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IL METAMORFISMOIL METAMORFISMO
►metamorfismo ▪ trasformazione allo stato solido
▪ mineralogica
▪strutturale
► protoliti →rocce originarie-ignee-sedimentarie-metamorfiche
▪ orto-▪ para-▪ poli-
► variabilitàdelle rocce
metamorfiche
▪ protolite▪ distribuzione dei componenti chim. nel protolite▪ condizioni T▪ condizioni P▪ disponibilità e composizione fase fluida▪ storia deformativa▪ tempo
TIPI COMPOSITIVI DI RIFERIMENTO
▪ Rocce pelitiche (argillose)
▪ Rocce psammopelitiche (sabbie argillose)
▪ Rocce carbonatiche (pure e impure)
▪ Rocce acide
▪ Rocce basiche
▪ Rocce ultrabasiche
Carattere isochimico del metamorfismo(con eccezione della fase fluida)
DISTRIBUZIONE DEI MATERIALI CHIMICII due protoliti sotto riportati,
pur avendo uguale composizione globale, danno origine a rocce metamorfiche completamente diverse.
LIMITI DEL METAMORFISMOLIMITI DEL METAMORFISMO
I processi metamorfici si sviluppano a temperature ►superiori a quelle della diagenesi,
► inferiori a quelle dei processi magmatici.
♣ La curva a circa 650 -700° C segna l'inizio di fusionenel sistema granitico saturo di H2O
SCOPI DELLO STUDIO DI ROCCE METAMORFICHESCOPI DELLO STUDIO DI ROCCE METAMORFICHE
►Ricostruzione dell'evoluzione metamorfica e ► definizione dell'ambiente geodinamico
Approcci metodologici
▪ Studio degli equilibri di fase▪ Geotermometria▪ Geobarometria▪ Analisi microstrutturale✵ [Geocronologia radiometrica]
FATTORI DEL METAMORFISMOFATTORI DEL METAMORFISMO
1) Temperatura2) Pressione 3) Fase fluida 4) Deformazione5) Tempo
1) TEMPERATURA: il calore è il fattore più importante .
•aumenta l’oscillazione degli atomi attorno alle loro posizioni fisse nel reticolo cristallino
• aumenta ΔG (le assoc. diventanomeno stabili)
↓↓
• è possibile oltrepassare le barriere cinetiche
• possono avvenire reazioni fra minerali (= rocce metamorfiche) e quindi ΔGdiminuisce
• aumenta la grana dei cristalli neo- o ri-cristallizzati
• diminuisce ΔG (le associaz. diventano più stabili)
► aumento ► della T
→ regionali → metamorfismo regionale
→ locali
Tipi principali→ metamorfismo di
contatto→ metamorfismo di
dislocazione ometamofismo delle zone di shear
► Il Metamorfismo è strettamente associato a
perturbazioni termiche
QUANTITÁ DELVOLUME DI ROCCE RISCALDATEE TIPI DI METAMORFISMO
FLUSSO DI CALORE TERRESTRE
►È la quantità di calore emanata dalla superficie terrestre nel tempo
Si misura in HFU oppure cal . cm-2 . sec-1 oppure in Wm-2
1HFU = 1 . 10-6 cal . cm-2 . sec-1 = 0.0418 Wm-2
► 1HFU è il flusso di calore nelle zone cratoniche (stabili);corrisponde ad un gradiente termico di 13°C/km.
► Il flusso di calore varia notevolmente nel tempo e nello spazioin funzione delle situazioni geodinamiche.
►la linea rossa indicata per riferimento il valore di 1HFU
a) Valori del flusso di calore superficiale nelle varie situazioni geodinamiche (Wm-2)
b) Situazioni geodinamiche corrispondenti.
Geoterma →variazione della temperatura con la profondità in un specifico momento temporale
Gradiente termico → gradiente misurato normalmente alle isoterme (= superfici di uguale T)
→ ♣ per conduzione (nella litosfera)Trasferimento del calore oppure
→ ♣ per convezione (nel mantello)
Fonti di calore► Calore primordiale, ► decadimento radioattivo, ► frizione
♦SITUAZIONI GEOTERMICHE ANOMALE ♦
2) PRESSIONE
ρ = densità media della colonna litostatica
g = accelerazione gravitazionale
z = altezza colonna litostatica
ΔP/ΔZPl aumenta 1 Kbar ogni 3.7 km se la densità media è 2.7 g cm-3
Gradiente geobarico
PressioneLitostatica
Pl = ρ gz
Pressione della fase fluida negli interstizi → Pf
Pf ≅ PH2O in rocce silicatichePf = PH2O + PCO2 +…….
