La cristallizzazione allo stato solido Lezione 1 Strutture di reazione, nucleazione, crescita

Transcript

1 La cristallizzazione allo stato solido Lezione 1 Strutture di reazione, nucleazione, crescita Introduzione Le rocce sono materiali naturali assimilabili a sistemi chimici complessi costituiti da componenti e fasi. Queste ultime hanno campi di stabilità ben precisi che variano in funzione di pressione (P) - temperatura (T) - composizione del sistema (X) e composizione dei fluidi (X fl ) che generalmente partecipano alle reazioni chimiche in condizioni di subsolidus. Al variare delle condizioni P-T le rocce ricristallizzano sviluppando modificazioni tessiturali e mineralogiche che caratterizzano il processo metamorfico. Le osservazioni geologiche e gli studi petrologici indicano che la ricristallizzazione di subsolidus dei materiali geologici non è il risultato di esperimenti chimici ben controllati: tale processo non avviene omogeneamente e pervasivamente a tutte le scale e l equilibrio termodinamico in molti casi viene raggiunto a scala locale. I terreni metamorfici sono infatti caratterizzati dall associazione spaziale di volumi di rocce riequilibratisi durante eventi metamorfici avvenuti in età diverse e a condizioni P-T differenti. In ogni volume l equilibrio termodinamico tra le fasi mineralogiche cristallizzate durante un ben preciso evento viene raggiunto localmente ed in dominii ben precisi. Nel basamento cristallino della Norvegia occidentale, volumi di rocce granulitiche pre-cambriane sono bordati e sovraimpressi da dominii corrispondenti a zone di taglio duttile in cui paragenesi eclogitiche caledoniane si sviluppano a spese delle precedenti granuliti (Austrheim, 1987). La carta riportata in Figura 1 consente di visualizzare l associazione spaziale di eclogiti e granuliti e di stimare la quantità di trasformazione che accompagna la ricristallizzazione di questi materiali naturali. L eterogeneità nello sviluppo delle reazioni e delle trasformazioni tessiturali eclogitiche consente la preservazione di frammenti della storia precedente sotto forma di relitti metastabili (le granuliti), cioè di volumi di roccia che non hanno più reagito nonostante le successive variazioni nelle condizioni P-T. La preservazione avviene a tutte le scale e persino i volumi maggiormente riequilibrati in condizioni eclogitiche possono preservare i frammenti dello stadio granulitico precedente sotto forma di minerali relitti. L associazione spaziale di rocce che registrano eventi metamorfici diversi in termini di età e grado metamorfico è una caratteristica comune a tutti i terreni metamorfici ed indica che la ricristallizzazione di subsolidus è quantizzabile mediante la termodinamica dell equilibrio, ma è guidata ed innescata da meccanismi cinetici. L esempio della Norvegia è particolarmente suggestivo poichè dimostra che l eclogitizzazione della crosta continentale è controllata dall infiltrazione di fluidi all interno di zone di taglio crostali profonde (Austrheim, 1987) ed è funzione della deformazione e dell accesso di fluidi, non solamente di P-T e della composizione delle rocce. Questo esempio dimostra che i sitemi naturali possono non reagire per problemi cinetici e che la formazione di associazioni mineralogiche nuove e all equilibrio avviene dove deformazione e fluidi 1

2 sono particolarmente attivi. Tali osservazioni a grande scala danno indicazioni sul comportamento dei materiali terrestri durante un processo di perturbazione dell equilibrio chimico e fisico legato a un processo tettonico. Le relazioni tra ricristallizzazione dei materiali e disponibilità di agenti cinetici sono ben visibili alla microscala: la risoluzione delle microstrutture delle rocce rappresenta un passo fondamentale verso la comprensione non solo problemi di ordine geologico, ma anche problemi legati alla reologia dei materiali. Nel caso della transizione granuliti - eclogiti della Norvegia la trasformazione di un granato granulitico (gnt 1 ) in un nuovo granato (gnt 2 ) stabile in facies eclogitica avviene in corrispondenza di un reticolo di microfratture che attraversano il vecchio granato. In questo caso il comportamento fragile del granato rispetto alla matrice cristallina circostante facilita l