IL METAMORFISMO. mineralogica. trasformazione allo stato solido. metamorfismo. strutturale. orto- para- poli- -ignee -sedimentarie -metamorfiche

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1 IL METAMORFISMO metamorfismo trasformazione allo stato solido mineralogica strutturale protoliti rocce originarie -ignee -sedimentarie -metamorfiche orto- para- poli- variabilità delle rocce metamorfiche protolite distribuzione dei componenti chim. nel protolite condizioni T condizioni P disponibilità e composizione fase fluida storia deformativa tempo

2 TIPI COMPOSITIVI DI RIFERIMENTO Rocce pelitiche (argillose) Rocce psammopelitiche (sabbie argillose) Rocce carbonatiche (pure e impure) Rocce acide Rocce basiche Rocce ultrabasiche

3 Carattere isochimico del metamorfismo (con eccezione della fase fluida)

4 DISTRIBUZIONE DEI MATERIALI CHIMICI I due protoliti sotto riportati, pur avendo uguale composizione globale, danno origine a rocce metamorfiche completamente diverse.

5 LIMITI DEL METAMORFISMO

6 I processi metamorfici si sviluppano a temperature superiori a quelle della diagenesi, inferiori a quelle dei processi magmatici. La curva a circa C segna l'inizio di fusione nel sistema granitico saturo di H 2 O

7 SCOPI DELLO STUDIO DI ROCCE METAMORFICHE Ricostruzione dell'evoluzione metamorfica e definizione dell'ambiente geodinamico Approcci metodologici Studio degli equilibri di fase Geotermometria Geobarometria Analisi microstrutturale [Geocronologia radiometrica]

8 FATTORI DEL METAMORFISMO 1) Temperatura 2) Pressione 3) Fase fluida 4) Deformazione 5) Tempo

9 1) TEMPERATURA: il calore è il fattore più importante. aumento della T aumenta l oscillazione degli atomi attorno alle loro posizioni fisse nel reticolo cristallino è possibile oltrepassare le barriere cinetiche aumenta la grana dei cristalli neo- o ri-cristallizzati aumenta ΔG (le assoc. diventano meno stabili) possono avvenire reazioni fra minerali (= rocce metamorfiche) e quindi ΔG diminuisce diminuisce ΔG (le associaz. diventano più stabili)

10 QUANTITÁ DELVOLUME DI ROCCE RISCALDATE E TIPI DI METAMORFISMO Il Metamorfismo è strettamente associato a perturbazioni termiche regionali locali Tipi principali metamorfismo regionale metamorfismo di contatto metamorfismo di dislocazione o metamofismo delle zone di shear

11 FLUSSO DI CALORE TERRESTRE È la quantità di calore emanata dalla superficie terrestre nel tempo Si misura in HFU oppure cal. cm -2. sec -1 oppure in Wm -2 1HFU = cal. cm -2. sec -1 = Wm -2 1HFU è il flusso di calore nelle zone cratoniche (stabili); corrisponde ad un gradiente termico di 13 C/km. Il flusso di calore varia notevolmente nel tempo e nello spazio in funzione delle situazioni geodinamiche.

12 la linea rossa indicata per riferimento il valore di 1HFU a) Valori del flusso di calore superficiale nelle varie situazioni geodinamiche (Wm -2 ) b) Situazioni geodinamiche corrispondenti.

13 Geoterma variazione della temperatura con la profondità in un specifico momento temporale

14 Gradiente termico gradiente misurato normalmente alle isoterme (= superfici di uguale T) Trasferimento del calore per conduzione (nella litosfera) oppure per convezione (nel mantello) Fonti di calore Calore primordiale, decadimento radioattivo, frizione SITUAZIONI GEOTERMICHE ANOMALE

15 2) PRESSIONE Pressione Litostatica P l = ρ gz ρ = densità media della colonna litostatica g = accelerazione gravitazionale z = altezza colonna litostatica Gradiente geobarico ΔP/ΔZ P l aumenta 1 Kbar ogni 3.7 km se la densità media è 2.7 g cm -3

16 Pressione della fase fluida negli interstizi P f P f = P H 2O + P CO2 +. P f P H2O in rocce silicatiche P f P CO2 in rocce carbonatiche a regime P f P l, perché le rocce non sopportano grandi sforzi differenziali se P f < P l riduzione della porosità aumento di P f se P f > P l microfratture diminuzione di P f

17 Pressione idrostatica σ1= σ2 = σ3 Sforzo (stress) differenziale σ1 σ3 deformazione P Effetti sulle associazioni metamorfiche Effetti sulla struttura della roccia

18 3) FASE FLUIDA Presenza Ossidrili in alcune fasi mineralogiche Inclusioni fluide Reazioni di devolatilizzazione Efficacia di alcuni meccanismi altrimenti non possibili Kaol + Qtz 9% Quantità Stima dalle reazioni di deidratazione in rocce contenenti fasi idrate Pyph + H 2 O And/Ky + H 2 O 5% 0% Stima dalla idrataz. di rocce anidre 5%

19 Considerazioni geochimiche generali H 2 O, CO 2 Composizione della fase fluid. Ricerche sperimentali C-O-H-S Calcoli termodinamici Metano se c'è grafite Studio di inclusioni fluide CH 4, N 2, Stato fisico fluido supercritico T > Tc (Tc = C) P > Pc (Pc = bar)

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21 Localizzazione della fase fluida: lungo le interfacce, nei vacuoli, nelle microfratture.

22 spesso: Porosità originaria < Porosità metamorfica Vol fasi reagenti > Vol fasi prodotte Esempio: CaCO 3 + Qtz Wo + CO 2 crea porosità 35% P f > P l Microfratture Se la pressione del fluido liberatosi durante una reazione di devolatilizzazione è superiore alla pressione litostatica, la roccia si microfrattura

23 SISTEMA APERTO Molte fratture aperte e alto rapporto fluido/roccia La migrazione per flusso è efficace Velocità flusso > Velocità reazione La reazione non controlla il chimismo del fluido LA FASE FLUIDA É CONTROLLATA DALL'ESTERNO

24 SISTEMA APERTO La freccia tratteggiata indica la variazione di X CO2 all aumentare di T quando il sistema è aperto

25 SISTEMA CHIUSO Poche fratture aperte e basso rapporto fluido/roccia Migrazione per flusso non operante Velocità flusso << Velocità reazione La reazione controlla la composizione della fase fluida FASE FLUIDA CONTROLLATA DALL'INTERNO

26 SISTEMA CHIUSO La spezzata tratteggiata indica la variazione di X CO2 all aumentare di T quando il sistema è chiuso

27 4) TEMPO cinetica delle reazioni; pone limiti nell'estrapolazione di dati sperimentali; frequentemente (e fortunatamente) non è sufficiente: quindi rimangono relitti di situazioni precedenti l ultimo stadio metamorfico registrato.

