il metamorfismo - Dipartimento di Geoscienze

IL METAMORFISMO
►metamorfismo
► protoliti
▪ trasformazione
allo stato solido
→rocce originarie
► variabilità
delle rocce
metamorfiche
▪ mineralogica
▪strutturale
-ignee
-sedimentarie
-metamorfiche
▪ orto▪ para▪ poli-
▪ protolite
▪ distribuzione dei componenti chim. nel protolite
▪ condizioni T
▪ condizioni P
▪ disponibilità e composizione fase fluida
▪ storia deformativa
▪ tempo
TIPI COMPOSITIVI DI RIFERIMENTO
▪ Rocce pelitiche (argillose)
▪ Rocce psammopelitiche (sabbie argillose)
▪ Rocce carbonatiche (pure e impure)
▪ Rocce acide
▪ Rocce basiche
▪ Rocce ultrabasiche
Carattere isochimico del metamorfismo
(con eccezione della fase fluida)
DISTRIBUZIONE DEI MATERIALI CHIMICI
I due protoliti sotto riportati,
pur avendo uguale composizione globale,
danno origine a rocce metamorfiche completamente diverse.
LIMITI DEL METAMORFISMO
I processi metamorfici si sviluppano a temperature
►superiori a quelle della diagenesi,
► inferiori a quelle dei processi magmatici.
♣ La curva a circa 650 -700° C segna l'inizio di fusione
nel sistema granitico saturo di H2O
SCOPI DELLO STUDIO DI ROCCE METAMORFICHE
►Ricostruzione dell'evoluzione metamorfica e
► definizione dell'ambiente geodinamico
Approcci metodologici
▪ Studio degli equilibri di fase
▪ Geotermometria
▪ Geobarometria
▪ Analisi microstrutturale
✵ [Geocronologia radiometrica]
FATTORI DEL METAMORFISMO
1) Temperatura
2) Pressione
3) Fase fluida
4) Deformazione
5) Tempo
1) TEMPERATURA: il calore è il fattore più importante .
•aumenta l’oscillazione degli
atomi attorno
alle loro posizioni fisse
nel reticolo cristallino
► aumento
► della T • è possibile oltrepassare
le barriere cinetiche
• aumenta la grana dei
cristalli neo- o ri-cristallizzati
• aumenta ΔG
(le assoc.
diventano
meno stabili)
↓↓
• possono avvenire
reazioni fra
minerali (= rocce
metamorfiche)
e quindi ΔG
diminuisce
• diminuisce ΔG (le
associaz. diventano
più stabili)
QUANTITÁ DELVOLUME DI ROCCE RISCALDATE
E TIPI DI METAMORFISMO
→ regionali
► Il Metamorfismo
è strettamente
associato a
perturbazioni termiche → locali
→ metamorfismo
regionale
→ metamorfismo di
Tipi principali
contatto
→ metamorfismo di
dislocazione o
metamofismo delle
zone di shear
FLUSSO DI CALORE TERRESTRE
►È la quantità di calore emanata
dalla superficie terrestre nel tempo
Si misura in HFU oppure cal . cm-2 . sec-1 oppure in Wm-2
1HFU = 1 . 10-6 cal . cm-2 . sec-1 = 0.0418 Wm-2
► 1HFU è il flusso di calore nelle zone cratoniche (stabili);
corrisponde ad un gradiente termico di 13°C/km.
► Il flusso di calore varia notevolmente nel tempo e nello spazio
in funzione delle situazioni geodinamiche.
►la linea rossa indicata per riferimento il valore di 1HFU
a) Valori del flusso di calore superficiale nelle varie situazioni
geodinamiche (Wm-2)
b) Situazioni geodinamiche corrispondenti.
Geoterma →variazione della temperatura con la profondità in
un specifico momento temporale
Gradiente termico
→ gradiente misurato normalmente alle
isoterme (= superfici di uguale T)
Trasferimento del calore
→ ♣ per conduzione (nella litosfera)
oppure
→ ♣ per convezione (nel mantello)
Fonti di calore
► Calore primordiale, ► decadimento radioattivo, ► frizione
♦SITUAZIONI GEOTERMICHE ANOMALE ♦
2) PRESSIONE
Pressione
Litostatica
Pl = ρ gz
ρ = densità media della
colonna
litostatica
g = accelerazione
gravitazionale
z = altezza colonna litostatica
Gradiente
geobarico
ΔP/ΔZ
Pl aumenta 1 Kbar ogni 3.7 km
se la densità media è 2.7 g cm-3
Pressione della fase fluida negli interstizi → Pf
Pf ≅ PH2O in rocce silicatiche
Pf = PH2O + PCO2 +…….
Pf ≅ PCO2 in rocce carbonatiche
a regime Pf ≅ Pl, perché le rocce non sopportano grandi sforzi
differenziali
se Pf < Pl → riduzione della porosità → aumento di Pf
se Pf > Pl → microfratture → diminuzione di Pf
►Pressione idrostatica
►Sforzo (stress) differenziale
→ σ1 = σ2 = σ3
→ σ1 ≠ σ3 → deformazione
►Effetti sulle associazioni metamorfiche
P
► Effetti sulla struttura della roccia
3) FASE FLUIDA
Ossidrili in alcune fasi mineralogiche
Presenza
Inclusioni fluide
Reazioni di devolatilizzazione
Efficacia di alcuni meccanismi altrimenti non possibili
•Stima dalle reazioni di deidratazione
in rocce contenenti fasi idrate
Quantità
Kaol + Qtz
9%
Pyph + H2O
5%
And/Ky + H2O 0%
•Stima dalla idrataz. di rocce anidre
5%
Considerazioni geochimiche
generali
Composizione
della fase fluid. Ricerche sperimentali
H2O, CO2
C-O-H-S
Calcoli termodinamici
Metano se c'è
grafite
Studio di inclusioni fluide
CH4, N2,
Stato fisico → fluido supercritico
T > Tc (Tc = 374.15° C)
P > Pc (Pc = 221.13 bar)
Localizzazione della fase fluida:
lungo le interfacce, nei vacuoli, nelle microfratture.
spesso:
Porosità originaria < Porosità metamorfica
Volfasi reagenti > Volfasi prodotte
Esempio: CaCO3 + Qtz → Wo + CO2 crea porosità ≈ 35%
Pf > Pl → Microfratture
Se la pressione del fluido liberatosi
durante una reazione di devolatilizzazione è
superiore alla pressione litostatica,
la roccia si microfrattura
SISTEMA APERTO
Molte fratture aperte e alto rapporto fluido/roccia
La migrazione per flusso è efficace
Velocitàflusso > Velocitàreazione
La reazione non controlla il chimismo del fluido
LA FASE FLUIDA É CONTROLLATA DALL'ESTERNO
SISTEMA APERTO
La freccia tratteggiata indica la variazione di XCO2 all’aumentare di T
quando il sistema è aperto
SISTEMA CHIUSO
Poche fratture aperte e basso rapporto fluido/roccia
Migrazione per flusso non operante
Velocitàflusso << Velocitàreazione
La reazione controlla la composizione della fase fluida
FASE FLUIDA CONTROLLATA DALL'INTERNO
SISTEMA CHIUSO
La spezzata tratteggiata indica la variazione di XCO2 all’aumentare di T
quando il sistema è chiuso
4) TEMPO
► cinetica delle reazioni;
► pone limiti nell'estrapolazione di dati sperimentali;
► frequentemente (e fortunatamente) non è sufficiente:
→ quindi rimangono relitti di situazioni precedenti
l’ultimo stadio metamorfico registrato.
