Capitolo
I
processi esogeni
Nel secondo
e
ed
capitolo
endogeni
terzo
della metamorfosi di
si è cercato di dare
alla metamorfosi delle basiti
e
una
delle ultrabasiti
e
contatto
spiegazione
alla
genesi
si è trovato che le
rocce
studiate derivano da magmi in parte contenenti cristalli formatisi ancora
prima dell'intrusione, cristallizzati poi in forma autometamorfa e che
esse
hanno
poi subito
in
grado
Ci restano
variabile
una
metamorfosi di dislocazione
da considerare i fenomeni di contatto,
postmagmatica.
esogeni ed endogeni, per la cui discussione
fisiografica, quegli esempi che permettono
possibilmente vasta di fenomeni.
ora
abbiamo
scelto, nella parte
di abbracciare
una
gamma
A. LA METAMORFOSI DI CONTATTO DELLE ROCCE
ULTRABASICHE
Nonostante le
una
fisionomia
ci fornisce
rocce
esempi
sfumature locali, è
numerose
comune
dei
prodotti
di contatti
calcesilicatiche
e
A.
con
possibile rintracciare
Gagnone (pag. 364, 373)
Arrami (pag. 304, 307) con le
di contatto.
i marmi ; A.
Aspra (pag. 359)
con
i
gneis
biotitici. Conviene
gneis, in quanto, le
rocce calcesilicatiche, di cui si ignora d'altronde la composizione primaria,
occuperanno una posizione intermedia. I risultati sono rappresentati
discutere i casi estremi dei contatti coi marmi
schematicamente nella
figura
e con
i
68.
I. Il contatto ultrabasite-marmo
fig. 68 è realizzata per esempio nella
più rimaneggiata, nella fig. 56. Dall'ultrabasite
La situazione illustrata dalla
fig.
58
verso
e, in
una
forma
l'esterno si susseguono:
una
zona
di scisti attinoHtici che lascia
diopsidico, a sua volta
sostituito dalla roccia epidositica passante per gradi al marmo flogopitico
confinante. La titanite diminuisce in senso centrifugo e la calcite in senso
centripeto. La situazione del contatto è sostanzialmente complicata e
successivamente il
posto
a
un'aureola di scisto
E. Dal Vesco
446
Ultrabasite
Orneblenda
•^^^^—
al
-^^^^9
Epidoto
Titamte
marmo
si
-"^^1^^-
Diopsiùe
-
fm
^—^-^—.—
Calcite
q
——^^m
ti
Granato
Vesuvionite
Ultra basite
-gneis
Bwhte
Plagioclasio
Granato
Quarzo
Cianite
Fig.
68.
Rappresentazione
schematica
della
verificata nei contatti delle ultrabasiti.
lunghezza l'estensità
i
=
Interno del contatto
e
non
può
essere
=
(Lo
del minerale
variazione
o
del valore
(contatto endogeno), dunque
Esterno del contatto
interpretata
come una
mineralogica e chimica
riga dà l'intensità, la
molecolare).
spessore della
la roccia ultrabasica,
verso
(contatto esogeno).
semplice
metamorfosi
o una
imbi¬
bizione della roccia calcarea.
Significativo in questo
diverse
1.
senso
zone :
olivinite
si
al
fm
61,5
1,0
98,0
0,0
1,0
98,0
1,5
74,0
24,5
0,0
100,0
0,0
50,0
50,0
0,0
60,0
40,0
20,0
40,0
0,0
16,0
3,5
3,5
92,0
1,0
serpentin. (10)
(6)
2. scisto attinolitico
3. roccia
4. roccia
diopsidica (teor.)
epidositica (teor.)
5.
marmo
(I
valori molecolari del
metrica di
un marmo
Abbiamo
litici
in
a
uno
è il confronto dei valori molecolari delle
già
marmo
povero di
sono
stati calcolati in base
problema
di
all'integrazione plani¬
della
pag. 407, trovando che la soluzione
e
alk
quarzo.)
discusso il
scambio di fm
e
e
tra la fase
genesi degli scisti attinopiù probabile e logica consiste
liquida ortaugitica e la roccia
carbonatica incassante. Verso l'esterno si passa per gradi alla roccia
diopsidica, dapprima frammista ad attinolite, poi pura e infine con epi¬
doto. Anche nel caso della roccia diopsidica non può trattarsi di un
semplice processo di imbibizione altrimenti non potremmo capire il si
così alto; risulta più logico pensare ancora una volta a un contatto endo-
Genesi
geno
come
nel
e
caso
metamorfosi delle
dello scisto
rocce
basiche
attinolitico,
e
ultrabasiche
ma con
una
447
sostituzione
più
forte di mg da parte del e, fino alla composizione dell'augite diopsidica.
La roccia carbonatica stessa verrebbe in questo modo ad impoverirsi
sensibilmente di
già
contenuti
e
subire
e e a
di fm,
arricchimento relativo
un
permettendo
Che il processo conduca difficilmente
lizzazione di
un
aggregato
in
epidositica,
zona
degli
così la cristallizzazione
altri elementi
dell'epidoto.
condizioni teoriche per la cristal¬
puro di epidoto, lo dimostra l'esiguità della
a
generale con un sensibile quantitativo di calcite (e di
più esterna, l'epidoto è sparso nel marmo flogo-
Nell'aureola
magnesite).
pitico e gli conferisce un carattere calcesilicatico.
Da queste considerazioni risulta che la formazione degli scisti attinolitici e quella degli scisti diopsidici in parola sono da considerarsi come
originati, da un processo di metamorfosi di contatto endogeno, mentre
gli scisti epidositici e i marmi calcesilicatico-epidositici dovuti a un pro¬
cesso
di contatto esogeno. Si tratterebbe di
metasomatosi nei due
scambio
con uno
sensi, dal
soprattutto
è solo sostanziale
ma
impone
uno
Mg
e
anche termico,
samento notevole della
Si
tra
granulazione
complesso di
magmatica e viceversa,
Ca. Il fenomeno di contatto
perchè
del
ovunque si nota
un
non
ingros¬
marmo.
schiarimanto sullo stato di
aggregazione
basite al momento della metamorfosi di contatto.
o
fenomeno
un
alla roccia
marmo
È il
contatto
della ultra¬
magmatico
metamorfico? La situazione illustrata dalla
zione:
a
causa
ultrabasica
marmo,
locazione
del
lo scisto attinolitico
e
dare
senza
precedenti
fig. 56 ce ne dà la spiega¬
rimaneggiamento tettonico postcristallino, la roccia
si
non
cristallino,
come
si
sono
era
venuti in contatto diretto
con
il
che durante la metamorfosi di dis¬
si ebbero che minime
accertato che i contatti
meno
sono
orlo di contatto. Inoltre nelle discussioni
origine
già sottolineato
era
a un
migrazioni
sostanziali. Resta così
da far risalire all'azione del magma
d'altronde
ammesso
per la formazione
più
o
degli
scisti attinolitici.
I
processi
locazione
della metamorfosi di contatto
generale
andarono di
osservabili tracce di
una
pari
e
la metamorfosi di dis¬
passo; infatti in
metasomatosi nel
vero senso
luogo sono
parola da cui
nessun
della
appaia una graduale sostituzione sostanziale dei minerali ancora esistenti.
In questo senso è interessante un particolare che si verifica nella zona di
transizione, dalla roccia orneblenditica a quella diopsidica.
Vi si riscontra lo stesso intimo concrescimento dei due minerali, già
descritto per altri contatti, dove però non è possibile riconoscere se si
tratta di una trasformazione dell'orneblenda in augite o viceversa,
oppure ancora una semplice associazione di cristallizzazione contem-
448
E. Dal Vesco
poranea in
equilibrio.
che i due minerali
in funzione della
Nei contatti ultrabasiteil
di
marmo
risulta chiaramente
cristallizzazione
prodotto
disponibilità sostanziale.
sono
Un altro fenomeno che deve
presenza di chiazze
irregolari
una
essere
contemporanea
particolarmente discusso è la
marmo di Gagnone,
lenti di serpentinoscisti. Esse
di orneblenda verde nel
situate nelle immediate vicinanze delle
ricordano involontariamente le oficalciti descritte da Cornelitjs
e
Diehl, per quanto nel nostro caso il serpentino sia sostituito da
blenda. Cornelitjs cita quattro possibilità per la loro origine:
1. infiltrazione di
soluzione acquosa del
una
serpentino nella
da
orne¬
roccia
carbonatica ;
2.
un
3.
un
4.
un
rimpastamento di natura tettonica;
prodotto metamorfico di un tufo vulcanico;
prodotto di metamorfosi di contatto.
Ricordiamo che queste chiazze di orneblenda si trovano
negli inclusi
serpentinoscisti e nella zona periferica
dell'aureola di contatto; l'orneblenda è inoltre sviluppata normalmente
e idiomorfa rispetto alla calcite confinante, riuscendo talvolta ad attra¬
versarla (in perfetta analogia con i fenomeni riscontrati nei contatti).
Si rende così probabile la quarta possibilità enunciata da Cornelitjs.
I marmi esercitano infatti un'azione assorbente su una fase liquida, di
modo che possiamo ricostruire la formazione delle chiazze di natura ofidi
marmo
contenuti nelle lenti di
calcitica, nel modo seguente: il
contaminato dal magma
marmo
tutt'attorno al contatto è stato
peridotitico; migrando
nelle discontinuità
canali, anche di dimensioni minime, la fase molecolare si è
nelle
piccole
zonale della
caverne e
diede
temperatura,
si
origine
sono
a
pozze
che, data
e
nei
concentrata
la condizione
meso-
cristallizzate in forma di orneblenda.
Le condizioni
paragenetiche dei contatti con le lenti più potenti di
roccia ultrabasica non sono più così semplici come quelle appena discusse
che si riferiscono piuttosto ai marmi corismatici.
A pag. 366 si erano descritte rocce diopsidiche a granato e a pag. 364
epidositi con granato, vesuvianite, orneblenda e calcite.
Nella zona diopsidica si aggiunge dunque granato e nella zona epidositica granato e vesuvianite, due minerali di carattere catazonale
minerali mesozonali. Per
più chiara della
paragenetica
triangolo della fig. 69 che rap¬
presenta schematicamente il sistema quinario (Mg, Fe)-Ca-(A1, Fe)-SiC02, dove una deficienza di Si vien colmata da C02.
Nel triangolo appaiono subito alcune relazioni chemografiche per il
accanto
a
situazione
avere
si è costruito il
una
visione
Genesi
granato
epidoto
nolite)
e
metamorfosi delle
e
la vesuvianite
e
calcite
e
:
il
rocce
granato sostituisce
e
e
ultrabasiche
449
può essere sostituito da
epidoto, diopside (o atti-
o
la vesuvianite altrettanto da
calcite. Il fatto che granato
e
basiche
vesuvianite
sono
minerali cata-
gli altri mesozonali, spiega questa incongruenza nella paragenesi mineralogica: i due minerali si sono cristallizzati in condizioni di
temperatura più elevata, quando il contatto del magma era appunto
catatermale. Ma con la cristallizzazione completa del magma anche la
temperatura della zona di contatto diminuì e al posto dei minerali catatermali si cristallizzarono quelli mesotermali.
zonali,
mentre
Ca (Ce)
MIfé")
Mg,fe"
Fig.
fu
in
e
69.
Triangolo
del sistema
quinario (Mg, Fe)-Ca-(A1, Fe)-Si02-C02 (cfr. testo).
Del contatto esogeno la zona, che registrò la massima temperatura,
senza dubbio quella di transizione tra l'augitite e l'epidosite : è infatti
essa
che troviamo il
la vesuvianite,
non
si sia
più
sua
carattere di
con
subordinata. Che in
trovato in
lo dimostra la
segregazione
più
granato,
equilibrio
pseudomorfosi
di quarzo all'interno
con
componente principale,
secondo tempo il
l'ambiente diventato
epidoto,
ad
e
un
granato
mesotermale,
metamorfosi associata alla
di calcite alla
periferia (pag. 367).
450
E. Dal Vesco
Il processo chimico è illustrato dalla
2
seguente equazione :
+H-°+co'
[(Si04)3 Al,] Ca3- [(Si04), Fe2] Ca3
[si3 Al2 0121 Fe'"l
2
>
L
+ 3
24Gra
La reazione dà
dire che il
+
Ca2
Si02 + 5 CaC03
H»°+C0°^ 16Ep + 3Q + 5Cc
i minerali osservabili al
proprio
risulta in
granato
J
I
(OH)
microscopio:
grossularia e andratite
di
prevalenza
vuol
ed è
effettivamente di carattere catazonale.
Inerte resta invece la vesuvianite che
ponenti
non
si scinde nei suoi
com¬
mesozonali.
II. Il contatto
ultrabasite-gneis
biotitico
La situazione del contatto è
particolarmente evidente nel giacimento
serpentinoscisti confinano con i gneis biotitici
figura 68 ne rappresenta in modo schematico la
dove i
di A.
Aspra (pag. 359)
picchiettati, e di cui la
variazione mineralogica
e
chimica. Per la discussione si rivela utile il
raffronto dei valori molecolari delle
rocce :
Si
1.
serpentinoscisto (10)
2. involucro biotitico
(an.