28 5) DEFORMAZIONE Influisce, contribuisce e/o controlla: La cinetica delle reazioni La permeabilità della roccia I siti di nucleazione L'assetto strutturale energia di deformazione microfratture, anisotropie planari crescita di porfiroblasti (ri)cristallizz. statica o dinamica

29 MECCANISMI DEL METAMORFISMO Il metamorfismo comporta una sequenza di processi chimicofisici attraverso i quali: La mineralogia La struttura del protolite si trasforma in una nuova mineralogia nuova struttura 1) ATTIVAZIONE 2) MIGRAZIONE 3) NUCLEAZIONE 4) CRESCITA DEI CRISTALLI Questa è una sequenza fenomenologica consequenziale, ma sono possibili sovrapposizioni cronologiche.

30 1) ATTIVAZIONE Soglia di attivazione: soglia di energia (di attivazione) che il sistema deve superare perché la formazione dell'associazione mineralogica in equilibrio con le nuove condizioni P-T-X possa avvenire stato attivato Soglia di attivazione: può essere alta o bassa Energia di attivazione: energia termica + energia di deformazione

31 VARIAZIONE DI ENERGIA LIBERA DURANTE UNA REAZIONE

32 2) MIGRAZIONE Flusso >>mm Meccanismi Diffusio ne di volume attraverso il reticolo crist micron lungo i limiti granulari micron Intergran. nel fluido intergranulare mm ΔT ΔP Δε ΔX Diffusione: movimento di materia (atomi, ioni, molecole) nella direzione di massimo gradiente di potenziale chimico Flusso: aumenta col gradiente Mobilità relativa degli elementi (in ordine crescente) : Ti, Al, P, Si, Mg, Fe, O, Ca, F, Na, Cl, S, CO2, H 2 O

33 3) NUCLEAZIONE La formazione di un nucleo (della dimensione di poche centinaia di atomi) è il primo passo della cristallizzazione di una nuova fase mineralogica stabile. Configurazione degli atomi nel pre-nucleo nel nucleo è prossima a quella del neocristallo è quella del neo-cristallo La stabilizzazione dei nuclei, in competizione fra loro, é legata alle dimensioni (raggio critico) Energia di nucleazione Diversa per ogni fase mineralog. Bassa Alta Tanti nuclei Pochi nuclei Matrice Porfiroblasti

34 4) CRESCITA DEI CRISTALLI Interessa solo i nuclei stabili Accrezione di nuovi atomi Dendritica Anisotropa Apofisi arborescenti Velocità di Anisotropa XX aciculari, tabulari crescita Strato su strato Isotropa cristalli equidimensionali

35 Quindi, la T non varia uniformemente con la profondità GRADUALITÀ DEI PROCESSI METAMORFICI Grado metamorfico (basso, medio, alto): generale indicazione di temperature crescenti durante il metamorfismo, senza specificare le relazioni che intercorrono fra temperatura e pressione. Geoterma: variazione della T con la profondità in uno specifico istante. Regimi geodinamici diversi sono caratterizzati da geoterme diverse: zone di subduzione, zone di collisione, zone di estensione.

36 INDICATORI DELLA GRADUALITÁ DEI P. M. Concetto di zone di profondità: Becke (1903) Grubenmann (1904) Epizona Mesozona Catazona Ipotizza un costante aumento della T con la profondità Concetto di minerali indice: Barrow (1883) - Highlands of Scotland in metapeliti Clorite Biotite Granato Staurolite Cianite Sillimanite (γ) Aumento di grana Aumento di T

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38 Concetto di facies metamorfica: Eskola (1915) formulò il concetto di facies metamorfica: In qualsiasi roccia metamorfica che abbia raggiunto l equilibrio chimico durante il metamorfismo, a T e P costanti la composizione mineralogica sarà controllata dalla composizione della roccia.

39 Definizione di Verhoogen et al. (1970): Una facies metamorfica è un insieme di associazioni mineralogiche associate nello spazio e nel tempo. Esiste perciò una costante e prevedibile relazione fra composizione chimica della roccia e sua mineralogia, a date condizioni ambientali (T-P). Quindi non un singolo minerale non una singola associazione Ma un insieme di associazioni che sono collegate ad uno specifico campo P-T

40 Eskola (1920) propose 5 facies, tutte basate sui suoi studi su metabasiti. Questo collegamento a rocce basiche spiega il nome che egli diede alle facies (ad es. facies degli scisti verdi, facies anfibolitica). Alle 5 facies di Eskola (1920, 1939) ne sono state aggiunte delle altre, e oggi si distinguono le seguenti facies:

41 1: facies delle zeoliti; 2: facies lawsonite-albite; 3: facies lawsonite-giadeite + quarzo; 4: facies lawsonite glaucofane. 5: facies delle cornubianiti ad albite + epidoto; 6: facies delle cornubianiti ad orneblenda; 7: facies delle cornubianiti a cordierite + K feldspato. P f = P TOT 8: facies degli scisti verdi; 9: facies degli scisti verdi glaucofanitici; 10: facies delle anfiboliti ad almandino; 11: facies delle anfiboliti a cordierite. 12: facies delle granuliti. P << 12: facies delle eclogiti. P << P H 2 O P H 2 O LA NUMERAZIONE NON HA ALCUN SIGNIFICATO SE NON SOLO PER CONSENTIRE IL RIFERIMENTO ALLA FIGURA SUCCESSIVA

42 Non sono riportate nella figura la facies granulitica e la facies eclogitica, perché il diagramma rappresentato è basato sulla condizione P H2O = P tot, non valida per dette due facies.

43 Concetto di zoneografia metamorfica: Successione in campagna di zone mineralogiche caratterizzate dalla comparsa di minerali indice o di particolari associazioni mineralogiche Separa zone attigue con diverso grado metamorfico. Isograda Segna la comparsa di una nuova fase mineral. (es. Bt-in); Segna la scomparsa di una fase mineralogica (es. St-out); Coincide con reazioni metamorfica Univariante Divariante Superficie in 3D Linea netta in campagna Fetta di corpo roccioso in 3D Stretta fascia in campagna Nessun vincolo geometrico prestabilito con banchi rocciosi (può essere ad essi trasversale)

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46 ASSOCIAZIONE MINERALOGICA, PARAGENESI, COMPOSIZIONE MINERALOGICA, COMPATIBILITÀ MINERALOGICA Associazione mineralogica Composizione mineralogica Compatibilità mineralogica Definizione restrittiva Definizione usuale Regola delle fasi elenco di tutti le fasi mineralogiche presenti in una roccia Minerali singenetici in contatto reciproco Minerali realmente coesitenti Le fasi (F) del sistema definito da C Studio di riconoscimento delle fasi mineralogiche realmente coesistenti Paragenesi Non è un associazione Non è una paragenesi Ricostruzione chemografica

47 LA REGOLA MINERALOGICA DELLE FASI Goldschmidt (1911), applicando la regola delle fasi di Gibbs, riconobbe l esistenza di una relazione fra composizione chimica della roccia e numero delle fasi mineralogiche rilevabili: V = C f + v V (varianza) = numero dei gradi di libertà; C (componenti) = Specie chimiche indipendenti necessarie per definire il dato sistema; f (fasi) = Parti chimicamente omogenee e fisicamente separabili; v = numero delle variabili fisiche, comunemente =2 (T e P). Nelle rocce metamorfiche gli equilibri sono generalmente almeno divarianti o a varianza superiore. Infatti, la persistenza di associazioni mineralogiche in volumi di roccia relativamente grandi indica la loro stabilità in un intervallo di P e T. Ne consegue che, durante il metamorfismo, in genere f < C Quindi il numero delle fasi è piccolo.

