il metamorfismo oceanico nei gabbri ofiolitici dell`appennino

RENDICONTI Socletd Itallllnll di Mlneraloglll e PetTOlo"III, 38 (2): l'l'. 56/_519
Comunicazione presentata alla Riunione della SIMP In Abano (Padova) II 3 giugno 19112
IL METAMORFISMO OCEANICO NEI
GABBRI OFIOLITICI DELL'APPENNINO LIGURE:
ASPETTI MINERALOGICI E PARAGENETICI
LUCIANO CoRTESQGNO
IstitUIO di Petrografia ddl'Università di Genova
GABRIELLA LUCCHETTI
Istituto di Mineralogia dell'Università di Genova
RIASSUNTO. Le rocce gabbriche delle sequenze
ofioIitiche dell'Appennino Settentrionale sono diffusamente interessate da metamorlismo polifasico ad
andamento diaftoretico, che precede la deposizione
dei termini vulcano-sedimentari.
La ricristalllzzazione metamorfica riferibile alle
fasi più precoci è spesso accompagnata da deforma·
zioni plastiche che sviluppano tessiture da porfiroclastiche a listate ed è caratterizzata da associazioni
paragenetiche ad orneblenda tosso-bruna, clinopitos.
seno, plagioclasio andesinico (An 50), talvolta con
olivina ed ortopitossetKJ.
Eventi successivi sono caratteri7.zati da deformazioni rigide con sviluppo di fratture parallele; un
nello incremento di IJ.H.o, che si verifica a partire
dalle fratlure, favorisce lo sviluppo, nella roccia
circostante, di paragenesi ad anfiboli e plagioclasio
a composizione da andesinica ad oligoclasica. Gli
anfiboli, spesso marcatamente zonati, hanno composizioni che variano, col diminuire della temperatura,
da orneblende brune lschermakitiche ad auinoliti.
Le ultime paragenesi che possono essere riferite a
questo primo ciclo metamorfico oceanico e che si
sviluppano ancora lungo frallure sono caratterizZllte
dall'associazione di albite, prehnile, clorite negli
Mg·gabbri, e di albite, epidolO, clorite, stilpnome.
lano negli Fe-gabbri; in entrambe le associazioni
può essere presente aninolite. l relativi prodoni di
trasformazione sono presenti come c1asli nelle brecce
che in qualche caso sono a loro volta interessate
da analoghi fenomeni.
Per quanto riguarda le patagenesi ddla prima
fase metamorfica, i c1inopirosseni secondari mostra·
no, rispetto ai corrispenivi magmalici, una tendenza
ad aumento in molecola ferrosilitica. La composi·
zione chimica delle orneblende {determinata, pari.
menti alle altre fasi minerali, mediante analisi in
microsonda elettronica} mostra correlazioni sia col
chimismo della roccia che col grado metamorfico.
Vengono discussi i parametri termobarici sulla
base di considerazioni di campagna, delle associazioni paragenetiche, delle composizioni delle orneblende e della distribuzione di elementi tra orneblende e pirosseni coesistenti. Le più antiche fasi
deformative, che sembrano immediatamente succes-
sive a movimenti di Busso nel magma in via di
solidificazione, si sarebbero sviluppate a temperature approssimativamente di 650· C; durante le fasi
successive la temperatura diminuisce fino a circa
300" C. Una successiva evoluzione a carattere idrotermale, di cui si hanno vari indizi, non è riconoscibile nelle rocce gabbriche a causa di successive
sovraimpronte metamorfiche di basso grado, sia
oceanicne che orogeniehe.
I gradienti termici realizzali durante le varie
fasi risultano estremamente elevati, paragonabili a
quelli di serie metamorfiche di comano, e sembrano
aumentare col decrescere delle temperature.
I! melamorfismo dei gabbri viene ricollegato alla
risalita tenonica di queste rocce dalla camera magmadca al fondo dell'oceano, sotto forma di prolUsioni solide assieme a rocce ultrafemiche probabil·
mente all'interno di faglie trascorrenti.
ABSTRAcT. Gabbroic rocks in the Northern
Apennine ophiolites (Easrern Liguria, Italy) are
widely affceted by polyphasic, diaftoretic meta·
morpnism which occurred beiore the tcetonie
building of tne ophiolitic suite.
During the carly metamorphie phase, cnaracte·
tize<! by plastie deformations and banded to porfirodastie texlUres, red·brown hornblende, clinopyroxene
and andesinie plagioclase (An 50), plus olivine and
onhopyroxene, coexisl.
In tne fol1owing phase tne rocks are affceted
by hritde deformations and metamorphic parageneses develop mainly along fractures: under
increasing IJ.H,.O, amphiboles pervasively grow from
the veins to the wall rock; they coexist with
andesinic or oligoclasic plagioclase. The amphibole
composition varies as temperature decreases, from
brown tschermakitie hornblende to actinolite.
Zoning in amphibole are widespread.
The lasr recognizable parageneses of tbis melamorphism develop in cracks which give rise to
lhe formation of gabbroie reworked brcedas, and
!Ire characterized by association of albile, prehnite,
chlorite in the Mg.gabbros, and albite, epidote,
chlorite, stilpnòmelane in the Fe-gabbros; in both
associations aetinolite may appear.
5(,2
L. CORTESOGNO,
Metamorphic pyroxenes show ferrosilitic substitution increasing with respect to the primary oncs.
The hornblende chemislry (delermined, as well as
the other mineraI phases, by means of electron
mkroprobe analysesj varies owing both tO the host
rock chemislry and to the metamorphic .grade.
On lhe basis of lield data, mineraI assemblages,
hornblende chemistry, and e!emem disuibUlion
belween hornblende-pyroxcne pairs, thc thermotlynamic paramelcrs of Ihe oceank metamorphism
in the gabbroic rocks are discussed. The carty
metamorphic dcformations, which seem lO follow
immediately magmatic fiows at ipersotidus conditions. deve!oped al T of aboul 650~ C; in lhe following phases the lempcralUres decrease Ul IO
JOO· C. Paragencses of lower grade are nOi
preserved.
The thermic gradicnt was extrcmc1y high, com·
parable lO those of the comact melamorphic facies
and seems to be incrcased Wilh decreasing T.
The melamorphism of the gabbros is interpreled
as the consequence of lhe tcetonic rise of those
rocks from lhe leve! of the magmatic chambers to
the oceank bottom as solid protusions, to~ether
Wilh ultrabasic rocks, possibly in transcurrent faults.
Premessa
Nci complessi ofiolirici dell'Appennino
Settentrionale sono conosciuti fenomeni metamorfici sviluppatisi in ambiente oceanico
prima della deposizione, di età cretaceo infe·
riore, di sedimenti detritici fini (Calcari a
Calpionelle, Argille a Palombini). Tali eventi
metamorfici sono slati recentemente raggruppati in due distinti cicli, il primo dei quali,
caratterizzato da evoluzione polifasica diaftoretica, ha interessato i termini profondi dell'associazione ofiolitica (lherzoliti tettonitichc, complessi gabbrici cumulitici); il secondo, che si è sviluppato anche sui termini della
serie vulcano-sedimentaria, mostra una distribuzione zoncografica che, per il suo andamento rispetto alla stratigrafia del complesso
ofiolitico, permette di riconoscere notevoli,
se pur localizzate, risalite delle geoisoterme
(CORTESOGNO el al., 1977; CORTE SOGNO,
[ 980).