61,5
344)
pag.
3. contatto del
4.
5.
gneis III
gneis biotitico picchiettato
gneis biotitico picchiettato
(cloritizzato)
I
fm
al
1,0
98,0
e
alk
k
mg
0,0
1,0
0,70
0,70
74,0
18,0
72,0
0,0
10,0
0,92
0,77
118,5
32,0
36,0
15,5
16,5
0,32
0,55
225,0
31,0
32,0
16,0
21,0
0,26
0,39
322,5
37,5
22,0
9,5
31,0
0,28
0,46
II
La variazione sostanziale rappresentata nella fig. 68, segna la
seguente regolarità : gli elementi che abbondano nel gneis, dunque si, al,
alk diminuiscono in senso centripeto; fm abbondante nell'ultrabasite
segna
i
una
k
diminuzione in
senso
gneis;
raggiunge un
(come già nel contatto
caso
centrifugo;
e
resta invece esclusivo per
massimo nello scisto biotitico. Anche in
con
il
marmo) il
processo deve
essere
questo
molto
più complesso di quanto potrebbe sembrare in un primo momento: si
hanno migrazioni sostanziali nei due sensi con un comportamento selet¬
tivo degli elementi.
L'involucro monomineralico di biotite occupa una posizione parti¬
colare nell'ambito del contatto, perchè può essere generato da due pro¬
cessi diversi: o rappresenta un prodotto di differenziazione del magma
peridotitico o un prodotto di metamorfosi di contatto e allora può essere
di contatto magmatico o metamorfico, esogeno od endogeno.
Genesi
e
metamorfosi delle
Se si trattasse di
rocce
basiche
e
ultrabasiche
451
differenziato
magmatico, ci aspetteremmo scisti
corpi olivinitici, invece ad
A. Alai avevamo trovato flogopite solo in qualità di componente secon¬
dario nella zona marginale e mai all'interno. Conviene perciò affrontare
l'interpretazione genetica nel quadro dei fenomeni di contatto.
Avantutto si deve tener presente che la differenza chimica tra un
magma peridotitico e una roccia della composizione del gneis biotitico è
sensibilissima, inoltre che le proprietà fìsiche sono tanto diverse che il
confine può diventar un luogo di tensioni e pressioni ed essere perciò pre¬
destinato a lasciar cristallizzare solo minerali fogliformi (l'olivina vi si
trasformerebbe in serpentino).
Nello scisto biotitico il contenuto di alcalini è così alto (rappresen¬
tato quasi solo da k), che ci sembra esclusa la possibilità di una differen¬
ziazione dal magma peridotitico. La seconda analisi mostra inoltre una
così spiccata partecipazione del chimismo peridotitico che si arriva
involontariamente a pensare a un fenomeno di contatto endogeno con
un' assimilazione selettiva di quegli elementi che permettono la forma¬
zione della biotite fogliforme stabile alle condizioni marginali. Infatti il
contatto gneissico adiacente allo scisto biotitico segna un sensibile impo¬
verimento di alk rispetto ai gneis più esterni; altrettanto per al, almeno
rispetto alla quinta analisi. Ma purtroppo anche per questi gneis non si
sa con esattezza in quale grado abbiano subito una variazione sostanziale
per effetto del magmatismo basico e ultrabasico.
Ci sembra perciò corretta la conclusione che lo scisto biotitico è un
prodotto di metamorfosi di contatto endogeno, dove il magma ha ceduto
fm al gneis biotitico e assimilato in cambio si, al ed alk (soprattutto k)
permettendo la formazione della biotite fogliforme in grado di sopportare
le condizioni fìsiche marginali.
Nel contempo il gneis marginale ha subito un arricchimento di fm e
un impoverimento di si, al e alk che permisero la cristallizzazione del
granato molto ricco di almandino (pag. 360) accanto ad abbondante
biotite. L'impoverimento di alcalini è stato tanto forte che il resto di al
un
biotitici monomineralici anche nell'interno dei
e
di si si è dovuto cristallizzare in forma di cianite. Non dobbiamo
meno
dimenticare la cessione
titanomagnetite
e
nella biotite.
IH. Il
Se
ora
i marmi
ottiene :
e
periferica
contatto
ultrabasite-roccia calcesilicatica
si raffrontano i contatti
con
i
nem¬
di ti che si cristallizza nella
gneis biotitici,
e
discussi, dunque dell'ultrabasite
quello
di
Alpe
Arrami
con
(pag. 304, 307),
si
452
E. Dal Vesco
Contatto
Contatto
con
Contatto
di A. Arrami
roccia calcarea
Attinolite
Attinolite
Augite diopsidica
Epidoto-clinozoisite
Augite diopsidica
Zdisite epidoto
con
(Vesuvianite)
Granato
(in prev. Alni)
Plagioclasio
Plagioclasio
Feldspato pot. Cianite
Quarzo
Quarzo
Titanite
Titanite
gneissica
Biotite
Biotite
(Granato) (in prev.
Gross)
roccia
Titanomagnetite
Calcite
Dallo
A.
specchietto
risulta che
occidentale del
all'apice
giacimento
Arrami, dove l'ultrabasite, in forma di scisto attinolitico,
modo immediato le
rocce
incassanti, il
contatto
assume
una
di
tocca in
posizione
intermedia. Ne consegue che anche il carattere primitivo della roccia
incassante doveva essere intermedio con un chimismo tra quello del
(calcare) e quello del gneis biotitico (argilla marnosa + quarzitica)
corrispondere a una roccia calcesilicatica ovvero a una marna calcarea.
marmo
e
B.
LA METAMORFOSI DI CONTATTO DELLE ROCCE BASICHE
Nella trattazione dei contatti delle
nello stesso modo
come
rocce
basiche
vogliamo procedere
per le ultrabasiti. Le situazioni schematiche della
variazione dei contatti
con i marmi e con i gneis sono rappresentate nella
Esempi per le rocce carbonatiche ci son forniti dagli inclusi
nell'anfibolite marginale di A. Alai (pag. 338) e per le rocce gneissiche dai
margini esterni delle stesse anfiboliti (pag. 354).
figura
70.
I. Contatto basite-marmo
Il fenomeno di contatto tra anfiboliti
da A. Mittelholzer
sicura
e
da R. Forster,
l'origine magmatica
trattare
e
ancora
marmi
per essi
della basite ; anzi è
tatto che dedussero la natura
inopportuno
ma
venne
non era
già
trattato
assolutamente
soprattutto in base
al
con¬
della basite. Non ci sembra
genetica
qualche dettaglio
nostre considerazioni per casi di basite
perciò
quadro generale delle
sicuramente magmatica.
nel
grandi linee, nonostante alcune sfumature locali, si ha dall'interno,
perciò dall'anfibolite, verso l'esterno, la seguente successione: orneblenda, augite-diopsidica e epidoto-clinozoisite accanto a scapolite. Una
successione che corrisponde dunque a quella riscontrata nei contatti tra
ultrabasite e marmo quarzifero, almeno per quanto riguarda i primi tre
A
Genesi
e
metamorfosi delle
basiche
rocce
Basite
e
453
ultrabasiche
marmo
-
i
e
Plagioclasio
fl^
si
•
Orneblenda
^^^^BM^^"^^^^^^——
al
4
Diopside
Epidoto
Scapolile
Quarzo
Basite
gneis
-
i
e
al
^___
Orneblenaa
fm
Plagioclasio
Sranato
Quarzo
Cianite
70.
Fig.
Rappresentazione
nei contatti delle basiti.
schematica
(Lo spessore
del minerale
i
=
variazione
della
della
e
chimica
l'estensità
del valore molecolare.)
o
(contatto endogeno),
Interno del contatto
mineralogica
lunghezza
dà l'intensità, la
riga
e
=
(contatto
Esterno del contatto
esogeno).
minerali. Parallelamente si verifica un'anortizzazione del
Anche in questo
l'esterno
e
una
caso
si riscontra
diminuzione di
quindi
proco influsso sostanziale,
un
contatto
e
diminuzione di fm
una
plagioclasio.
di ti
e
l'interno, che dimostra
verso
l'esistenza di
verso
reci¬
un
contatto esogeno
un
e
di
endogeno.
Gli autori appena citati hanno provato a stabilire reazioni tra i
minerali delle anfiboliti e la calcite, ma certamente si dovrebbe considerare
tutta la
massa
tentativo in
anfibolitica. Le reazioni che seguono rappresentano
questo
Supponiamo
e
derivanti
che l'anfibolite
corrisponda press'a
poco
quella
a
chimica dei
di
componenti
uguale composizione
plagioclasio: 63,4 Ho e 36,6 Plag. (30% An). Le modificazioni
dal marmo quarzifero sarebbero schematicamente le seguenti :
A. Arrami
blenda
un
senso.
con
una
1. per l'omeblenda
(dove 0,9 Fé"
\ A
63,4
l-r,
X
r„,14 SÌ!M Al3j6 044
dl>7 L
(OH).
.,
~
0,9 Fé'")
->
1
1^
.i
Fe1A Al0;4
I (Mg, Fe)10 ,J
78,4 Ta!n
[si04
1
o
•
^
.
Ca2,1NaM
a:n
,
Si04
I
orne¬
,„_
+
zi
23,2
2
„
^
.
zn
26,4
-^ CaC03 +
^1
-
Ca
(Mg, Fe)l
J
,
+
32,0
^-
8
-~
SiO
i
[si, Al2 012 Fel
L
(OH)
2,8
|
Na2C03(
J
+
Ca2
+
21,8C02)
454
E. Dal Vesoo
2. per il
plagioclasio :
25>0 \ia:n
[(Si04
Kt„
AlAirw
041 Na
ì
)3
,
+
2on„
CaC03
( + H,0)
^^
-^ [si03Al2 0121 Al] Ca2 +^- { [(Si04 ),-A10«] Na-| Na2C03
3
(OH)
6,0SiO2
+
11,6
[(SiO^a (A104)8|
Riassumendo
Ca + 0,8
CaC03
->
+
2J
^-Na2CO3
2
( + 0,5CO2)
-~{ [(SiO^ (AICujJ Ca-CaC03|
3
:
63,4 Ho + 36,6
Plag + 26,0
Ce + 20,4 Q
<±5"°>_>.
78,4 Di + 40,0 Ep +23,1 (Me!+ Ma3)
+
Dalla reazione riassuntiva si ottiene
4,9Nc(
+
22,3C02)
composizione mineralogica
l'augite diopsidica
cede il posto all'epidoto. Per ottenere 20 Q si devono avere a disposizione
da 150 a 200 unità di marmo quarzifero (15—10% Q) con 130—180 Ce,
di cui solo una parte può entrare in reazione: il resto formerà la calcite
che si osserva appunto abbastanza abbondante. La zona dell'aggregato
derivante dalla reazione, dove l'augite cede il posto alla pistacite, rap¬
presenta già il contatto esogeno ; mentre la zona in cui l'augite sostituisce
in modo parziale o totale l'orneblenda rappresenta il contatto endogeno.
La titanite sottolinea nel contempo l'ampiezza di tutto il contatto.
realizzata nella
parte più
La reazione della
se
quarzo ;
benissimo
a
esterna del
una
contatto, dove
componente albitica conduce alla liberazione
inoltre il quarzo abbonda localmente anche nel marmo, si
la formazione di
capire
quell'orlo locale di
di
può
quarzo descritto
pag. 340.
Un altro fenomeno strano è la coesistenza tra
epidoto-clinozoisite e
primo epi-mesozonale
scapolite,
piuttosto catazonale,
entrambi cristallizzati al posto del plagioclasio. Epidoto-clinozoisite,
altrettanto diopside, segnano una migliore idiomorfia in contatto con la
scapolite, la quale assume carattere quasi riempitivo. Si tratta probabil¬
il
mente,
come
e
nel
basite-marmo,
quando,
per la
del contatto
caso
della vesuvianite
il
e
secondo
del
granato dei
contatti ultra¬
un
prodotto del primo periodo della metamorfosi,
temperatura propria del magma, le condizioni termiche
di
catazonali. La clinozoisite
rappresenterebbe
scapolite un relitto
della fase catatermale rimasto imprigionato tra i cristalli con maggiore
potenza di sviluppo, perchè in equilibrio con le condizioni fìsiche generali.
così
un
erano
prodotto
ancora
della seconda fase mesotermale
e
la
Genesi
Et. Gli achirosomi y
e
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
ultrabasiche
e
S delle anfiboliti corismatiche di A. Alai
zona
di Castione
e
455
le anfiboliti ibride della
s. s.