48 ASSOCIAZIONI LIMITANTI E NON-LIMITANTI associazione limitante: f = C associazione non limitante: f < C ASSOCIAZIONI LIMITANTI Associazione mineralogica divariante (V = 2) con minerali soluzione solida (sostituzioni isomorfe): precisate T e P, l equilibrio sarà totalmente definito, in quanto nessuna altra variazione del sistema sarà possibile le fasi soluzione solida avranno composizione fissa indipendentemente dalle variazioni compositive della roccia

49 Le associazioni R e S sono limitanti, mentre M, N, O, O sono non limitanti

50 ASSOCIAZIONI NON LIMITANTI Associazione mineralogica trivariante (V = 3) con minerali soluzione solida (sostituzioni isomorfe): anche se T e P sono fissate rimane un grado di libertà la composizione delle fasi soluzione solida potrà variare; infatti la composizione delle fasi soluzione solida dipende dalla composizione chimica della roccia, e le associazioni non pongono alcun limite alla variabilità di composizione delle fasi soluzioni solide

51 Significato chimico di ogni vertice: a seconda delle necessità AUSILI GRAFICI Utili per visualizzare le interrelazioni fra chimismo dei minerali, chimismo delle rocce e compatibilità mineral. diagrammi di composizione o diagrammi chemografici o chemografie: (a 3 o a 4 vertici) Consentono di rappresentare: minerali e rocce appartenenti ad un dato sistema chimico; situazioni di compatibilità e incompatibilità fra fasi mineralogiche; la composizione delle fasi soluzione solida; consentono inoltre di intravedere le reazioni metamorfiche possibili. Scelta del diagramma: in base del chimismo della r. e delle fasi osservate

52 In questo grafico: lettere maiuscole = fasi mineral.; minuscole = compon. chimici

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54 I diagrammi triangolari non si riferiscono necessariamente a sistemi a 3 componenti, ma si possono riferire a sistemi più complessi, per i quali i componenti non rappresentati sono considerati in eccesso, e di conseguenza le fasi corrispondenti sono sempre presenti nelle associazioni mineralogiche.

55 DIAGRAMMI ACF e A KF VANTAGGI: sistema chimico a 7 componenti: ACF SiO 2 -Al 2 O 3 -FeO-MgO-MnO-CaO-H 2 O A KF SiO 2 -Al 2 O 3 -FeO-MgO-MnO-K 2 O-H 2 O SiO 2 e H 2 O sono in eccesso quarzo (e H 2 O) devono sempre essere presenti nelle associazioni mineralogiche; i componenti femici sono rappresentati come somma FeO+MgO+MnO; complessivamente rappresenta abbastanza bene molti tipi di rocce (carbonatiche impure, basiche, pelitiche).

56 LIMITI: sovrapposizione di minerali di Fe e di Mg; implicano la presenza di quarzo in tutte le associazioni; impossibilità di rappresentare fasi a Na; in rocce carbonatiche impure, la presenza di una fase fluida composta solo da H 2 O (mentre la presenza di CO 2 è importante).

57 Dopo aver calcolato le proporzioni molecolari (= wt%/mol.wt): A = (Al 2 O 3 + Fe 2 O 3 ) (Na 2 O + K 2 O) (sottraendo Al 2 O 3 dei feldspati alcalini) C = CaO 3.33 P 2 O 5 F = FeO+ MgO+ MnO (A + C + F = 100) (sottraendo CaO in apatite) A = (Al 2 O 3 + Fe 2 O 3 ) (Na 2 O + K 2 O + CaO) (sottraendo Al 2 O 3 dei feldspati) K = K 2 O F = FeO+ MgO+ MnO (A + K + F = 100)

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60 DIAGRAMMA AFM VANTAGGI: sistema chimico a 6 componenti SiO 2 -Al 2 O 3 -FeO-MgO-K 2 O-H 2 O; SiO 2 e H 2 O sono in eccesso: quarzo (e H2O) sempre presenti; sistema rappresentato dal tetraedro: Al 2 O 3 -FeO-MgO-K 2 O; il campo compositivo delle peliti cade all interno di questo tetraedro.

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62 minerali non contenenti K 2 O: cadono sulla faccia Al 2 O 3 -FeO-MgO (Prl, Ky, And, Sil, St, Cld, Crd, Grt, Chl); minerali aventi tutti i 4 componenti: cadono all interno del volume del tetraedro; allumo-silicati di K 2 O privi di FeO e MgO: cadono lungo lo spigolo Al 2 O 3 -K 2 O (Ms, Kfs)

63 Poiché la muscovite è sempre presente nelle metapeliti: proiezione dal punto di vista della muscovite ideale

64 MA IN PRATICA SI OPERA COME IN UN DIAGRAMMA BINARIO

65 J.B. Thompson s A(K)FM Diagram Biotite (from Ms): KMg 2 FeSi 3 AlO 10 (OH) 2 A = (0.5) = - 1 F = 1 M = 2 To normalize we multiply each by 1.0/( ) = 1.0/2 = 0.5 Thus A = -0.5 F = 0.5 M = 1

66 LIMITI: implica la presenza di quarzo in tutte le associazioni; implica la presenza di muscovite in tutte le associazioni; è impossibile rappresentare fasi contenenti Na; Dopo aver calcolato le proporzioni molecolari (= wt%/mol. wt): A = Al 2 O 3 3 K 2 O F = FeO M = MgO (per ottenere la proiezione sul piano AFM dal punto di vista della muscovite) (= FeO TiO 2, in presenza di ilmenite) CI SONO ALTRI TIPI DI RAPPRESENTAZ. TETRAEDRICHE

67 LINEE DI CONGIUNZIONE Considerando per semplicità diagrammi triangolari, Linee di congiunzione: sono segmenti che uniscono punti rappresentativi di fasi coesistenti; possono suddividere il triangolo in subtriangoli; la disposizione varia al variare delle condizioni ambientali (P - T); reazione continua progressiva migrazione della linea all interno del diagramma; reazione discontinua cambio brusco della disposizione della linea, per sopraggiunta instabilità della associazione tra due fasi prima coesistenti, per scomparsa o comparsa di una fase;

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69 T = 500 C P = 6 Kb

70 LE REAZIONI METAMORFICHE Reazioni metamorfiche 1) Solido solido Deidratazione 2) Solido solido + fluido Decarbonatazione Devolatilizzazione 3) Ossidoriduzione Reaz. di scambio ionico Inoltre, le reazioni possono essere classificate in. discontinue e continue

71 1) REAZIONI SOLIDO SOLIDO. non producono né consumano fase fluida. quindi sono indipendenti da P H2O, P CO2, ecc.. a) trasformazioni polimorfe (Al 2 SiO 5 ; SiO 2, C, CaCO 3 ). b) ordine disordine (pirosseno, feldspati). c) soluzione solida (granato, plagioclasio, mica). d) reazioni fra più fasi (Jd + Qtz = Ab). In generale: alti valori di P rendono stabili fasi cristalline più dense (basso volume molare), alti valori di T favoriscono fasi a più alta entropia (e più alto volume molare).

