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 ZIA 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 • n\1 "11flo,ll.l ....""Hl" , , . . . .t,(H[SI _rlDIl _. HE'_IDll 563 , ",_~"bb<1 -- -- OLI" .. l'lJoCIOCI.A'IO _. "" ...60 -- "" "'-M ""llI OITOI'llOSSlIOO 'U....lOOlS!1OO - OCSIll-II. - - -- . -... I""" --- OII«".VEIlI( -- -- AnlNOLI TI lO...... ' " ffi:>iI<II( - (cOI'" SlI'(N'11OO lUll.1U --- _. _._._. - m...m ro-9"bb<1 - '0-"0<1<1 "'''''IOCC-lSIO "".O-~ "" Ill-'O ....lnE "1.OPIIOSSlIOO OIlUl. 1OS1ll-11. _tll. _ _ .... VElO( 'TIINOLI1l ('IOOTO "OInE --- - ------ f---- sm_l...o 1L.'UIn: fll""lT! rr- TIlI 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. -- -- - -- ""IIl! _ ~_'1<nI. el.o"~_ <lO!... -- _ <Otf_""", ... "'''''"'_ .1""" _'e"" -9!1'>.!~ 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 75 leD , ++..'" Iffi', , 70 60 65 o , ~'Ir~ •• • • •.' o • o • ';0 • o • '" • , , , ,• " • 0 , ", ~,;r 0' ® ~. i(ì), .. Si A . J: '" ,Iv '" '" '" 00 CD 0 iV ~W @ 0 @ lO Fig. .5. - C1assifica~ione degli anfiboli calcici (d" LEAKE, 1978). A; (Na + K). < 0,.50; Ti < 0,.50; 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. B <ID 0.5 0.0 1.0 @ @ O.5 O" ~ <ID @ ® ® C * 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 @ @. @ o o ." ~ • ~-. ® ® @ ® ... non disturbala, tali processi, anche in relazione al carattere diaftoretico delle reaziom 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. .10, ~10, .,.,. II. " '00,,,, n." - O.l$ 0.1. ......... ... o•• .... O." o." ' '.ll' o. "" L'" l.'.' " ... •• " " .. -- • • , •. 1$' O.". 0._ 0._ •. 11' 1. •• $~ O.n, o o.• " " " .... !l.l! , , '.l? '." o.•, o." """'0 .."."..."' .... Al,o, ".'0 0._ >l, ...., •.•l l O••}} l. lO' lO' l.'~ •• 1:19 0 .•, • •.0" 0.01\ l. 0_ o. >!Il 11 .l' o." ..... ".10 ".l' l.ll ". ,.. o.• 'o.•• Il.'' '.1' 1•• 10 lO.", 1. . . . '.lI 0.12 O." Il_" ". " ".Il , ., . IO." ..., I.Il 0.12 .,... .,." ... ll." .. " •• 0$ '." ••. I l .... ..., •• O•• O•• 7. 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O.,., •• 10' O.~ 0._ O.~ •• 701 '.14$ •• 101 o. ,,, •.0" '.O'f 0._ 0._ •. n1 •.0,. 0.0" 0.01' 0 .• :29 l.4$4 '.013 \. fll l .... l.'" 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- •. 611 •. $'$ O. '" ••011 O.~ O.~ O.~ 0.$1' O.~ 1.1li O••,. O••., ••0:lO O••'" 0.061 l .... 1.f311 0._ 0._ • •• 00 '.~ O.~ O."" 0.)0' 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 %. posto = 12 - .. .. .. .... ,... 1l.98 ..". .. .. '" '.lO' ... l.'" ••••• .. ". ..... ...., .. ". ...., ...., - " " O.~ ~ 0.3" O.~ O.~ O.~ ." O.