Scopo del presente studio è un esame più
approfonditO dei caratteri mineralogici e paragenelici delle associazioni metamorfiche
sviluppate in rocce gabbriche dell'Apennino
Iigure, al fine di una miglior definizione
delle condizioni termodinamiche e quindi
della natura e dci significato di questo evento
metamorfico. A tale scopo sono stati esaminati campioni di Mg-gabbro, Fe-gabbro, fediorite e diorite provenienti dalle ofiolid del
Bracco e della Val Graveglia (Supergruppo
G.
LUCCHETTI
Ge"v.~,
LA S
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Fig. l. _ Distribuzione dette ofioliti nell'Appen·
nino tigure. l: affioramenti ofiolitici del Bracco;
2: affioramenti ofiolitici della Val Graveglia.
della Val di Vara, ABBATE e SACRI, 1970)
tra Sestri Levante, Levanto e Varese Ligure.
Più precisamente i campioni di Mg-gabbro
provengono da vari affioramenti della massa
gabbrica del Bracco e da quella di Bonassola,
Fe-gabbri e rocce dioritiche provengono da
un piccolo affioramento presso Nascio (Val
Graveglia) e da vari affioramenti della Breccia di-MI. Capra (fig. 1).
Caratleri generali e aSI)cui petrografici
Una descrizione dei caratteri paragenetici
e tessiturali delle rocce gabbriche nelle 060liti dell'Appennino Settentrionale è stata
presentata in CoRTE SOGNO et al. (1977).
Per quanto riguarda i caratteri priman
dei gabbri 'si richiama qui brevemente ['attenzIOne sull'importanza e la diffusione,
emerse durante i rilevamenti di dettaglio
relativi alla carta geologica I: 25.000 della
zona del Bracco (CORTESOGNO et al., 1981),
di caratteri tessiturali e strutturali che evidenziano fenomeni di turbolenza all'interno
della massa in via di so[idificazione con movimenti di flusso in condizioni di ipersolidus.
Tra questi caratteri si possono ricordare tessiture di layering composizionale e/o granulometrico, ritmico, spesso con strutture gradate, talvolta troncato da discordanze angolari in cui gli individui cristallini, spesso
isorientati, possono mostrare varie evidenze
di crescita sotto l'effetto di sforzi direzionali.
Caratteristici sono ad esempio clinopirosseni, spesso localizzati al limite tra due
IL METAMORFISMO OCEANICO NEI GABBRI OFIOLlTlCI ETC •
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Fig. 3.
Metagabbro occhiadino-listato: al centro
clella foto porfiroclasto di c!inopirosseno circondato
da pirosseni granoblastici di nooformazione. Banding
metamorfico con alternanze di plagioclasi granoblastici (incolori) e minerali femici. Le bande di
minerali femici presemano alternativamente preva·
lenza di c!inopirosseno (bande più chiare) e ome·
blenda (bande più scure). Il minerale opaco è
costituito da concentrazioni di ilmenite. lngrand.
lineari 7. solo polarizzatore.
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Fig. 2. - ' Schema dell'evoluzione p,aragenetica in
rocce gabbriche durante le fasi metamorfiche «occa·
niche,. nei complessi ofiolitici dell'Appennino Set.
tentrionale.
layer, cresciuti secondo la direzione di li·
neazione sul piano del layering fino a 5-10
volte rispetto alle dimensioni onogonali e
che presentano, nelle parti interne del cri·
stallo, fenomeni di deformazione, pur mostrando ai bordi rapporti di tipo primario.
Di particolare interesse è l'osservazione di
zone con tessiture di layering, sicuramente
originate in presenza di fuso, interessare,
almeno parzialmente, da tessiture e strutture
di deformazione plastica allo srato solido,
geometricamente del tutto concordanti.
La figura 2 schematizza la successione de·
gli eventi metamor6ci, rifacendosi sostanzial.
mente a quanto esposto in CoRTESOGNO
(1980); benchè l'intera sequenza possa in
Fig. 4. - Metagabbro listato: alternanze di bande
con plagiodaslo granoblastlco e con dinopirosseno
granoblastioo ed orneblenda rosso-bruna lntel'5ti·
ziale. Piccoli porfiroclasti di dinopirosseno preso
sochè interamente ricristallizzati. Ingrand. lineari 7.
solo polarizzatore).
alcuni affioramenti essere osservata quasi in·
tegralmente, lo schema presentato non è
564
L. CORTESOONO, G. LUCCHETTI
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Fig. .5. - C1assifica~ione degli anfiboli calcici (d"
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B: (Na + K).;;:. 0,.50; Ti < 0,.50; Feo , <; Al";
C: (Na + K).;;:. 0,.50; Ti < 0,50; Fe h > Al";
l: Iremolite, 2: aetinolile, 3: ferro--aclinolite,
4: uemolitic hornblende, .5: actinolilic hornblende,
6: ferro-aetinolitic hornblende, 7: magnesio-hornblende, 8: ferro-hornbk:nde, 9: tschermakitic hornblende, lO: ferro-tschermakitic hornblendc, Il:
tschermakile, 12: ferro-Ischermakite, 13: edenitic
hornblende, 14: fetto-edenitic hornblende, l.5: pargasitie hornblende, 16: ferroan pargasitic hornblcn·
de, 17: ferro-pargasitic hornblende, 18: pargasite,
19: ferTQlln pargasitc, 20: ferro--pargasite, 21: magnesio-haslingsitic hornblende, 22: magnesian hastingsitic hornblende, 2}: hastingsitic hornblende,
24: magnesio-hastingsile, 2.5: magnesian hastingsite,
26: hastingsite. Simboli usati: 'il = orneblende
verdi ed aninoliti; 6. = orneblende brune; O = or·
neblende rosso-brune (fase 2); O = orneblende rosso-brune (fase I); + = uemolite in pseudomorfosi
su olivina; X = orneblcnda verde in pseudomorfosi
su olivina (simboli vuoli: Mg·gabbri; simboli pieni:
Fe-gabbri);
= orneblende verdi primarie in roccia dioritica; W = orneblende verdi metamorfiche
in roccia diorilica.
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riferito a situazioni specifiche, ma rappre·
senta un quadro generale, rispetto al quale
si possono osserVare variazioni locali anche
di una certa importanza.
La successione dei processi metamorfici
è stata, per comodità descrittiva, suddivisa
in tre fasi sulla base di caratteri tessiturali
e strutturali relativi agli effetti indotti da
concomitanti deformazioni e facilmente riconoscibili anche sul terreno. In realtà, benchè
processi di riequilibratura metamorfica relativi alle diverse fasi possano essere riconosciuti anche su porzioni di roccia apparentemente
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IL METAMORFISMO OCEANICO NEI GARRRI
Ol'lOLll'lCI ETC.