72 CAMPO DI STABILITÁ DEI POLIMORFI DI Al 2 SiO 5

73 2) REAZIONI SOLIDO SOLIDO + FLUIDO coinvolgono una fase fluida, frequentemente come prodotto. quindi sono controllati da P H2O, P CO2, ecc.. Si distinguono: a) reazioni di deidratazione (libera H 2 O); b) reazione di decarbonatazione (libera CO 2 ); c) reazioni di devolatilizzazione (libera un fluido multicomponente, cioè con H 2 O + CO 2 + ).

74 a) reazioni di deidratazione: all aumentare della T associazioni a minor grado di idratazione sostituiscono quelle a grado di idratazione maggiore mediante reazioni che liberano H 2 O: Tipo A B + H 2 O A B + C + H 2 O A + B C + D + H 2 O Esempi Lws An + H 2 O Prl Al 2 SiO Qtz + H 2 O 23 Ctd + 8 Qtz 2 St + 5 Alm + 19H 2 O Il decorso delle reazioni di deidratazione è influenzato dalla pressione parziale dell acqua nel fluido: P H2O bassa le favorisce; P H2O alta le inibisce, spostandole a T maggiori.

75 b) reazione di decarbonatazione: liberano CO 2 dai carbonati a causa di T crescenti La fase A essendo un carbonato Tipo A B + C + CO 2 A + B C + CO 2 Esempi Dol Cc + Per + CO 2 Cc + Qtz Wo + CO 2 Il decorso delle reazione di decarbonatazione è ovviamente influenzato dalla pressione parziale della CO 2 nel fluido: P CO2 bassa le favorisce; P CO2 alta le inibisce, spostandole a T maggiori.

76 Esempio: Cc + Qtz Wo + CO2

77 c) reazioni di devolatilizzazione:. esistono anche reazioni che liberano dalle fasi cristalline coinvolte un fluido multicomponente, costituito da H 2 O + CO 2 I Inoltre, a basso grado metamorfico le reazioni di devolatilizzazione possono liberare, in aggiunta a H 2 O e CO 2, anche CH 4 e più raramente anche N 2, H 2, ecc... Ovviamente, anche in questo caso le condizioni alle quali queste reazioni avvengono non dipendono solo da T e P, ma anche dalle pressioni parziali dei componenti il fluido. Il controllo prevalente è esercitato dalle P H2O e P CO2, dato che comunemente H 2 O e CO 2 sono più abbondanti

78 3) REAZIONI DI OSSIDORIDUZIONE Reazioni che tamponano (stabilizzano) la P O2 nel fluido delle rocce metamorfiche. Coinvolgono minerali contenenti elementi a valenza variabile (Fe, Mn, Cu). Le più comuni coinvolgono minerali di Fe (Fe 2+, Fe 3+ ), ed avvengono per adeguare il rapporto fra Fe 2+ e Fe 3+ al variare del grado di ossidazione dell ambiente Esempio: Magnetite Ematite 4Fe 3 O 4 + O 2 6Fe 2 O 3 f O2 = fugacità di ossigeno pressione parziale di O 2 nel fluido espressa in numeri logaritmici negativi perché è vicina a zero.

79 Reazioni tampone nel sistema Fe-Si-O. Per ossidazione crescente: QFI QFM HM in cui: I = iron Q = quarzo, F = fayalite, M = magnetite, H = ematite.

80 REAZIONI DI SCAMBIO IONICO Reazioni che non possono essere bilanciate solo in termini di componenti solido e fluido ma richiedono la partecipazione di specie ioniche disciolte nel fluido intergranulare. Esempi: 3Ky +6Qtz +2 K + +9H 2 O 2 Ms + 2 H Si(OH) 4 4 Ky + 3 Si(OH) K + 2 Ms + 1 Sil + 2 H H 2 O 2 Ms + 2 H + 3 Sil + 3 Qtz + 2 H H 2 O (K +, H +, e Si(OH) 4 sono componenti disciolti nel fluido) vengono scritte a volume costante ad Al costante (bassa solubilità)

81 3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O 2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4 4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+ 2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O 2 Ms + 2 H+ 3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O

82 REAZIONI DISCONTINUE E R. CONTINUE Reazione discontinua univariante F = C + 1 C - F + 2 = V V = 1 Curva nel campo P T Esempio con C = 1 (Al 2 SiO 5 ) Ky = Sil; And = Ky; And = Sil F = 2 V = 1 (univariante) Esempio con C = 6 (KFMASH) Grt + Ms + Chl St + Bt + Qtz + H 2 O F = 7 V = 1 (univariante) (K = K, F = Fe, M = Mg, A = Al, S = Si, H = H 2 O)

83 Lungo una reazione discontinua o univariante: una delle fasi reagenti deve scomparire ad una precisa T in funzione della P cambia la moda delle fasi mineralogiche, e, per le fasi soluzioni solide, anche la loro composizione.

84 Reazione continua di- o multivariante C F C - F + 2 = V V 2 Area nel campo P T Esempio con C = 6 (KFMASH) Chl + Ms Grt + Bt + Qtz +H 2 O F = 6 V = 2 (divariante) Chl + Ms Bt + Qtz +H 2 O F = 5 V = 3 (trivariante)

85 Le reazioni continue si svolgono con continuità in un intervallo T-P nel quale reagenti e prodotti coesistono (area almeno divariante). Diversamente da una reazione discontinua, per una reazione continua nessuna delle fasi reagenti scompare ad una precisa T in funzione di P. Nel campo P-T, l'estensione del volume roccioso entro il quale avviene una reazione continua è funzione della composizione totale del sistema: detto volume ha quindi estensione variabile. In questo volume cambia la moda delle fasi mineralogiche e, per le fasi soluzioni solide, anche la loro composizione. Con lo scomparire di una fase si entra in un volume roccioso a varianza maggiore.