Pf ≅ PCO2 in rocce carbonatiche
a regime Pf ≅ Pl, perché le rocce non sopportano grandi sforzi differenziali
se Pf < Pl → riduzione della porosità → aumento di Pfse Pf > Pl → microfratture → diminuzione di Pf
►Pressione idrostatica → σ1 = σ2 = σ3►Sforzo (stress) differenziale → σ1 ≠ σ3 → deformazione
►Effetti sulle associazioni metamorfiche
► Effetti sulla struttura della roccia
P
3) FASE FLUIDA
Ossidrili in alcune fasi mineralogicheInclusioni fluideReazioni di devolatilizzazioneEfficacia di alcuni meccanismi altrimenti non possibili
Presenza
5%•Stima dalla idrataz. di rocce anidre
0%And/Ky + H2O
5%Pyph + H2O
9%Kaol + Qtz
•Stima dalle reazioni di deidratazione in rocce contenenti fasi idrate
Quantità
Considerazioni geochimiche generali
H2O, CO2
Ricerche sperimentali C-O-H-S
Calcoli termodinamici Metano se c'ègrafite
Studio di inclusioni fluide CH4, N2,
Composizionedella fase fluid.
T > Tc (Tc = 374.15° C)Stato fisico → fluido supercriticoP > Pc (Pc = 221.13 bar)
Localizzazione della fase fluida: lungo le interfacce, nei vacuoli, nelle microfratture.
spesso:
Porosità originaria < Porosità metamorfica
Volfasi reagenti > Volfasi prodotte
Esempio: CaCO3 + Qtz → Wo + CO2 crea porosità ≈ 35%
Pf > Pl → MicrofrattureSe la pressione del fluido liberatosi
durante una reazione di devolatilizzazione èsuperiore alla pressione litostatica,
la roccia si microfrattura
SISTEMA APERTO
Molte fratture aperte e alto rapporto fluido/roccia
La migrazione per flusso è efficace
Velocitàflusso > Velocitàreazione
La reazione non controlla il chimismo del fluido
LA FASE FLUIDA É CONTROLLATA DALL'ESTERNO
La freccia tratteggiata indica la variazione di XCO2 all’aumentare di Tquando il sistema è aperto
SISTEMA APERTO
SISTEMA CHIUSO
Poche fratture aperte e basso rapporto fluido/roccia
Migrazione per flusso non operante
Velocitàflusso << Velocitàreazione
La reazione controlla la composizione della fase fluida
FASE FLUIDA CONTROLLATA DALL'INTERNO
SISTEMA CHIUSO
La spezzata tratteggiata indica la variazione di XCO2 all’aumentare di Tquando il sistema è chiuso
4) TEMPO
► cinetica delle reazioni;
► pone limiti nell'estrapolazione di dati sperimentali;
► frequentemente (e fortunatamente) non è sufficiente:
→ quindi rimangono relitti di situazioni precedenti l’ultimo stadio metamorfico registrato.
5) DEFORMAZIONE
Influisce, contribuisce e/o controlla:
►La cinetica delle reazioni • energia di deformazione
►La permeabilità della roccia • microfratture, anisotropie planari
► I siti di nucleazione • crescita di porfiroblasti
► L'assetto strutturale ♣ (ri)cristallizz. statica o dinamica
MECCANISMI DEL METAMORFISMOMECCANISMI DEL METAMORFISMOIl metamorfismo comporta una sequenza di processi chimico-
fisici attraverso i quali:La mineralogia
La strutturadel protolite si trasforma in una
nuova mineralogia
nuova struttura
1) ATTIVAZIONE
2) MIGRAZIONE
3) NUCLEAZIONE
4) CRESCITA DEI CRISTALLIQuesta è una sequenza fenomenologica consequenziale,
ma sono possibili sovrapposizioni cronologiche.