565
ed alla nalUra sostanzialmenle anidra di pane slribuite in Aruppi paralleli ad intervalli più
delle composizioni primarie, sono ben docu- o meno regolari; rali franure interessano
mentabili sopratluuo dove siano stari atti· estese porzioni di roccia e la loro interse·
vati da eventi dinamici e, per le fasi 2 e 3, zione col piano di campagna può esse~ sedalla consep:uente introduzione di fasi fluide. guita in continuità anche per diverse ttntiAlla fase l vengono riferiti fenomeni di naia di metri. In alcuni casi sono state osser·
ricrisrallizzazione in condizioni di subsolidus, vate anche intersezioni tra diversi fasci di
carallerizzati da componamento plastico del- fratlu~ parallele.
L'introduzione e la diffusione di H~.o
la roccia alle sollecitazioni dinamiche. u deformazioni, moho penetrative ma limitate a lungo tali fralture risulta evidentemente il
pon.:ioni di roccia di spesso~ ridono (da principale fatlore cinetico ed un importante
pochi cm ad alcune decine di metri), svilup- fattore di controllo delle reazioni metamorpano tessiture gneissiche, da occhiadine a li· fiche.
u paragenesi sono caralterizzate dalla
stare, con pieghe intrafoliari nelle zone di
più intenso scorrimento; la massa rocciosa coesistenza di plagioclasio ed anfibolo cal·
circostante risulta per lo più indeformata. cici; soprattutto la composizione dell'anfi.
In alcuni casi all'interno delle fasce costitui- bolo, che risulta sempre evidentemente zoo
te da metagabbri foliati sono state osservate natO, può vllriare notevolmente Ilnche da
bande generalmente P!lrallele o subparallele zona a zona. In alcuni casi si osserva una
alla scistosità, a struttura finemente miloni- completa sucttssione di zonature da ornetica fino a pseudOlachilitica, dovute eviden- blende rosso-brune a orneblende brune e
temente a successive riprese delle spinte de· verdi fino ad attinolili.
Alla fase 3 sono riferite reazioni metamorformalÌve. Non si può escludere che in qualche caso si sia verificata la formazione di fiche, caratterizzate da un regime essenzial.
vere tachiliti in quanto i suCttssivi eventi mente idrotermale che si sviluppa lungo
metamorfici, ed in particolare quello alpino, fra[[u~ con conseguenti imporranti, se pur
ne av~bbero comunque provocato la com- localiu.ate, mobilizzazioni chimiche. u frattu~, che in qualche caso possono impostarsi
pIeta devetrificazione.
su
quelle della fase precedente, più spesso si
La fase l è caratterizzata da ricristalliz.
zazione di plagioclasio e c1inopirosseno, spes- intersecano secondo andamenti irregolari e
so con orneblenda rosso-bruna, in SlruUure sembrano più o meno direttamente connesda finemente granoblastiche a bordi ir~go­ se alla breccificazione delle rocce gabbriche.
L'evidenza di campagna mostra che que·
lari fino a grnnoblastiche poligonali.
sta fase 3 giunge in qualche caso ad interesPomroc1asli delle fasi primarie sono f~­ sare le brecce seclimentarie immediatamente
quentemente conservati al nucleo delle strut- al tello delle masse gabbriche stesse (CoRTE,
ture occhiadine (figg. 3 e 4). L'olivina, se SOGNO et al., 1978).
presente, ricristallizza in aggregati granoII riconoscimento delle associazioni parablastici lenticolari e spesso sviluppa, a con.
genetiche sviluppale in questa fase è tuttavia
tatro col plagioclasio, orli di reazione di orneblenda o, più raramente, c1inopirosseno. Può spesso reso problematico dalla possibilità di
verificarsi produzione di ortopirosseno per sovraimpronte metamorfiche dovute al se·
condo ciclo oceanico (CoRTESOGNO, 1980)
seg~gazione durante la ricrislallizzazione del
od
al metamorfismo orogenico in facies prehc1inopirosseno primario o, meno frequentenite-pumpellyite
(GAL.LI e CoRTESOGNO,
mente, per neoformazione di aggregati grano1970).
Con
le
necessarie
cautele è tunavia
blastici. L'esatta composizione dell'ortopirospossibile riconoStt~ per questa fase assoseno non ha potUiO .essere determinata in
quanto esso risulta semp~ più o meno com. ciazioni ad albite, dori te, p~hnite e talvolta
attinolite negli Mg-gabbri, ed associazioni
pletamente c!oritizzato.
ad albite, clorite, Fe-epidoto, stilpnome!ano
Nella fase 2 vengono raggruppati processi e talvolta aninolite negli Fe-gabbri.
meramorfici sviluppati generalmente in concomitanza con deformazioni a caralle~ rigi- Chimismo dei minerali
do che portano a frnuure mollo caratteristi.
Le. varie fasi mineralogiche sono stare
che sviluppate secondo superfici piane e di- analizzate mediante microsonda elettronica
'566
L. CORTE SOGNO, G. LUCCHETTI
TABELLA 1
Analisi chimiche rappresentative degli anfiboli di Mg-gabbri
1-): orneblende rosS()-brun~ (fase l); 4·6: ornebl~nde rosSG-brune (fase 2); 7·9: orneblende brune;
10-12: orneblende verdi; D: aninolite; 14: orneblenda verde in pseudomorfosi su olivina; L'5: tremolite in pseudomorfosi su oJivina.
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Il ferro è stato determinato come FeO
totale e successivamente ne è stata calcolata
la distribuzione tfa Fe 2 ' ed Fe3 ' . Tra i vari
metodi noti per il calcolo di Fe3 • /Fe 2 • negli
anfiboli si è scelto di assumere che i siti
A ed M. siano occupati solo da Ca, Na, K
(e quindi sono considerate assenti molecole
di antofillite e cummingtonite) e pertanto si
è posta la somma totale dei cationi meno
(Ca + Na + K) := 13.
Le analisi dei pirosseni sono state normalizzate in base a 4 cationi ed Fe3 ' è stato
carica totale dei cationi assu-
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ARL-SEMQ; la riduzione dati è stata eseguita con il metodo di BENCE-ALBEE (1968).
Come standard sono stati usati silicati naturali ed ossidi. La riproducibilità dei dati
analitici, controllata analizzando ripetutamente alcuni standard, indica un errore ~ 2 %
relativo per ossidi presenti in concentrazioni
superiori al 2 %.
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mendo il ferro come FeO totale
(LAtRD
e
ALBEE,1981).
Le analisi chimiche delle cloriti sono state
ricalcolate ponendo la somma dei cationi
lO.
I plagiodasi sono stati normalizzati 10
base a 5 cationi ed il ferro è stato assunto
tutto come bivalente.
Le formule di stilpnomelano ed ilmenite
sono state calcolate in base a 24 e 6 ossi·
geni rispettivamente, assumendo tutto il ferro come FeO.
Anfiboli
I punti rappresentativi degli anfiboli analizzati sono plottati sui diagrammi relativi
alla classificazione di LEAKE (1978) (fig. 5);
nelle tabelle l e 2 sono riportate analisi rappresentative dei principali gruppi di anfiboli.
In tabelle e sui diagrammi sono riportate
soltanto analisi le cui formule strutturali sod-
IL METAMORFISMO OCEANICO NEI GABBRI
56i
OFIOllTlC1 ETC.