5) DEFORMAZIONE
Influisce, contribuisce e/o controlla:
►La cinetica delle reazioni
• energia di deformazione
►La permeabilità della roccia
• microfratture, anisotropie planari
► I siti di nucleazione
• crescita di porfiroblasti
► L'assetto strutturale
♣ (ri)cristallizz. statica o dinamica
MECCANISMI DEL METAMORFISMO
Il metamorfismo comporta una sequenza di processi chimicofisici attraverso i quali:
La mineralogia
nuova mineralogia
del protolite si trasforma in una
La struttura
nuova struttura
1) ATTIVAZIONE
2) MIGRAZIONE
3) NUCLEAZIONE
4) CRESCITA DEI CRISTALLI
Questa è una sequenza fenomenologica consequenziale,
ma sono possibili sovrapposizioni cronologiche.
1) ATTIVAZIONE
Soglia di attivazione: soglia di energia (di attivazione) che il
sistema deve superare perché la formazione dell'associazione
mineralogica in equilibrio con le nuove condizioni P-T-X possa
avvenire → stato attivato
Soglia di attivazione: può essere alta o bassa
Energia di attivazione: energia termica + energia di deformazione
VARIAZIONE DI ENERGIA LIBERA
DURANTE UNA REAZIONE
2) MIGRAZIONE
Flusso
Meccanismi
→
→
→
di volume
attraverso il reticolo crist →micron
lungo i limiti granulari
→>>mm
→micron
Diffusio
Intergran.
ne
nel fluido intergranulare →mm
ΔT
ΔP
Δε
ΔX
Diffusione: movimento di materia (atomi,
Flusso:
aumenta col
ioni, molecole) nella direzione di
gradiente
massimo gradiente di potenziale chimico
Mobilità relativa degli elementi (in ordine crescente) :
Ti, Al, P, Si, Mg, Fe, O, Ca, F, Na, Cl, S, CO2, H2O
3) NUCLEAZIONE
La formazione di un nucleo
(della dimensione di poche centinaia di atomi)
è il primo passo della cristallizzazione
di una nuova fase mineralogica stabile.
nel pre-nucleo è prossima a quella del neocristallo
Configurazione
degli atomi
nel nucleo
è quella del neo-cristallo
La stabilizzazione dei nuclei, in competizione fra loro,
é legata alle dimensioni (raggio critico)
Energia di
Diversa per Bassa → Tanti nuclei→
nucleazione
ogni fase Alta → Pochi nuclei→
mineralog.
Matrice
Porfiroblasti
4) CRESCITA DEI CRISTALLI
Interessa solo i nuclei stabili
Accrezione
di nuovi
atomi
Dendritica
Anisotropa
Apofisi
arborescenti
Strato su
strato
Velocità Anisotropa
di
crescita Isotropa
XX aciculari,
tabulari
cristalli
equidimensionali
GRADUALITÀ
DEI PROCESSI METAMORFICI
►Grado metamorfico (basso, medio, alto): generale indicazione
di temperature crescenti durante il metamorfismo,
senza specificare le relazioni che intercorrono fra temperatura e
pressione.
►Geoterma: variazione della T con la profondità
in uno specifico istante.
♣ Regimi geodinamici diversi sono caratterizzati da geoterme
diverse: zone di subduzione, zone di collisione, zone di
estensione.
→ Quindi, la T non varia uniformemente con la profondità
INDICATORI DELLA GRADUALITÁ DEI P. M.
♠ Concetto di zone di profondità:
Becke (1903)
Grubenmann (1904)
Epizona
Mesozona
Catazona
► Ipotizza un
costante aumento
della T con la
profondità
♠ Concetto di minerali indice:
Barrow (1883) - Highlands of Scotland – in metapeliti
Clorite Biotite Granato Staurolite Cianite Sillimanite Æ(γ)
⇒
Aumento di grana
⇒
⇒
Aumento di T
⇒
♠ Concetto di facies metamorfica:
Eskola (1915) formulò il concetto di facies metamorfica:
“In qualsiasi roccia metamorfica che abbia raggiunto l’equilibrio
chimico durante il metamorfismo,
a T e P costanti la composizione mineralogica sarà controllata
dalla composizione della roccia”.
Definizione di Verhoogen et al. (1970):
“Una facies metamorfica è un insieme di associazioni
mineralogiche associate nello spazio e nel tempo.
Esiste perciò una costante e prevedibile relazione
fra composizione chimica della roccia e sua mineralogia,
a date condizioni ambientali (T-P)”.
► non un singolo
►Ma un insieme di associazioni
minerale
Quindi Æ
che sono collegate ad
► non una
uno specifico campo P-T
singola
associazione
♣ Eskola (1920) propose 5 facies,
tutte basate sui suoi studi su metabasiti.
Questo collegamento a rocce basiche spiega
il nome che egli diede alle facies
(ad es. facies degli scisti verdi, facies anfibolitica).
Alle 5 facies di Eskola (1920, 1939) ne sono state aggiunte
delle altre, e oggi si distinguono le seguenti facies:
1: facies delle zeoliti;
2: facies lawsonite-albite;
3: facies lawsonite-giadeite + quarzo;
4: facies lawsonite—glaucofane.
5: facies delle cornubianiti ad albite + epidoto;
6: facies delle cornubianiti ad orneblenda;
7: facies delle cornubianiti a cordierite + K feldspato.
Pf = PTOT
8: facies degli scisti verdi;
9: facies degli scisti verdi glaucofanitici;
10: facies delle anfiboliti ad almandino;
11: facies delle anfiboliti a cordierite.
12: facies delle granuliti.
Æ
Æ
P <<
12: facies delle eclogiti.
Æ
Æ
P << PH
PH 2O
2O
LA NUMERAZIONE NON HA ALCUN SIGNIFICATO SE NON SOLO PER
CONSENTIRE IL RIFERIMENTO ALLA FIGURA SUCCESSIVA
Non sono riportate nella figura la facies granulitica e la facies
eclogitica, perché il diagramma rappresentato è basato sulla
condizione PH2O = Ptot, non valida per dette due facies.
♠ Concetto di zoneografia metamorfica:
Successione in campagna di zone mineralogiche caratterizzate
dalla comparsa di minerali indice
o di particolari associazioni mineralogiche
• Separa zone attigue con diverso grado metamorfico.
• Segna la comparsa di una nuova fase mineral. (es. Bt-in);
•Segna la scomparsa di una fase mineralogica (es. St-out);
Isograda • Coincide
con reazioni
metamorfica
Univariante
Divariante
Superficie in 3D
Linea netta in campagna
Fetta di corpo roccioso in 3D
Stretta fascia in campagna
• Nessun vincolo geometrico prestabilito con banchi
rocciosi (può essere ad essi trasversale)
ASSOCIAZIONE MINERALOGICA, PARAGENESI,
COMPOSIZIONE MINERALOGICA,
COMPATIBILITÀ MINERALOGICA
Definizione Minerali singenetici in
restrittiva
contatto reciproco
Associazione Definizione Minerali realmente
mineralogica
usuale
coesitenti
Paragenesi
Regola
Le fasi (F) del
delle fasi sistema definito da C
elenco di tutti le fasi
• Non è un’associazione
Composizione
mineralogiche
• Non è una paragenesi
mineralogica
presenti in una
roccia
Studio di riconoscimento
Compatibilità delle fasi mineralogiche
Ricostruzione
→
mineralogica realmente coesistenti
chemografica
LA REGOLA MINERALOGICA DELLE FASI
Goldschmidt (1911), applicando la regola delle fasi di Gibbs,
riconobbe l’esistenza di una relazione fra composizione chimica
della roccia e numero delle fasi mineralogiche rilevabili:
V=C–f+v
V (varianza) = numero dei gradi di libertà;
C (componenti) = Specie chimiche indipendenti necessarie per
definire
il dato sistema;
f (fasi) = Parti chimicamente omogenee e fisicamente separabili;
v = numero delle variabili fisiche, comunemente =2 (T e P).