86 MICROSTRUTTURE METAMORFICHE Che cosa sono? Sono elementi geometrici riconducibili ai diversi processi operanti durante il metamorfismo, e sono costituiti dalle forme, dalle distribuzioni, dagli aspetti e dai rapporti reciproci dei minerali contenuti nelle rocce metamorfiche. Quale è la scala delle osservazioni? Quella della sezione sottile, compresa tra quella del sub-micron fino a quella centimetrica. Come possono essere studiate? Non solo ramite il microscopio petrografico, Ma anche la microsonda elettronica, il microscopio elettronico a scansione (SEM), la catodoluminescenza, la microtomografia a raggi X, la microsonda protonica (mpixe), ed entro certi limiti la microscopia a trasmissione elettronica (TEM).

87 In quali categorie principali si possono dividere le microstrutture? In categorie più generali: A) Intracristalline: riguardano le caratteristiche dei singoli cristalli. B) Intercristalline: riguarda le caratteristiche che intercorrono tra più cristalli (di diversa specie o anche della stessa specie). Oppure in categorie più specifiche: 1) microstrutture di reazione 2) microstrutture di sostituzione 3) microstrutture di crescita 4) microstrutture di deformazione e ricristallizzazione 5) microstrutture di orientazione preferenziale

88 Le microstrutture intracristalline: sulla base di quali caratteristiche si possono classificare? Dimensione dei cristalli Inclusioni orientate Fasi espulse Zonature chimiche Estinzione ondulata Subgranuli Dissoluzione porfiroblasti matrice scie d'inclusioni smistamenti di crescita di diffusione deformazione recupero per deformazione per stress normale possono fornire indicazioni sulla sequenza di cristallizzazione rispetto ad una fase deformativa di riferimento Pre-, sin-, o postcinematiche.

89 Differenza di grana tra porfiroblasto e matrice

90 Scie di inclusioni in porfiroblasto di granato che marcano vecchie foliazioni

91 Inclusioni in porfiroblasto di andalusite che marcano settori di crescita

92 Le microstrutture intercristalline: sulla base di quali caratteristiche si possono dividere? equigranulare distribuzione di grana geometria dei limiti granulari inequigranulare seriale poligonali lobati serrati orientazione dei cristalli casuale preferenziale di forma cristallografica

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94 Le microstrutture più specifiche possono essere distinte nel seguente modo: 1) microstrutture di reazione: formazione di una o più nuove fasi mineralogiche all'interfaccia di specifici minerali preesistenti. La reazione può coinvolgere anche una fase fluida (reazioni di scambio ionico) bordo di reazione monomineralico polimineralico

95 3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O 2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4 4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+ 2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O 2 Ms + 2 H+ 3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O

96 singola monomineralica polimineralica corona doppia polimineralica controllata dalla reazione controllata dalla diffusione

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98 Simplettite concrescimento lamellare e vermicolare di due o più fasi mineralogiche Simplettiti si formano lungo bordi di reazione in corone in fasi soluzione solida soprassature in un componente Smistamenti Simplettiti possono suggerire - velocità di reazione notevole - limitata diffusione per mancanza di un fluido intergranulare

99 Simplettiti di plagioclasio ortopirosseno e orneblenda tra granato e clinopirosseno

100 2) microstrutture di sostituzione: pseudomorfosi sostituzione ampia o totale di una fase mineralogica da parte di un aggregato di cristalli (o un cristallo) di un'altra fase o più altre fasi mineralogiche. L'aggregato è confinato nei contorni del cristallo sostituito. prograde retrograde

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102 Pseudomorfosi di una simplettite di plagioclasio e ortopirosseno su granato

103 Pseudomorfosi di muscovite su un porfiroblasto di staurolite

104 3) microstrutture di crescita: Mimesi cristallizzazione controllata dalla disposizione di granuli preesistenti Epitassia nucleazione e crescita di un nuovo minerale secondo una o più direzioni cristallografiche preferenziali del reticolo cristallino di un minerale preesistente Zonature di crescita di diffusione diffusione dei cationi molto limitata diffusione dei cationi facilitata ridisegna la crescita progressiva di un cristallo (granato) modifica la zonatura di crescita

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106 Zonatura di crescita in un porfiroblasto di granato. Le linee uniscono punti di eguale X Mg (Mg/Mg + Fe).

107 4) microstrutture di deformazione e ricristallizzazione rigidi pongono resistenza Stress differenziale minerali si deformano duttili cambiano forma T> ricristallizzazione = riorganizzazione in piccoli cristalli

108 Aplite non deformata (Kfs, Ab, Qtz, Ms)

109 Aplite deformata: Qtz, deformato in nastri, e Ab ricristallizza in minuti granuli. Il Kfs, più competente, forma occhi con estinzione ondulata

110 5) microstrutture di orientazione preferenziale Due tipi Orientazione preferenziale di forma Crescita In un campo di stress differenziale Anisotropia di forma Deformazione Rotazione rigida Orientazione preferenziale cristallografica Deformazione Movimento di dislocazioni

111 Per quali scopi si studiano le microstrutture? 1) decifrare i meccanismi dei processi metamorfici. 2) decifrare i fattori che controllano la cinetica delle reazioni metamorfiche. 3) definire il grado di deviazione dallo stato di equilibrio. 4) decifrare la storia evolutiva di volumi di roccia metamorfica. È importante essere consapevoli che: Microstrutture non preservano spiegazioni da sé, ma richiedono una interpretazione. È quindi necessario confrontarle con previsioni teoriche e risultati sperimentali. Ciò richiede una conoscenza delle più comuni caratteristiche termodinamiche e/o petrofisiche. E molta cautela!!!

112 TIPI DI METAMORFISMO Il metamorfismo può svilupparsi regionale a varia scala: locale in differenti ambienti della crosta REGIONALE R1 orogenico R2 di seppellimento R3 di fondo oceanico LOCALE L1 di contatto L2 di dislocazione L3 idrotermale L4 di impatto, ecc.

113 Metamorfismo regionale: è legato a perturbazioni termiche di scala regionale; quindi dà origine ad aree metamorfiche molto estese è associato a processi tettonici di grande scala, quali collisioni di placche (m. orogenico), espansione dei fondi oceanici (m. di fondo oceanico); subsidenza di bacini profondi (m. di seppellimento) la perturbazione termica non è strettamente associata alla messa in posto di corpi magmatici, anche se questi contribuiscono al bilancio calorico; (R1) Metamorfismo orogenico é collegato allo sviluppo delle fasce orogeniche (catene montuose) é invariabilmente associato a deformazioni (sviluppo ed evoluzione di scistosità e di altre anisotropie).

114 (R2) Metamorfismo di seppellimento: è un tipo di metamorfismo regionale che insorge quando una sequenza sedimentaria o vulcano-sedimentaria viene depositata in un bacino sottoposto a forte subsidenza; non è accompagnato da deformazione significative, né da magmatismo. (R3) Metamorfismo di fondo oceanico: si sviluppa nelle zone di dorsali medio-oceaniche, e dipende dai forti gradienti geotermici tipici di queste zone; è il più diffuso tipo di metamorfismo idrotermale.