infiltrazione del fluido, che innesca la trasformazione del granato facilitando la diffusione ed il trasporto degli ioni verso le zone di crescita del granato neoblastico. In questo caso la disponibilità di fluido è essenziale per abbattere le barriere cinetiche necessarie alla nucleazione e alla crescita del nuovo granato. L approccio microstrutturale ai problemi geologici consente quindi di ottenere importanti informazioni sul comportamento reologico dei materiali terrestri e sui meccanismi che guidano la loro trasformazione. La ricristallizzazione metamorfica ed il raggiungimento o meno di un equilibrio termodinamico tra fasi costituenti un sistema naturale sono infatti controllati dalla diffusione degli ioni ai siti di reazione. Il compito del petrologo è riconoscere la scala a cui l equilibrio può essere raggiunto nelle rocce, e quindi la scala di diffusione degli ioni in un sistema naturale e l individuazione dei fattori che facilitano questo processo (ad esempio deformazione e disponibilità di fluidi). Tali aspetti sono comuni anche a materiali sintetici e manufatti. La ricristallizzazione dei materiali artificiali è assimilabile a quella delle rocce, in confronto le rocce sono sistemi estremamente più complessi. I problemi affrontati quotidianamente dai petrologi (equilibrio termodinamico, diffusione, ricristallizzazione, sviluppo di microstrutture e loro significato, fluidi e deformazione), sono simili a quelli legati alla produzione e all invecchiamento dei materiali artificiali. Pertanto, una cultura geologica, intesa come conoscenza del comportamento fisico delle rocce, ed una buona preparazione microstrutturale, microchimica e petrologica possono essere impiegate per approcciare e risolvere problemi legati allo studio dei materiali artificiali e possono essere spese in campo applicativo nelle attività di lavoro e studio dei materiali artificiali. Questo contributo è volto a identificare i fattori cinetici che consentono o meno il raggiungimento dell equilibrio termodinamico e che dominano i processi di ricristallizzazione delle rocce naturali. Nucleazione e crescita Le trasformazioni metamorfiche sono guidate da reazioni chimiche tra le fasi tendenti a minimizzare l energia libera di Gibbs. I diagrammi energia di Gibbs (G) composizione (x) sono usati per visualizzare alcuni aspetti del principio di minimizzazione dell energia libera all equilibrio. La 2

3 Figura 2 riporta un diagramma G-x per un sistema binario costituito dai termini puri 1 e 2 e dalle fasi A, B, C. Le fasi A, C hanno un campo limitato di soluzione solida, mentre la fase B mostra un ampio intervallo di soluzione tra 1 e 2. Per visualizzare l associazione di fasi all equilibrio occorre tracciare la tangente alle varie curve G-x. I punti in cui la tangente tocca le curve consentono di identificare le fasi stabili e le loro composizioni. In Figura 2A le fasi stabili sono A e C; considerando tre sistemi a composizioni totali f, g, h, A e C compaiono in questi sistemi con composizioni fisse, ma in proporzioni modali variabili (f = 75% A; g = 50% A; h = 25% A). In Figura 2B, la fase B diventa stabile per reazione tra A e C, di conseguenza la paragenesi all equilibrio di f è A+B, di g è B, di h è B+C. Le composizioni delle fasi sono determinate dalle tangenti alle curve G-x ed occorre notare che la composizione di B è molto diversa nei tre sistemi f, g, h. Nucleazione e crescita. La nucleazione e la crescita di un minerale avvengono solo se si abbassa l energia libera. Comunque, anche se una fase diventa stabile, la sua nucleazione può non avvenire se non concorrono alcuni fattori cinetici. La cinetica delle reazioni spesso comporta l interazione tra i processi di nucleazione e quelli di crescita e dissoluzione. I processi cinetici sono controllati dalla temperatura, dalla velocità delle variazioni di pressione e temperatura, dalla deformazione e dalla quantità di fluido presente nella roccia. Molte rocce metamorfiche mostrano l evidenza microstrutturale di reazioni incomplete (ad esempio le reazioni di idratazione retrograde) che possono essere dovute sia a scarsa disponibilità dei reagenti (ad esempio l acqua), sia a basse velocità di reazione, anche se i reagenti sono disponibili (i.e. problemi