Nelle rocce metamorfiche gli equilibri sono generalmente
almeno divarianti o a varianza superiore.
Infatti, la persistenza di associazioni mineralogiche in volumi di
roccia relativamente grandi indica la loro stabilità in un intervallo di
P e T. Ne consegue che, durante il metamorfismo, in genere
f<C
Quindi il numero delle fasi è piccolo.
ASSOCIAZIONI
LIMITANTI E NON-LIMITANTI
associazione limitante: f = C
associazione non limitante: f < C
◄▬▬▬▬▬ ♦ ▬▬▬▬▬►
ASSOCIAZIONI LIMITANTI
Associazione mineralogica divariante (V = 2)
con minerali soluzione solida (sostituzioni isomorfe):
precisate T e P, l’equilibrio sarà totalmente definito,
in quanto nessuna altra variazione del sistema sarà possibile
→ le fasi soluzione solida avranno composizione fissa
indipendentemente dalle variazioni compositive della roccia
Le associazioni R e S sono limitanti,
mentre M, N, O, O’ sono non limitanti
◄▬▬▬▬▬ ♦ ▬▬▬▬▬►
ASSOCIAZIONI NON LIMITANTI
Associazione mineralogica trivariante (V = 3)
con minerali soluzione solida (sostituzioni isomorfe):
anche se T e P sono fissate rimane un grado di libertà
→ la composizione delle fasi soluzione solida potrà variare;
→ infatti la composizione delle fasi soluzione solida
dipende dalla composizione chimica della roccia,
e le associazioni non pongono alcun limite alla variabilità di
composizione delle fasi soluzioni solide
AUSILI GRAFICI
Utili per visualizzare le interrelazioni fra
chimismo dei minerali, chimismo delle rocce e compatibilità mineral.
diagrammi di composizione o diagrammi chemografici o
chemografie:
(a 3 o a 4 vertici)
Consentono di rappresentare:
► minerali e rocce appartenenti ad un dato sistema chimico;
► situazioni di compatibilità e incompatibilità fra fasi mineralogiche;
► la composizione delle fasi soluzione solida;
► consentono inoltre di intravedere le reazioni metamorfiche
possibili.
Scelta del diagramma: in base del chimismo della r. e delle fasi
osservate
Significato chimico di ogni vertice: a seconda delle necessità
In questo grafico:
lettere maiuscole = fasi mineral.; minuscole = compon. chimici
I diagrammi triangolari
non si riferiscono necessariamente a sistemi a 3 componenti,
ma si possono riferire a sistemi più complessi, per i quali i
componenti non rappresentati sono considerati in eccesso, e di
conseguenza le fasi corrispondenti sono sempre presenti nelle
associazioni mineralogiche.
DIAGRAMMI ACF e A’KF
VANTAGGI:
►sistema chimico a 7 componenti:
ACF
→ SiO2-Al2O3-FeO-MgO-MnO-CaO-H2O
A’KF
→ SiO2-Al2O3-FeO-MgO-MnO-K2O-H2O
• SiO2 e H2O sono in eccesso → quarzo (e H2O) devono
sempre essere presenti nelle associazioni mineralogiche;
• i componenti femici sono rappresentati come somma
FeO+MgO+MnO;
• complessivamente rappresenta abbastanza bene molti tipi di
rocce (carbonatiche impure, basiche, pelitiche).
LIMITI:
► sovrapposizione di minerali di Fe e di Mg;
• implicano la presenza di quarzo in tutte le associazioni;
• impossibilità di rappresentare fasi a Na;
• in rocce carbonatiche impure, la presenza di una fase fluida
composta solo da H2O (mentre la presenza di CO2 è importante).
Dopo aver calcolato le proporzioni molecolari (= wt%/mol.wt):
A = (Al2O3 + Fe2O3) – (Na2O + K2O) (sottraendo Al2O3 dei
feldspati alcalini)
C = CaO – 3.33 P2O5
(sottraendo CaO in
apatite)
F = FeO + MgO + MnO
(A + C + F = 100)
A’ = (Al2O3 + Fe2O3) – (Na2O + K2O + CaO)
K = K2O
F = FeO + MgO + MnO
(A’ + K + F = 100)
(sottraendo Al2O3
dei feldspati)
DIAGRAMMA AFM
VANTAGGI:
►sistema chimico a 6 componenti
→ SiO2-Al2O3-FeO-MgO-K2O-H2O;
• SiO2 e H2O sono in eccesso:
quarzo (e H2O) sempre presenti;
• sistema rappresentato dal tetraedro:
Al2O3-FeO-MgO-K2O;
• il campo compositivo delle peliti cade all’interno di questo tetraedro.
► minerali non contenenti K2O:
→ cadono sulla faccia Al2O3-FeO-MgO
(Prl, Ky, And, Sil, St, Cld, Crd, Grt, Chl);
► minerali aventi tutti i 4 componenti:
→ cadono all’interno del volume del tetraedro;
► allumo-silicati di K2O privi di FeO e MgO:
→ cadono lungo lo spigolo Al2O3-K2O
(Ms, Kfs)
Poiché la muscovite è sempre presente nelle metapeliti:
►proiezione dal punto di vista della muscovite ideale
♠ MA IN PRATICA SI OPERA
COME IN UN DIAGRAMMA BINARIO
J.B. Thompson’s A(K)FM Diagram
Biotite (from Ms):
KMg2FeSi3AlO10(OH)2
A = 0.5 - 3 (0.5) = - 1
F =1
M =2
To normalize we multiply
each by 1.0/(2 + 1 - 1) =
1.0/2 = 0.5
Thus A = -0.5
F = 0.5
M=1
LIMITI:
• implica la presenza di quarzo in tutte le associazioni;
• implica la presenza di muscovite in tutte le associazioni;
• è impossibile rappresentare fasi contenenti Na;
►Dopo aver calcolato le proporzioni molecolari (= wt%/mol. wt):
A = Al2O3 – 3 K2O (per ottenere la proiezione sul piano AFM
dal punto di vista della muscovite)
F = FeO
(= FeO –TiO2, in presenza di ilmenite)
M = MgO
CI SONO ALTRI TIPI DI RAPPRESENTAZ. TETRAEDRICHE
LINEE DI CONGIUNZIONE
Considerando per semplicità diagrammi triangolari,
Linee di congiunzione:
• sono segmenti che uniscono punti rappresentativi di fasi
coesistenti;
• possono suddividere il triangolo in subtriangoli;
• la disposizione varia al variare delle condizioni ambientali (P - T);
→ progressiva migrazione della
linea all’interno del diagramma;
► reazione discontinua → cambio brusco della disposizione
della linea, per sopraggiunta
instabilità della associazione tra
due fasi prima coesistenti, per
scomparsa o comparsa di una fase;
► reazione continua
T = 500° C
P = 6 Kb
LE REAZIONI
METAMORFICHE
1) Solido ⇒ solido
• Deidratazione
2) Solido ⇒ solido + fluido • Decarbonatazione
Reazioni
• Devolatilizzazione
metamorfiche 3) Ossidoriduzione
♣ Reaz. di scambio ionico
♠ Inoltre, le reazioni possono essere classificate in.
discontinue e continue
1) REAZIONI SOLIDO ⇒ SOLIDO.