TABELLA 2
anfiboli di F~'gabbr; t dioriti
1-2: omcblendc rosso-brunt: (fa~ I); }.,: omeblenck rosso-brune (fase 2); 6-7: orneblendc: brune;
8-11: omeblt:ndt: verdi; 12: omeblencla verde primaria in roc:cia diorilica; 13: omebltnda verde mela·
morfica in roccia diorilica.
Analisi
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disfano i criteri indicati da LEAK.E (1968)
per considerare superiori le analisi di anfi·
boli, eccetto per OH, F, Cl che non sono
stati determinali. Per ragioni grafiche sono
stali omessi dai diagrammi i simboli eccessivamente ravvicinati.
Analisi eseguite su orneblende rosso-brune
di origine apparentemente primaria in Fegabbri ne hanno dimostrala la completa sovrapposizione ai campi composizionali delle
orneblende rosso-brnne metamorfiche in rocce di analoga composizione, a conferma anche della identità dei caratteri ottici.
Come messo in evidenza da numerosi autori la composizione chimica degli anfiboli
metamorfici è fortemente influenzata dalla
composizione della roccia e, limitatamente
ad alcuni elementi, dalle condizioni termodinamiche (SHIDO e MIYASHIRO, 1969;
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1965, 1969; KOSTYUK e SoBOLEV, 1969;
BARD, 1970j RAASE, 1974; STEPHENSON,
1977; FLEET e BARNETT, 1978, etc.); in particolare la maggior parte degli autori con·
corda nell'indicare la dipendenza del contenuto in Ti dalla lemperatura e di AlVI dalla
pressione.
Un certo grado di dipendenza del valore
del rapporto MgjMg + Fe~· degli anfiboli
dalla natura della roccia può essere osser·
vata in figura 5: negli Mg-gabbri, il cui rapporto MgOjMgO + FeO risulta compreso
tra 0,85 (gabbro troctolitico) (') e 0,73 (gabbro eufotite) ('), gli anfiboli hanno valori
(') I range di composWonc: per le f'OCCt:
riportati da chd analitK:i non pubblicati.
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Fig. 6. _ V.riazione composizion.le degli .nli.boli
in funzione del contenuto in AIA. Per i simboli
vedi figura ,.
mediamente compresi tra 0,90 e 0,70. Fanno
tuttavia eccezione gli anfiboli sviluppati su
olivina ed alcune orneblende tremolitiche
sviluppate entro fratture per i quali il valore
del rapporto sale fino ad I.
Negli Fe-gabbri, con rappono MgO/
MgO + FeO compreso tra 0,55 e 0,12 (I),
il rappono Mg/Mg + Fe:!' degli anfiboli presenta una notevole dispersione con valori
compresi tra 0,95 e 0,50. Si può tunavia
osservare che la maggior pane degli anfiboli
che presentano i valori del rapporto più elevati, soprattutto orneblende attinolitiche e
magnesio-orneblende al limite con orneblende a[linolitiche, sono ancora sviluppa Li in
fratture in evidente disequilibrio chimico ri·
spetto alla composizione della roccia, soprat·
tuttO per quanlO riguarda il contenulO in
ferro.
Escludendo gli anfiboli in frattura il rapportO Mg/Mg + Fe'· per gli anfiboli degli
Fe-gabbri risulta compreso tra 0,84 e D,55
con i valori più elevati corrispondenti alle
orneblende tschermakitiche.
Nei campioni di diorite, in cui il rapporto
MgO/MgO + FeO è approssimativamente
uguale a 0,>0 (:!), gli anfiboli primari hanno
un rapporto Mg/Mg + Pe:!- di circa 0,48
che scende fino a circa 0,25 per quelli mctamorfici.
Una grossolana correlazione con il chimismo della roccia può essere riconosciuta anche per il rappono Fe'" / AI'" degli anfiboli,
mediamente più elevato in Fe-gabbri e dioriti che in Mg-gabbri.
La figura 6 mostra le variazioni composizionali di TiO:!, Na:!O, SiQ.! in funzione del
contenuto in Al:...(),,; è evidente l'incremento
di TiO:! e Na:!O con AbO" cui corrisponde
una diminuzione di SiCh. La figura può essere interpretata con sostituzioni rschermakitica ed edenitica in correlazione direna col
grado metamorfico.
L'aumento del tenore in Ti col grado me·
tamorfico e la corrispondente diminuzione
di Si è mostrata anche in figura 8; si può
tuttavia osservare che le orneblende rossobrune degli Fe-gabbri presentano valori massimi in Ti sensibilmente più elevati rispetto
alle corrispondenti orneblende degli Mg-gabbrio Questo fatto è evidentemente in relazione al diverso contenulO in TiO:! della roc·
cia: TiO~ compreso tra 5,1 % e 6,7 % (:!)
nei campioni di Fe-gabbro, e tta 0,09 e
0,22 % (:!) in quelli di Mg-gabbro.
Negli Mg-gabbri le orneblende rossobrune che compaiono talvolta nei primi stadi
della fase 2 possono mostrare un leggero incremento dei contenuti in Ti ed AI rispetto
a quelle della fase 1; questo fatto non può
essere attribuito a condizioni termiche in
aumento, ma è piullosto da porre in cela·
(.) I rangc- di composlucme: per le: ~
riparl'li d. dJli .n.lilki non pubblia.d.
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IL METAMORFISMO OCEANICO NEI GABBRI OFIOLITICI ETC.
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degli anfiboli. La linea corrisponde ad Al"/AI" == 2.
Per i simboli vedi figura 5.
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Fig. 8. "7 Relazione tra i contenuti in Ti e Si
degli anfiboli. Per i simboli vedi figura 5.
zione alla maggiore mobilizzazione che si
verifica nelle fratture.
Le orneblende degli orli di reazione tra
569
olivina e plagioclasio presentano valori in
Ti particolarmente bassi che dipendono evidentemente dal chimismo delle fasi interessate alla trasformazione e dal fatto che per
la formazione di queste strutture molto con·
servative sono necessarie mobilizzazioni molto ridotte. Gli anfiboli degli Fe-gabbri mostrano anche valori massimi in Na~ più
elevati di quanto accada negli Mg-gabbri, in
relazione ad una maggior sostituzione edenitica già evidenziata nei diagrnmmi classifi•
cativi.
La figura 7 mostra la correlazione Al,v/AlvI
degli anfiboli. La linea corrispondente a
AI"/AI"' = 2 è stata indicata (RAASE. 1974;
fLEET e BARNETT, 1978) come limite tra
i campi delle orneblende formate in condizioni metamorfiche di bassa pressione e quelle formate a pressioni maggiori di 5 kbars.
Le composizioni relative agli anfiboli del
rnetamorfismo oceanico cadono nettamente
nel campo delle orneblende di bassa pressione ed il rapporto Al'vI Al" risulta tra i più
elevati se confrontato con quello di anfiboli
di varie serie metamorfiche (BINNS. 1965;
ROBINSON e ]AFFE, 1969; BARD, 1970;
SAMPSON e FAWCETT, 1977; LAIRD e ALBEE,
1981).