1) ATTIVAZIONE
Soglia di attivazione: soglia di energia (di attivazione) che il sistema deve superare perché la formazione dell'associazione mineralogica in equilibrio con le nuove condizioni P-T-X possa
avvenire → stato attivato
Soglia di attivazione: può essere alta o bassa
Energia di attivazione: energia termica + energia di deformazione
VARIAZIONE DI ENERGIA LIBERADURANTE UNA REAZIONE
2) MIGRAZIONE Flusso → → → →>>mm
di volume attraverso il reticolo crist →micron
lungo i limiti granulari →micron
nel fluido intergranulare →mmIntergran.Diffusio
ne
Meccanismi
ΔTΔPΔε
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, H2O
3) NUCLEAZIONELa formazione di un nucleo
(della dimensione di poche centinaia di atomi)è il primo passo della cristallizzazione
di una nuova fase mineralogica stabile.
nel pre-nucleo è prossima a quella del neo-cristallo
nel nucleo è quella del neo-cristalloConfigurazione
degli atomi
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
4) CRESCITA DEI CRISTALLIInteressa solo i nuclei stabili
Dendritica Anisotropa Apofisi arborescenti
Anisotropa XX aciculari, tabulari
Isotropa cristalliequidimensionali
Strato su strato
Velocitàdi
crescita
Accrezione di nuovi atomi
GRADUALITGRADUALITÀÀDEI PROCESSI METAMORFICIDEI 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 profonditàin uno specifico istante.
♣ Regimi geodinamici diversi sono caratterizzati da geotermediverse: zone di subduzione, zone di collisione, zone di
estensione.
→ Quindi, la T non varia uniformemente con la profondità
INDICATORI DELLA GRADUALITÁ DEI P. M.
♠ Concetto di zone di profondità:
Barrow (1883) - Highlands of Scotland – in metapelitiClorite Biotite Granato Staurolite Cianite Sillimanite (γ)
⇒ Aumento di grana ⇒
⇒ Aumento di T ⇒
Catazona
Mesozona► Ipotizza un
costante aumento della T con la profondità
EpizonaBecke (1903)Grubenmann (1904)
♠ Concetto di minerali indice:
♠ Concetto di facies metamorfica:
Eskola (1915) formulò il concetto di facies metamorfica:
“In qualsiasi roccia metamorfica che abbia raggiunto l’equilibrio chimico durante il metamorfismo,
a T e P costanti la composizione mineralogica sarà controllata dalla composizione della roccia”.
Definizione di Verhoogen et al. (1970):
“Una facies metamorfica è un insieme di associazioni mineralogiche associate nello spazio e nel tempo. Esiste perciò una costante e prevedibile relazione
fra composizione chimica della roccia e sua mineralogia, a date condizioni ambientali (T-P)”.
Quindi ► non un singolo
minerale► non una
singola associazione
►Ma un insieme di associazioni che sono collegate ad
uno specifico campo P-T
♣ 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:
O2HP
1: facies delle zeoliti;
2: facies lawsonite-albite;3: facies lawsonite-giadeite + quarzo;4: facies lawsonite—glaucofane.
5: facies delle cornubianiti ad albite + epidoto;6: facies delle cornubianiti ad orneblenda; 7: facies delle cornubianiti a cordierite + K feldspato. Pf = PTOT
8: facies degli scisti verdi; 9: facies degli scisti verdi glaucofanitici; 10: facies delle anfiboliti ad almandino; 11: facies delle anfiboliti a cordierite.
12: facies delle granuliti. P <<
12: facies delle eclogiti. P <<
LA NUMERAZIONE NON HA ALCUN SIGNIFICATO SE NON SOLO PER CONSENTIRE IL RIFERIMENTO ALLA FIGURA SUCCESSIVA
O2HP
Non sono riportate nella figura la facies granulitica e la facies eclogitica, perché il diagramma rappresentato è basato sulla
condizione PH2O = Ptot, non valida per dette due facies.
♠ Concetto di zoneografia metamorfica:
Successione in campagna di zone mineralogiche caratterizzate dalla comparsa di minerali indice
o di particolari associazioni mineralogiche
• Separa zone attigue con diverso grado metamorfico.