► non producono né consumano fase fluida.
►quindi sono indipendenti da PH2O, PCO2, ecc..
a) trasformazioni polimorfe
b) ordine – disordine
c) soluzione solida
d) reazioni fra più fasi
(Al2SiO5; SiO2, C, CaCO3).
(pirosseno, feldspati).
(granato, plagioclasio, mica).
(Jd + Qtz = Ab).
In generale:
► alti valori di P rendono stabili fasi cristalline più dense (basso
volume molare),
► alti valori di T favoriscono fasi a più alta entropia (e più alto
volume molare).
CAMPO DI STABILITÁ DEI POLIMORFI DI
Al2SiO5
2) REAZIONI SOLIDO ⇒ SOLIDO + FLUIDO
► coinvolgono una fase fluida, frequentemente come
prodotto.
► quindi sono controllati da PH2O, PCO2, ecc..
Si distinguono:
a) reazioni di deidratazione (libera H2O);
b) reazione di decarbonatazione (libera CO2);
c) reazioni di devolatilizzazione (libera un fluido
multicomponente, cioè con H2O + CO2 +……).
a) reazioni di deidratazione: all’aumentare della T associazioni a
minor grado di idratazione sostituiscono quelle a grado di
idratazione maggiore mediante reazioni che liberano H2O:
Tipo
A ⇒ B + H2O
A ⇒ B + C + H2O
A + B ⇒ C + D + H2O
Esempi
Lws ⇒ An + H2O
Prl ⇒ Al2SiO5 + 3 Qtz + H2O
23 Ctd + 8 Qtz ⇒ 2 St + 5 Alm + 19H2O
Il decorso delle reazioni di deidratazione è influenzato dalla
pressione parziale dell’acqua nel fluido: PH2O bassa le
favorisce; PH2O alta le inibisce, spostandole a T maggiori.
b) reazione di decarbonatazione: liberano CO2 dai carbonati a
causa di T crescenti
Tipo
Esempi
La fase A essendo un carbonato
↓
A ⇒ B + C + CO2
A + B ⇒ C + CO2
Dol ⇒ Cc + Per + CO2
Cc + Qtz ⇒ Wo + CO2
Il decorso delle reazione di decarbonatazione è ovviamente
influenzato dalla pressione parziale della CO2 nel fluido:
PCO2 bassa le favorisce; PCO2 alta le inibisce, spostandole a T
maggiori.
Esempio: Cc + Qtz ⇒ Wo + CO2
c) reazioni di devolatilizzazione:. esistono anche reazioni che
liberano dalle fasi cristalline coinvolte
un fluido multicomponente,
costituito da H2O + CO2
I
Inoltre, a basso grado metamorfico le reazioni di
devolatilizzazione possono liberare, in aggiunta a H2O e CO2,
anche CH4 e più raramente anche N2, H2, ecc...
Ovviamente, anche in questo caso le condizioni alle quali
queste reazioni avvengono non dipendono solo da T e P,
ma anche dalle pressioni parziali dei componenti il fluido.
Il controllo prevalente è esercitato dalle PH2O e PCO2,
dato che comunemente H2O e CO2 sono più abbondanti
3) REAZIONI DI OSSIDORIDUZIONE
►Reazioni che tamponano (stabilizzano) la PO2 nel fluido
delle rocce metamorfiche.
► Coinvolgono minerali contenenti elementi a valenza variabile
(Fe, Mn, Cu).
► Le più comuni coinvolgono minerali di Fe (Fe2+, Fe3+), ed
avvengono per adeguare il rapporto fra Fe2+e Fe3+ al variare del
grado di ossidazione dell’ambiente
Esempio:
Magnetite
Ematite
⇒
4Fe3O4 + O2
6Fe2O3
fO2 = fugacità di ossigeno ⇒ pressione parziale di O2 nel fluido ⇒
espressa in numeri logaritmici negativi perché è vicina a zero.
Reazioni tampone
nel sistema Fe-Si-O.
Per ossidazione
crescente:
QFI ⇒ QFM ⇒ HM
in cui:
I = iron
Q = quarzo,
F = fayalite,
M = magnetite,
H = ematite.
♣ REAZIONI DI SCAMBIO IONICO
► Reazioni che non possono essere bilanciate solo in termini di
componenti solido e fluido ma richiedono la partecipazione di
specie ioniche disciolte nel fluido intergranulare.
3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O ⇒ 2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4
Esempi:
4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+ ⇒ 2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O
2 Ms + 2 H+ ⇒ 3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O
(K+, H+, e Si(OH)4 sono componenti disciolti nel fluido)
a volume costante
vengono scritte
ad Al costante (bassa solubilità)
3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O
⇒
2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4
4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+
⇒
2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O
2 Ms + 2 H+
⇒
3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O
♠ REAZIONI DISCONTINUE E R. CONTINUE
F=C+1
Reazione
⇒ univariante ⇒ C - F + 2 = V
discontinua
V=1
Esempio con C = 1 (Al2SiO5)
Curva nel
campo P T
Ky = Sil; And = Ky; And = Sil
F = 2 ⇒ V = 1 (univariante)
Esempio con C = 6 (KFMASH) Grt + Ms + Chl ⇒ St + Bt + Qtz
+ H2O
F = 7 ⇒ V = 1 (univariante)
(K = K, F = Fe, M = Mg, A = Al, S = Si, H = H2O)
Lungo una reazione discontinua o univariante:
► una delle fasi reagenti deve scomparire ad una precisa T
in funzione della P
► cambia la moda delle fasi mineralogiche, e, per le fasi
soluzioni solide, anche la loro composizione.
di- o
Reazione
⇒
multivariante
continua
Esempio con C = 6 (KFMASH)
⇒
C≥F
C-F+2=V
V≥2
Area nel
campo P T
Chl + Ms ⇒ Grt + Bt + Qtz +H2O
F = 6 ⇒ V = 2 (divariante)
Chl + Ms ⇒ Bt + Qtz +H2O
F = 5 ⇒ V = 3 (trivariante)
• Le reazioni continue si svolgono con continuità in un
intervallo T-P nel quale reagenti e prodotti coesistono (area
almeno divariante).
• Diversamente da una reazione discontinua, per una reazione
continua nessuna delle fasi reagenti scompare ad una
precisa T in funzione di P.
• Nel campo P-T, l'estensione del volume roccioso entro il
quale avviene una reazione continua è funzione della
composizione totale del sistema:
⇒ detto volume ha quindi estensione variabile.
• In questo volume cambia la moda delle fasi mineralogiche e,
per le fasi soluzioni solide, anche la loro composizione.
• Con lo scomparire di una fase si entra in un volume roccioso
a varianza maggiore.
MICROSTRUTTURE METAMORFICHE
Che cosa sono?
Sono elementi geometrici riconducibili ai diversi processi
operanti durante il metamorfismo, e sono costituiti dalle forme,
dalle distribuzioni, dagli aspetti e dai rapporti reciproci dei
minerali contenuti nelle rocce metamorfiche.
Quale è la scala delle osservazioni?
Quella della sezione sottile, compresa tra quella del sub-micron
fino a quella centimetrica.
Come possono essere studiate?
Non solo ramite il microscopio petrografico,
Ma anche la microsonda elettronica, il microscopio elettronico
a scansione (SEM), la catodoluminescenza, la microtomografia
a raggi X, la microsonda protonica (mPIXE), ed entro certi limiti
la microscopia a trasmissione elettronica (TEM).