115 (L1) Metamorfismo di contatto: è il risultato della circolazione di fluidi ricchi di acqua calda lungo fratture e fessure in un corpo roccioso; è un importante processo nei campi geotermici; comporta una modifica del sistema chimico (metasomatismo); è localizzato nelle rocce incassanti di corpi ignei, a contatto con il corpo intruso che è stata la causa della perturbazione termica; è più frequente come aureole attorno a plutoni granitoidi della crosta alta e media. (L2) Metamorfismo di dislocazione: è collegato al calore di frizione in zone di forte deformazione (shear zones). (L3) Metamorfismo idrotermale:

116 EVENTO METAMORFICO Un singolo evento metamorfico si riferisce ad una sequenza continua di condizioni metamorfiche (T, P, deformazione) sotto le quali la cristallizzazione metamorfica comincia, continua e finisce. Un complesso roccioso può registrare glie effetti di un singolo evento metamorfico o di più eventi metamorfici monometamorfismo polimetamorfismo Esso tipicamente corrisponde ad un ciclo di riscaldamento e raffreddamento, durante il quale, nel caso di m. orogenico, si verificano variazioni di pressione e di attività e modalità deformativa. Un evento m. può comprendere uno (m. monostadiale) o più stadi (o fasi) metamorfici (m. pluristadiale)

117 PERCORSO P-T-t Con i soli dati petrologici è difficile distinguere un evento pluristadiale da un polimetamorfismo: necessità di dati radiometrici

118 PRINCIPALI TIPI DI METAMORFISMO Descriveremo solo i tipi geologicamente rilevanti 1: facies delle zeoliti; 2: lawsonite-albite; 3: lawsonite-giadeite + quarzo; 4: lawsonite glaucofane. 5: cornubianiti ad albite + epidoto; 6: cornubianiti ad orneblenda; 7: cornubianiti a cordierite + Kfs. 8: scisti verdi; 9: scisti verdi glaucofanitici; 10: anfiboliti ad almandino; 11: anfiboliti a cordierite.

119 IL CONCETTO DI SERIE DI FACIES Miyhashiro (1961) ha evidenziato che la successione di associazioni mineralogiche può sostanzialmente variare in diverse regioni metamorfiche. Questa variazione punta a diversi regimi di flusso di calore, quindi a diversi gradienti termici, nella crosta durante il metamorfismo. Miyhashiro distinse tre successioni specifiche, dette serie di facies, che caratterizzavano tre tipi di metamorfismo a carattere barico diverso (oppure a gradiente termico) diverso: 1) m. di basso gradiente termico (alta pressione) Sanbagawa o meglio Franciscan 2) m. di gradiente termico intermedio (pressione media) Barroviano 3) m. di alto gradiente termico (bassa pressione) Buchan, Abukuma, Bosost

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121 Le 3 frecce disegnate sono indicative delle 3 serie di facies, ma nella realtà ciascuna di esse rappresenta un fascio di gradienti che producono analoghe sequenze mineralogiche.

122 METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI DI P H2O = P L 1) Metamorfismo di basso gradiente termico o di alta pressione e bassa T. Serie di facies lungo un gradiente TP molto ripido (= alto P/T) f. delle zeoliti f. lawsonite-albite f. lawsonite- glaucofane f. lawsonite- giadeite+quarzo + prehnite e pumpellyite

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124 FACIES DELLE ZEOLITI SINONIMI: ANCHIMETAMORFISMO very-low grade, subgreenschist facies metamorfismo incipiente (intervallo di T fra 200 e 350 C). Solo nelle rocce basiche (in presenza di H2O) avvengono significative trasformazioni mineralogiche, bene inquadrabili dal punto di vista P-T. Nelle rocce pelitiche all aumentare di T: aumenta la cristallinità dell illite (misurabile solo in diffraz. RX); aumenta la riflettanza della vitrinite (sostanza carboniosa); la clorite si forma a spese di minerali argillosi instabili.

125 limite termico infer. super. Anl + Qtz Ab + H 2 O Wrk An + H 2 O Ab = albite = NaAlSi 3 O 8 An = anortite = CaAl 2 Si 2 O 8 Anl = analcime = NaAlSi 2 O 6.H 2 O Lmt = laumontite = CaAl 2 Si 4 O 12 4H 2 O Wrk = wairakite = CaAl 2 Si 2 O 8. 2H 2 O limite barico: laumontite e wairakite Lawsonite CaAl 2 Si 2 O 7 (OH) 2.H 2 O I minerali della facies zeolitica compaiano caratteristicamente in vene e plaghe Già bassissimi valori di X CO2 nel fluido destabilizzano le zeoliti

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127 Il metamorfismo di alta pressione associato a zone di subduzione è caratterizzato dalla presenza di lawsonite e dalla comparsa, a PT adatte, del glaucofane che, per il suo colore blu, conferisce alla facies anche il nome (facies degli scisti blu). La stabilizzazione della lawsonite avviene a partire dalle pressioni superiori a quelle della facies zeolitica (circa 3 Kb). La lawsonite prima è in associazione con l albite, poi con il glaucofane, e per la sopraggiunta instabilità dell albite dovuta HP, con giadeite+quarzo NaAlSi 3 O 8 NaAlSi 2 O 6 + SiO 2

128 Campo di stabilità della lawsonite

129 Campo di stabilità di glaucofane e di giadeite + quarzo f. Scisti verdi gl.

130 Campo di stabilità di glaucofane

131 Campi di stabilità di prehnite e di pumpellyite

132 2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure di bassa pressione (località di riferimento: Abukuma, Bosost, Buchan)

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134 2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure di bassa pressione (località di riferimento: Abukuma, Bosost, Buchan) T Clorite Biotite Andalusite Sillimanite Zoneografia fitta And Grt Presenza di Crd Assenza di Ky

135 Stabilità Al 2 SiO 5 Cianite Andalusite Sillimanite Volume molare 44,69 cm 3 /mol 52,29 cm 3 /mol 50,23 cm 3 /mol Entropia 236,0 J/K 245,1 J/K 246,9 J/K Problematica collocazione del punto triplo Holdaway (1971) 3.76 kbar 501 C Richardson et al. (1968) 6 kbar 620 C Greenwood (1976) 4.7 kbar 570 C Solo piccole variazioni di ΔG associate alle reazioni univarianti grandi incertezze

136 Stabilità della cordierite (Fe,Mg Crd) T = cost Mg/(Fe+Mg) = cost

137 Limite di separazione fra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti a cordierite.

138 Limite di separazione fra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti a cordierite. Metapeliti ricche in Al Metapeliti comuni Metabasiti Facies scisti verdi Ctd Ab + Ep Act + Chl + Ab Facies delle anfiboliti St, (Ctd out) Pl, Crd Hb + Pl, (Chl out)

139 Metabasiti (importanza del tamponamento di f O2 )

140 Reazioni importanti per T crescenti: Metapeliti

141 3) Metamorfismo di gradiente termico intermedio (Metamorfismo Barroviano) Area classica di riferimento: Scottish Highlands studiati da Barrow