• Segna la comparsa di una nuova fase mineral. (es. Bt-in);•
•
Segna la scomparsa di una fase mineralogica (es. St-out);Superficie in 3DLinea netta in campagna
Univariante
DivarianteFetta di corpo roccioso in 3DStretta fascia in campagna
Coincide con reazioni metamorfica
• Nessun vincolo geometrico prestabilito con banchi rocciosi (può essere ad essi trasversale)
Isograda
ASSOCIAZIONE MINERALOGICA, PARAGENESI, COMPOSIZIONE MINERALOGICA,COMPATIBILITÀ MINERALOGICA
Definizione restrittiva
Minerali singenetici in contatto reciproco
Definizione usuale
Minerali realmente coesitenti
Regola delle fasi
Le fasi (F) delsistema definito da C
ParagenesiAssociazionemineralogica
• Non è un’associazione• Non è una paragenesi
elenco di tutti le fasi mineralogiche presenti in una roccia
Composizionemineralogica
Ricostruzione chemografica→
Studio di riconoscimento delle fasi mineralogiche realmente coesistenti
Compatibilitàmineralogica
LA REGOLA MINERALOGICA DELLE FASILA REGOLA MINERALOGICA DELLE FASIGoldschmidt (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 + vV (varianza) = numero dei gradi di libertà;C (componenti) = Specie chimiche indipendenti necessarie per definire il dato sistema;f (fasi) = Parti chimicamente omogenee e fisicamente separabili;v = numero delle variabili fisiche, comunemente =2 (T e P).
Nelle rocce metamorfiche gli equilibri sono generalmente almeno divarianti o a varianza superiore.
Infatti, la persistenza di associazioni mineralogiche in volumi di roccia relativamente grandi indica la loro stabilità in un intervallo di
P e T. Ne consegue che, durante il metamorfismo, in genere f < C
Quindi il numero delle fasi è piccolo.
ASSOCIAZIONI LIMITANTI E NON-LIMITANTI
associazione limitante: f = C
associazione non limitante: f < C
◄▬▬▬▬▬ ♦ ▬▬▬▬▬►
ASSOCIAZIONI LIMITANTIAssociazione mineralogica divariante (V = 2)
con minerali soluzione solida (sostituzioni isomorfe):precisate T e P, l’equilibrio sarà totalmente definito,
in quanto nessuna altra variazione del sistema sarà possibile→ le fasi soluzione solida avranno composizione fissa
indipendentemente dalle variazioni compositive della roccia
◄▬▬▬▬▬ ♦ ▬▬▬▬▬►
Le associazioni R e S sono limitanti,mentre M, N, O, O’ sono non limitanti
ASSOCIAZIONI NON LIMITANTI
Associazione mineralogica trivariante (V = 3)con minerali soluzione solida (sostituzioni isomorfe):
anche se T e P sono fissate rimane un grado di libertà
→ la composizione delle fasi soluzione solida potrà variare;
→ infatti la composizione delle fasi soluzione solida dipende dalla composizione chimica della roccia,
e le associazioni non pongono alcun limite alla variabilità di composizione delle fasi soluzioni solide
AUSILI GRAFICIAUSILI GRAFICIUtili per visualizzare le interrelazioni fra
chimismo dei minerali, chimismo delle rocce e compatibilità mineral.
diagrammi di composizione o diagrammi chemografici o chemografie:
(a 3 o a 4 vertici)
Consentono di rappresentare:► minerali e rocce appartenenti ad un dato sistema chimico;
► situazioni di compatibilità e incompatibilità fra fasi mineralogiche;► la composizione delle fasi soluzione solida;
► consentono inoltre di intravedere le reazioni metamorfiche possibili.
Scelta del diagramma: in base del chimismo della r. e delle fasi osservate
Significato chimico di ogni vertice: a seconda delle necessità
In questo grafico: lettere maiuscole = fasi mineral.; minuscole = compon. chimici
I diagrammi triangolari non si riferiscono necessariamente a sistemi a 3 componenti,
ma si possono riferire a sistemi più complessi, per i quali i componenti non rappresentati sono considerati in eccesso, e di conseguenza le fasi corrispondenti sono sempre presenti nelle
associazioni mineralogiche.
DIAGRAMMI ACF e A’KF
VANTAGGI:
►sistema chimico a 7 componenti:ACF → SiO2-Al2O3-FeO-MgO-MnO-CaO-H2OA’KF → SiO2-Al2O3-FeO-MgO-MnO-K2O-H2O
• SiO2 e H2O sono in eccesso → quarzo (e H2O) devono sempre essere presenti nelle associazioni mineralogiche;
• i componenti femici sono rappresentati come somma FeO+MgO+MnO;
• complessivamente rappresenta abbastanza bene molti tipi di rocce (carbonatiche impure, basiche, pelitiche).