Il diagramma (100 Na/Ca+Na)/(lOO Ali
Si + Al) (fig. 9) mette in evidenza il passaggio da anfiboli di tipo aninolitico ad orneblende. In ordinata vengono sommate la
molecola edenitica e quella glaucofanica, di
conseguenza il diagramma nOn è significativo
per quanto riguarda le condizioni di gradiente; risulta tuttavia evidente una correlazione
tra contenuti di Na e AI totali e grado metamorfico.
Sul diagramma NaM"./Na A + K (6g. lO)
i valori assoluti tendono ad aumentare col
grado metamorfico; il valore in ascissa può
risultare molto basso per anfiboli di basso
grado metamorfico ed è uguale a zero per
quelli sviluppati attorno ad olivina.
Inline se si confrontano le distribuzioni relative ai diagrammi di figure 9, lO, 11, 12
con quelle di anfiboli provenienti da campi
metamorfici di diverso gradiente termico (riportate da LAIRD e ALBEE. 1981) si evidenzia una netta tendenza alla sovrapposi.
zione con i campi relativi ai grndienti ter·
mici più elevati.
La composizione degli a'nfiboli sviluppati
L. CQRTESOGNO. G. LUCCHETTI
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Fig. 12.
FiAA. 9· lO - 11 . 12. Diagrammi di variazione
Jclla composizione degli anfiboli studiati. Per i
simboli vedi /igun .s.
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Fig. 11.
litici attraverso individui zonari, mostrano,
in accordo con i dati ottici. variazioni molto
graduali e pressochè continue. Una variazione di composizione relativamente brusca può
essere, ma non semprc=. osservata tra oroe·
blende rosso-brune e le restanti orneblende,
mentre un pur limitato intervallo di compo.
sizione esiste Ira orneblende ed aninolili.
La gradualità di variazione composizionale
che si osserva nelle orneblende può significa.
re, oltre che un continuo adeguamento alle
variazioni delle condizioni termodinamiche,
anche una certa diffusione tra granulo preformato e successive zonature. L'intervallo
di composizione verificato tra orneblende ed
attinoliti, che tra i diagrammi riportati ri·
sulta riconoscibile soltanto sul diagramma di
figura 9, può forse essere attribuito alla presenza di un gap di miscibilità .
Anorno ai granuli olivinici si sviluppano
durante la fase 2 orli di reazione con magnesio-orneblenda eSterna al granulo e tremolite verso l'interno: i due anfiboli, benchè
formati contemporaneamente e benchè reciprocamente a contaUO lungo il bordo del
granulo sostituito, non presentano composi•
zioni intermedie; se, come appare verosimile, questo fatto va attribuito ad un gap di
miscibilità, questo risulterebbe per la coppia
tremolite-orneblenda coesistenti sensibilmen.
IL METAMORFISMO OCEANICO NEI GABBRI OFiOLITICI ETC.
/
Ca
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40
Fe
Mg
I
Fig. 13. - Composizione dei pirosseni nel di,,gramma c..Fe-Mg. Simboli v/IO/i: dinopirosseni pri·
mari: pitni: dinopirosseni metamorfici. 0= Mg.
gabbri: Ò. = Fe.gabbri; 0= trOClOlite.
5i1
ture occhiadine mostrano una parziale ricqui.
libralUra; la parte centrale dei porfiroc!asti
di maggiori dimensioni può essere considerala approssimalivamente corrispondente a
quella del pirosseno primario; le parti più
periferiche hanno spesso composizione equivalente a quella dei pirosseni granoblastici
di ncoformazione.
I pirosseni primari del campione di gabbro troctolitico cadono nel campo degli endiopsidi, differenziandosi in maniera abbastanza sensibile dalla composizione degli altri
pirosseni primari e di pirosseni analizzati in
rocce gabbriche dell'Appennino Settentrionale (SERRI, 1979; CorrIN, 1981) per il contenuto relativamente elevato in enstatite. I
pirosscni di neoformazione dello stesso campione, pur ricadendo ancora nel campo degli
cndiopsidi, mostrano un nelto aumenlO in
te pù evidente di quello verificato tra attino·
lite ed orneblenda.
081. (1980) ha sperimentalmente dimostrato l'esistenza di un gap di miscibiIità
tra tremolite e pargasile a T = 8000 C per
p = l kb che scompare a P = 5 kbs. L'esistenza di un gap di miscibilirà Ira atlinoliti
ed omeblende in serie metamorfiche di bassa
pressione è stato ipolizzato da vari autori
($HIDO
e
MtYASHUtO,
1959;
HIETANEN,
1974; TAGIRI, 19771.
Per quanto riguarda gli anfiboli del metamorfismo oceanico nelle ofiolili dell'Appennino ligure tale ipolcsi necessita comunque
di un maggiore approfondimento.
P;rosseni
Sono stati analizzati dinopirosseni di metagabbri occhiadino-lislati a composizione di
traetoliti, di gabbri olivinici e di eufotidi;
in alcuni casi sono stati analizzati per confronto anche pirosseni primari nelle rocce
prive di tessiture metamorfiche.
I pirosseni di Fe-gabbri sono slati analiz.
zati in rocce con strutture primarie ben conservate (pirosseni primari) ed in due campioni listati a struttura granoblaslica poligo·
naie (pirosseni melamorfici l.
u composizioni sono proiettate sul diaframma Ca·Fe-Mg (fig. l3 l; alcune analisi
rappresentarive sono riportate in tabella 3.
Nei metagabbri occhiadini i porfiroc!asti
di pirosseno primario al centro delle strut-
Si
4.0
6.0
8.0
Fig. 14. - Classificazione dcll~ cloriti (Hu, 1954).
Simboli IlsfI/i: & = cloriti in Fe-gabbri con ,1bile
~ epidoto su plagioclasio; ò. = cloriti in F~.gabbri
in microfrallurc con 'llinolit~ ~ epidoto; O = dI>
riti in Mg-pbbri in fraHUrc con prchnite; • = cb
riti in Mg·gabbri con ,ttinolil~; O = cloriti pscudomor&:he su olivilll (parle taitrale); • = dorili
pscudomorfichc su olivina (parte periferica).
571
L. CORTESOGNO, G. LUCCHETTI
ferrosilite mentre risulta pressochè costante
il lenore in molecola wotlastonitica. Punti
analizzati alla periferia dei porfirociasri possono mostrare composizioni intermedie (figura 13).
I pirosseni primari dei meta-Mg-gabbri
presentano composizioni da diopsidiche fino
ad augitiche, sostanzialmente simili a quelle
riportate per gabbri dell'Appennino Senentrionale (SERRI, 1979; CoTTIN, 1981). Mediamente i tenori in Fe più elevati si riscontrano in campioni con più bassi contenuti in
olivina. Il campo dei piros.seni di neoformamazione presenta un netlo spostamento verso più ahi tenori in Fe, con diminuzione in
Ca ed Mg. L'aumento in molecola ferrosilirica rispetto ai pirosscni primari risulta evidente considerando le analisi di singoli campioni; anche in questO caso i porf1roclasti
~no risuhare parzialmente ricristallizzati.
I pirosseni di neoformazione, a struttura
granoblastica, dei meta-Fe-gabbri listati presentano composizione inu=rmedia tra saliti ed
augiti; il confronto con il campo delle composizioni dei pirosseni primari di vari camo
pioni di Fe-gabbro moslta un'ampia sovrapposiZIone.