Le considerazioni appena fatte ci permettono di
interpretare
senza
difficoltà
gli achirosomi y e S dell'aggregato basale stromatitico delle
anfiboliti corismatiche di A. Alai (pag. 331, 332) (i contatti studiati nel
paragrafo precedente sono pure di un achirosoma più potente incluso
nelle stesse anfiboliti), solo che al posto della scapolite si ha anortite e
nella fase idrotermale prenite. Ciò può esser dovuto a deficienza di calcite
0.
se
la calcite è
possibilità
di
presente,
a
minore
migrazione delle
Nello stesso modo si possono
brevemente
Castione
temperatura
interpretare
pag. 377, incluse nelle
a
ancora
o
a
una
minore
fasi molecolari.
rocce
le anfiboliti ibride descritte
calcesilicatiche della
zona
di
Nell'esempio descritto,
augite diopsidica,
acquistato carattere attinolitico, probabilmente in rela¬
zione alle condizioni più meso-epitermali vigenti, a causa della maggiore
esiguità del giacimento.
invece di formarsi
s. s.
l'orneblenda ha
III. Il
contatto
basite-gneis
I risultati delle osservazioni esposte
rappresentati
nella
figura
dano molto da vicino le
descritte da P. Walter
70
e
pag. 354
sono
riassuntivamente
i fenomeni riscontrati nel contatto ricor¬
rocce
da
a
biotitico
inglobate
nella
dioritica di Ivrea
massa
studiate nella
galleria sottocarico della
centrale Verbano dell'Impianto idroelettrico della Maggia.
A pag. 354—356 abbiamo potuto distinguere un contatto immediato
privo di quarzo e uno, pochi cm più esterno, contenente quarzo. Per quanto la
composizione mineralogica possa variare sensibilmente da cm a cm, pure
abbiamo provato a calcolare i valori di Niggli dei contatti, in base alle
integrazioni planimetriche. I contatti confrontati con l'anfibolite 9 di
Arrami e i gneis biotitici picchiettati I danno approssimativamente la
e
me
seguente situazione chimica:
si
1. anfìbolite
(9)
al
fm
e
25,5
alk
k
85,5
17,0
52,0
2. contatto interno
(teor.)
67
31
47
12
10
>0,5
3. contatto esterno
(teor.)
152
43
37
6
14
>0,5
225,0
31,0
32,0
4.
gneis
biotitico
picchiettato
I
16,0
5,5
21,0
0,10
0,26
(pag. 354), con il suo basso valore di si e alto di
fm,
gneis avvicinandosi in modo tanto palese
all'anfibolite interna, che si è costretti a considerarlo come un prodotto
II contatto interno
si discosta decisamente dal
456
E. Dal Vesco
dell'anfibolite stessa che ha assimilato al
e
alk
e
ceduto nel contempo fm
gneissica. Che il contatto interno sia dovuto a un processo
prevalentemente endogeno, lo dimostrano anche la mancanza assoluta di
quarzo e la presenza di orneblenda, che normalmente non figura nel¬
l'aggregato gneissico.
L'abbondanza di biotite avvicina questo contatto a quello ultrabasite-gneis (pag. 450) e ci rivela un'assimilazione analoga di Al e di K
(k>0,5). L'AI ha inoltre permesso la cristallizzazione dell'abbondante
granato risultante in prevalenza di almandino (accanto ad andradite:
nel calcolo dei valori di Niggli si è ammesso una composizione Alm : Andr
2 : 1 in base al risultato normativo del gneis III). L'eccesso di Al e Si
rispetto al K si è cristallizzato in forma di cianite.
L'abbondanza di biotite nel contatto endogeno è dunque da far risa¬
lire a un'assimilazione di Al e di K : si può così capire perchè, per esempio
ad A. Confiente, nella zona marginale, l'anfibolite granatifera invece di
contenere soltanto orneblenda, accusi una chiara partecipazione della
biotite che sostituisce (per cristallizzazione primaria) in modo parziale o
alla roccia
=
totale l'orneblenda. E nell'ambito di
comprensibile
che le esili anfiboliti
di Castione
zona
s. s.
queste considerazioni, diventa pure
plagioclasiche
mostrino tutte
incluse nei
gneis
della
certo contenuto di biotite.
un
pochi cm. di distanza, il contatto esterno segna già un si, che lo
dalla
banda del gneis. Vi abbiamo una partecipazione ancora più
pone
grande di al e di alk, ma inferiore di fm : fm non basta per la formazione
A
delle miche
si cristallizza la muscovite
e
l'eccesso di al
(con
carattere
più mesozonale) ;
ad alk determina la cristallizzazione della cianite
rispetto
presente in quantità più sensibile che non nel contatto immediato.
Questo contatto con netto carattere esogeno è sempre contraddistinto da
che è
abbondante granato.
Nella variante e)
al
suo
Essi
posto
a
pag. 358 il
granato è presente
si fanno abbondanti
rappresentano dunque
parte delle anfiboliti. Nel contatto,
la cianite
con
i
non
e
la sillimanite
sono
in
quantità ridotta:
gli
prodotti dell'apporto
alumosilicati cianite
con
e
sillimanite.
sostanziale da
abbondanza di granato
e
biotite,
subordinate
perchè si e al hanno reagito
formare granato e biotite.
fm, proveniente dalla basite,
per
Interessante è la coesistenza sillimanite-cianite. Evidentemente la
seconda
non
è dovuta all'alterazione metamorfica della
sillimanite è associata alla
blastica
sono
erano
biotite,
prima, poiché
la
mentre la cianite appare cristallo-
nell'aggregato leucocratico. Ciò significa dunque che le due fasi
originate in due momenti successivi in cui le temperature
state
diverse,
per la
sillimanite, di
carattere
catazonale,
e
per la
cianite,
Genesi
e
metamorfosi delle
di carattere mesozonale : abbiamo
in funzione alla diminuzione della
Essa
raggiunge
un
basiche
rocce
ancora una
e
che i
temperatura del contatto termico.
massimo per
primi formati,
poi diminuire
necessariamente trasformarsi in
lentamente
tipici
in condizioni
quanto
per
457
generazioni diverse
volta
tendo la cristallizzazione successiva di minerali
senza
ultrabasiche
una nuova
fase stabile. A
fase di cristallizzazione dobbiamo anche far risalire il
permet¬
diverse,
instabili, debbano
per
zone
questa prima
granato
e
forse
una
parte della biotite: il primo infatti presenta talora una forte cataclasi,
singoli frammenti sono sparsi nelle immediate vicinanze e gli spazi
i
intercristallini
sono
rimarginati dagli
normalmente
altri minerali della
pasta fondamentale.
Accanto
a
questa variazione termica,
variazione sostanziale dovuta
un
a
si ha naturalmente anche
si cristallizza la biotite
disposizione (per
dapprima
poi la muscovite mesozonale, sia
per l'esaurirsi di fm).
es.
una
successivo esaurirsi delle sostanze
per la variazione della
a
catamesozonale,
temperatura,
sia
IV. Il contatto basite-roccia calcesilicatica
Ancora
quelli
volta mettiamo
una
a
confronto i contatti visti
della parte centrale di A. Arrami
Contatto
con
Orneblenda
e
Contatto
Contatto di A. Arrami
Attinolite
Diopside
Epidoto-clinozoisite
Plagioclasio basico (An)
Scapolite
Orneblenda
e
Diopside
Epidoto-clinoz.
Plagioclasio
Scapolite
Calcite
Calcite
Da
questo raffronto,
come
da
Orneblenda
Biotite
Biotite
Granato
Granato
roccia
medio
Muscovite
Quarzo
Cianite
quello
con
Attinolite
Quarzo
Titanite
con
gneissica
Plagioclasio
Quarzo
Titanite
ora
(pag. 301, 305).
roccia
calcarea
or
a
(Sillimanite)
pag. 452, risulta che le stesse
mineralogiche che
basite-gneis, sia tra i contatti
ultrabasite-marmo e ultrabasite-gneis : ne consegue che la roccia margi¬
nale della zona di Arrami doveva essere in origine una marna quarzifera,
la quale, nella metamorfosi mesozonale, avrebbe dato ugualmente origine
a una roccia calcesilicatica (ma con un tenore meno marcato di minerali
melanocratici).
rocce
marginali
di
A. Arrami
rivelano
stanno, sia tra i contatti basite-marmo
e
condizioni
E. Dal Vesco
458
C. RIEPILOGO SULLA METAMORFOSI DI CONTATTO
L'interpretazione
1.
delle
ultrabasiche ha dimostrato
determinato
una
rocce
in contatto
che ovunque le
metamorfosi di contatto
con
le
rocce
basiche
e
magmatiche hanno
influsso sostanziale; pos¬
rocce
con
aggiungere termico, perchè si nota dappertutto un ingrossamento
granulazione.
2. Pure ovunque si può distinguere (in modo più o meno palese) un
contatto sostanziale endogeno e un contatto esogeno, dovuto a una
migrazione, nei due sensi, di quegli elementi di cui i due partecipanti sono
particolarmente ricchi, migrazione tendente a stabilire un equilibrio
chimico. Non entriamo più nei particolari perchè le figure 69 e 70 e le
tabelline comparative, stabilite per il confronto, danno sufficienti rag¬
siamo
della
guagli.
3. In
tengono
quasi
a
una
mesotermale: i
tutti i contatti si possono riconoscere minerali che appar¬
generazione più catatermale e a
primi rappresentano i minerali di
generazione più
prima
una
contatto della
fase del processo di contatto ed i secondi della seconda fase in relazione
a una diminuzione della temperatura del magma in fase di cristalliz¬
zazione. Si nota per
esempio nel granato contenuto nei contatti ultra¬
quarzifero un'alterazione pseudomorfa in epidoto: la meta¬
morfosi tende a trasformare i minerali catazonali non più in equilibrio
in minerali mesozonali, in equilibrio con le condizioni generali dell'ambien¬
te. Si può inoltre osservare, per esempio nei granati del contatto basitegneis biotitico, una cataclasi e un rotolamento, dunque un processo
clastico legato a ulteriori movimenti di dislocazione (legati all'intrusione
peridotitica?) e un rimarginamento dei cataclasti con minerali meso¬
zonali. Ma né nell'un caso, né nell'altro, si ha l'impressione che l'aureola
basite-marmo
di contatto abbia subito
che
gli aggregati
una
attuali
metamorfosi di dislocazione tanto radicale
siano
un
neo-prodotto
ricristallizzato: tutto
lascia pensare che si tratta effettivamente dei contatti
Che lo scambio sostanziale
ginari.
gazione solido delle
rocce
tutto le situazioni di
basiche
giacitura
e
non
gH
senza
determinarvi nessun' aureola di reazione.
lo dimostrano soprat¬
Gagnone (fig.
con
56
e
58),
i marmi,
dunque concludere che i contatti endogeni ed esogeni
tutt'oggi sono gH aggregati primari (o quasi) formatisi per
termico e sostanziale del magma basico e ultrabasico, aU'inizio
liquido o semiliquido, ma poi in fase di cristallizzazione e di
osservabili
ancora
ce
della Bocchetta di
scisti attinolitici si trovano in contatto diretto
4. Possiamo
ori¬
sia avvenuto allo stato di aggre¬
ultrabasiche
dove
influsso
magmatici
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
raffreddamento. Il carattere del contatto
del magma
marmi
e
e
gneis, aggregati di
aggregati intermedi.
Da ultimo dobbiamo
5.
dell'intrusione
e
del contatto, le
metamorfosi mesozonale
oppure allo stato
dalla natura chimica
incassante, dando, per i
contatto caratteristici
ancora
rocce
o se erano
di contatto
ancora
clastico, cataclastico
o
e
per le
la domanda
porci
459
ultrabasiche
dipende
dalla natura chimica della roccia
per i
silicatiche
e
erano
rocce
calce-
se
al momento
già
allo stato di
sedimenti appena
diagenetici
cachiritico.
Ragioniamo a ritroso nel tempo. Avantutto possiamo affermare che
dopo la metamorfosi di contatto non sono più avvenuti processi tettonici
legati a grandi scorrimenti (leggeri scorrimenti sì, con locali ripiegamenti
di modo che abbiamo ancora adesso più o meno la
e addensamenti),
situazione che si ebbe
escludere
luogo
si
uno
sono
dopo
i fenomeni di contatto. Dobbiamo inoltre
stato cataclastico delle
osservate
brecce
magma basico. Altrettanto
incassanti
rocce
rimarginate
o
perchè
in
nessun
deviazioni filoniane del
si hanno tracce di
propria
scambio
parola,
sostanziale: bensì un passaggio granoblastico graduale dal contatto alla
roccia non contaminata, per cui crediamo possibile affermare che la meta¬
morfosi di contatto (sostanziale e termica) e la metamorfosi regionale di
dislocazione andarono, almeno per un certo periodo, di pari passo deter¬
minando la metamorfosi meso-catazonale, o come dice meglio A. Mittelholzer, che le due metamorfosi rappresentano due processi avvenuti di
un sol getto.
nel
metasomatosi,
senso
non
stretto
della
una
vera
nonostante
e
lo
D. ALCUNE OSSERVAZIONI SULLA ZONA DI CASTIONE
CONSIDERATA NEL SUO COMPLESSO
Nella
grafica
e
parte prima
si
erano
viste le
nella loro successione strati¬
rocce
commentato la loro variazione laterale
M
a
pag. 218 sulla scorta
L. Riconsiderando
e
questo commento alla
profili completi G,
degli insegnamenti dedotti dallo studio delle rocce basiche e dei loro
contatti, si scoprono nuove regolarità :
1. Le rocce che inglobano orizzonti più o meno potenti di anfibolite
svelano nella zona di contatto aggregati analoghi a quelli trovati : abbon¬
danza di biotite e granato nei gneis; attinolite, diopside, epidoto e scapo-
dei tre
luce
lite nei marmi che diventano di conseguenza
2. Le anfiboliti contenute nei
contenute nelle
rocce
calcaree
gneis
contengono
nolitica, diopside ed epidoto, assumendo
rocce
sono
calcesilicatiche.
spesso biotitiche
e
quelle
localmente orneblenda atti-
carattere ibrido.