LIMITI:
► sovrapposizione di minerali di Fe e di Mg;
• implicano la presenza di quarzo in tutte le associazioni;
• impossibilità di rappresentare fasi a Na;
• in rocce carbonatiche impure, la presenza di una fase fluida composta solo da H2O (mentre la presenza di CO2 è importante).
Dopo aver calcolato le proporzioni molecolari (= wt%/mol.wt):
A = (Al2O3 + Fe2O3) – (Na2O + K2O) (sottraendo Al2O3 dei feldspati alcalini)
C = CaO – 3.33 P2O5 (sottraendo CaO in apatite)
F = FeO + MgO + MnO
(A + C + F = 100)
A’ = (Al2O3 + Fe2O3) – (Na2O + K2O + CaO) (sottraendo Al2O3dei feldspati)
K = K2O
F = FeO + MgO + MnO
(A’ + K + F = 100)
DIAGRAMMA AFM
VANTAGGI:
►sistema chimico a 6 componenti
→ SiO2-Al2O3-FeO-MgO-K2O-H2O;
• SiO2 e H2O sono in eccesso: quarzo (e H2O) sempre presenti;
• sistema rappresentato dal tetraedro: Al2O3-FeO-MgO-K2O;
• il campo compositivo delle peliti cade all’interno di questo tetraedro.
► minerali non contenenti K2O: → cadono sulla faccia Al2O3-FeO-MgO(Prl, Ky, And, Sil, St, Cld, Crd, Grt, Chl);
► minerali aventi tutti i 4 componenti:→ cadono all’interno del volume del tetraedro;
► allumo-silicati di K2O privi di FeO e MgO: → cadono lungo lo spigolo Al2O3-K2O (Ms, Kfs)
Poiché la muscovite è sempre presente nelle metapeliti: ►proiezione dal punto di vista della muscovite ideale
♠ MA IN PRATICA SI OPERA COME IN UN DIAGRAMMA BINARIO
J.B. Thompson’s A(K)FM DiagramBiotite (from Ms):
KMg2FeSi3AlO10(OH)2
A = 0.5 - 3 (0.5) = - 1F = 1 M = 2
To normalize we multiply each by 1.0/(2 + 1 - 1) = 1.0/2 = 0.5
Thus A = -0.5F = 0.5M = 1
LIMITI:
• implica la presenza di quarzo in tutte le associazioni;• implica la presenza di muscovite in tutte le associazioni;• è impossibile rappresentare fasi contenenti Na;
►Dopo aver calcolato le proporzioni molecolari (= wt%/mol. wt):
A = Al2O3 – 3 K2O (per ottenere la proiezione sul piano AFM dal punto di vista della muscovite)
F = FeO (= FeO –TiO2, in presenza di ilmenite)M = MgO
CI SONO ALTRI TIPI DI RAPPRESENTAZ. TETRAEDRICHE
LINEE DI CONGIUNZIONELINEE DI CONGIUNZIONEConsiderando 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;
T = 500° CP = 6 Kb
LE REAZIONI REAZIONI METAMORFICHEMETAMORFICHE
♠ Inoltre, le reazioni possono essere classificate in.discontinue e continue
1) Solido ⇒ solido• Deidratazione
2) Solido ⇒ solido + fluido • Decarbonatazione• Devolatilizzazione
3) Ossidoriduzione
♣ Reaz. di scambio ionico
Reazioni metamorfiche
1) REAZIONI SOLIDO ⇒ SOLIDO.
► non producono né consumano fase fluida.►quindi sono indipendenti da PH2O, PCO2, ecc..
a) trasformazioni polimorfe (Al2SiO5; SiO2, C, CaCO3).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).
CAMPO DI STABILITÁ DEI POLIMORFI DI Al2SiO5
2) REAZIONI SOLIDO ⇒ SOLIDO + FLUIDO
► coinvolgono una fase fluida, frequentemente come prodotto.
► quindi sono controllati da PH2O, PCO2, ecc..