In quali categorie principali si possono dividere le
microstrutture?
In categorie più generali:
A) Intracristalline: riguardano le caratteristiche dei singoli
cristalli.
B) Intercristalline: riguarda le caratteristiche che intercorrono
tra più cristalli (di diversa specie o anche della stessa specie).
Oppure in categorie più specifiche:
1) microstrutture di reazione
2) microstrutture di sostituzione
3) microstrutture di crescita
4) microstrutture di deformazione e ricristallizzazione
5) microstrutture di orientazione preferenziale
Le microstrutture intracristalline:
sulla base di quali caratteristiche si possono classificare?
•Dimensione dei
cristalli
porfiroblasti
matrice
• Inclusioni orientate ⇒ scie d'inclusioni
• Fasi espulse ⇒ smistamenti
• Zonature chimiche
di crescita
di diffusione
• Estinzione ondulata ⇒ deformazione
• Subgranuli ⇒ recupero
• Dissoluzione
per
deformazione
per stress
normale
possono fornire indicazioni sulla
sequenza di cristallizzazione
rispetto ad una fase deformativa
di riferimento
⇒
Pre-, sin-, o postcinematiche.
Differenza di grana tra porfiroblasto e matrice
Scie di inclusioni in porfiroblasto di granato che marcano
vecchie foliazioni
Inclusioni in porfiroblasto di andalusite che marcano settori di
crescita
Le microstrutture intercristalline:
sulla base di quali caratteristiche si possono dividere?
equigranulare
• distribuzione
di grana
inequigranulare
seriale
poligonali
• geometria
dei limiti
granulari
lobati
serrati
casuale
orientazione dei cristalli
di forma
preferenziale
cristallografica
Le microstrutture più specifiche possono essere distinte
nel seguente modo:
1) microstrutture di reazione: formazione di una o più nuove
fasi mineralogiche all'interfaccia di specifici minerali
preesistenti. La reazione può coinvolgere anche una fase fluida
(reazioni di scambio ionico)
monomineralico
bordo di reazione
polimineralico
3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O
⇒
2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4
4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+
⇒
2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O
2 Ms + 2 H+
⇒
3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O
monomineralica
singola
polimineralica
corona
doppia
⇒
polimineralica
controllata dalla
reazione
controllata dalla
diffusione
Simplettite ⇒ concrescimento lamellare e vermicolare di due o
più fasi mineralogiche
lungo bordi di reazione
Simplettiti in corone
si formano in fasi soluzione solida soprassature in un
⇒Smistamenti
componente
Simplettiti
possono
suggerire
- velocità di reazione notevole
- limitata diffusione per mancanza di un fluido
intergranulare
Simplettiti di plagioclasio ortopirosseno e orneblenda tra granato e
clinopirosseno
2) microstrutture di sostituzione:
sostituzione ampia o totale di
una fase mineralogica da parte
di un aggregato di cristalli (o un
pseudomorfosi ⇒ cristallo) di un'altra fase o più
altre fasi mineralogiche.
L'aggregato è confinato nei
contorni del cristallo sostituito.
prograde
retrograde
Pseudomorfosi di una simplettite di plagioclasio e ortopirosseno
su granato
Pseudomorfosi di muscovite su un porfiroblasto di staurolite
3) microstrutture di crescita:
Mimesi
Epitassia
⇒cristallizzazione controllata dalla disposizione di
granuli preesistenti
nucleazione e crescita di un nuovo minerale
secondo una o più direzioni cristallografiche
preferenziali del reticolo cristallino di un minerale
preesistente
di crescita
Zonature
di diffusione
diffusione dei
ridisegna la crescita
cationi molto ⇒ progressiva di un
cristallo (granato)
limitata
modifica la
diffusione dei
cationi
⇒ zonatura di
crescita
facilitata
Zonatura di crescita in un porfiroblasto di granato. Le linee
uniscono punti di eguale XMg (Mg/Mg + Fe).
4) microstrutture di deformazione e ricristallizzazione
rigidi ⇒pongono resistenza
Stress
⇒ minerali si
deformano
differenziale
T>
ricristallizzazione
cambiano
=
duttili ⇒
forma
riorganizzazione
in piccoli cristalli
Aplite non deformata (Kfs, Ab, Qtz, Ms)
Aplite deformata: Qtz, deformato in nastri, e Ab ricristallizza in
minuti granuli. Il Kfs, più competente, forma occhi con estinzione
ondulata
5) microstrutture di orientazione preferenziale
Due
tipi
Orientazione
preferenziale
di forma
Crescita
In un campo di stress
differenziale
Anisotropia di forma
Deformazione ⇒ Rotazione
rigida
Orientazione
preferenziale ⇒
cristallografica
Deformazione ⇒ Movimento di
dislocazioni
Per quali scopi si studiano le microstrutture?
► 1) decifrare i meccanismi dei processi metamorfici.
► 2) decifrare i fattori che controllano la cinetica delle reazioni
metamorfiche.
► 3) definire il grado di deviazione dallo stato di equilibrio.
► 4) decifrare la storia evolutiva di volumi di roccia
metamorfica.
È importante essere consapevoli che:
Microstrutture non preservano spiegazioni da sé, ma
richiedono una interpretazione. È quindi necessario
confrontarle con previsioni teoriche e risultati sperimentali.
Ciò richiede una conoscenza delle più comuni caratteristiche
termodinamiche e/o petrofisiche. E molta cautela!!!
TIPI DI METAMORFISMO
Il metamorfismo può svilupparsi
♣ regionale
► a varia scala:
♣ locale
► in differenti ambienti della crosta
♣ REGIONALE
♣ LOCALE
♦ R1 orogenico
♦ R2 di seppellimento
♦ R3 di fondo oceanico
♦ L1 di contatto
♦ L2 di dislocazione
♦ L3 idrotermale
♦ L4 di impatto, ecc.
Metamorfismo regionale:
► è legato a perturbazioni termiche di scala regionale;
quindi dà origine ad aree metamorfiche molto estese
► è associato a processi tettonici di grande scala, quali
collisioni di placche (m. orogenico), espansione dei
fondi oceanici (m. di fondo oceanico); subsidenza di
bacini profondi (m. di seppellimento)
►la perturbazione termica non è strettamente associata
alla messa in posto di corpi magmatici, anche se questi
contribuiscono al bilancio calorico;
(R1) Metamorfismo orogenico
►é collegato allo sviluppo delle fasce orogeniche (catene montuose)
► é invariabilmente associato a deformazioni
→ →(sviluppo ed evoluzione di scistosità e di altre anisotropie).
(R2) Metamorfismo di seppellimento:
► è un tipo di metamorfismo regionale che insorge quando una
sequenza sedimentaria o vulcano-sedimentaria viene depositata
in un bacino sottoposto a forte subsidenza;
► non è accompagnato da deformazione significative,
né da magmatismo.
(R3) Metamorfismo di fondo oceanico:
► si sviluppa nelle zone di dorsali medio-oceaniche,
e dipende dai forti gradienti geotermici tipici di queste zone;
► è il più diffuso tipo di metamorfismo idrotermale.
(L1) Metamorfismo di contatto:
► è localizzato nelle rocce incassanti di corpi ignei, a contatto con
il corpo ’intruso che è stata la causa della perturbazione termica;
► è più frequente come aureole attorno a plutoni granitoidi
della crosta alta e media.
(L2) Metamorfismo di dislocazione:
► è collegato al calore di frizione in zone di forte deformazione
(shear zones).