E. Dal Vesco
460
ogni ciclo, soprattutto tra gneis e roccia carbonatica sono
più o meno potenti di anfibolite. Per citare un solo
esempio : nel V ciclo, alla base del VI, dove nel profilo M sono incluse le
potenti masse magmatiche di Alai, si riscontrano nell'ambito dei tre profili
Quasi
3.
in
intercalati orizzonti
anfibolitiche
rocce
che localmente conferiscono
carattere
corismatico-
stromatitico alla roccia
4. Se in
uno
inglobante.
profili si ha un'anfibolite,
dei
fenomeni di contatto,
la
zona
se
la roccia basica
non
solo,
delle radici, rivela
è
non
Queste superficie
È molto
5.
composizione mineralogica analoga
più presente.
anche
rappresentano senza dubbio pri¬
quali è avvenuta l'intrusione dei magmi.
che i gneis biotitici picchiettati VI abbiano
così contaminate
lungo
probabile
parte della
una
le rocce incassanti segnano
la continuazione laterale di esse, verso
una
mitive discontinuità
subito
ma
le
loro modificazione sostanziale
a causa
di fenomeni
si spiegherebbero così ad esempio i locali arricchimenti di biotite
granato che conferiscono un carattere kinzigitico al gneis.
6. Le rocce ultrabasiche, riguardo alla giacitura, si differenziano
analoghi :
e
di
dalle
rocce
basiche in
quanto
non
formano orizzonti continui,
ma
si
arricchiscono localmente in
mente si
siche
è
o
più
giacimenti più o meno lenticolari. Analoga¬
comportano le anfiboliti granatifere rispetto a quelle plagiocla-
biotitiche
che
stromatitiche. Ma siccome la loro
o
probabile,
diversa fluidità dei
cristallinità
e a un
il
comportamento diverso è
magmi,
dovuta
a
sua
volta
origine magmatica
da far risalire
a
un
diverso
a
una
grado
di
diverso contenuto di sostanze volatili.
Parte quarta
Correlazioni tra
sedimentazione, orogenesi, magmatismo,
lizzazione autometamorfa
e
cristal¬
metamorfosi di dislocazione
quest'ultima parte dobbiamo provare se i diversi elementi dedotti
dallo studio fisiogranco si lasciano ordinare in una successione che si
inquadri nell'evoluzione generale dell'orogenesi alpina. Prima di affron¬
tare questa sintesi cronologica è necessario riordinare le idee sui diversi
processi fondamentali e discutere ancora alcuni punti essenziali.
In
Genesi
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
e
461
ultrabasiche
A. LA SEDIMENTAZIONE
La
complessa
che siamo riusciti
successione
a
normale successione
degli
orizzonti della
studiare in tre
stratigrafica,
che
zona
di Castione
s.
1.,
profili completi, rappresenta una
già R. Stattb (1916) aveva ricono¬
sciuto di età mesozoica. Dal confronto
con
il lembo di
Tomul, descritto
da W. Nabholz, risulta che la sedimentazione deve cadere nel mesozoico
inferiore
e
più precisamente
durare dal Triassico al
Giurassico
medio
(Dogger).
È
vero
che
mancano
le dolomie alla
base,
ma
in cambio si hanno
flogopitici leggermente dolomitici e gneis quarzitici (poi A. Mittelparla della presenza di dolomie nella Val Traversagna). La zona
di Castione s. 1. rappresenta la copertura sedimentaria del ricoprimento
dell'Adula e, come nella zona di Mesocco, vi si distingue una parte inferiore
ricca di rocce carbonatiche e una parte superiore povera di rocce carbomarmi
holzer
natiche.
Il bacino di sedimentazione doveva
dunque appartenere a quello
pennidico,
geosinclinale alpina ed avere
più
carattere orogenetico-continentale. La sedimentazione variò periodica¬
mente da depositi argillosi-quarzitici o quarzitici-argillosi o arenarie, a
depositi più marmosi, marne calcaree, calcari marnosi e calcari puri
sempre più o meno quarzitici, per concludersi con la massa potente che
diede poi origine ai gneis biotitici picchiettati, in origine probabilmente
argille frammiste ad arcose con orizzonti quarzitici.
Per quanto non siamo entrati nei particolari per le rocce della zona
di Arrami-Vogorno, abbiamo visto che esse rappresentano col loro con¬
tenuto dolomitico una serie stratigrafica che corrisponde al Triassico.
Queste rocce formano la copertura sedimentaria del ricoprimento
pennidico posto immediatamente sopra a quello dell'Adula, dunque del
ricoprimento Tambo (o eventualmente di un lembo dell'Adula).
Il loro bacino di sedimentazione doveva svilupparsi a sud di quello
dell'Adula. La sedimentazione fu in prevalenza calcarea: cominciò con
argille poi variò da calcari-dolomitici a calcari-marnosi, a marne calcari,
depositi sempre più o meno quarzitici (arenacei?).
Nell'ambito di questo bacino, la sedimentazione cessò dunque sensi¬
bilmente più presto che non in quello dell'Adula e, se ciò non è dovuto
ad esportazione degli strati più alti a causa dei movimenti tettonici o
dell'erosione, sta ad indicare l'inizio dei processi orogenetici con l'abboz¬
zarsi dei ricoprimenti embrionali.
Quest'evoluzione del bacino di sedimentazione darebbe anche una
vasto del
nell'ambito della
E. Dal Vesco
462
al
spiegazione
comportamento
laterale della sedimentazione nel bacino
dell'Adula: uniforme dal Triassico fino al Liassico inferiore
(primi
tre
rendendo
uniforme dal Liassico inferiore fino al
Dogger(?);
probabile che il materiale primario che diede origine ai gneis
biotitici picchiettati, derivi dalla sedimentazione di arcose, di sabbie
quarzitiche e di argille in parte marnose derivanti forse dall'anticlinale
in formazione nella zona più meridionale.
Si potrebbe rimproverare a questo capitolo storico-geologico di
andare troppo nel dettaglio, eppure è esclusivamente in base alla stratigrafìa osservata, che si giunge a questa conclusione, la quale si inquadra
in modo soddisfacente nella cornice molto più vasta dell'evoluzione del
bacino pennidico e della geosinclinale alpina. Corrisponde bene alle con¬
cicli),
meno
inoltre
clusioni di A. Gansser
equivalenti,
inoltre
una
e
di W. Nabholz che hanno studiato le
metamorfiche, della
ma meno
regione
frontale
e
conferma delle idee di R. Staitb sulla struttura
rocce
rappresenta
generale
del
Pennidico inferiore.
B. L'OROGENESI
Le considerazioni fatte sull'evoluzione della sedimentazione dimo¬
già nel Liassico inferiore si manifestano le tracce del processo
orogenetico che sfociò nel parossismo pennidico.
Dunque nel Liassico inferiore si fanno palesi gli abbozzi dei ricopri¬
menti embrionali che localmente interrompono la sedimentazione e
suddividono la geosinclinale pentàdica in singoli bacini di sedimentazione
sempre più delimitati.
Lo studio della zona pennidica metamorfica, di più difficile interpre¬
tazione, conduce quindi a risultati che coincidono con le conclusioni
fatte da R. Statjb (1937) nel settore meno metamorfico delle fronti dei
ricoprimenti Adula e Tambo-Suretta nei Grigioni e delle zone mesozoiche
strano che
di Mesocco
e
di
Splugen.
W. Leupold, sulla scorta delle osservazioni fatte sul
Flysch del
Prattigau, afferma che l'orogenesi pennidica doveva aver superato il suo
parossismo già prima del Cretaceo medio. Per le ragioni che andremo
esponendo nel paragrafo seguente in relazione all'evoluzione del mag¬
matismo basico
e
ultrabasico, l'affermazione di W. Leupold ci sembra la
sola accettabile per la
Infine
affrontare
un
ultimo
riguarda
regione studiata.
problema di natura
tettonica che dobbiamo
il raddrizzamento delle radici. Per le stesse
ancora
ragioni
di
Genesi
indole
mo a
metamorfosi delle
e
rocce
basiche
463
ultrabasiche
e
magmatica che dobbiamo ancora discutere a pag. 464, non riuscia¬
capire, come tra orogenesi pennidica e raddrizzamento delle radici,
possa intercorrere il notevole intervallo di
pennidica (Cretaceo)
alla fase insubrica
tempo che
dall 'orogenesi
(Terziario medio). Infatti
fessura di A. Arrami, di deviazione nord-sud
perta di
va
e
pressoché verticale,
la
rico¬
eclogitico (pag. 275) dimostra che fenomeni clastici
erano
una posizione analoga all'attuale, prima ancora che i
fenomeni magmatici fossero terminati: in altre parole, essa testimonia
che l'intrusione magmatica si è svolta, almeno nella fase tardiva, appro¬
strato
uno
avvenuti in
fittando
delle
radici, che
discontinuità
avevano
concordanti
già raggiunto
una
della
posizione
zona
stratificata
delle
poco diversa dall'attuale.
I fenomeni clastici di intensità variabile
che si verificano un po'
locali
neocristallizzazioni
a
(croste di serpen¬
legati
epizonali
ovunque,
differenziali
tra
strato e strato,
scorrimenti
connessi
a
ma
non
tino),
più
la
nel
raddrizzamento
dentro
loro
trovano
e
causa
maggior
gli strati,
della zona di radice (accoppiata a un rovesciamento nel settore più
meridionale, verso la linea insubrica) che cade nella fase insubrica del
Terziario medio. Che questa cataclasi sia sensibilmente più giovane che
tutti i fenomeni descritti finora è senz'altro accettabile.
Riassumendo
proprie
si ha
queste conclusioni basate
in
prevalenza
su
osservazioni
con una
interruzione
:
1. La formazione delle anticrinali si manifesta
della sedimentazione nella
di
nel Liassico
e nella
Arrami-Vogorno
zona di Castione-Corippo nel Dogger.
Contemporanea suddivisione della geosinclinale pennidica in bacini
parziali : nel bacino dell'Adula la sedimentazione si è conclusa con argille
zona
frammiste ad arcose, derivanti dall'anticlinale
2. Parossismo
nidiche
radici
orogenetico
e, senza interruzione di
con
persistenza
con
una messa
meridione.
a
in
tempo, inclinazione
di deboli movimenti
posto delle falde
e
pen-
raddrizzamento delle
tangenziali.
Conclusione pro¬
babilmente nel Cretaceo.
3. Fase insubrica
mento
e
parziale
con
una
probabile
rovesciamento
accentuazione del raddrizza¬
delle radici
poste più
a
meridione.
Miocene.
Forte
azione
cataclastica
con
fessurazione
prevalentemente
sud-
stile.
piccolo
parte della cataclasi, per quanto nello studio fatto non sia
possibile distinguerla dall'altra, deve essere fatta risalire alle pres¬
nord in
grande
e
4. Una
stato
sioni che hanno determinato il raddrizzamento della molassa
Miocene-Pliocene.
padana.
464
E. Dal Vesco
Queste fasi direttamente verificabili nella
quarta) corrispondono
genesi alpina.
zona
modo soddisfacente
in
studiata
all'evoluzione
(salvo
la
dell'oro-
C. IL MAGMATISMO
Superate queste discussioni preliminari, si impone la trattazione del
problema fondamentale inerente al fenomeno del magmatismo basico e
ultrabasico. L'argomento è estremamente complesso. Lo sottolineano
anche C. Burri e P. Niggli nella loro ricchissima discussione che cerchiamo
di
seguire
per
poter dare
una
dalle nostre osservazioni,
iniziale
con
magmatica. Avantutto
possibilità offerte
magmatismo
il confronto delle basiti sepa¬
associate alle ultrabasiti di sicura
quelle
divergenze
ha rivelato
possano
problemi
scorta delle
fondamentali del
alpino.
La natura
rate
risposta, sulla
ai
essere
di
tali da
natura
giustificare
origine magmatica, non
prime
la conclusione che le
diversa, dunque sedimentario-metamorfica.
Possiamo così affermare che sia le basiti, sia le ultrabasiti
magmatica
e
appartengono
tutte allo stesso processo
Il carattere ofiolitico. Le basiti
concordanza nella
di
e
Castione-Corippo
di natura
magmatico.
le ultrabasiti
nella
sono
sono
incluse in
Arrami-Vogorno
di natura sedimentario-metamorfica e di età pennidico-mesozoica. Ne
deriva evidentemente che le rocce magmatiche possono soltanto essere
mesozoiche (o anche più giovani, ma non lo sono per le ragioni che
seguono) e che la loro genesi entra nell'ambito del magmatismo ofiolitico
alpino.
L'età del magmatismo rispetto all'orogenesi. Dalla fisiografia e dalla discussione precedente si vede che le ofioliti hanno subito
fenomeni metamorfici che tendono dal carattere cata-mesozonale a quello
meso-epizonale e non viceversa e ciò in un ambiente meso-epizonale.