cinetici). Nelle reazioni metamorfiche la nucleazione di nuove fasi deve avvenire prima che si verifichi la crescita dei cristalli. La nucleazione è ostacolata dalla presenza di barriere energetiche che possono essere superate mediante l apporto di energia necessaria ad attivare il sistema (energia di attivazione; Fig. 3A). Se è possibile una serie di percorsi di reazione, verrà intrapreso quello che presenta la barriera energetica più bassa e che comporta l effetto catalitico di altre fasi (ad esempio un fluido, Fig. 3B). In genere sono favorite le reazioni che avvengono per stadi successivi attraverso la formazione di composti intermedi metastabili (cioè una serie di subreazioni), piuttosto che un singolo processo di reazione (Fig. 3C). Un esempio di questo comportamento è stato documentato sperimentalmente da Greenwood (1963) che ha descritto la formazione metastabile di antofillite nel campo di stabilità di enstatite + quarzo durante la destabilizzazione del talco (Fig. 4). Negli esperimenti di più lunga durata l antofillite si destabilizza a sua volta in enstatite + quarzo. Di conseguenza la reazione talco = enstatite + quarzo + vapore avviene per stadi di trasformazione che comportano la produzione intermedia di antofillite. Gli esperimenti di scarsa durata (sino a 1500 minuti) sono pertanto caratterizzati dalla formazione di antofillite come prodotto metastabile. Il tempo è quindi, insieme alla necessità di un surplus di energia, un fattore importante per lo sviluppo delle reazioni e la formazione di paragenesi all equilibrio. Per innescare una reazione metamorfica prograda è necessario superare sensibilmente la temperatura di equilibrio (cioè la temperatura a cui in teoria scatta la reazione): questo processo viene 3

4 generalmente definito overstepping. La velocità di nucleazione (n), indipendentemente dagli effetti legati alla pressione e alla variazione di volume, è quindi funzione dell overstepping della temperatura di reazione (T eq ) secondo la seguente relazione n prop exp[(t-t eq ) 2 ] (Ridley e Thompson, 1986). Un aumento del 10% di (T-T eq ) causa quindi un aumento della velocità di nucleazione di 6-7 ordini di grandezza. Ciò significa che all attraversamento progrado delle curve di reazione nello spazio P-T, la nucleazione comincerà a diventare efficace dopo un certo overstepping della curva di equilibrio. Occorre sottilineare che esiste una forte dipendenza della nucleazione dalla presenza del fluido, e tale dipendenza è analoga a quella mostrata nei confronti della temperatura di overstepping (Ridley e Thompson, 1986). Globalmente, l overstepping necessario è funzione della dipendenza dalla temperatura del_ G di reazione (Fig. 5). La Figura 5A riporta una situazione di forte dipendenza della reazione dalla temperatura (come nel caso delle reazioni di devolatilizzazione): in questi casi la temperatura di equilibrio deve essere superata di poco affinchè si inneschi il processo di nucleazione. La Figura 5B riporta il caso di una reazione in cui il G di reazione è poco dipendente dalla T (come nel caso di molte reazioni solido-solido), in questo caso la nucleazione richiede un forte overstepping della temperatura di equilibrio. Nel metamorfismo progrado regionale, sebbene la quantità di overstepping necessario a far scattare le reazioni sia sconosciuto, si assume che non sia abbastanza grande da influire in modo drammatico sulla trattazione delle paragenesi mediante la termodinamica dell equilibrio. L andamento costante della zoneografia dei terreni metamorfici suggerisce infatti che l overstepping non è mai così elevato da scompaginare la sequenza di comparsa dei minerali caratteristici delle varie zone e facies. Nucleazione omogenea. La nucleazione non è solo funzione dei fattori suddetti, ma anche dell energia caratteristica dei singoli granuli coinvolti nel processo di ricristallizzazione. La nucleazione omogenea è la formazione casuale di un nucleo in un materiale omogeneo. La nucleazione di una nuova fase comporta la formazione di un nuovo reticolo cristallino (Fig. 6) i cui confini con la fese circostante possono essere coerenti (Fig 6A, B), semicoerenti (Fig. 6C) e incoerenti (Fig. 6D) in funzione del grado di disorientazione reticolare. Questo fatto