~ 0._ 0._ 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 chimich~ TappT~untat;v~ d~gli .. " .... ,.,.... 1. 4S.09 -'.H n.n 10.09 '.00 lO. S'J 14.n n.911 1'.79 0.\7 O. )7 12.10 n.'1 IJ.16 ••• 10.81 10.6& ~ A A .. , • u.n ".0Cl 1.12 ••• o.n 10.11 Il.0J 6.17 "." 18.90 ".0) 0.J7 O.ll O.ll n.Ol 11.6l 9.l4 lJ.61 10.60 lO. H Il.41 10.16 11.61 .." 14.J9 •• U lO. n 11.42 '.S) 11.40 0.1S '.00 ... '.00 0.14 '.00 0.01 ••• o.• '.00 '.00 '.00 '.00 911. s9 98.6] H.ll 97.8& 98.66 ..1.65. .. 6.57'l 1."1 l.n6 7.274 7.lJO 0._ 0.\10 0.110 - .. ..- .... .. o.m O.l34 o.•n 0.- D.lI07 ~ 0.0.- o..... 0.7S1 0.415 O.J79 O.OJl 0.0<15 O.Ol' O.OM .. ..- .. ..- . .. J.655 J.6D J.s. J.6~ 1.S'. O.OJ' O.Ul l.on ~ 0.6n 0.161 1.477 1.61) O.lJ'l 0.212 0.= 0.- 0.2S2 l ..... o.n '.00 '.00 '.00 '.00 .... o.• - '.0. .. 6.12 I." '.00 97.44 1.016 7.807 7.1119 0.19) 0.n6 0.H4 0.017 0._ 0.n7 .- O.ln 0.0_1) 0.102 0.092 o.on 0.- 0.- 0.- 0.- 0.171 1."4 O• •l 0.8111 0.495 0.6U 0 ••96 0.1'10 O.OJ] O.Oll O.OlO 0.03 0.03 0.027 .. .. . 0.- l. ' l i •• )41 2.lll l.l" ).a.l I.Sll l.n. I.sn 1.70 1.511 O.OlJ '.00 n.8l 0.7lfi 0.1)7 . '.00 l.as2 0.157 O.lIO J.45 '.00 6.ua O.lU '.00 l'." 2.69 ~ n.n O.SS 0.1' .. i.49 lfi.al 6." l." 6.495 D.n '.M o.n 0.17 1.6f>S '.M D.n J.D 6.JJS O.ll 1).01 '.00 6.716 .5.01 0.2. l.1) e.su " H.iI 10.7J '.00 '.00 '8.S6 .." " Sl.9\I n.ll '.00 97.S' " U.17 15.4S ".7l '.M O.'~ • • '.Ol l.11 O.ll U • u.", J.U o.... ••,. .• D.n 0.091 " l.Ol ~ I."l .. ~ l .69l ~ 0.M7 D.Ml 0.781 o.ln O.lO' 0.221 0.0\7 0.- o.on 0.0. 0.0:16 0.- 0.- 0.6)9 0.626 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; 0.7S7 0.690 D.'H ...... ~ 0.644 0.111 0.0l: 1.'42 o.~ - D.su D. 1115 I..S .. 1 .901 o.nl O.JSO O.OD 0.- 0.46' o.~ ENGEL e ENGEL, 1962j LEAKE, 1965; BINNS, 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. $000 %8 L, CORTF.SQGNO, G. LUCCHETTI , ;.["';'N I 2 54 + + I I Il J'" • 50 46 42 3 11 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. KX'lO IL METAMORFISMO OCEANICO NEI GABBRI OFIOLITICI ETC. 2.0 AI 'V C o • c• ,. -:.. t 1.5 c c 51 •• • 4 · .... ~ , o c • " ""o • ';0" 1.0 :W ri Il}<>'" 6 ~6 6'V 6 .6'V W~W '?:,W'V O' ~ o. • • O O + + fO • • • 10 0.5 AlvI Fig. 7. - Variazione nei contenUIi In Al" e AI" degli anfiboli. La linea corrisponde ad Al"/AI" == 2. Per i simboli vedi figura 5. 0..5 Ti • • M o 03 .. .... """4": og .. ..... 0""11' •• " ." • 0.1 7.6 7.0 .4 s; 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 100 MI C••N. ". .... , .l' •'" . :" ..... j!':v • • ..." ~ -lO • ,,'r.'·. t~: • " ...... • ':..t •• • , • ....• •.;<•,... l..: '. • . ... ". . • . .r·. ·.' . • .~ -:.• • ..