142 T P Clorite Biotite Granato Staurolite Cianite Sillimanite Zone metamorfiche estese esempio: St-in 550 C St-out 700 C Gradiente T =25 zona St =6 km Isoterme ampiamente spaziate Metabasiti assenza di glaucofane e lawsonite Metapeliti assenza di andalusite e cordierite

143 Limite di separazione fra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti a granato. Metapeliti ricche in Al Metapeliti comuni Metabasiti Facies scisti verdi Facies delle anfiboliti Ctd Ab + Epd Act + Chl + Ab St, (Ctd out) Pl Hb + Pl, (Chl out)

144 Campo di stabilità della staurolite

145 metabasiti: (importanza del tamponamento di f O2 )

146 METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI DI H2O <<P L P H2O GRANULITI ed ECLOGITI Facies granulitica: insieme di associazioni mineralogiche formatesi da qualunque roccia sotto condizioni di alta T e P H2O << P tot. Roccia granulitica: roccia silicatica di composizione varia senza muscovite, con abbondante plagioclasio e pirosseno.

147 Carattere diagnostico di una roccia metamorfosata in facies granulitica: coesistenza di Opx (iperstene) + Cpx + Pl uno solo dei due Px, pur essendo compatibile, non è diagnostico. Rocce granulitiche caratteristicamente affiorano negli scudi pre-cambrici.

148 Si suppone che il metamorfismo granulitico si verifichi nella crosta continentale inferiore fortemente disidrata. In queste condizioni: - metabasiti: l anfibolo si decompone e compare il pirosseno; - metapeliti: si destabilizza l associazione Bt + Sill + Qtz e compare Crd + Grt + Kfs + L. Deidratazione per dissoluzione di acqua in fusi anattetici. Ipotesi che CO 2 infiltrata dal mantello fortemente diluisca H 2 O nei fluidi non è confermata da studi isotopici forte disequilibrio isotopico.

149 Campo P-T della facies granulitica: la HT è importante, la P no. Limiti T: geotermometri indicano intervallo fra 700 e 1000 C Limite P: plagioclasio stabile 5 15 Kbar a pressioni maggiori si entra nel campo della facies eclogitica

150 Variazione delle compatibilità miner. all aumento di P in metabasiti = campo compositivo delle roce basiche Per una data composiz. chimica le associazioni diagnostiche cambiano in funzione di P

151 FACIES ECLOGITICA Condizioni di formazione: P alta e ambiente prevalentemente anidro Eclogite: roccia silicatica di composizione basaltica costituita da OMFACITE + GRANATO e priva di plagioclasio. Omph = (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si 2 O 6 Grt ricco in piropo(mg) reazione di eclogitizzazione plagioclasio + pirosseno (+ olivina) omphacite + granato (+ quarzo) basalto eclogite Altre possibili fasi in eclogiti: Qtz, Ky, Amph (sodico), Phe, Zo, Rut

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153 VARI TIPI DI ECLOGITI Gruppo A Bimineraliche, con granato 55 moli % Prp xenoliti in kimberliti e basalti Gruppo B Con orneblenda (in bande e lenti in gneiss migmatitici) Gruppo C Con glaucofane (come bande e lenti in scisti blu) inoltre: scisti eclogitici (white schists) Tlc + Ky + Grt + Phe+ Qtz scisti blu tipicamente associati ad eclogiti transizionali con la facies eclogitica

154 Campo PT di formazione delle eclogiti tipo A: Curve di trasformazione gabbro eclogite Si possono formare eclogiti anche per cristallizzazione magmatica ad alte pressioni

155 EVOLUZIONE DELLE ECLOGITI tipo A decompressione idratazione decompressione + dratazione reazione di de-eclogitizzazione omphacite + granato plagioclasio + pirosseno simplettiti Omp Cpx + Pl Phe + Qtz Bt + Pl relitti armati Omfacite in granato Coesite in granato (spesso trasformata in aggregato di Qtz microcristallino) idratazione Cpx Hbl (in presenza di un fluido ricco in H 2 O)

156 Simplettite: aggregato microgranulare, comunemente di diopside + plagioclasio Esempio: simplettite di plagioclasio e ortopirosseno su granato

157 Relitto di omphacite in orneblenda. Sotto, simplettite di Cpx + Pl a spese di omphacite non protetta.

158 Stabilità dell anfibolo nelle rocce metamorfiche di composizione basaltica (Ernst & Liu, 1998, American Mineralogist).

159 METAMORFISMO DI CONTATTO Aureola di contatto Intrusione in regioni crostali più fredde Significative quantità di calore trasmesso Aumento di calore sufficiente per innescare reazioni metamorfiche perturba lo stato termico delle rocce incassanti aumento di T all immediato contatto aureola metamorfica di contatto

160 in planimetria in sezione

161 T più alta al contatto, più bassa lontano zoneografia metamorfica relativamente regolare, concentrica rispetto al plutone MASSIMA TEMPERATURA E SPESSORE dipendono da vari fattori MAGMA: forma, volume, temperatura, quantità di calore e di sostanze volatili; ROCCE INCASSANTI: T iniziale, fratturazione, permeabilità, contenuto in volatili; MECCANISMO DI TRASPORTO DEL CALORE: pura conduzione vs. convezione; PROFONDITÁ DELL INTRUSIONE, cioè grado di isolamentp termico.

162 MASSIMA TEMPERATURA: all immediato contatto, dipende prevalentemente dalla temperatura del magma basico acido T max ½T MAGMA quando c è solo conduzione T MAGMA quando c è circolazione convettiva nel magma In ogni caso, la T max sarà maggiore al contatto con plutoni basici minore al contatto con plutoni acidi

163 DURATA DEL RISCALDAMENTO: importante per lo sviluppo delle reazioni metamorfiche Nel caso di conduzione t = 0.01 D 2 (D = spessore in metri di un corpo stratiforme) Se D = 1 m 3 giorni Se D =10 m 1 anno Se D = 100 m 100 anni Se D =1000 m anni Se D = m 1 milione di anni

164 EFFETTI METAMORFICI PRINCIPALI Cornubianite: roccia a grana minuta, a struttura granoblastica, in genere di composizione pelitica o semipelitica (tipica del metamorfismo di contatto). Facies metamorfiche 1) facies delle cornubianiti ad albite + epidoto; 2) facies delle cornubianiti ad orneblenda; 3) facies delle cornubianiti a cordierite + K-feldspato;

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166 FACIES DELLE CORNUBIANITI A: albite + epidoto orneblenda cordierite + K-feldspato NELLE ROCCE METAPELITICHE

167 facies delle facies delle cornubianiti a: Zeoliti albite + epidoto Orneblenda C C C wairakite anortite + quarzo pumpellyite + clorite + quarzo epidoto + attinolite caolinite + quarzo albite + epidoto plagioclasio orneblenda pirofillite andalusite + quarzo staurolite-in cordierite-in muscovite + quarzo cordierite + K-feldspato plagioclasio orneblenda ( Opx) andalusite sillimanite staurolite-out cordierite K-feldspato + andalusite tremoliteattinolite C fusione parziale f.buchiti sanidino f. sanidiniti