compororta la presenza di altri termini energetici quali l'energia dovuta alla distorsione reticolare e l'energia di superficie. I contributi positivi e negativi all'energia libera sono mostrati in Figura 7, che indica che lo sviluppo di un raggio critico r c aumenta l'energia libera totale e che al di sopra del raggio critico la crescita avviene con decremento di energia libera. La coerenza o meno tra i reticoli cristallini delle fasi (Fig. 6) gioca un ruolo importante sull'energia di attivazione richiesta per la nucleazione. Il grado di coincidenza tra reticoli è detto coerenza. Se le fasi hanno struttura simile l'energia di strain è bassa ed è richiesta una bassa attivazione. Più generalmente non si verifica la coincidenza tra reticoli e i confini di grano sono spesso semicoerenti (Fig. 6C), e ciò comporta energia di distorsione reticolare, oppure incoerenti (Fig. 6D). In quest'ultimo caso l'energia di distorsione reticolare è bassa, ma l'energia di superficie è elevata. L'energia di strain e di superficie comportano perciò un innalzamento dell'energia libera del sistema 4

5 rendendo la nucleazione omogenea particolarmente dispendiosa. Nucleazione eterogenea. La nucleazione eterogenea è facilitata da un agenti che consentono la nucleazione abbassando l energia di barriera. Tali agenti sono costituiti sia da germi cristallini (seeds) corrispondenti a impurità e/o a granuli di minerali preesistenti, sia da porzioni dei granuli caratterizzate da un alta densità di dislocazioni e difetti reticolari (zone intensamente deformate e confini tra granuli). Questi ultimi rappresentano microdominii ad alta energia in grado di fornire il surplus di energia richiesto per la nucleazione, contribuendo così a raggiungere la soglia necessaria per l overstepping. Possiamo aspettarci che i prodotti di molte reazioni metamorfiche nucleino in modo eterogeneo perchè i solidi spesso contengono difetti e dislocazioni reticolari che possono innescare la nucleazione di nuove fasi e perchè l esistenza di una struttura cristallina preesistente rende possibile la nucleazione epitassiale (cioè l uso della vecchia struttura atomica da parte della nuova fase). Come già accennato precedentemente, l energia di Gibbs di una mole di piccoli nuclei è maggiore dell energia libera di una mole di cristalli grandi, poichè l energia di superficie va moltiplicata per le superfici dei nuclei. Il diagramma G-x di Figura 8 illustra come varia l energia libera di una fase di neoformazione (B) in funzione del tipo di situazione microstrutturale in cui B viene a nucleare (grossi cristalli, piccoli nuclei ai cofini dei granuli, piccoli nuclei lungo dislocazioni, cristalli ben formati e privi di difetti). La superficie G-x per ciascuna di queste situazioni sarà leggermente differente, e il sito dominante in cui si sviluppa la nucleazione sarà localizzato in corrispondenza della situazione caratterizzata dalla più bassa energia di Gibbs (ad es. 1 in Fig. 8). Quindi la nucleazione della fase B è favorita in alcune situazioni microstrutturali in funzione dell energia libera di ogni singolo microdominio della roccia: la formazione di B in ciascuna situazione microstrutturale richiede differenti quantità di overstepping della curva di equilibrio. Una misura della quantità di P e T di overstepping può essere approssimativamente visualizzata per mezzo di vari studi sperimentali (Fig. 9; Ridley e Thompson, 1986). Molti esperimenti sono sati eseguiti utilizzando materiali sintetici privi dei germi cristallini delle fasi che compaiono tra i prodotti della reazione (esperimenti unseeded di Fig. 9). In Figura 9 gli esperimenti condotti in assenza di germi cristallini dei prodotti sono paragonati agli stessi esperimenti in cui il materiale di partenza è costituito da una mistura di reagenti e germi cristallini dei prodotti (esperimenti seeded): la Figura mette in risalto un aumento sistematico dell overstepping delle curve di equilibrio nel caso degli esperimenti unseeded, derivante da difficoltà di nucleazione da parte dei prodotti delle reazioni. Diffusione. Affinchè avvenga la crescita dei minerali metamorfici è necessario che gli elementi e le sostanze che costituiscono il minerale giungano ai siti di reazione. La diffusione è il processo mediante il quale atomi, molecole o ioni si muovono nei siti di reazione sotto l influenza di un gradiente di potenziale chimico. Nei solidi ciò avviene mediante il salto periodico degli atomi da un sito all altro di una struttura cristallina, questo movimento è ostacolato dagli atomi adiacenti e la velocità è fortemente controllata dalla temperatura che fornisce agli atomi l energia necessaria per sormontare la barriera energetica. I salti sono casuali, ma in presenza di un gradiente di potenziale 5