Non riscontriamo dunque fenomeni che aumentano il grado meta¬
morfico,
santi
troviamo
non
(salvo
zona
nei
nemmeno
contatti)
fosse stato effusivo
e
e
zona
minerali catazonali nelle
dovremmo
rocce
incas¬
il
aspettarci se
magmatismo
contemporaneo alla sedimentazione oppure intru¬
come
sivo in sedimenti vicini alla
superficie. Non resta che una possibilità:
magmatica sinorogenetica rispetto all'orogenesi pennidica,
ma che diventa un'magmatismo iniziale, nel senso di H. Stille, rispetto
all'orogenesi alpina. È naturale che nel caso di un' intrusione, l'essere la
un'intrusione
roccia
magmatica
contemporaneità
inclusa in orizzonti di
del fenomeno
una
magmatico.
certa età
non
implica
la
Genesi
e
metamorfosi delle
rocce
basiche
e
ultrabasiche
465
L'affermazione che il
ancora
magmatismo è sinorogenetico non specifica
potrebbe per esempio essere prece¬
tardivo rispetto al carreggiamento della fronte
il momento dell'intrusione:
dente, contemporaneo o
del ricoprimento soprastante.
è
Una difficoltà si interpone ora alla soluzione di questo problema ed
rappresentata dal fatto che i documenti fenomenologici accessibili alla
nostra osservazione datano soltanto dal momento in cui
diventarono
parzialmente
totalmente cristallini. E
o
qui
gli aggregati
non
troviamo
segni di una traslazione di notevole portata. Per la regione frontale del
ricoprimento Adula, W. Nabholz, afferma che le ofioliti hanno subito
sollecitazione tettonica
una
inoltre sia
meno
intensa che le
scaglie
quest'autore, sia A. Gansseb, affermano
che le
inglobano,
che le ofioliti hanno
seguito superficie tettoniche preesistenti e preparate dai movimenti oro¬
genetici. Possiamo così concludere che il movimento delle ofiolite è
avvenuto in prevalenza nella fase magmatica (più o meno cristallina)
secondo superficie di carreggiamento o preparate dal carreggiamento
stesso, parallele agli strati sedimentari.
Riordinando le idee, avremmo dunque il seguente processo. I magmi
mobilizzati si
dei
sono
intrusi nelle coltri sedimentarie durante la traslazione
ricoprimenti, seguendo, dalle radici verso le fronti, superficie
concordanti, aperte dal carreggiamento.
di dis¬
continuità
I
alla loro volta orizzonti fluidi di
magmi rappresentano
dislocazione. Ancora nella fase
liquida,
le
masse
più facile
magmatiche vennero
schiacciate in lenti variamente distribuite. Certe discontinuità rimasero
più flussi magmatici, con composizione
ultrabasica, si susseguirono nell'intrusione :
ciò dimostra che non si ebbe perfetta sincronìa tra intrusione e disloca¬
zione. Il magma più mobile, in funzione della sua fluidità, potè avanzare
più rapidamente della dislocazione delle falde, di modo che flussi tardivi
più
a
lungo aperte
e
per
esse
chimica variabile da basica
a
avanzare ancora sensibilmente nell'edificio già esistente. In
parole, avremmo un persistere del magmatismo durante tutta l'orogenesi pennidica, probabilmente con un inizio in ritardo rispetto all'inizio
dell'orogenesi stessa.
Per concludere: il magmatismo ofiolitico è intrusivo e sinorogene¬
tico rispetto all'orogenesi pennidica e cadrebbe così nel periodo che va
dal Giurassico superiore al Cretaceo inferiore, risultando di carattere
iniziale rispetto all'orogenesi alpina.
Dagli studi più vasti sul sistema alpino (C. Burri e P. Niggli) risulta
che il magmatismo ofiolitico, cioè iniziale nel senso di H. Stille, ha
poterono
altre
avuto
luogo
in
prevalenza
nella seconda metà del mesozoico
e
coin-
466
E. Dal Vesco
genesi delle ofioliti studiate. Si promette
interessantissimo uno studio che tende a provare se esista un legame di
causalità tra l'orogenesi pennidica e il suo magmatismo sinorogenetico
che datano del periodo Giurassico superiore-Cretaceo inferiore, la sedi¬
mentazione delle radiolariti, delle argille variegate e dei giacimenti di
manganese (pure del Giuriassico superiore e del Cretaceo inferiore) e il
ciderebbe nel
tempo
con
la
magmatismo ofiolitico iniziale dell'orogenesi alpina.
prevedere una risposta affermativa, per mancanza
tralasciare
questa
Infine,
per
nostra
confrontiamo il
se
una
regione può
quanto si
possa
dobbiamo
spazio
troppo lontano.
della
zona studiata con quella
regione di Mesocco, ci si
spiegata coll'ammissione che la culmina¬
già accentuata durante l'orogenesi pennidica. Forse
essere
solo
relazione tra l'esistenza della culminazione
una
di
sensibile differenza di intensità. La minore intensità della
zione del Ticino si sia
esiste
magmatismo
descritta da A. Gansseb per la
esempio
accorge di
trattazione che ci condurrebbe
Per
il raddrizzamento
e
delle radici.
Lo
ancora
questo
e
del
svolgimento
chiarezza
se
Nella letteratura
la successione sia basite-ultrabasite
ci offrono
senso
magmatismo.
un
o
non
esiste
viceversa: in
ottimo documento le associazioni di A. Arrami
di A. Alai. Avantutto abbiamo
(in grande stile)
potuto
dimostrare che
una
differenzia¬
è avvenuta. I
magmi sono intrusi
separatamente o rimescolati: dapprima quelli basici e poi quelli ultra¬
basici, con un flusso pulsante. Ma nemmeno questa successione è rigorosa
perchè di tempo in tempo nuovi apporti furono più basici, con carattere
orneblenditico, jacupirangitico e anche gabbroidico normale. Non da
zione in situ
escludere
e
sono
non
locali differenziazioni in
situ,
ma
di carattere subordinato
nebulitico.
dunque intrusi già differenziati e la successione in
grande
magma gabbroidico-magma peridotitico con intervalli più
basici. Ciò nonostante le composizioni chimiche dei magmi si lasciano
ordinare senza alcun sforzo nel diagramma di differenziazione del tipo
pacifico (figura 59). Questa regolarità non può essere dovuta che a una
differenziazione gravitativa e complessa nelle profondità subcrustali, nel
senso di P. Niggli (1938)'.
I
magmi
sono
è:
Sarebbe molto interessante provare
applicabili
principi
basaltica che
una
verso
cristallizzazione
strutturali della
se
per le nostre ofioliti
sono
concepiti in base
alla cristallizzazione di differenziazione complessa e gravitativa. In rias¬
sunto ci si dovrebbe aspettare in senso centripeto: una zona gabbricoi
zona
subcrustale
il basso dovrebbe mostrare, secondo Eskola 1936,
più
o meno
avanzata nella facies
eclogitica, poi
con
Genesi
un
passaggio
e
metamorfosi delle
relativamente
rocce
brusco,
basiche
una
e
zona
467
ultrabasiche
dunitica
più
o
meno
cristallina.
In
periodo orogenetico, il magmatismo sinorogenetico, legato a
un contemporaneo sprofondamento della geosinclinale, dovrebbe teorica¬
mente dare origine alla seguente successione di apporti magmatici:
dapprima gli afflussi dovrebbero essere di carattere gabbrico per poi pas¬
sare, per gradi, a un carattere più gabbrico-eclogitico e assumere infine,
e in modo relativamente rapido, un carattere dunitico.
Per il periodo finale di questa successione un ottimo documento ci
vien fornito dal giacimento di A. Arrami : le prime rocce intruse sono
infatti ,,eclogitiche" e con un passaggio relativamente brusco si passa
alle oliviniti lherzolitiche. Esse contengono alla loro volta le oliviniti
granatifere la cui intrusione dovette durare poco tempo, perchè esse
un
lasciano
di
il
posto oliviniti lherzolitiche.
La
ripetizione può
spiegata
magmatiche pro¬
fonde oppure con uno spostamento orizzontale dell'orogene.
Il giacimento di A. Arrami ammette dunque una genesi magmatica
che rispecchia una struttura subcrustale nel senso di P. Eskola (1936):
ma la genesi è resa più complessa dai movimenti reciproci tra
orogene e
la
fatta
subcrusta. Questa corrispondenza rassoda
deduzione
più in
addietro che le eclogiti e le oliviniti granatifere non sono mai state com¬
pletamente liquide e che il granato rappresentava una fase già cristallina
senz'altro
nuovo
essere
con
l'intervento di correnti
nel magma in movimento.
In contrasto
con
A. Arrami è invece il
l'involucro contiene tracce
la
massa
principale
Il
plagioclasio
esclusivo di
quasi
giacimento
zione tra A. Alai
sua
e
di
granato
e un
di A.
Alai, dove
parte esterna,
con
un
mentre
chiriosoma
achirosoma risultante
plagioclasio.
di A. Confìente
e
solo nella
risulta di anfibolite corismatica
anfibolitico povero di
in modo
eclogitiche
giacimento
rappresenta però
A. Arrami in quanto la
un
sua massa
anello di
principale
congiun¬
risulta di
palesi tracce eclogitiche e il suo nucleo di anfi¬
quella marginale di A. Alai. Vuol dire che le
masse della zona subcrustale ,,eclogite-peridotite" hanno subito in un
secondo tempo, probabilmente per una maggiore ricchezza di acqua, una
liquefazione più profonda (oppure non hanno raggiunto un notevole
grado di cristallinità). Infatti anche l'olivinite harzburgitica non contiene
granato e le inclusioni basiche non hanno più carattere di eclogite pura
(eclogite orneblenditica, anfiboliti con o senza granato).
anfibolite
granatifera
con
bolite corismatica simile
Per le
rocce
da P. Eskola dà
basiche
una
a
e
ultrabasiche, la
struttura interna formulata
spiegazione soddisfacente, anche
se
i fenomeni mag-
E. Dal Vesoo
468
matici
hanno
decorso più complesso in rapporto a riatti¬
un
substrato, dipendenti alla loro volta da variazioni
da una presenza variabile di sostanze volatili (sopra¬
avuto
vazioni diverse del
delle
pressioni
tutto
e
acqua). Inversamente,
conferma
per
la
le
rocce
differenziazione
discusse
rappresentano un'ottima
gravitativa complessa
nel
senso
di
P. Niggli.
Tutta la discussione regge in modo
Arrami, Confiente
e
Alai, inclusi nella
egregio
zona
per i
giacimenti di A.
come possiamo
di radice. Ma
generalizzarla a tutte le altre basiti e ultrabasiti che si ritrovano separate
nella regione studiata? Dove troviamo i rappresentanti della zona
gabbroidica soprastante a quella + ,,eclogitica"?
Abbiamo già detto che i magmi sono intrusi differenziati: appare
perciò logico che ultrabasiti possano formare anche da sole lenti più o
meno sviluppate; altrettanto per le basiti. Per le basiti nasce un'enorme,
forse un'insormontabile difficoltà di interpretazione perchè due processi
diversi possono convergere in uno stesso prodotto finale: le anfiboliti
plagioclasiche mesozonali possono derivare direttamente dal magma
gabbroidico per piezocristallizzazione autometamorfa oppure essere i
prodotti mesozonali della metamorfosi di dislocazione delle eclogiti o
delle anfiboliti granatifere.
Ricordiamo
ancora
primo luogo
da anfiboliti
schematico,
in
di contro
una
volta che le basiti
sono
rappresentate
in
plagioclasiche (ev. biotitiche) di carattere mono¬
tracce di chelifiti; le anfiboliti granatifere
senza
generale
generale associate alle ultrabasiti o poco lontane
da esse. Questa regolarità ci induce a pensare che la genesi delle anfiboliti
granatifere (a maggior ragione per le eclogiti) sia strettamente legata a
quella delle ultrabasiti, mentre che la genesi delle anfiboliti plagioclasiche
monoschematiche sia un fenomeno meno strettamente legato.
Le anfiboliti granatifere sono inoltre più frequenti nella zona di
radice che non a nord dove appaiono solo in stretto legame con le ultra¬
basiti e dove le anfiboliti plagioclasiche sono più scistose.
Se il magmatismo è stato veramente sinorogenetico, avremo una
maggiore probalilità di trovare una prevalenza di prodotti magmatici
iniziali nel settore più settentrionale (verso le fronti) e una prevalenza
di prodotti magmatici finali verso sud e nelle radici: le anfiboliti pla¬
gioclasiche diventerebbero allora prevalentemente iniziali e le anfiboliti
granatifere prevalentemente finali, in legame con le ultrabasiti. Il giaci¬
mento di A. Alai ci dimostra però che anche nella fase finale si ebbero
ancora apporti di magma riattivato che diedero origine ad anfiboliti. Ne
consegue che una parte delle anfiboliti plagioclasiche, soprattutto nel
sono
rare e
in
Genesi
settore delle
e
e
metamorfosi delle
radici, può
essere
rocce
basiche
più giovane
del
e
469
ultrabasiche
magmatismo „eclogitico"
,,granato-anfibolitico".
plagioclasiche deri¬
granatifere: pos¬
eclogiti
siamo domandarci se esistono caratteri fenomenologici che differenzino
queste anfiboliti metamorfiche di dislocazione da quelle autometamorfe.