Si distinguono:a) reazioni di deidratazione (libera H2O);b) reazione di decarbonatazione (libera CO2);c) reazioni di devolatilizzazione (libera un fluido
multicomponente, cioè con H2O + CO2 +……).
a) reazioni di deidratazione: all’aumentare della T associazioni a minor grado di idratazione sostituiscono quelle a grado di idratazione maggiore mediante reazioni che liberano H2O:
A ⇒ B + H2OA ⇒ B + C + H2O
A + B ⇒ C + D + H2O
Lws ⇒ An + H2OPrl ⇒ Al2SiO5 + 3 Qtz + H2O
23 Ctd + 8 Qtz ⇒ 2 St + 5 Alm + 19H2O
Esempi
Tipo
Il decorso delle reazioni di deidratazione è influenzato dalla pressione parziale dell’acqua nel fluido: PH2O bassa le favorisce; PH2O alta le inibisce, spostandole a T maggiori.
b) reazione di decarbonatazione: liberano CO2 dai carbonati a causa di T crescenti
A ⇒ B + C + CO2
A + B ⇒ C + CO2
Dol ⇒ Cc + Per + CO2
Cc + Qtz ⇒ Wo + CO2Esempi
Tipo
Il decorso delle reazione di decarbonatazione è ovviamente influenzato dalla pressione parziale della CO2 nel fluido: PCO2 bassa le favorisce; PCO2 alta le inibisce, spostandole a T maggiori.
La fase A essendo un carbonato ↓
Esempio: Cc + Qtz ⇒ Wo + CO2
c) reazioni di devolatilizzazione:. esistono anche reazioni che liberano dalle fasi cristalline coinvolte
un fluido multicomponente,costituito da H2O + CO2
IInoltre, a basso grado metamorfico le reazioni di
devolatilizzazione possono liberare, in aggiunta a H2O e CO2, anche CH4 e più raramente anche N2, H2, ecc...
Ovviamente, anche in questo caso le condizioni alle quali queste reazioni avvengono non dipendono solo da T e P,ma anche dalle pressioni parziali dei componenti il fluido.
Il controllo prevalente è esercitato dalle PH2O e PCO2,dato che comunemente H2O e CO2 sono più abbondanti
3) REAZIONI DI OSSIDORIDUZIONE
►Reazioni che tamponano (stabilizzano) la PO2 nel fluido delle rocce metamorfiche.► Coinvolgono minerali contenenti elementi a valenza variabile(Fe, Mn, Cu).► Le più comuni coinvolgono minerali di Fe (Fe2+, Fe3+), ed avvengono per adeguare il rapporto fra Fe2+e Fe3+ al variare del grado di ossidazione dell’ambiente
Magnetite Ematite4Fe3O4 + O2 6Fe2O3
⇒Esempio:
fO2 = fugacità di ossigeno ⇒ pressione parziale di O2 nel fluido ⇒espressa in numeri logaritmici negativi perché è vicina a zero.
Reazioni tampone nel sistema Fe-Si-O.Per ossidazione crescente:QFI ⇒ QFM ⇒ HM in cui:I = ironQ = quarzo,F = fayalite,M = magnetite,H = ematite.
♣ REAZIONI DI SCAMBIO IONICO► Reazioni che non possono essere bilanciate solo in termini di componenti solido e fluido ma richiedono la partecipazione di specie ioniche disciolte nel fluido intergranulare.
3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O ⇒ 2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4
4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+ ⇒ 2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O2 Ms + 2 H+ ⇒ 3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O
(K+, H+, e Si(OH)4 sono componenti disciolti nel fluido)
Esempi:
ad Al costante (bassa solubilità)
a volume costantevengono scritte
3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O
2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4⇒
4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+
2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O
2 Ms + 2 H+
3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O
⇒
⇒
♠REAZIONI DISCONTINUE E R. CONTINUE
F = C + 1
C - F + 2 = V
V = 1
Curva nel campo P T
Reazione discontinua ⇒ univariante ⇒
Grt + Ms + Chl ⇒ St + Bt + Qtz+ H2OF = 7 ⇒ V = 1 (univariante)
Esempio con C = 6 (KFMASH)
Ky = Sil; And = Ky; And = SilF = 2 ⇒ V = 1 (univariante)
Esempio con C = 1 (Al2SiO5)
(K = K, F = Fe, M = Mg, A = Al, S = Si, H = H2O)
Lungo una reazione discontinua o univariante:
► una delle fasi reagenti deve scomparire ad una precisa T in funzione della P
► cambia la moda delle fasi mineralogiche, e, per le fasi soluzioni solide, anche la loro composizione.