168 METAMORFISMO DI FONDO OCEANICO

169 Modelli di circolazione termoconvettiva dell acqua nelle rocce dei fondi oceanici

170 Circolazione dei materiali chimici legati alla circolazione termoconvettiva

171 Zoneografia metamorfica possibile nel metamorfismo di fondo oceanico

172 GEOTERMOMETRIA E GEOBAROMETRIA due vie Via basata su 1) Griglie petrogenetiche 2) Reazioni di scambio cationico Un insieme di reazioni discontinue reticolato o griglia petrogenetica (petrogenetic grid) Campo T-P diviso in un numero di settori abbastanza piccoli efficace per stime T e P

173 Variazioni della composizione di fasi s.s. sono controllate dalla T e dalla P, e nelle associazioni non limitanti anche dal chimismo della roccia Ad esempio, con l aumento della temperatura: plagioclasio aumenta il contenuto in Ca; granato in metapeliti aumenta (Fe + Mg), diminuisce (Mn + Ca) ( zonatura); staurolite aumenta Zn; muscovite Na aumenta e poi dimin.; Fe e Mg diminuiscono; biotite aumenta il Ti, diminuisce Fe/Mg (per poi aumentare rapidamente); clorite aumenta Mg/Fe; Ad esempio, con l aumento della pressione: cordierite aumenta Mg/(Mg + Fe); muscovite aumenta (Fe + Mg);

174 Variazioni compositive della muscovite in funzione della T

175 Variazioni compositive del granato in funzione della T. Problema: i granati sono comunemente zonati

176 GEOTERMO-BAROMETRIA BASATA SU REAZIONI DI SCAMBIO CATIONICO Consente un migliore inquadramento termodinamico e collegamento con la petrologia sperimentale. Il risultato di una stima basata su queste reazioni è un valore puntuale con un errore noto, e non un intervallo di T e/o come nel caso delle griglie petrogenetiche

177 Per ottenere informazioni geotermo-barometriche quantitative: disponibilità di materiale chimico presenza di una fase che satura il sistema in quel componente Es.: Ca (e Al) in Pl: presenza di Clinozoisite; Na in Ms: presenza di Pg associazioni limitanti composizione delle fasi s.s. in funzione delle sole variabili intensive ripartizione di componenti chimici tra due fasi s.s. associate X A X 1 K D( el) = ; ) ; X ( B 1 A X B K = D el X A X B coefficiente di ripartizione ln K D ΔVΔP ΔTΔS = ; ln K D = ; RT RT

178 ESEMPIO DI UN GEOTERMOMETRO BASATO SU UNA REAZIONE DI SCAMBIO Geotermometro biotite-granato Basato sulla reazione continua di scambio cationico di Fe e Mg tra biotite e granato: Fe 3 Al 2 Si 3 O 12 + KMg 3 AlSi 3 O 10 (OH) 2 = KFe 3 AlSi 3 O 10 (OH) 2 + Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 almandino flogopite annite piropo K D = (Mg/Fe) granato /(Mg/Fe) biotite

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181 Calibrazione sperimentale di Ferry & Spear (1978) Limiti di applicazione: - intervallo termico C - granato: (Ca + Mn)/(Ca + Mn + Fe + Mg) biotite: (AlVI + Ti)/(AlVI + Ti + Fe + Mg) 0.15 Equazioni alternative effetto del Ti e Al nella biotite (Indares & Martignole, 1985)

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184 Not in detail-> Two-Pyroxene Thermometery (4) CaMgSi 2 O 6 (en) = CaMgSi 2 O 6 (diop) (5) Mg 2 Si 2 O 6 (en) = Mg 2 Si 2 O 6 (diop) CMFS-quadrilateral (Nakamura & Kushiro, 1970) (6) K = a Diopside Mg 2 Si 2 O 6 Enstatite a Mg2 Si 2 O 6 (7) a Diopside Mg2 Si 2 O 6 = x Diopside Diopside Mg2 Si 2 O 6 γ Mg2 Si 2 O 6 CMS-solvus at high-p (Lindsley & Dixon, 1976

185 Ternary Feldspar Systems Applications: Natural feldspar composition from volcanics Composition of coexsting fledspars is temperature (and pressure) dependant => Geothermometer

186 Griglie petrogenetiche calcolate con THERMOCALC

187 METAMORFISMO ED EVOLUZIONE CROSTALE Stretta relazione fra: ambiente geodinamico regime di flusso termico nella crosta evoluzione delle serie di facies metamorfiche studio delle rocce metamorfiche ricostruzione l evoluzione geodinamica. Collocamento dei tipi di metamorfismo diverso flusso di calore in ambienti geodinamici diversi

188 Studi petrologici per fare ipotesi: Definire l evoluzione T e P a differenti livelli crostali col passare del tempo. ricostruire le specifiche traiettorie P-T-t, diagnostiche per ambienti geodinamici diversi

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191 Tre traiettorie P-T-t con forma e significato radicalmente diversi: traiettorie orarie traiettorie antiorarie traiettorie con riscaldamento isobarico Le traiettorie orarie progressiva diminuzione di P con simultaneo aumento di T, e successivo raffreddamento ispessimento crostale associato a sovrascorrimenti e/o collisione gradienti di temperatura intermedia metamorfismo Barroviano le Alpi Orientali

192 Le traiettorie antiorarie aumento di T contemporaneamente all aumento di P e successivo raffreddamento crosta di normale spessore interessata da un apporto addizionale di calore dal mantello ingenti quantità di magmi acidi nella crosta intermedia in risposta ad un underplating alti gradienti di T metamorfismo HT/LP nella crosta profonda si colloca il metamorfismo in facies granulitica

193 CONCLUSIONI: Decifrare le traiettorie P-T-t è un reale potenziale della petrologia per la ricostruzione dei diversi ambienti geodinamici. Non è oggi possibile fare delle moderna geologia senza studiare adeguatamente e rigorosamente le rocce metamorfiche

194 DOMANDE RICORRENTI SUL METAMORFISMO Metamorfismo: definizione ed inquadramento generale. La fase fluida: sua composizione e mobilità, sistemi aperti e sistemi chiusi. I fattori del metamorfismo. I meccanismi del metamorfismo. Le reazioni metamorfiche. Cenni sulle strutture metamorfiche principali. I tipi di metamorfismo. Gradualità del metamorfismo: minerali indice, facies metamorfiche, isograde. Metamorfismo di contatto. Metamorfismo regionale di alto gradiente termico. Metamorfismo regionale di gradiente termico intermedio. Metamorfismo di basso gradiente termico Metamorfismi a P H2O <<P tot : granuliti, eclogiti. Geotermobarometria. Metamorfismo ed evoluzione crostale.