6 chimico, ci sarà la tendenza per alcuni atomi a diffondere in una direzione e si verificherà un trasferimento di materia. I catalizzatori delle reazioni di subsolidus Nei paragrafi precedenti sono state esaminate le principali variabili che, insieme a pressione, temperatura e composizione totale del sistema, governano la ricristallizzazione di una roccia consentendo sia lo sviluppo di nuove associazioni mineralogiche stabili, sia il raggiungimento dell equilibrio chimico tra le fasi. La ricristallizzazione di subsolidus dei materiali geologici avviene mediante reazioni chimiche che tendono a minimizzare l energia libera ed il cui sviluppo è determinato dal concorso di catalizzatori. Questi ultimi consentono sia l abbassamento delle soglie di energia di attivazione, e quindi dell overstepping energetico necessario alla formazione di nuovi nuclei cristallini, sia la diffusione degli ioni ai siti di reazione. Gli agenti che facilitano la diffusione sono fondamentali per lo sviluppo di associazioni mineralogiche e di tessiture all equilibrio. I fluidi e la deformazione sono tra i più importanti catalizzatori delle reazioni nelle rocce. Fluidi. I fluidi acquosi sono catalizzatori estremamente efficienti per le reazioni tra minerali e per il trasporto di massa; essi influenzano inoltre il comportamento delle rocce durante la deformazione. L efficienza del fluido come catalizzatore è qualitativamente ben conosciuta ed è talmente importante da aver portato alcuni studiosi a ipotizzare che sia la disponibilità di acqua, piuttosto che la temperatura, il fattore più importante nel controllo di reazioni di grande importanza quali quelle che determinano la trasformazione dei gabbri in eclogiti durante la subduzione (Ahrens e Schubert, 1975). I fluidi sono generalmente incorporati nei minerali idrati e vengono liberati durante il riscaldamento delle rocce per mezzo di reazioni di disidratazione. Questa evidenza ha portato a pensare che la fase fluida sia presente nelle rocce per periodi di tempo limitati corrispondenti agli eventi di devolatilizzazione dei minerali e di infiltrazione dei fluidi nelle rocce. I fluidi occupano generalmente gli spazi intergranulari e sono distribuiti eterogeneamente nelle rocce. Le regioni intergranulari possono essere: (i) anidre, (ii) idrate ma sottosature in acqua, (iii) sature in acqua. Al di sotto di un certo rapporto critico acqua-roccia, le molecole di H 2 O vengono incorporate strutturalmente nei reticoli cristallini disordinati che caratterizzano i bordi dei granuli. In queste situazioni se i bordi dei granuli sono idrati (wet), ma sottosaturi in acqua, non c'è una fase fluida libera ed il trasporto di materia avviene per diffusione ai bordi dei granuli (grain boundary diffusion). L'acqua dissolta nei bordi dei granuli facilita la diffusione in queste regioni, forse sostituendo i legami Si-O da parte di legami idrogeno più deboli e quindi riducendo efficacemente l'energia dello stato attivato. Al di sopra del rapporto critico acqua-roccia a cui i bordi dei granuli sono saturati in H 2 O e solo in questo caso il fluido acquoso viene a costituire una fase libera. Se la fase fluida costituisce un film interganulare pressochè continuo, allora il trasporto di massa può avvenire per diffusione all'interno del film fluido oppure per trasporto durante il movimento del fluido stesso (Fig. 10). Di conseguenza il meccanismo di trasporto può cambiare da diffusione all'interno di un reticolo allo stato 6