C ≥ FC - F + 2 = VV ≥ 2
Area nel campo P T
Reazione continua ⇒
di- o multivariante ⇒
Chl + Ms ⇒ Bt + Qtz +H2OF = 5 ⇒ V = 3 (trivariante)
Chl + Ms ⇒ Grt + Bt + Qtz +H2OF = 6 ⇒ V = 2 (divariante)
Esempio con C = 6 (KFMASH)
• Le reazioni continue si svolgono con continuità in un intervallo T-P nel quale reagenti e prodotti coesistono (area almeno divariante).
• Diversamente da una reazione discontinua, per una reazione continua nessuna delle fasi reagenti scompare ad una
precisa T in funzione di P.
• Nel campo P-T, l'estensione del volume roccioso entro il quale avviene una reazione continua è funzione della composizione totale del sistema:
⇒ detto volume ha quindi estensione variabile.
• In questo volume cambia la moda delle fasi mineralogiche e, per le fasi soluzioni solide, anche la loro composizione.
• Con lo scomparire di una fase si entra in un volume roccioso a varianza maggiore.
MICROSTRUTTURE METAMORFICHEMICROSTRUTTURE 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 microtomografiaa raggi X, la microsonda protonica (mPIXE), ed entro certi limiti
la microscopia a trasmissione elettronica (TEM).
In quali categorie principali si possono dividere le microstrutture?
In categorie più generali:
A) Intracristalline: riguardano le caratteristiche dei singoli cristalli.
B) Intercristalline: riguarda le caratteristiche che intercorrono tra più cristalli (di diversa specie o anche della stessa specie).
Oppure in categorie più specifiche:
1) microstrutture di reazione2) microstrutture di sostituzione
3) microstrutture di crescita4) microstrutture di deformazione e ricristallizzazione
5) microstrutture di orientazione preferenziale
Le microstrutture intracristalline:sulla base di quali caratteristiche si possono classificare?
porfiroblastimatrice
• Inclusioni orientate ⇒ scie d'inclusioni
possono fornire indicazioni sulla sequenza di cristallizzazione
rispetto ad una fase deformativa di riferimento
⇒Pre-, sin-, o postcinematiche.
• Fasi espulse ⇒ smistamentidi crescitadi diffusione
• Estinzione ondulata ⇒ deformazione• Subgranuli ⇒ recupero
per deformazioneper stress normale
• Dissoluzione
• Zonature chimiche
•Dimensione dei cristalli
Differenza di grana tra porfiroblasto e matrice
Scie di inclusioni in porfiroblasto di granato che marcano vecchie foliazioni
Inclusioni in porfiroblasto di andalusite che marcano settori di crescita
Le microstrutture intercristalline:sulla base di quali caratteristiche si possono dividere?
equigranulare
inequigranulare
seriale
poligonali
lobati
serrati
casuale
di formapreferenziale
cristallografica
orientazione dei cristalli
• geometria dei limiti granulari
• distribuzione di grana
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)
monomineralicobordo di reazione
polimineralico
3Ky +6Qtz +2 K+ +9H2O
2 Ms + 2 H+ + 3 Si(OH)4⇒
4 Ky + 3 Si(OH)4 + 2 K+
2 Ms + 1 Sil + 2 H+ + 3 H2O
2 Ms + 2 H+
3 Sil + 3 Qtz + 2 H+ + 3 H2O
⇒
⇒
monomineralica
polimineralica
controllata dalla reazione
doppia
singola
⇒ polimineralicacontrollata dalla diffusione
corona
Simplettite ⇒ concrescimento lamellare e vermicolare di due o più fasi mineralogiche
lungo bordi di reazionein coronein fasi soluzione solida soprassature in un componente ⇒Smistamenti
Simplettitisi formano
- velocità di reazione notevole
- limitata diffusione per mancanza di un fluido intergranulare
Simplettitipossono suggerire
Simplettiti di plagioclasio ortopirosseno e orneblenda tra granato e clinopirosseno
2) microstrutture di sostituzione:
prograde
pseudomorfosi ⇒
sostituzione ampia o totale di una fase mineralogica da parte di un aggregato di cristalli (o un cristallo) di un'altra fase o piùaltre fasi mineralogiche. L'aggregato è confinato nei contorni del cristallo sostituito.
retrograde
Pseudomorfosi di una simplettite di plagioclasio e ortopirossenosu granato
Pseudomorfosi di muscovite su un porfiroblasto di staurolite
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
di crescitadiffusione dei cationi molto limitata
⇒ridisegna la crescita progressiva di un cristallo (granato)
di diffusione diffusione dei cationi facilitata
⇒modifica la zonatura di crescita
Zonature
Zonatura di crescita in un porfiroblasto di granato. Le linee uniscono punti di eguale XMg (Mg/Mg + Fe).