(L3) Metamorfismo idrotermale:
► è il risultato della circolazione di fluidi ricchi di acqua calda
lungo fratture e fessure in un corpo roccioso;
► è un importante processo nei campi geotermici; • comporta
una modifica del sistema chimico (metasomatismo);
EVENTO METAMORFICO
►Un singolo evento metamorfico si riferisce ad una
sequenza continua di condizioni metamorfiche (T, P,
deformazione) sotto le quali la cristallizzazione
metamorfica comincia, continua e finisce.
► Un complesso roccioso può registrare glie effetti di un
singolo evento metamorfico o di più eventi metamorfici
♠ monometamorfismo
♠ polimetamorfismo
► Esso tipicamente corrisponde ad un ciclo di
riscaldamento e raffreddamento, durante il quale, nel
caso di m. orogenico, si verificano variazioni di
pressione e di attività e modalità deformativa.
►Un evento m. può comprendere uno (m. monostadiale) o
più stadi (o fasi) metamorfici (m. pluristadiale)
PERCORSO P-T-t
► Con i soli dati petrologici è difficile distinguere un evento
pluristadiale da un polimetamorfismo: necessità di dati radiometrici
PRINCIPALI TIPI DI METAMORFISMO
►Descriveremo solo i tipi geologicamente rilevanti
1: facies delle zeoliti;
2: lawsonite-albite;
3: lawsonite-giadeite + quarzo;
4: lawsonite—glaucofane.
5: cornubianiti ad albite + epidoto;
6: cornubianiti ad orneblenda;
7: cornubianiti a cordierite + Kfs.
8: scisti verdi;
9: scisti verdi glaucofanitici;
10: anfiboliti ad almandino;
11: anfiboliti a cordierite.
IL CONCETTO DI SERIE DI FACIES
Miyhashiro (1961) ha evidenziato che la successione di
associazioni mineralogiche può sostanzialmente variare in
diverse regioni metamorfiche. Questa variazione punta a
diversi regimi di flusso di calore, quindi a diversi gradienti
termici, nella crosta durante il metamorfismo. Miyhashiro
distinse tre successioni specifiche, dette “serie di facies”, che
caratterizzavano tre tipi di metamorfismo
a carattere barico diverso (oppure a gradiente termico) diverso:
1) m. di basso gradiente termico (alta pressione) ⇒
Sanbagawa o meglio Franciscan
2) m. di gradiente termico intermedio (pressione media)⇒
Barroviano
3) m. di alto gradiente termico (bassa pressione)⇒ Buchan,
Abukuma, Bosost
Le 3 frecce disegnate sono indicative delle 3 serie di facies,
ma nella realtà ciascuna di esse rappresenta un fascio di
gradienti che producono analoghe sequenze mineralogiche.
METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI
DI PH2O = PL
1) Metamorfismo di basso gradiente termico
o di alta pressione e bassa T.
Serie di facies
⇒
lungo un gradiente TP molto ripido (= alto P/T) ⇒
f. delle zeoliti ⇒
f. lawsonite-albite ⇒
f. lawsonite- glaucofane ⇒
f. lawsonite- giadeite+quarzo
+ prehnite e pumpellyite
FACIES DELLE ZEOLITI
SINONIMI:
ANCHIMETAMORFISMO
very-low grade, subgreenschist facies
metamorfismo incipiente (intervallo di T fra 200 e 350°C).
Solo nelle rocce basiche (in presenza di H2O) avvengono
significative trasformazioni mineralogiche, bene inquadrabili dal
punto di vista P-T.
Nelle rocce pelitiche all’aumentare di T:
• aumenta la cristallinità dell’illite (misurabile solo in diffraz. RX);
• aumenta la riflettanza della vitrinite (sostanza carboniosa);
• la clorite si forma a spese di minerali argillosi instabili.
► limite
• infer.
Anl + Qtz ⇒ Ab + H2O
termico
• super.
Wrk ⇒ An + H2O
Ab
An
Anl
Lmt
Wrk
=
=
=
=
=
albite
= NaAlSi3O8
anortite = CaAl2Si2O8
analcime = NaAlSi2O6.H2O
laumontite = CaAl2Si4O12⋅4H2O
wairakite = CaAl2Si2O8. 2H2O
► limite barico: laumontite e wairakite
Lawsonite
CaAl2Si2O7(OH)2.H2O
• I minerali della facies zeolitica compaiano caratteristicamente in
vene e plaghe
• Già bassissimi valori di XCO2 nel fluido destabilizzano le zeoliti
Il metamorfismo di alta pressione associato a
zone di subduzione è caratterizzato
dalla presenza di lawsonite e dalla comparsa, a PT adatte, del
glaucofane che, per il suo colore blu,
conferisce alla facies anche il nome (facies degli scisti blu).
La stabilizzazione della lawsonite avviene a partire dalle
pressioni superiori a quelle della facies zeolitica (circa 3 Kb).
La lawsonite prima è in associazione con l’albite,
poi con il glaucofane,
e per la sopraggiunta instabilità dell’albite dovuta HP,
con giadeite+quarzo
NaAlSi3O8 ⇒ NaAlSi2O6 + SiO2
Campo di stabilità
della lawsonite
Campo di stabilità
di glaucofane e di
giadeite + quarzo
f. Scisti
verdi gl.
Campo di stabilità
di glaucofane
Campi di stabilità di prehnite e di pumpellyite
2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure di bassa
pressione
(località di riferimento: Abukuma, Bosost, Buchan)
2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure
di bassa pressione
(località di riferimento: Abukuma, Bosost, Buchan)
⇒
Clorite
⇒
T
Biotite
Andalusite
Sillimanite
Zoneografia fitta
And
Presenza di
Crd
Grt
Assenza di
Ky
Stabilità Al2SiO5
Cianite
Volume molare
Entropia
Andalusite
Sillimanite
44,69 cm3/mol 52,29 cm3/mol 50,23 cm3/mol
236,0 J/K
245,1 J/K
246,9 J/K
Problematica collocazione del punto triplo
Holdaway (1971)
3.76 kbar 501°C
Richardson et al.
(1968)
6 kbar 620 °C
Greenwood (1976)
4.7 kbar 570°C
Solo piccole variazioni di ΔG associate alle reazioni univarianti ⇒
⇒ grandi incertezze
Stabilità della cordierite (Fe,Mg Crd)
T = cost
Mg/(Fe+Mg) = cost
Limite di separazione
fra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti
a cordierite.
Limite di separazione
fra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti
a cordierite.
Metapeliti
ricche in Al
Metapeliti
comuni
Metabasiti
Facies scisti verdi
Ctd
Ab + Ep
Act + Chl + Ab
Facies delle anfiboliti
St, (Ctd out)
Pl, Crd
Hb + Pl, (Chl out)
Metabasiti (importanza del tamponamento di fO2)
Reazioni importanti per T crescenti:
Metapeliti
3) Metamorfismo di gradiente termico intermedio
(Metamorfismo Barroviano)
Area classica di riferimento: Scottish Highlands studiati da Barrow
⇒
Clorite
T–P
Biotite
Granato
⇒
Staurolite Cianite
Sillimanite
Zone metamorfiche estese
esempio: St-in 550°C⇒ St-out 700°C⇒ Gradiente T =25°⇒ zona St =6 km
Isoterme ampiamente spaziate
Metabasiti
⇒
assenza di glaucofane e lawsonite
Metapeliti
⇒
assenza di andalusite e cordierite
Limite di separazione
fra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti
a granato.