7 solido (processo di grain boundary diffusion) a diffusione attraverso una fase fluida (processo che avviene lungo le interfacce dei granuli, interface diffusion). Un esempio di come l'acqua può cambiare la velocità di rezione è documentato da uno studio della trasfomazione di aragonite in calcite a secco e in condizioni di idratazione (wet) dei granuli (Fig. 11; Brown et al., 1962). In presenza di acqua l'energia di attivazione necessaria per far scattare la reazione è circa la metà dell'energia necessaria in condizoni secche, e a T< 400_ C l'acqua innalza la velocità di reazione di alcuni ordini di grandezza. A T > 500_ C la trasformazione in condizioni secche diventa più veloce di quella a condizioni idrate, per cui gli esperimenti suggeriscono che l'acqua non ha effetto sulla velocità di reazione a T > 500_ C. In uno studio sulla cinetica della reazione solido-solido albite = giadeite + quarzo in presenza di fluido, Rubie (1986) ha calcolato i tempi di formazione di strutture retrograde ad albite in assenza e in presenza di fluido. Le osservazioni microstrutturali eseguite su rocce della Zona Sesia- Lanzo (Alpi Occidentali), equilibrate in condizioni eclogitiche sviluppando giadeite e quarzo e parzialmente ricristallizzate ad albite durante l'esumazione verso la superficie, indicano che la destabilizzazione di giadeite + quarzo in albite è avvenuta in risposta ad infiltrazione locale di fluido lungo sistemi di vene e lungo confini di grano. La reazione può avvenire per dissoluzione e diffusione di silice nel fluido nelle regioni intergranulari. Figura 12 riporta il tempo verso lo spessore dei layers di albite prodotti in funzione di processi di: (i) diffusione controllata dalle interfacce, la diffusione avviene in condizioni di sovrassaturazione in H 2 O per movimento di silice attraverso una fase fluida costituente un film intergranulare; (ii) diffusione lungo i grain boundaries, in assenza di fluido condizioni secche (dry grain boundaries) ed in condizioni di saturazione in fluido (hydrated grain boundaries). Le curve nello spazio del diagramma relativo ai processi controllati dalla diffusione sono calcolate per differenti coefficienti di diffusione (max 4x10-8 ) e per differenti spessori dei bordi dei granuli (max 100 µm). In situazioni di assenza di fluido, le reazione lungo grain boundaries secchi porta alla formazione d un layer di albite di 1-10 µm dopo 40 Ma. Se la reazione è invece catalizzata da un fluido, la formazione di layers di albite è molto piu' veloce. In presenza di un fluido libero acquoso (e quindi di processi controllati dalla diffusione lungo le interface dei granuli) la formazione di aggreati di albite da 100 µm a 1 cm può avvenire in un periodo di tempo tra 60 e 6000 anni (Fig. 12). Lo studio di Rubie indica perciò che le reazioni solido-solido possono anche non avvenire se la cinetica non è innescata ed assistita da una fase fluida che, pur non partecipando alla reazione, facilita la diffusione dei componenti. La Fig. 13 riporta un caso di studio di eclogiti Liguri, che mostra come la formazione di associazioni retrograde ad anfibolo, clinopirosseno e plagioclasio a spese di originaria onfacite avvenga in corrispondenza dei siti microstrutturali ove sono presenti microinclusioni di fluido che innescano la reazione retrograda di breakdown del pirosseno sodico eclogitico. Deformazione. La deformazione è un'altro catalizzatore delle reazioni poichè la distorsione e 7

8 la traslazione nello spazio dei reticoli cristallini facilitano enormemente la diffusione ed il trasferimento di materia. I dominii deformati delle rocce sono quelli che più facilmente si avvicinano alle condizioni di equilibrio termodinamico. La deformazione, così come tutti gli altri processi naturali, si sviluppa in modo eterogeneo. E' infatti comune riconoscere nei materiali geologici l'associazione spaziale di dominii deformati ed indeformati. Tale associazione è indicativa del fatto che la deformazione sia preferenzialmente localizzata in zone (zone di taglio duttile) al cui interno si verifica la rielaborazione tessiturale completa dei materiali terrestri. Al di fuori delle zone di taglio la ricristallizzazione non è accompagnata da importanti fenomeni deformativi e la rielaborazione tessiturale dei materiali è solo parziale. In Figura 1 la ricristallzzazione delle rocce granulitiche in eclogiti avviene preferenzialmente lungo zone di taglo duttile (Austrheim, 1987). La formazione di una zona di taglio duttile durante un processo di