Plogioc/osi
I dati analitici relativi ai plagioclasi risultano forzatamente incompleti in quanto questi minerali sono raramente sfuggiti a riequilibratura durante il metamorfismo orogenico
di basso grado.
Su campioni provenienti da affioramenti
del massiccio del Bracco e presso Rocchetta
di Vara (La Spezia) sono state determinate
le composizioni di plagioclasi primari in gabbri rroctolitici (An 6.5-62), gabbri olivinici
(An 63-60) e gabbri eufotidi (An 62-.55).
COTTIN (1981) riporta per plagioclasi pri.
mari di gabbri fì.loniani percentuali di An
attorno al 63-64 %.
In metagabbri troctolitici ed olivinici a
tessitura occhiadino-listata è stato analizzato
il plagioclasio granoblastico coesistente con
dinopirosseno ed orneblenda rosso-bruna
(fase l) che presenta un contenuto di An 50
molto costame; in gabbri occhiadino-listati
di varia composizione sono stati determinati
otticamente valori compresi tra An .50 e
An 47. Quando è stato possibile analizzarli,
i porf1roc1asti di plagioclasio presentano la
TABELLA
3
Analisi chimiche rappresentative
di pirosseni
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l: clinopirosscno primario in troctolite; 2: dinoplIOSscno metamorfico in uoctolite; J: dinopiros.seno primario in Mg·gabbro; 4: dinopirosscno melamorfioo in Mg.gabbro; ,: dinopirosseno primario
in Fe·gabbro; 6: c!inopirosseno metamorfiro in
Fe-gabbro.
stessa compoSIZIone dei plagioclasi granoblasuci risultando quindi mineralogicamente
riequilibrati.
In Fe-gabbri listati dell'Appennino Settentrionale i plagiodasi metamorfici coesi·
stenti con clinopirosseno ed orneblenda in
strutture granoblastiche hanno fornito valori
compresi tra An 50 e An 45.
In rocce Mg-gabbriche sono slati analizzati plagioclasi riferibili alla fase 2, riequili.
brati con orneblenda bruna elo verde sia
nella roccia che in riempimento di fratture,
che hanno fornito valori compresi tra An 30
e An 27. I valori più bassi sono riscontrati
nei plagioclasi cresciuti entro fratture.
Ancora sono stati determinati valori di
IL METAMORFISMO OCEANICO NEI GABBRI OFIOLITICI ETC.
TABELLA 4
Analisi chimiche rappuuntativl! J;
d,,~;,; fI·h \. aHpl/ntllf'lano 171. ilmf'nitf' (8)
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+ "" Ferro totllle espresso come Fc:"·. I: clorite
in Mg·gabbro pseudomorfica con attinolite su pirosseno; 2: clorite J)5eudomorfica SlI oiivina (pane
centrale); 3: clorite pseudomor6ca su olivina (parte
periferica); 4: clorite in Mg.gabbro in fratlura con
prehnire; ,: dorile in Fe.gabbro in microfratture
con Ininolite e epidclto: 6: clorile in Fe.glbbro
con albire e epidolo su pllgioclasio.
An compresi tra 30 e 23 in plagioclasi zonati, coesistenti con an6bolo auinolitico ±
clorite sia in Mg.gabbri c~ in 610ni basaltici.
Sia i plagioclasi della fase I che quelli
della fa~ 2 p~ntano tenori in K~ molto
bassi (:s;; 0,15 %). in accordo con la composizione globale della roccia, mentre il contenuto in FeO totale si aggira su valori com·
presi tra 0,60 e 0,90 % per i plagioclasi
di fase I ed attorno a 0,80 % per quelli
di fase 2.
Le albiti (fase 3) coesistenti con prehni.
te + clorite + attinolite (Mg-gabbri) o con
epidoto + clorite + stilpnomelano ± attinoli te (Fe.gabbri) hanno contenuti in An
~ I %. Il tenore in K~.() permane molto
basso mentre i valori di FeO totale si aggio
rano tra 0.10 e 0.40 %.
L'as~nza completa di ogni traccia di prodotti secondari entro queste albiti indutt a
ritenere che la composizione corrisponda a
quella originaria e non sia stata influenzata
dall'evento metamorfico alpino.
573
L'assenza di composizioni intermedie tra
An :s;; 23 e An ~ I è evidentemente in relazione al gap peristeritico.
Cloriti
Sono state analizzate cloriti in diverse as·
paragenetiche sia in Mg.gabbri che
in Fe-gabbri. Alcune analisi rappresentative
sono riportate in tabella 4; la somma totale
,lOidra degli ossidi varia da 83 a 90 % e
quindi, come già osservato da ERNST (1976)
e Llou e ERNST (1979), presenta in alcuni
casi valori nettamente più bassi rispetto a
quelli generalmente determinati nelle cloriti
(circa 88 % l.
Le composizioni ottenute in microsonda
sono riportate sul diagramma Fe/Fe + Mg
secondo lo sc~ma di classi6cuione di fuv
(1954) (6g. 14); le variazioni nel contenuto
in Si sono relativamente modeste. mentre apprezzabili sono quelle relative al rapporto
Fe/Fe + Mg. Tali variazioni sembrano ave·
re un controllo esclusivamente chimico: infatti le cloriti degli Fe-gabbri presentano un
rapporto sensibilmente più elevato rispetto
a quelle degli Mg-gabbri in relazione evidente al chimismo della roccia. In questi ultimi
viene inoltre evidenziato un controllo chi·
mica a scala millimetrica: infatti le doriti
in pseudomorfosi su olivina p~ntano contenuti iii Si (e AI) mediamente più bassi;
inoltre quelle formate aUa periferia, in contatto con plagioclasi, hanno Fe molto più
basso e AI più elevato di quelle interne al
granulo sostituito.
I valori del rapporto Fe/Fe + Mg più
elevati sono realizzati in doriti entro fratture di fase 3; anche in questo caso il controllo può essere di tipo chimico, in quanto
si veri6ca entro queste fratture un importante incremento relativo in Fe~·.
Anche se in maniera non rigorosa Si01
e AI1 0a tendono a variare inversamente. II
valore di Al"' in tutte le cloriti analizzate ~
generalmente leggermente più elevato di AJ'·,
benchè i due valori siano sempre molto vi·
cini. Molto bassi risultano i tenori in Cr~Os
(0-0.1 %l, TiO~ (0-0.04 %) e alcali. apprez·
zabili quelli in MnO (0.09·0,27 %).
~ in6ne necessario ricordare c~. henchè
nei campioni scelti per l'analisi i caratteri
petrogra6ci non mostrino nessuna evidenza
di successive ricristallizzazioni, non ~ del
~iazioni
5;-4
L. CORTF.SOGNO,
tutlo possibile escludere l'ipotesi di una parziale riequilibrarura chimica che potrebbe
aver interessato le clorili durante la fase
metamorfica orogenica a prehnite-pumpelIyile.
Epidoti
Gli epidoti mostrano uniformemente un
contenutO molto elevato in molecola pistacitica, allorno al 35-36 %. Per quanto te variazioni siano molto modeste i valori in
piSlacite più elevati si riscontrano costantemenle al nucleo dei granuli.