Le prime, almeno quelle legate alle eclogiti, posseggono in generale resti
chelifitici con un nocciolo di granato o di epidoto e clinozoisite con una
struttura diablasto-nematoblastica (pag. 295), mentre quelle in orizzonti
più o meno potenti sono in prevalenza prive di noccioli chelifitici di epi¬
doto e clinozoisite e di struttura grano-nematoblastica ; nelle prime il
Infine
ancora una
considerazione sulle anfiboliti
vate dalla metamorfosi delle
o
dalle anfiboliti
plagioclasio ha tendenza zonare, mentre nelle seconde la struttura zonare
in generale manca. Le anfiboliti corismatiche di A. Alai contengono avantutto granato e poi mostrano una marcata struttura zonare del plagio¬
clasio (perfino, ma leggera, nel plagioclasio degli achirosomi flebitici).
In questo senso le anfiboliti plagioclasiche si differenziano sensibil¬
mente da quelle derivate dalla metamorfosi di dislocazione di eclogiti o
di anfiboliti granatifere: è perciò probabile che esse rappresentino i pro¬
dotti di consolidazione autometamorfa del magma completamente liquido
della fase magmatica iniziale, proveniente dalla zona gabbrica superiore
(senza cristallizzazioni iniziali di carattere eclogitico).
Possiamo finalmente riordinare le idee
e cercare
di ricostruire il pro¬
magmatico (per la regione studiata) :
1. Il processo orogenetico legato al carreggiamento dei ricoprimenti
ha riattivato le masse magmatiche subcrustali che avevano già subito
una differenziazione gravitativa complessa nel senso di P. Niggli, dunque
+
con la seguente successione dall'esterno verso l'interno : zona gabbrica
cristallina
+
alla
zona
con
;
gabbrico-eclogitica
graduali
liquida
passaggi
+
la
zona
relativamente
con
un
brusco,
peridotitica pure
sotto,
passaggio
cristallina. Lo scorrere dei ricoprimenti ha determinato la formazione di
discontinuità concordanti tra gli strati, delle quali ha approfittato il
magma per intrudersi nell'edificio dell'orogene.
2. L'inizio del magmatismo è probabilmente (non siamo stati in
grado di fissarne con sicurezza gli effetti) segnato dalla liberazione delle
masse volatili raccoltesi nella parte superiore dell'ambiente di differen¬
ziazione, le quali, seguendo le discontinuità, hanno determinato quelcesso
l'albiti?zazione descritta da molti autori
la
composizione
chimica del materiale
e
hanno contribuito
primario
dei
gneis
a
modificare
biotitici
pic¬
chiettati.
3.
Contemporaneamente
cominciarono le
migrazioni
intrusive delle
470
E. Dal Vesco
magmatiche liquide di chimismo gabbrico che arrivarono fino nelle
regioni più avanzate dell'orogene. La piezocristallizzazione del magma
diede origine alle anfiboliti plagioclasiche (ev. biotitiche) autometamor¬
fiche, con struttura non zonare del plagioclasio e con struttura più
nematoblastica dell'aggregato a grana piccola, che formano orizzonti più
o meno esili, più o meno costanti, e che si ingrossano raramente a forma
masse
di lente.
4. Con il
procedere dell'orogenesi, la geosinclinale subì uno sprofon¬
maggior peso, a migrazioni laterali delle masse mag¬
matiche subcrustali e al successivo svuotamento magmatico derivante
dall'intrusione. Le radici dei ricoprimenti diventarono nel contempo più
inclinate pescando sempre più profondamente nelle regioni subcrustali.
5. Seguirono quindi, probabilmente già verso la fase finale del mag¬
matismo, magmi gabbrici con granato già cristallino che, a seconda
dell'acqua contenuta e a seconda della zona di cristallizzazione, diedero
origine a anfiboliti granatifere e a eclogiti. Ad A. Arrami, il magma
anidro diede origine ad eclogiti; ad A. Confiente pure, almeno parzial¬
mente, ad eclogiti; ad A. Alai probabilmente solo nel primo momento e
poi il magma con un contenuto maggiore di acqua si cristallizzò in forma
di anfibolite granatifera.
6. Al magma gabbroidico a granato seguì, quasi improvvisamente, il
magma peridotitico che intruse approfittando in parte delle vie seguite
dal magma gabbrico e in parte cercando vie nuove: nel primo caso si
ottengono giacimenti lenticolari a struttura zonare, nel secondo giaci¬
menti isolati. Anche per questi magmi dobbiamo ammettere un diverso
grado di cristallizzazione al momento dell'intrusione : più cristallini quelli
di A. Arrami, più fluidi e più ricchi di sostanze volatili quelli della zona
damento dovuto al
di Castione.
7. L'intrusione
peridotitica
tempo in tempo si ebbero
non
ebbe andamento
nuovamente afflussi
meno
quieto, perchè di
che, ad Arrami,
basici
diedero
origine alla olivinite granatifera e, ad Alai, alle lenticelle eclogitiche agli orizzonti di anfibolite. Che questi processi magmatici siano
effettivamente tardivi ce lo dimostra uno di questi apporti basici che ha
riempito o rivestito una fessura dell'olivinite di A. Arrami.
e
Queste intercalazioni basiche
dovute
differenziazioni,
quiete durante l'ascesa,
nel flusso ultrabasico possono
avvenute in focolari
essere
più profondi,
magmatiche subcrustali.
8. Per capire la genesi del giacimento di A. Alai dobbiamo ammettere
che in profondità siano avvenuti, nella fase tardiva, processi di più radi¬
cale liquefazione per una maggiore ricchezza di
acqua. Avantutto il
di
a
o
a
correnti
in momenti
Genesi
magma basico
secondo
metamorfosi delle
e
non era
anidro
più
rocce
e
non
basiche
diede
e
ultrabasiche
origine
a
471
un'eclogite;
in
anche il magma ultrabasico ne conteneva un certo tenore,
che alla fine della cristallizzazione diede origine a una fase
idromagmatica
luogo,
determinante le venule di nefrite
della stessa fase intrusiva
riuscì ad
essere
regione
probabile che
a
più quanto
evolutivo anche per
una
serpentino. Probabilmente è magma
che, approfittando di discontinuità esistenti,
fatta risalire
Vediamo sempre di
D.
di
fino alla
avanzare
Ed è altrettanto
siche debba
e
regione
della Bocchetta di
una
parte
questa fase di magmi basici
sia
pericoloso
MAGMI,
voler stabilire
non
uno
anidri.
schema
molto ristretta.
LA PIEZOCRISTALLIZZAZIONE
DEI
Gagnone.
plagiocla-
delle anfiboliti
LA METAMORFOSI
AUTOMETAMORFA
DI
CONTATTO E DI
DISLOCAZIONE
In
quest'ultimo paragrafo ci restano da discutere tutti quei feno¬
rocce l'aspetto definitivo, osservabile ancora
oggi¬
giorno : essi possono in massima parte essere dedotti dagli aggregati stessi
e sono già stati discussi ampiamente nei
capitoli precedenti.
I processi avvennero in parte contemporaneamente, in parte si
ricoprirono e si determinarono vicendevolmente di modo che ne nacque
meni che diedero alle
una
i
tale gamma di variazioni
punti principali
e
a
che ci
costringe a riassumere
capitoli precedenti.
soltanto
rimandare il lettore ai
I. Le condizioni fisiche dell'ambiente
Dalla
fisiografia
risulta che le
raggiungono un grado meta¬
non magmatiche arrivano
al massimo a un carattere cata-mesotermale nei contatti magmatici.
A. Mittelholzbe aveva fissato per la temperatura un intervallo tra
500 e 800° e calcolato una pressione idrostatica che corrisponde a una
sovrapposizione di circa 10 km: per la temperatura possiamo astenerci
a questo intervallo, dove dobbiamo notare che il limite superiore
rappre¬
senta un massimo. Per la pressione dobbiamo invece osservare che non
si trattò di una semplice e uniforme pressione idrostatica, ma bensì di
una pressione idrostatica combinata con una pressione orientata (stress),
la quale ebbe effetti diversi a seconda delle posizione tettonica: normale
(perpendicolare) o quasi nella zone di radice, più obliqua al passaggio e
parallela nella zona dei ricoprimenti (come nella figura 64). Le condizioni
generali tendevano da un carattere più cata-mesozonale nelle radici a
morfico variabile
e
rocce
che i minerali delle
rocce
E. Dal Vesoo
472
più epizonale
nel corpo dei
ricoprimenti
con
determinazione di effetti
diversi.
II. La
piezocristallizzazione
autometamorfa
le differenziazioni in situ dei
e
magmi
magmi basici si sono intrusi in momenti diversi e in stati di
aggregazione pure diversa. Da quanto abbiamo visto nel paragrafo prece¬
dente deriva la seguente successione :
1. I magmi gabbrici della fase iniziale e media, erano liquidi e conte¬
nenti un certo tenore di acqua. Intrusi nell'edificio pennidico in forma¬
zione, probabilmente, si consolidarono per piezocristallizzazione in un
aggregato autometamorfo di anfibolite plagioclasica a granulazione pic¬
cola e a struttura monoschematica e più nematoblastica (in generale
senza struttura inversa del plagioclasio).
2. Nella fase finale, seguirono magmi gabbrici con il granato cristal¬
lino ma in processo di liquefazione (per la diminuita pressione), che nella
zona di radice, per la grande pressione tangenziale di effetto idrostatico
(fig. 64), diede origine per piezocristallizzazione a eclogite autometamorfa :
vi si ebbero leggere differenziazioni in situ tra aggregato di granato
cristallino e onfacite in fase liquida con formazione di strie (A. Arrami).
Un magma analogo, nella zona di passaggio tra radici e ricoprimenti,
diede pure origine a un aggregato eclogitico (A. Confiente). Un afflusso
più tardivo e più ricco di acqua si cristallizzò autometamorfo in anfibolite
con poco granato piccolo, dove per un ravvivarsi dei movimenti tettonici,
la fase plagioclasica ancora liquida migrò nell'aggregato plastico a for¬
mare le venule ptigmatiche, conferendo carattere corismatico alla roccia
madre (A. Alai, A. Confiente).
Altri flussi magmatici migrarono più a nord dove originarono, fin
dall'inizio, anfiboliti granatifere prive di qualsiasi traccia eclogitica.
I magmi ultrabasici. In stretto legame con i magmi gabbrici
contenenti granato, subito dopo, intrusero i magmi peridotitici, portando
ancora per tempi limitati nuovi flussi più o meno gabbrici che si consoli¬
darono in forma di olivinite granatifera, eclogite olivinica o addirittura
in forma di anfibolite granatifera.
Una gran parte del granato (dell'olivinite granatifera) e una parte
I
dell'olivina
erano
cristallini nel magma
mento per la diminuita
stallizzazione in
a un
processi
formazione di
e
rare
subirono fenomeni di risorbi-
per la reazione
ambiente sottoposto
aggregato leggermente
Durante i
con
un
pressione
e
a
peritectica. La cri¬
pressioni tangenziali condusse
scistoso.
di solidificazione si ebbero differenziazioni in situ
strie
eclogitiche
e
di arricchimenti di
augite.
Genesi
e
metamorfosi delle
Ad Arrami, la fase
ortaugitica
gato olivinico già cristallino,
incassanti, ha
in forma di
del magma,
e
ultrabasiche
dove, subendo scambi
contempo
473
liquida nell'aggre¬
ancora
assunto carattere websteritico per
Nel
augitite.
basiche
sotto l'azione delle sollecitazioni
è stata schiacciata lateralmente
calcaree
rocce
la differenziazione
con
tettoniche,
le
rocce
+
cristallizzarsi
poi
augitica
causò la
formazione di screzi
augititici nel corpo dell'olivinite.
liquida, più ricca di sostanze volatili (acqua), ha
riempito le discontinuità formatesi nell'aggregato olivinico plastico, sotto¬
posto alle pressioni tangenziali, e diede origine alle venule di nefrite antofillitica e, nella fase finale, ad amianto anfibolico con clorite, iniziando nel
Ad A. Alai, la fase
contempo la metamorfosi degli aggregati olivinici. Lo stesso idromagma
parziale ortaugitico è stato compresso alla periferia, dove ha formato un
involucro di nefrite antofillitica.
La fase
idromagmatica non manca neppure ad A. Arrami dove, per
quanto ridotta, causò la cristallizzazione delle piccole chiazze dialitiche
di
serpentino.
m. La metamorfosi di contatto
I
fenomeni di contatto
endogeno avvennero già in massima
parte
magmatica liquida.
I magmi gabbrici in contatto con rocce sedimentarie prive o povere
di calcite (argille, argille marnose, arenarie ± argillose e arcose) assi¬
milarono soprattutto al e alk che nella cristallizzazione diedero origine
alla biotite ; in contatto con le rocce più o meno ricche di calcite (calcari
+ marnosi e + arenacei) assimilarono soprattutto e che determinò una
maggiore basicità del plagioclasio e la cristallizzazione di orneblenda
attinolitica, diopside, epidoto-clinozoisite e titanite.