• ,,'••" ., Jl.;'t"f .. .. "'V • • " ·•.. ~ • • ·"e i 100 Al Si+AI ~ " ·• . • . •• • •• • · • • " Fig. 9. ...• ,• • • AI" ~ Fig. 12. FiAA. 9· lO - 11 . 12. Diagrammi di variazione Jclla composizione degli anfiboli studiati. Per i simboli vedi /igun .s. ,uccessivamenle ed in particolare pro6li ana· • o • -. . • li> ' • • • , ••• ..• •'ì" • • • ..' ". •.... •. .." . o o • • o ..." ,,'tP .. ". ,.. " o··t':'· ".. .... v"~. '" ..• ' . ~ o • • .". •••• • ,... , '" Fig. lO. '" ... . :ì' ' , .. oa"';'.. .~.;} • .' . • "::': ~ .. ........ .. . ' ~'l-., .. .1... .. •.. • •• . .. .!-'----"i,,;----,• •--'--,u.---;;~ AI"'.""'o" 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 • •~ • 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 , - • ".82 !oli.'" • !oO.22 51.16 52.99 0.5) 0.55 D." 0.'2 D.n 5.n 5.ot l." 1.52 O.U l . II i." 1.10 •• n 1.90 9.0) •. » 0.11 o.n 0.28 o." 0.00 11.1'9 n.9' n.OI ,.... Il.'' n." 11.19 n.'l'9 19." n.li u O•.,; O," 0.5l D.il o.~ 0.00 0.00 0.00 0.00 o.» O.ot D.a. O.ot 0.00 M." 91.. 91." M.n '.N n." n." .. D.i2 ~ D.U .. - 1.8.w l.~ 1.8h 1.911 1._ 0.166 O.ln D.ln 0.013 0.001 0.01' D.a.l 0.008 0._ 0.021 1).0)5 0.- 0.015 D.OIS 0.025 o.on 0._ 0.010 0.110 0.095 D.1M 0.200 D.Dl 0.291 0.- D.ln D.OIl 0.005 0.002 0.- 0._ D.~ 0._ D.ODO 0.91'9 D.8D 0 .• 19 D.no 0.0.- 0.0.0.725 0.175 .. D.Dn D.DlO D.DiO 0'.0)1 D.~ ,. D.CIOCI 0.000 0.000 0.000 0.000 D.CIOCI Cr D.ODe D.OOl 0.002 D.OOl 0.000 0.004 D.on 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) ...... ...... ---,. 0 0' .. .....•• ••...•• ..•.•• ..... ..•... ........•• ••.....•• ...•. •.•..• .... .... ..•.... ..,..•, ..• ..••• '.' .. • •• ..• ..• '. l' •• ..• • • ..• ~. o., H." '.0 0.- 0.- o •• • ." n." '.1' ...., .0 o .• " 1>• • .... •.. ",,, o .• ,.- ''''' • •• ..•.... ••...• ".-•• ....•• .... ..• •• .••• •• ....•..•• ..• ..• '." ..... •.• ' ".1' '.1' •• 0 ~ l .... ' • • Il 00.0.- 0.0.0- .- .-.-... .-.. . --- ......- ._,..- .- ... .-.- .- .-.-.- .-....-- .-.- ..- ..... ..- .... o" • • • 0.'_0 0.- ....- '.- l.'" 0.- .. ..0.- ..... .-'- .- .- , . .o .~ '.'" 0.••0 .- .- '.'.m '." l." .• ..... ... ..'.-- ..,..- .-'.- .- .- ." '.11 ".0> , l." .-.-.......- .-..-. ...... .-......- .-....... ..-.- .0.0.- .- + "" 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 100 500 300 700 --....'r 1 ,., ,. . •••; ., q" 2 , , • ..••. ·• ....'.. ~' " 3 • • 1 4 , • o " , •· ••" • , , 1S ;; 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. 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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. 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