In Fe-gabbri, che contengono percentuali
apprezzabili in allanite primaria, l'epidoto
sviluppalo nelle fratture dellA fase 3 presenta spesso sensibili tenori in elementi delle
terre rare; Ad un'indagine preliminare (aIe
conlenuto corrisponde approssimativamente
al 2-4 % in peso di ossidi.
DilK"u88ione
CoTTIN (1981), sulla base dei caratteri petrografici e della composizione dei dinopirosseni, ha fornilo una stima della pressione di
solidificazione delle rocce gabbriche compt'fi3 tra 4 e 7 kbs. SERRI (t979) ha valu·
tato a temperature tra 700 e 800" C per
p ~ 5 kbs le condizioni di equilibrio tra
clinopirosSl::no ed onopirosseno di essoluzione in faSl:: di subsolidus.
ONUKI (1966) suggeriStt l-utilizzo come
gcotermometro del coefficienle di distribuzione;
K•.,. = [X/II - XI] • [(J -
Yi/Yl
dove X = Fe 2 '/Fe:' + Mg nell'orneblenda
e Y = Fe~'/Fe:' + Mg nel Ca-pirosseno,
tra coppie coesistenti di orneblenda e Ca.
pirosseno.
L'applicazione di tale metodo a coppie di
orneblende e clinopirosseni primari in Fe·
gabbri ha fornito un valore di K"." = 1,70,
con un range compreso tra l,56 e 1,78, coro
rispondente a temperature di 7}0" ± 50" C
che possono essere considerate consistenti
con tempentture di solidus per questo tipo
di rDett.
In Mg-gabbri listati su coppie di orneblende e clinopirosseni metamorfici ~isten­
ti in tessiture gntnoblasliche i valori del
Kk.". sono distribuiti su un range compreso
G.
LUCCHETTI
tra 1,40 e 1,70, con massima concentrazione
attorno a 1,60 che indicherebbe tempent·
tuce di circa 680" ± 50" C.
Valori del tutto analoghi risultano da Fegabbri gneissici a strutrura finemente granoblastica poligonale per i quali si olliene un
Kk.'. = l,55, con un range compreso tra
1,35 e 1,67.
Pur tenendo como dei limiti del metodo,
legati anche al calcoto del ferro, i valori con·
siderati sembrano attendibili, anche per la
notevole omogeneità dei risultati in campioni
diversi e di diversa composizione.
La cristallizzazione di onopirosseno per
temperature di questo ordine è verosimilmente indicativa di condizioni di p, < P.; le
condizioni di stabilità dell'onopirosseno a
P, = P",o richiederebbero infatti, per temperature di questo ordine, pressioni non supe·
riori ad 1 kb (AKELLA e WINKLER, 1966;
CHOUDHURI e WINKLER, 1967) che sembrano poco proponibili ne! contesto geologico.
Se si considera il rapporto AI'"/ AI~' delle
orneblende indicativo della pressione come
suggerito da vari autori (LEAKE, 1955;
RAASE, 1974; GRAHAM, 1974; BROWN,
1977; LAIRD e ALBEE, 1981), e tenendo presente che tale rapporto non dovrebbe essere
influenzato da quello tra P, e Po, risulta evi·
dente il carattere di bassa pressione relativo
a tutto il ciclo metamorfico oceanico; in particolare, in base alle valutazioni suggerite da
RAASE (1974), già durante la fase 1 dovevano realizzarsi pressioni netlamente inferiori ai 5 kbs.
Il confronto tra le orneblende «oceaniche»
e quelle di serie a diverso gradiente termico
(LAtRO e ALBEE, 1981) mostra le maggiori
analogie con quelle di più elevato gradiente
e suggerisce che rapponi P/T di tipo Abu·
kuma possano essere probabili.
L'associazione di orneblenda con plagio·
c1asio da andesinico ad oligoclasico (An 4025), che caratterizza in larga parte la fase 2,
è indicativa di condizioni metamorfiche riferibili alla facies anfibolitica. La variazione di
composizione delle orneblende, ed in particolare le variazioni del contenuto in TiO~,
AbCl,. e Na~,Q, indicano condizioni termiche
in progressiva diminuzione a partire da T
massime verosimilmente non molto lontane
da quelle della fase I. La netta zonalUta che
si riscontra in molle orneblende, specie in
IL METAMORFISMO OCEANI CO NEI GABBRI OFIOLITICI ETC.
prossimità delle fratture, può indicare che
l'introduzione dei fluidi, mentre favoriva lo
sviluppo di paragenesi rappresentative di
nuovi equilibri, doveva accompagnarsi ad un
decremento delle temperature relativamente
rapido, tale almeno da non consentire la
completa riequilibratura tra anfiboli diversi
formati successivamente.
I risultati sperimentali su rocce a chimismo
basaltico (LiOU et a!., 1974) indicano il limite inferiore per associazioni a plagioclasio
ed orneblenda a circa 5.50" C (per Pt
Pt
2 kbs). In mancanza di fasi critiche, la composizione delle orneblende e l'assenza di granato possono essere considerate indicative
del persistere di gradienti elevati al diminuire delle temperature.
=
=
Il gap di miseibilità tra magnesio-orneblenda e tremolite coesistenti a temperature
di questo ordine, come il gap composizionale
al passaggio da orneblenda ad attinoliti, a
temperature leggermente inferiori, indicherebbero, se confermati, pressioni non molto
superiori ad 1 kb (OBA, 1980).
La fase 2 si conclude con la cristallizza·
zione di attinolite in coesistenza ancora con
plagioclasio da andesinico ad oligoclasico.
L'associazione di plagioclasio calcico (da
andesina a labradorite) con attinolite è conosciuta per serie metamorfiche di pressione
molto bassa (SHloo, 1958; SEKI, 1961;
MIYASHIRO, 1961; LooMIS, 1966) oltre che
di metamor6ti di ambiente oceanico (MIYASHIRO et al., 1971).
Sulla base dei dati sperimentali di LlOu
et al. (1974) in rocce a chimismo basaltico,
l'associazione a plagioclasio, auinolite, clorite sembra poter essere localizzata tra la
facies anfibo\itica e quella a Scisti Verdi, a
temperature comprese tra i 550" C ed i
475" C per condizioni di bassa p, e /..,.
Per le ofioliti di East Taiwan, LiOu e
ERNsT (1979), tenendo conto dei possibili
effetti di variazioni di /'" e PH.O, suggeriscono
per associazioni di attinolite con plagioclasio
calcico temperature comprese tra 300" e
500" C a pressioni totali inferiori a circa
l kb.·
L'associazione di albite, auinolite,· prehnite si sviluppa esclusivamente in Mg-gabbri,
in molti casi a partire dalle stesse fratture
su cui si erano precedentemente sviluppate
575
assOCiaZioni ad orneblenda (od attinolite) e
plagioclasio.
La temperatura massima a cui può formarsi la prehnite è stata determinata sperimentalmente a T = 380" C per P r = 2 kbs
(LIOU, 1971); a P inferiori la temperatura
risulta probabilmente non superiore a circa
350" C. La coesistenza, assieme ad albite e
clorite, di prehnite ed attinolite è considerata
tra gli indicatori di condizioni metamorfiche
di bassa pressione (SEKI, 1969; KUNIYOSHI
e LiOu, 1976).