deformazione eterogenea è mostrata in Figura 14A, dove i cerchi rappresentano le porzioni inattaccate dalla deformazione e le ellissi indicano la distorsione che avviene all'interno della zona di taglio. Se la deformazione è accompagnata dalla cristallizzazione di nuove associazioni mineralogiche, i dominii deformati e quelli indeformati sviluppano tessiture completamente differenti. Nei domini indeformati la ricristallizzazione avviene in assenza di deformazione, le tessiture precedenti vengono preservate, la diffusione avviene a scala locale, le trasformazioni sono incomplete e i minerali si sviluppano mantenedo le eterogeneità tessiturali e chimiche della roccia di partenza. Questi dominii sono caratterizzati dalla formazione di tessiture coronitiche e di pseudomorfosi. Nei domini deformati la rielaborazione tessiturale è pressochè completa e porta allo sviluppo di fabrics tettoniticie milonitici in cui i minerali si sviluppano con composizioni chimiche omogenee indicative del raggiungimento di equilibrio a una scala maggiore. La Figura 14B mostra una zona di taglio duttile eclogitica che deforma una roccia granulitica: al di fuori della zona di taglio la granulite preserva le tessiture di partenza ed i granati eclogitici si sviluppano in corone all'interfaccia tra siti mineralogici diversi della precedente granulite (Fig. 14C). La Figura 14B mostra come la tessitura e la mineralogia granulitiche siano completamente cancellate durante la ricristallizzazione eclogitica in presenza di deformazione. Lo sviluppo eterogeneo della deformazione consente quindi la reservazione di dominii inattaccati dalla deformazione che fornicscono importanti indicazioni sulla roccia di provenienza e sul percorso di reazione seguito da un materiale terrestre durante un processo di ricristallizzazione. 8

9 Bibliografia citata e letture consigliate Ahrens & Schubert, Gabbro-eclogite reaction rate and its geophysical significance. Rev. Geophys. Space Phys., 27, Austrheim A., Eclogitization of lower crustal granulites by fluid migration through shear zones. Earth and Planetary Science Letters, 81, Baker A.J., An introduction to metamorphic textures and microstructures. Blackie, Glasgow, 162 pg., cap 6. Joesten R., Evolution of mineral assemblage zoning in diffusion metasomatism. Geochimica et Cosmochimica Acta, 41, Messiga B., Scambelluri M., Piccardo G.B., Chloritoid-bearing assemblages in mafic systems and eclogite-facies hydration of alpine Mg-Al-metagabbros (Erro-Tobbio Unit, Ligurian Western Alps). European Journal of Mineralogy, 7, Pognante U., Coronitic reactions and ductile shear zones in eclogitised ophiolitic metagabbro., western Alps, North Italy. Chemical Geology, 50, Passchier C.W., Trouw R.A.J., Microtectonics. Springer-Verlag Editors, Berlin, 289 pg., cap. 7,8. Powell R., Equilibrium Thermodynamics in Petrology. An Introduction. Harper & Row Pubishers, London, 284 pg., cap. 2,7. Ridley J. Thompson A.B., The role of mineral kinetics in the development of metamorphic microtextures. In: Walther J.V. and Wood B.J. (editori) "Fluid-rock interactions during metamorphism": Advances in Physical Geochemistry, Springer-Verlag, New York, pg Ramsay J.G., Huber M.I., Modern structural geology. Academic Press Inc., London, 307 pg., cap. 3. Rubie D.C., The catalysis of mineral eractions by water and restrictions on the presence of aqueous fluid during metamorphism. Mineralogical Magazine, 50, Rubie D.C., Reaction enhanced ductility: the role of solid-solid univariant reactions in deformation of the crust and mantle. Tectonophysics, 96, Rubie D.C., Role of kinetics in the formaion and preservation of eclogites. In Carswell A.D. Editor Eclogite Facies Rocks, Blackie, London, Spear F Metamorphic phase equilibria and Pressure - Temperature - Time paths. Mineralogical Society of America Monograph, Washington DC, 799 pg., cap. 10, 17. Vallis F., Scambelluri M., Redistribution of high-pressure fluids during retrograde metamorphism of eclogite-facies rocks (Voltri Massif, Italian Western Alps). Lithos, 39,

10 Vernon R.H., Metamorphic processes. George Allen & Unwin Ltd, London, 247 pg., cap.3. Williams D.B., Butler E.P., Grain boundary discontinuous precipitation reactions. International Metal Reviews, 3,