Metapeliti
Metapeliti
ricche in Al
comuni
Facies scisti
verdi
Facies delle
anfiboliti
Metabasiti
Ctd
Ab + Epd
Act + Chl + Ab
St, (Ctd out)
Pl
Hb + Pl, (Chl out)
Campo di stabilità
della staurolite
metabasiti:
(importanza del tamponamento di fO2)
METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI DI
PH2O<<PL
GRANULITI ed ECLOGITI
Facies granulitica:
insieme di associazioni mineralogiche formatesi da qualunque
roccia sotto
condizioni di alta T e PH2O << Ptot.
Roccia granulitica:
roccia silicatica di composizione varia senza muscovite, con
abbondante plagioclasio e pirosseno.
Carattere diagnostico di una roccia
metamorfosata in facies granulitica:
coesistenza di Opx (iperstene) + Cpx + Pl
⇒ uno solo dei due Px,
pur essendo compatibile, non è diagnostico.
Rocce granulitiche caratteristicamente affiorano negli
scudi pre-cambrici.
Si suppone che il metamorfismo granulitico si verifichi nella
crosta continentale inferiore fortemente disidrata.
In queste condizioni:
- metabasiti: l’anfibolo si decompone e compare il pirosseno;
- metapeliti: si destabilizza l’associazione Bt + Sill + Qtz e
compare Crd + Grt + Kfs + L.
Deidratazione per dissoluzione di acqua in fusi anattetici.
Ipotesi che CO2 infiltrata dal mantello fortemente diluisca H2O
nei fluidi non è confermata da studi isotopici
⇒ forte disequilibrio isotopico.
Campo P-T della facies granulitica:
la HT è importante, la P no.
Limiti T: geotermometri indicano intervallo fra 700 e 1000°C
Limite P: plagioclasio stabile ⇒ 5 – 15 Kbar
⇒ a pressioni maggiori si entra nel campo della facies eclogitica
Variazione delle compatibilità miner. all’aumento di P in metabasiti
1+2+3+4 = campo compositivo delle roce basiche
Per una data composiz. chimica le associazioni diagnostiche
cambiano in funzione di P
FACIES ECLOGITICA
Condizioni di formazione: P alta e ambiente prevalentemente
anidro
Eclogite:
roccia silicatica di composizione basaltica costituita da
OMFACITE + GRANATO e priva di plagioclasio.
Omph = (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6
Grt ricco in piropo(Mg)
reazione di eclogitizzazione
plagioclasio + pirosseno (+ olivina) ⇒ omphacite + granato (+ quarzo)
basalto
eclogite
Altre possibili fasi in eclogiti: Qtz, Ky, Amph (sodico), Phe, Zo, Rut
VARI TIPI DI ECLOGITI
Gruppo A Bimineraliche, con granato ≈ 55 moli % Prp
xenoliti in kimberliti e basalti
Gruppo B Con orneblenda
(in bande e lenti in gneiss migmatitici)
Gruppo C Con glaucofane
(come bande e lenti in scisti blu)
inoltre:
scisti eclogitici
(white schists)
⇒
Tlc + Ky + Grt + Phe+ Qtz
scisti blu tipicamente associati ad eclogiti ⇒ transizionali con la
facies eclogitica
Campo PT di formazione delle eclogiti tipo A:
Curve di trasformazione gabbro ⇒ eclogite
Si possono formare eclogiti anche per cristallizzazione
magmatica ad alte pressioni
EVOLUZIONE DELLE ECLOGITI tipo A
⇒ decompressione
⇒ idratazione
⇒ decompressione + dratazione
reazione di de-eclogitizzazione
omphacite + granato ⇒ plagioclasio + pirosseno
Omp ⇒ Cpx + Pl
Phe + Qtz ⇒ Bt + Pl
relitti
“armati”
Omfacite in
granato
Coesite in granato
(spesso trasformata in aggregato
di Qtz microcristallino)
idratazione
Cpx ⇒ Hbl (in presenza di un fluido ricco in H2O)
simplettiti
Simplettite: aggregato microgranulare, comunemente di diopside
+ plagioclasio
Esempio: simplettite di plagioclasio e ortopirosseno su granato
Relitto di omphacite
in orneblenda.
Sotto, simplettite di Cpx + Pl
a spese di omphacite
non protetta.
Stabilità dell’anfibolo nelle rocce metamorfiche di
composizione basaltica (Ernst & Liu, 1998, American
Mineralogist).
METAMORFISMO DI CONTATTO
Aureola di contatto
• Intrusione in regioni crostali
perturba lo stato termico delle
→
più fredde
rocce incassanti
• Significative quantità di
aumento di T all’immediato
→
calore trasmesso
contatto
• Aumento di calore sufficiente
aureola metamorfica di
per innescare reazioni
→
contatto
metamorfiche
in planimetria ⇒
in sezione ⇒
►T più alta al contatto, più
bassa lontano
zoneografia metamorfica
relativamente regolare,
→
concentrica rispetto al
plutone
MASSIMA TEMPERATURA E SPESSORE
dipendono da vari fattori
► MAGMA: forma, volume, temperatura, quantità di calore e di
sostanze volatili;
► ROCCE INCASSANTI: T iniziale, fratturazione, permeabilità,
contenuto in volatili;
► MECCANISMO DI TRASPORTO DEL CALORE: pura
conduzione vs. convezione;
►PROFONDITÁ DELL’INTRUSIONE, cioè grado di isolamentp
termico.
MASSIMA TEMPERATURA:
► all’immediato contatto,
dipende prevalentemente dalla
temperatura del magma
Tmax
basico
acido
≈ ½ TMAGMA quando c’è solo conduzione
≈ TMAGMA quando c’è circolazione convettiva
nel magma
In ogni caso, la Tmax sarà
►maggiore al contatto con plutoni basici
►minore al contatto con plutoni acidi
DURATA DEL RISCALDAMENTO: → importante per lo sviluppo
delle reazioni metamorfiche
Nel caso di conduzione → t = 0.01 D2
(D = spessore in metri di un corpo stratiforme)
Se D = 1 m → 3 giorni
Se D =10 m → 1 anno
Se D = 100 m → 100 anni
Se D =1000 m →10.000 anni
Se D = 10000 m →1 milione di anni
EFFETTI METAMORFICI PRINCIPALI
Cornubianite: roccia a grana minuta, a struttura
granoblastica, in genere di composizione pelitica o
semipelitica (tipica del metamorfismo di contatto).
Facies metamorfiche
1) facies delle cornubianiti ad albite + epidoto;
2) facies delle cornubianiti ad orneblenda;
3) facies delle cornubianiti a cordierite + K-feldspato;
FACIES DELLE CORNUBIANITI A:
albite + epidoto
orneblenda
cordierite + K-feldspato
NELLE ROCCE METAPELITICHE
facies delle
facies delle cornubianiti a:
Zeoliti
albite +
epidoto ↓
300-350 C°
anortite +
quarzo
pumpellyite +
→
clorite + quarzo
epidoto +
attinolite
caolinite +
quarzo
→
↓
cordierite +
K-feldspato ↓
plagioclasio
800900° C
↓
fusione
parziale
↓
f.buchiti
→ orneblenda
orneblenda
(→ Opx)
→ andalusite
+ quarzo
andalusite →
sillimanite
sanidino
→ f.
sanidiniti
staurolite-in
staurolite-out
cordierite-in
cordierite
500-550 C°
→
wairakite
Orneblenda
580-600° C°
albite +
epidoto
→ plagioclasio
tremoliteattinolite
pirofillite
muscovite
+ quarzo
→ K-feldspato +
andalusite
METAMORFISMO
DI FONDO OCEANICO
Modelli di circolazione termoconvettiva dell’acqua
nelle rocce dei fondi oceanici
Circolazione dei materiali chimici legati alla
circolazione termoconvettiva
Zoneografia metamorfica possibile
nel metamorfismo di fondo oceanico
GEOTERMOMETRIA E
GEOBAROMETRIA
⇒ due vie
1) Griglie petrogenetiche
Via basata su
2) Reazioni di scambio cationico
Un insieme di reazioni discontinue
→ reticolato o griglia petrogenetica (petrogenetic grid)
Campo T-P diviso in un numero di settori abbastanza piccoli
→ efficace per stime T e P
Variazioni della composizione di fasi s.s.