I magmi ultrabasici subirono pure una modificazione sostanziale
nella regione marginale : in contatto con le rocce prive o povere di calcite
nella fase
assimilarono si, al
in contatto
con
le
alk che
e
rocce
causarono
la cristallizzazione della
carbonatiche, si assiste
che conduce alla formazione di attinolite
In contatto
calcaree
+
con
le
rocce
marginali, ma
margine degli inclusi
I fenomeni
natura sostanziale.
in
di
si riscontrano
intermedi.
soprattutto nelle
modo
rocciosi
e
diopside.
processi analogamente
Questi fenomeni di assimilazione
zone
di
biotite;
un' assimilazione di
sedimentarie di carattere intermedio (marne
si hanno
arenacee)
e
a
perfettamente analogo sono avvenuti
trascinati o restati inglobati nel magma.
contatto
esogeno
sono
di natura termica
e
al
di
474
E. Dal Vesco
Il
contatto
termico variò sia nello
spazio,
sia nel
tempo: nelle
immediate vicinanze di alcuni contatti si riscontrano minerali
tipicamente
(sillimanite, vesuvìanite, granato ricco di grossularia, scapolite) che appartengono a una prima generazione di contatto; ma con il
raffreddamento del magma in cristallizzazione, la massima parte dei
catazonali
fenomeni di contatto
nello
spazio,
avvenne
in
condizioni mesotermali.
Altrettanto
si riscontrano i minerali tendenti alla catazona nell'imme¬
diato contatto,
zamento della
fuori, nell'ambiente più vasto, si hanno solo
mentre
aggregati mesozonali
I magmi basici e
con
tendenze
epizonali.
ultrabasici hanno contribuito sensibilmente all'inal-
temperatura ambientale della regione profonda dei rico¬
primenti pennidici, temperatura che conferì
un
carattere mesozonale alla
metamorfosi di dislocazione.
II
sostanziale ebbe
luogo contemporanea¬
quello endogeno:
generale i fenomeni sono accoppiati, con
scambi reciproci. Tanto i magmi basici, quanto quelli ultrabasici, cedet¬
tero alle rocce incassanti per imbibizione e per metasomatosi gli elementi
di cui sono abbondanti, dunque Mg, Fé, Ti.
I contatti esogeni del magma basico con una roccia sedimentaria
povera o priva di calcite sono caratterizzati dalla presenza di biotite,
granato e cianite (sillimanite), con una roccia ricca di calcite, da orneblenda
contatto
mente
esogeno
in
a
attinolitica, diopside, epidoto-clinozoisite, plagioclasio basico, scapolite,
in
più
titanite.
I contatti
mentarie,
e
con
le
sono
del magma ultrabasico
caratterizzati da
seconde
diopsidica,
Se le
esogeni
da granato,
attinolite
rocce
e
le
biotite, granato, cianite
prime
e
rocce
sedi¬
titanomagnetite
vesuvianite, epidoto-clinozoisite, augite
titanite.
sedimentarie incassanti
hanno pure contatti
con
esogeni
intermedi
sono
con
di carattere
intermedio, si
la presenza dei minerali di
entrambi i contatti descritti.
IV. La metamorfosi di dislocazione
postmagmatica
Durante l'evoluzione dei
processi appena descritti, continuò l'asse¬
pennidico, legato a scorrimenti orizzontali e a un
sempre maggiore sprofondamento dell'area della geosinclinale, che deter¬
minò una generale metamorfosi di dislocazione avvenuta in ambiente
mesozonale con tendenze catatermali. Le rocce hanno acquistato la
stamento dell'edificio
fisionomia attuale.
Le
rocce
sedimentarie,
fuori dell'ambito delle
zone
di contatto mag-
Genesi
e
metamorfosi delle
(già in parte
origine a:
matico
diedero
rocce
metamorfiche
basiche
ultrabasiche
e
prima dell'intrusione dei magmi),
quarziti;
gneis aplitici;
arenarie argillose -> gneis quarzitici;
argille pure -> micascisti e gneis ricchi di miche (ev. con granato
argille marnose -> gneis a biotite, feldspati e scapolite;
marne calcaree + arenacee —>- gneis calcesilicatici ;
arenarie
arcose
->
->
calcari marnosi
calcari
->
±
arenacei
dagli
orizzonti che
acquistano granato
e
e
un
La stessa dislocazione
aggiunge
stati in contatto
con
biotite
che hanno loro conferito
vi si
e
sono
che furono in contatto
o
calcesilicatiche fino
rocce
->
a
distene)
marmi
le
esse
flogopitici
con
le
rocce
magmatiche
gneis
durante la loro intrusione: i
rocce
carbonatiche i minerali citati sopra,
carattere
aveva
;
la variazione sostanziale
più spiccatamente
già determinato,
come
calcesilicatico.
si è visto sopra,
diverse varianti nella cristallizzazione autometamorfa dei
determinato
a
e
marmi.
La metamorfosi è totale
subita
475
magmi
e
ha
dopo la loro cristallizzazione ancora nuovi processi tendenti
gli aggregati catazonali in aggregati mesozOnali stabili alle
trasformare
condizioni fisiche dell'ambiente.
I
principali processi
oliviniti
metamorfici rimasti fermi in stadi diversi
sono :
serpentinoscisti in cui ortaugite -> talco;
granatifere -> serpentinoscisti;
clinoaugititi -> scisti attinolitici ;
eclogiti —^ diverse anfìboliti eclogitiche e granatifere (pag. 295) ;
anfiboliti granatifere -> diverse anfìboliti plagioclasiche (pag. 295) ;
-»
oliviniti
ricristallizzazioni di anfiboliti.
Queste metamorfosi
bile di sostanze,
se
non
hanno necessitato alcuna
si fa naturalmente astrazione
migrazione sensi¬
dell'acqua. Si può anzi
affermare che in
generale la metamorfosi di dislocazione avvenne allo
stato solido di aggregazione senza notevoli scambi sostanziali tra sedi¬
mento e sedimento, che tendessero a una omogeneizzazione e sì che la
regione studiata si trova nei piani più profondi dell'edificio pennidico
alpino.
Sulle rocce magmatiche in prevalenza di carattere catazonale e per¬
ciò particolarmente sensibili alle sollecitazioni tettoniche, la metamorfosi
di dislocazione ebbe effetto decisamente selettivo: molto più intensa ai
margini delle lenti e degli orizzonti che non al centro e molto più intensa
ed
E. Dal Vesco
476
sui
esili che in
giacimenti
biliscono di
principi
nuovo
quelli potenti.
condizioni marginali
Zone intere di scorrimento sta¬
ritornano
e
a
valere
gli
stessi
appena enumerati.
Oltre
ciò, si ebbe
a
l'ambito dei
una
che
ricoprimenti
maggiore
non
nella
intensità della metamorfosi nel¬
zona
di radice.
Le sollecitazioni tettoniche che hanno determinato la metamorfosi
appartengono agli ultimi
di dislocazione
probabilmente
nidico che
prima
metà del Cretaceo.
insubrica, che ha condotto al rovesciamento delle radici
Alla fase
meridionali,
assestamenti dell'edificio pen-
si conclusero nella
non
possiamo
far risalire, nel territorio studiato,
che
un
piccoli movimenti differenziali legati
a locali metamorfosi epizonali
(incrostazioni di serpentino sulle fessure
ad
A.
nord-sud, soprattutto
Arrami) e milonitizzazioni e fessurazioni.
Rispetto a queste nuove sollecitazioni tangenziali, l'edificio pennieffetto cataclastico che si manifesta in
dico si è
comportato
come un
sol blocco.
Considerazione conclusiva
Nell'ultimo
delle
petrogenetici
e
e
i
abbiamo
capitolo
permette
rocce
di stabilire
processi
provato
una
se
la fisionomia osservabile
correlazione tra i diversi
di assestamento tettonico dell'edificio
processi
pennidico
crediamo di esserci riusciti in modo abbastanza soddisfacente. I pro¬
e complessi che dobbiamo rinunciare ad enumerarli
cronologico, ciò nonostante vorremmo ancora riassumere
quei risultati che, a nostro giudizio, sembrano importanti, sia dal lato
petrografico, sia dal lato geologico, ricavati dallo studio della zona
Gaggio-Basai, a ovest del Ticino :
1. La zona di Castione-Corippo e la zona di Arrami-Vogorno sono
due serie sedimentarie mesozoiche depositate in una zona epicontinentale-orogenetica della geosinclinale pennidica.
2. La zona gneissica con la coltre parascistosa di Algaletto rappre¬
senta il ricoprimento Simano; la zona gneissica di Roveredo-Verzasca e
la zona sedimentaria Castione-Corippo, il ricoprimento Adula; la zona
cessi
sono
tanto vari
tutti in ordine
Arrami-Vogorno
Tambo
in basso
gneissica e in alto sedimentaria, il ricoprimento
ricopr. Adula superiore o ancora un lembo
eventualmente il
(o
dell'Adula).
3. Nel Giurassico inferiore cominciano
clinali che suddividono la
a
diventare manifeste le anti-
geosinclinale pennidica in bacini parziali ; antisvilupperanno in ricoprimenti e sfoceranno nella formazione
dell'edificio pennidico, il cui assestamento si conclude nel Cretaceo infeclinali che si
Genesi
riore
e
metamorfosi delle
(W. Leupold,
della
parziale
mento
4.
Le
basiti
R. Stato
zona
rocce
1937),
al
basiche
e
ultrabasiche
477
quale includiamo il raddrizza¬
di radice.
ultrabasiti studiate appartengono al
magmatismo
magmatismo è intrusivo, sinorogenetico rispetto all'orogene
pennidico, iniziale rispetto all'orogene alpino.
5. E probabile che il magmatismo ofiolitico abbia avuto inizio con una
e
ofiolitico. Il
liberazione di sostanze volatili determinanti
una
pneumatolisi di Na, diffì¬
cilmente riconoscibile
negli aggregati attuali intensamente metamorfici.
magmi differenziati in profondità secondo
un processo di differenziazione gravitativa complessa nel senso di P.
Niggli (1938). La successione probabile è: magmi gabbrici liquidi
->
magmi gabbrici contenenti granato cristallino -> magmi peridotitici
+ cristallini con intercalazioni gabbriche. Alla fine, di nuovo più fluidi
per effetto di un maggiore contenuto di acqua oppure per effetto di una
migrazione di magmi in profondità.
6. L'intrusione mobilizzò
Cristallizzazione autometamorfa dei
7.
ambiente mesozonale
o
augitica :
se
anidra,
con
con
di nefrite antofillitica
o
cristallizzazione di
con
augitite ;
se
in
un
ortaugitica,
contenente acqua,
di asbesto anfibolico.
8. Metamorfosi di contatto termica
gena,
magmi catatermali
differenziazione in situ della fase
comportamento
selettivo
a
e
sostanziale, endogena ed
seconda del magma
e
eso¬
della roccia
inglobante.
9.
Metamorfosi
di
dislocazione determinata
in
al
dall'evoluzione
della
alla metamorfosi
orogenesi, contemporanea
magmatismo e
parte
di contatto, selettiva rispetto alla forma del giacimento
e
alla
posi¬
zione nell'edificio tettonico. Metamorfosi di dislocazione che abbraccia
tutte le
logiche
rocce
con
e
tende
a
stabilire
un
le condizioni mesozonali
Conclusione,
equilibrio delle paragenesi
generali dell'ambiente.
minera¬
pennidico studiato, dei principali fenomeni
magmatismo basico e ultrabasico e della metamorfosi
di carattere mesozonale nella prima metà del Cretaceo.
I processi orogenetici e magmatici non erano naturalmente terminati
in modo completo: dobbiamo per esempio ancora ricordare l'iniezione
tonalitica, granitica e pegmatitica (A. Mittelholzee), ma nel nostro
10.
del
dell'orogenesi,
territorio
se
non
non
nel
ha lasciato tracce molto
entriamo
milonitizzazione
palesi. Ci sembra perciò giustificato
questi argomenti. Anche la fessurazione e la
più
risalgono a una fase più tardiva, probabilmente alla
in
fase insubrica.
Pur
quanto
sapendo di aver risolto solo una parte dei problemi, vediamo
complessa la genesi e la metamorfosi delle rocce basiche e
sia
E. Dal Vesco
478
e
vediamo
studio che cerchi di abbracciare la
globalità
dell'orogene pennidico,
ultrabasiche nell'ambiente mesozonale
nel
contempo
dei fenomeni
come
legati
solo
a
uno
un'
orogenesi
possa
pretendere
di avvicinarsi alla
realtà. Un fenomeno circoscritto lascia sempre adito a diverse interpre¬
tazioni e resterà per esempio impossibile formulare una regola universale
per
la natura sedimentaria
giudicare
Locamo,
31
magmatica
o
delle
rocce
basiche.
1952.
marzo
Letteratura citata
Ambùhl, E.
Petrographie
:
und
des zentralen Gotthardmassivs sùdlich
Geologie
Andermatt. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 9, 1929.