Negli Fe-gabbri l'associazione di albite +
epidoto + clorite ± attinolite ± stilpnomelano presenta significato e distribuzione pressochè equivalenti; il basso contenuto in clio
nozoisite degli epidoti può suggerire (MIYASHIRO e SEKl, 1958; STRENS, 1965; KAWACHI, 1970; LlOU, 1973; KUNIYOSHI e
LIOU, 1976) che il passaggio da associazioni
ad oligoclasio + attinolite + clorite a quelle
ad albite + epidoto sia avvenuta in condizioni di pressione molto basse e temperature
relativamente basse, certamente inferiori ai
400" C.
La stabilità di stilpnomelano è del tutto
consistente con temperature di questo ordine
e non in contraddizione con un regime di
pressioni molto basse, essendo stata segnalata anche in serie metamorfiche di gradiente
molto elevato (KATADA eSuMI, 1966).
La situazione di terreno (CORTE SOGNO et
al., 1978) indica che gli spessori al di sotto
dei quali si sviluppavano le paragenesi riferite alla fase 3 non dovessero superare di
molto alcune centinaia di metri al di sotto
del foodo marino. Temperature tra i 300" C
ed i 350" C a profondità di questo ordine
risultano in accordo col modello proposto
da SPOONER e FYFE (1973) che prevede un
gradiente geotermko dell'ordine di circa
1300" Cjkm nei 300-400 m immediatamente
al di sotto del contatto con l'acqua del mate.
Considerazioni conclusive
In figura 15 è rappresentata la traiettoria,
in termini di T e P r seguita dalle rocce gabbriche e costruita in base ai dati precedentemente discussi: la cristallizzazione dei fusi
può verosimilmente essere localizzata a profondità tra i 25 ed i 15 km, in camere magmatiche contenute, almeno parzialmente, all'interno di masse Iherzolitiche.
'lìG
l.. CORTE SOGNO. G. l.UCCHETTI
100
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Oiil8namma p,·r. L'area punlqgiata mo:una la probabile tnaielloria P~·T dUI'2ntl: 1'l:YQluzione
dc:! lIH'tamorlismo oceanico nei gabbri delle ofioliti dell'Apprnnino Sc:III:Dtrionak:. Le curve
5perillH'maii $Ono riponate da: l: NE9TON e S"UTH (1967); 2: JAMIESON (1953), Cu.u (19171;
3: LlOu 0971 cl; 4: LlOu (1971 d); 5,6,7; Llou (1971 bi; 8: LlOu (19701: 9: NITSCH (1971);
IO: LlOu (1971 a); II: NEWTON c KENNEOY (1963); 12: lIou ct al. (1974); I); HOLDA...AY (19661;
14; Llou (I97)): n, 16: VODE.l c T,l.U:Y (19621.· Abbreviazioni usate per i minttal.i: tlb; albite,
<H:: allinolile, 'le: aragonitI:, ,l'': anortitc, ,1,,1: anakimc:, €'C: calcitc, cb: cloritc, n: clincm)i5itc, tp: cpidolO, l: vapor d'lIC'qua, ed: gnandite, IT: glOSSularia, bm; ematite, Ity; cianitc, id; giadcitc, 1m: laumorltitl:, lw: law$Oflitc, pr: p~hnile, pu: pumpell)'ilc, tp.: quarzo, J/: 5tilbilc, wr: waimitl:, lD: zot5ile.
Fig.
l~.
_
~Irograda
l fenomeni di cristallizzazione e differenziazione sono accompagnati da movimenti di
flusso inlerni alla camera magmatica che
sembrano ricollegabili a condizioni di elevata
auività lettonica; il proseguirsi di questa
ohre la solidificazione dei gabbri dà luogo
ai vari evemi metamorfici.
Il carattere retrogrado delle successive
fasi metamorfiche e la stima delle condizioni
P/T indicano un graduale raffreddamento
ed una progressiva risalita; ques[Q primo
ciclo metamorfico, che interessa esclusivamente il complesso basale gabbro-peridotitico
delle ofioliti, inizia a profondità probabilmente non superiori a l Q-l" km e si con·
clude sul fondo del bacino. Appare quindi
evidente c~, senza escludere componenti
traslative, le azioni dinamic~ dovessero ave·
re una importante componente verticale.
Durante le varie fasi metamomc~ il gra-
diente termico, già inizialmente molto elevato, sembra in aumento; in particolare al momento del denudamento delle masse gabbroperidotiliche si raggiungono valori estremi.
Non sembra possibile ipo'izzare che gradienti
di questo ordine si mantenesssero costanti
in profondità e d'altronde l'entità relativamenle modesta delle trasformazioni indotte
sulle rocçe gabbriche durante la fase 3, suggeriscono che tali condizioni non siano state
mantenute a lungo nel tempo.
Tutto porta quindi a considerare che le
condizioni termiche non dovessero corrispondere ad una situazione a regime e che le ahe
temperarure realizzate fossero principalmente
legate al calore residuo delle masse in veloce
risalita.
Pur in presenza di gradienti molto e1evari
non sembra quindi c~ il metamomsmo ocea·
nico delle rocce gabbriche dell'Appennino
Il METAMORFISMO OCEANICO NEI GABBRI OFlOllTICI ETC.
Senentrionale possa, lenendo conto anche del
contcslO geologico, essere ricondotto ad un
normale modello di ridge.
Una ipotesi di risalita delle masse gabbroperidotitiche SOllO forma di protusioni solide
lungo una zona di faglie transformi secondo
modelli del tipo di quelli recentemente proposti (GIANELLl e PRINCIPI, 1977; CoRTE,
SOGNO et aL, 1978; ABBATE et aL, 1980)
sembrerebbe adattarsi meglio ai dati osservati. Resterebbero in questo caso da spiegare le cause della risalira che inizia ben
prima della serpentinizzazione delle masse ultrafemiche (CORTE SOGNO et al., 1978,
1979, 1981).
Con il secondo ciclo melamornco (CORTESOGNO, 1980) si instaura, in concomitanza
di una attività effusiva basaltica relativamente intensa, un regime di elevato flusso termico con risalita delle geoisorerme aU'interno
5ii
delle coperture vulcano-sedimentarie; all'inlerno di queste l'innalzamento delle temperature, che almeno in certi casi sembra influenzaro dalla risalita di fusi basaltici, raggiunge localmente condizioni di Scisti Verdi
od eccezionalmente anche di grado più elevalO, ed è accompagnato da estese cd importanti allivi là idrorermali. Almeno per alcuni
aspetti quindi il secondo ciclo metamor6co
sembra meglio approssimare condizioni di
ridge.
Ringraziamenti. Il contributo finanziario del
C.N.R. ha permesso l'uso delle apparecchiature del
Laboratorio di Analisi in Microsonda che è stato
istituito presso l'Istituto di Mineralogia e PettO!ogia dell'Università di Modena affinchè vi possano
acrcdere ricercatori di discipline afferenti al G0mitata 05.
Lavoro eseguito con il contributo finanziario
del C.N,R.
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