→ sono controllate dalla T e dalla P, e nelle
associazioni non limitanti anche dal chimismo della roccia
► Ad
esempio, con l’aumento della temperatura:
• plagioclasio → aumenta il contenuto in Ca;
• granato in metapeliti → aumenta (Fe + Mg), diminuisce (Mn +
Ca) (→ zonatura);
• staurolite → aumenta Zn;
• muscovite → Na aumenta e poi dimin.; Fe e Mg diminuiscono;
• biotite → aumenta il Ti, diminuisce Fe/Mg (per poi aumentare
rapidamente);
• clorite → aumenta Mg/Fe;
► Ad
esempio, con l’aumento della pressione:
• cordierite → aumenta Mg/(Mg + Fe);
• muscovite → aumenta (Fe + Mg);
Variazioni compositive della muscovite in funzione della T
Variazioni compositive del granato in funzione della T.
Problema: i granati sono comunemente zonati
GEOTERMO-BAROMETRIA BASATA
SU REAZIONI DI SCAMBIO CATIONICO
Consente un migliore inquadramento termodinamico e collegamento
con la petrologia sperimentale.
Il risultato di una stima basata su queste reazioni è un valore puntuale
con un errore noto,
e non un intervallo di T e/o come nel caso
delle griglie petrogenetiche
Per ottenere informazioni geotermo-barometriche
quantitative:
disponibilità di materiale
chimico
presenza di una fase che
→ satura il sistema in quel
componente
Es.: Ca (e Al) in Pl: presenza di Clinozoisite; Na in Ms: presenza di Pg
associazioni limitanti
composizione delle fasis.s. in
→ funzione delle sole variabili
intensive
ripartizione di componenti
chimici tra due fasis.s. associate
→ coefficiente di ripartizione
K D ( el )
ΔT Δ S
⎛ X A ⎞⎛ 1 − X B ⎞
XA
ΔVΔP
ln
=
;
K
; K D ( el ) = ⎜⎜
=
⎟⎟⎜⎜
⎟⎟; ln K D =
;
D
XB
RT
RT
⎝ 1 − X A ⎠⎝ X B ⎠
ESEMPIO DI UN GEOTERMOMETRO BASATO SU UNA
REAZIONE DI SCAMBIO
Geotermometro biotite-granato
Basato sulla reazione continua di scambio cationico di Fe e Mg tra
biotite e granato:
Fe3Al2Si3O12 + KMg3AlSi3O10(OH)2 = KFe3AlSi3O10(OH)2 + Mg3Al2Si3O12
almandino
flogopite
annite
KD = (Mg/Fe)granato/(Mg/Fe)biotite
piropo
Calibrazione sperimentale di Ferry & Spear (1978)
Limiti di applicazione:
intervallo termico 550-800° C
granato: (Ca + Mn)/(Ca + Mn + Fe + Mg) ≤ 0.2
biotite: (AlVI + Ti)/(AlVI + Ti + Fe + Mg) ≤ 0.15
Equazioni alternative → effetto del Ti e Al nella biotite (Indares &
Martignole, 1985)
Two-Pyroxene Thermometery
Not in detail->
(4) CaMgSi2O6 (en) = CaMgSi2O6 (diop)
(5) Mg2Si2O6 (en) = Mg2Si2O6 (diop)
CMFS-quadrilateral (Nakamura & Kushiro,
1970)
⎛ a Diopside ⎞
2 Si2 O6 ⎟
(6) K = ⎜⎜ Mg
Enstatite ⎟
a
⎝ Mg2Si2O6 ⎠
Diopside
Diopside
(7) aDiopside
=
x
⋅
γ
Mg2 Si2O 6
Mg2 Si2O6
Mg2 Si2O6
CMS-solvus at high-P (Lindsley & Dixon, 1976
Ternary Feldspar Systems
Applications: Natural feldspar composition from
volcanics
Composition of coexsting fledspars is temperature (and
pressure) dependant => Geothermometer
Griglie
petrogenetiche
calcolate con
THERMOCALC
METAMORFISMO
ED EVOLUZIONE CROSTALE
Stretta relazione fra:
⇒ ambiente geodinamico
⇒ regime di flusso termico nella crosta
⇒ evoluzione delle serie di facies metamorfiche
studio delle rocce metamorfiche ⇒ ricostruzione
l’evoluzione geodinamica.
Collocamento dei tipi di metamorfismo
⇒
diverso flusso di calore in ambienti geodinamici diversi
Studi petrologici per fare ipotesi:
Definire l’evoluzione T e P a differenti livelli crostali col passare
del tempo.
⇒ ricostruire le specifiche traiettorie P-T-t,
diagnostiche per ambienti geodinamici diversi
Tre traiettorie P-T-t con forma e significato radicalmente
diversi:
⇒ traiettorie orarie
⇒ traiettorie antiorarie
⇒ traiettorie con riscaldamento isobarico
Le traiettorie orarie
⇒ progressiva diminuzione di P con simultaneo aumento di
T, e successivo raffreddamento
⇒ ispessimento crostale associato a sovrascorrimenti e/o
collisione
⇒ gradienti di temperatura intermedia
⇒ metamorfismo Barroviano
⇒ le Alpi Orientali
Le traiettorie antiorarie
⇒
aumento di T contemporaneamente all’aumento di P e
successivo raffreddamento
⇒
crosta di normale spessore interessata da un apporto
addizionale di calore dal mantello
⇒
ingenti quantità di magmi acidi nella crosta intermedia in
risposta ad un underplating
⇒
alti gradienti di T
⇒ metamorfismo HT/LP
⇒ nella crosta profonda si colloca il metamorfismo in
facies granulitica
CONCLUSIONI:
⇒ Decifrare le traiettorie P-T-t è un reale potenziale della
petrologia per la ricostruzione dei diversi ambienti
geodinamici.
⇒ Non è oggi possibile fare delle moderna geologia
senza studiare adeguatamente e rigorosamente
le rocce metamorfiche
DOMANDE RICORRENTI SUL METAMORFISMO
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Metamorfismo: definizione ed inquadramento generale.
La fase fluida: sua composizione e mobilità, sistemi aperti e sistemi chiusi.
I fattori del metamorfismo.
I meccanismi del metamorfismo.
Le reazioni metamorfiche.
Cenni sulle strutture metamorfiche principali.
I tipi di metamorfismo.
Gradualità del metamorfismo: minerali indice, facies metamorfiche, isograde.
Metamorfismo di contatto.
Metamorfismo regionale di alto gradiente termico.
Metamorfismo regionale di gradiente termico intermedio.
Metamorfismo di basso gradiente termico
Metamorfismi a PH2O<<Ptot: granuliti, eclogiti.
Geotermobarometria.
Metamorfismo ed evoluzione crostale.