Andreatta, C: La formazione
Le
Astine, E.:
Badeb, H.
rocce.
e
le oliviniti di Val d'Ultimo
Ili, fase. 2,
1935.
Terza ediz. Milano 1941.
Gesteine und
:
gneissico-kinzigitica
Mem. Museo St. Nat. Venezia Tridentina. Voi.
(Alto Adige).
Minerallagerstatten
des Binnentales. Schweiz. Min. Petr.
Mitt. 14, 1934.
Eklogite. Geol. Rundschau 27, 1936.
composition minéralogique, leur origine.
Backltjnd, H. G. : Zur genetischen Deutung der
Briebe, Y.
Bull.
:
Les
leur
fr. min. 43, 1920.
soc.
Bossard, L.
éclogites francaises,
:
des Gebietes zwischen Val Leventina und Val Blenio, i.e.
Geologie
Der Bau der Tessiner Kulmination. Ecl. Geol. Helv. 14, 1925.
Burri, C.
Erster
e
Niggli,
Hauptteil.
Casasopba, S.
Petr. Mitt.
:
:
Die
jungen Eruptivgesteine
des mediterranen
Orogens.
Zùrich 1945.
Studio
petrografico
dello
gneiss granitico
Leventina. Schweiz. Min.
19, 1939.
Cornblius, H. P.
70.
P.
Geologie
:
der
Err-Julier-Grappe.
Beitr. Geol. Karte der Schweiz.
Lief., 1935.
Correns, C. W.
Diehl, E. A.
:
: Die Entstehung der Gesteine. IL Teil. Berlin 1939.
Geologisch-petrographische Untersuchung der Zone des
bin im Val d'Ollomont
Eppbbcht, W.
:
Versuche
(Prov. Aosta, Italia). Schweiz.
zur
Synthese
von
Grand Com-
Min. Petr. Mitt. 18, 1938.
Serpentin-Mineralien.
Schw. Min. Petr.
Mitt. 27, 1947.
: Tiefeneinschlùsse der Basalte. Geol. Rundschau 27, 1936.
Eskola, P.: On the éclogites of Norway. Videns. Skrift, Bd. 8., 1921.
Ernst, Th.
—
Wie ist die
men?
—
Anordnung
der aufieren
Erdsphàre nach der Dichte zusfcande gekom-
Geol. Rundschau, Bd. 27, 1936.
Entstehung der Gesteine. III. Teil. Berlin 1939.
:
Petrographische Untersuchungen in der Umgebung von Locamo
(unter besonderer Beriicksichtigung der Amphibolite). Schweiz. Min. Petr. Mitt.
Die
Forster, R.
27, 1947.
Franchi, S. : Ancora sull'età mesozoica della
Occidentali. Boll. d. R. Uff. Com.
Fbischknecht, G.
N. F. 51, 1923.
:
Geologie
zona
geol. d'Italia,
delle Pietre verdi nelle
Alpi
1904.
der óstlichen Adula. Beitr.
z.
geol.
Karte d. Schweiz.
Genesi
Gansseb, A.
metamorfosi delle
e
basiche
rocce
Der Nordrand der Tambodecke.
:
Untersuchungen
zwischen S. Bernardino und
e
479
ultrabasiche
und
Geologische
Spliigenpass.
petrographische
Schweiz. Min. Petr.
Mitt. 17, 1937.
Gbubenmann, U.
Der Granatolivinfels des Gordunotales und seine
:
Vierteljahrschr.
—
Begleitgesteine.
d. Naturf. Ges. Zurich, 1908.
Die kristallinen Schiefer. Berlin 1910.
Gbubenmann, U. und Niggli, P.: Die Gesteinsmetamorphose. Berlin 1924.
Heim, Al.
:
Geologie
Hammeb, W.
der Schweiz. Bd. 2,
Leipzig
Ùber einige Amphibolite
1922.
dem
Kaunergrat in den Oetztaler
geol. Reichsanstalt, Bd. 13, 1917.
Heydweilleb, E. : Geologische und morphologische Untersuchungen in der
Gegend des St. Bernardinopasses. Eoi. Geol. Helv., Bd. 15, 1918.
Hezneb, L. : Ein Beitrag zur Kenntms der Eklogite und Amphibolite mit besonderer Berùcksichtigung der Vorkommen des Mittleren Oetztales. Inaug.-Diss.,
Alpen.
:
aus
Verhandl. d. k. k.
Zurich 1903.
—
Loderio
(Kt. Tessin). Vierteljahrschr. Naturf. Ges. Zurich.,
Physiographie
und Genesis der Gesteine im sùdòstlichen Gotthard-
Der Peridotit
von
1909.
Hubeb, H. M.
:
massiv. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 23, 1943.
Kundig, E.
:
Beitràge
zur
Geologie
und
Petrographie
der
Gebirgskette
zwischen
Val Calanca und Misox. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 6, 1926.
Metamorphose. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 6, 1926.
Geologisch-petrographische Untersuchungen im unteren Valpelline,
Provinz Aosta (Italien). Schweiz. Min. Petr. Mitt. 18, 1938.
Mittelholzeb, A. E. : Beitrag zur Kenntnis der Metamorphose in der Tessiner
Wurzelzone, mit besonderer Berùcksichtigung des Castionezuges. Schweiz. Min.
—
Die selektive
Masson, R.
:
Petr. Mitt. 16, 1936.
Nabholz, W. K. : Geologie der Bùnderschiefergebirge zwischen Rheinwald, Valser-
und Saflental. Ecl. Geol. Helv. 38, 1945.
Niggli, E.
:
Das westliche Tavetscher Zwischenmassiv und der
angrenzende
Nord¬
rand des Gotthardmassivs. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 24, 1944.
Niggli, P. mit
de
Quebvain,
F. und
Wintebhalteb, R. U.
:
Chemismus schwei-
zerischer Gesteine. Beitr. Geol. Schweiz. Geotechn. Serie. Lief. 14. Bern 1930.
Niggli, P.
:
Die chemische Klassifikation der
Petr. Mitt.
—
Die
metamorphen
Gesteine. Schweiz. Min.
14, 1934.
Magmentypen (unter Mitwirkung
von
Stutz, A. H.). Schweiz. Min. Petr.
Mitt. 16, 1936.
—
mit
Pbeiswebk, H., Gbìttteb, O., Bossabd, L. und Kùndig, E.: Geologische
Beschreibung
der
Tessiner
Alpen
zwischen
Geol. Karte d. Schweiz. N. F. 71. Bern 1936
—
Das
Maggia(MB).
und Bleniotal.
Beitr.
z.
Magma und seine Produkte unter besonderer Berùcksichtigung des Einleichtflùchtigen Bestandteile. Leipzig 1937.
komplexe gravitative Kristallisationsdifferentiation. Schweiz. Min. Petr.
flusses der
—
Die
Mitt. 18, 1938.
—
—
La loi des
phases en mineralogie et petrographie. Paris 1938.
Mineralogie und Kristallchemie. 2. Teil. Berlin 1942.
mit Btjbbi, C. : Die jungen Eruptivgesteine des mediterranen Orogens.
Lehrbuch der
Niggli, P.
I. Zurich 1945.
E. Dal Veseo
480
Niggli, P.
Gesteinschemismus und Mineralchemismus II. Schweiz. Min. Petr. Mitt.
:
26, 1946.
Minerallagerstàtten. Bd. I : Allgemeine Lehre von den Gesteinen
Minerallagerstàtten. Basel 1948.
Gesteine und Minerallagerstàtten. Bd. II : Die sedimentaren Lagerstàtten (in
stampa).
Novarese, V. : La formazione diorito-kinzigitica in Italia. Boll. R. Uff. Geol.
—
Gesteine und
und
—
d'Italia., Voi. 56, 1931.
Pbeiswebk, H.
—
Die
:
Tosa-Tessin
Problemi delle formazioni ofiolitifere delle
:
d. R. Uff. Geol.
Schabdt,
Deckenkulminationen
H.
d'Italia,
die
Tessiner
Alpi
Helv., Voi. 19, 1925.
e
dell'Appennino.
Boll.
1934.
Die modernen
:
und
Helv., Voi. 16, 1921.
mit tektonischer Kartenskizze. Ecl. Geol.
Tessinergneis
Sacco, F.
zwei
Eoi. Geol.
Querfalte.
Anschauungen
uber den Bau und
Entstehung
des
Verz. Schweiz. Naturf. Ges. St. Gallen 1906.
Alpengebirges.
:
Glaukophangesteine aus Venezuela. Neues Jahrbuch fiir
Mineralogie, Heft 7, 1950.
Sigbist, F. : Beitràge zur Kenntnis der Petrographie und der alpinen Zerrkluftlagerstatten des ostlichen Aarmassiv. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 27, 1947.
Spangenbebg, K. : Die lateritische Zersetzung des Peridotits bei der Bildung der
Nickellagerstàtten von Frankenstein in Schlesien. Heidelberg. Beitr. z. Min. u.
Schubmann, H. M. E.
Petr. Bd. 1, 1949.
—
Beitràge
z.
Min.
Staub, R.
zur
Kenntnis der
dichten
Lagerstàtten
Zur Tektonik der sùdòstlichen
:
Magnesits. Heidelberg.
Beitr.
Petr. Bd. 1, 1949.
u.
Schweizeralpen.
Beitr. Geol. Karte d.
Schweiz. N. F. 46, 1916.
—
tiber
die
—
Der
der
Verteilung
Petr. Mitt.
in den
Serpentine
alpinen Ophioliten.
Schweiz. Min.
2, 1922.
Bau der
Alpen.
Versuch einer
Synthese.
Beitr. Geol. Karte d. Schweiz.
N. F. 52, 1924.
—
Sur les racines des nappes valaisannes et
grisonnes
et l'Ossola. C. R. Somm. Soc. Géol. d. France
—
Gedanken
Bau der
Westalpen
Valtelline, le Tessin
zwischen Bernina und Mittelmeer. Viertel-
Naturf. Ges. Ztìrich 82, 1937.
jahrschr.
Stille, H.
zum
entre la
7, 1937.
Zur
:
Frage
der Herkunft
der
Magmen.
Abhandl. d. Preuss. Akad. d.
Wissensch. 1939.
Stbasseb,
E.
Geologie
:
der Pizzo di Claro-Torrone Alto-Kette, sowie der
schen Wurzelzone zwischen Val Calanca und Tessintal. Diss. Univ.
Tilley, C.
pennini-
Zurich,
1928.
paragenesis of kyanite-eclogites. Min. Mag. London 24, 1936.
The paragenesis of kyanite-amphibolites. Min. Mag. London 24, 1937.
Tboegeb, W. E. : Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine, ein Nomenklaturkompendium. Berlin 1935.
Ugolini,R. : Kinzigite di Monteleone Calabro. Atti d.Soc.Toscana d.Se.Nat. Voi.27.
E.
:
Thè
—
Walter,
P.
:
Das
Ostende
des basischen
Gesteinszuges
Ivrea-Verbano und die
angrenzenden Teile der Tessiner Wurzelzone. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 30,1950.
Wang, H. S. : Petrographische Untersuchungen im Gebiet der Zone von Bellinzona.
Schweiz. Min. Petr. Mitt. 19, 1939.
Winchell,
A. N.
:
Elements of
Optical Mineralogy.
Part. IL New York 1933.
Curriculum vitae
Nato il 29
Bellinzona.
Frequentai le scuole elemen¬
tari e il Ginnasio Cantonale a Bellinzona per poi passare al Liceo Canto¬
nale, Sezione scientifica, di Lugano. Superata la Maturità tipo C nel 1940
maggio
1921
a
mi iscrissi alla Facoltà di Scienze naturali al Politecnico Federale
Zurigo.
tutti i corsi teorici
il
seguii
diploma
e
previsto per gli studi scientifici seguii
pratici dell'indirizzo di ingegnere geologo. Con¬
nella
primavera
1945.
Nel semestre estivo 1943 fui assistente del
sohn all'Istituto di
scientifico del
Petrografia
Geografia
Signor Prof.
della S.P.F.
e
Signor
Prof. Dr. H. Guter-
della S. P. F. ; dal 1945 al 1947, collaboratore
Dr.
P.
Niggli
all'Istituto di
Mineralogia e
Zurigo. Per periodi fram¬
Signor Dr. R. U. Winterhalter
dell'Università di
mentari lavorai all'Ufficio di
e
di
Accanto al programma
geologia
del
alla Commissione Geotecnica Federale.
Nell'autunno 1947 cominciò la mia attività di
Ticino:
tone
dapprima
Cantonale di Biasca
rali
e
geografia
per matematica
(1947—1948)
alla Scuola
e
e
insegnante nel
Can¬
scienze naturali al Ginnasio
dall'autunno 1948 per scienze natu¬
Magistrale
Cantonale di Locamo.
Signor Prof. Dr. W. Leupold,
Maggia e dall'inizio dei
lavori (1950) ricevetti l'incarico di dirigere le ricerche geologico-petrografiche e il rilevamento geologico-tecnico delle gallerie dell'impianto
Nel 1949 collaborai, sotto la direzione del
alla
perizia dell'Impianto
stesso.
Idroelettrico
della