4) microstrutture di deformazione e ricristallizzazione
rigidi ⇒pongono resistenza
duttili ⇒cambiano forma
T> ricristallizzazione
=riorganizzazione in piccoli cristalli
Stress differenziale
⇒ minerali si deformano
Aplite non deformata (Kfs, Ab, Qtz, Ms)
Aplite deformata: Qtz, deformato in nastri, e Ab ricristallizza in minuti granuli. Il Kfs, più competente, forma occhi con estinzione
ondulata
5) microstrutture di orientazione preferenziale
In un campo di stress differenziale
Anisotropia di formaCrescita
Deformazione ⇒ Rotazionerigida
Orientazione preferenziale
cristallografica⇒ Deformazione ⇒ Movimento di
dislocazioni
Orientazione preferenziale
di formaDue tipi
Per quali scopi si studiano le microstrutture?
► 1) decifrare i meccanismi dei processi metamorfici.
► 2) decifrare i fattori che controllano la cinetica delle reazioni metamorfiche.
► 3) definire il grado di deviazione dallo stato di equilibrio.
► 4) decifrare la storia evolutiva di volumi di roccia metamorfica.
È importante essere consapevoli che:Microstrutture non preservano spiegazioni da sé, ma richiedono una interpretazione. È quindi necessario
confrontarle con previsioni teoriche e risultati sperimentali. Ciò richiede una conoscenza delle più comuni caratteristiche
termodinamiche e/o petrofisiche. E molta cautela!!!
TIPI DI METAMORFISMOTIPI DI METAMORFISMO
Il metamorfismo può svilupparsi
♣ regionale ► a varia scala:
♣ locale
► in differenti ambienti della crosta
♣ REGIONALE ♣ LOCALE
♦ R1 orogenico ♦ L1 di contatto♦ R2 di seppellimento ♦ L2 di dislocazione♦ R3 di fondo oceanico ♦ L3 idrotermale
♦ L4 di impatto, ecc.
MetamorfismoMetamorfismo regionale:
► è legato a perturbazioni termiche di scala regionale; quindi dà origine ad aree metamorfiche molto estese
► è associato a processi tettonici di grande scala, quali collisioni di placche (m. orogenico), espansione dei fondi oceanici (m. di fondo oceanico); subsidenza di bacini profondi (m. di seppellimento)
►la perturbazione termica non è strettamente associata alla messa in posto di corpi magmatici, anche se questi contribuiscono al bilancio calorico;
(R1) Metamorfismo orogenico
►é collegato allo sviluppo delle fasce orogeniche (catene montuose)► é invariabilmente associato a deformazioni→→(sviluppo ed evoluzione di scistosità e di altre anisotropie).
(R2) Metamorfismo di seppellimento:
► è un tipo di metamorfismo regionale che insorge quando una sequenza sedimentaria o vulcano-sedimentaria viene depositata
in un bacino sottoposto a forte subsidenza;
► non è accompagnato da deformazione significative, né da magmatismo.
(R3) Metamorfismo di fondo oceanico:
► si sviluppa nelle zone di dorsali medio-oceaniche,e dipende dai forti gradienti geotermici tipici di queste zone;
► è il più diffuso tipo di metamorfismo idrotermale.
(L3) Metamorfismo idrotermale:
► è il risultato della circolazione di fluidi ricchi di acqua caldalungo fratture e fessure in un corpo roccioso;
► è un importante processo nei campi geotermici; • comporta una modifica del sistema chimico (metasomatismo);
(L1) Metamorfismo di contatto:
► è localizzato nelle rocce incassanti di corpi ignei, a contatto con il corpo ’intruso che è stata la causa della perturbazione termica; ► è più frequente come aureole attorno a plutoni granitoididella crosta alta e media.
(L2) Metamorfismo di dislocazione:
► è collegato al calore di frizione in zone di forte deformazione(shear zones).
EVENTO METAMORFICO
►Un singolo evento metamorfico si riferisce ad una sequenza continua di condizioni metamorfiche (T, P, deformazione) sotto le quali la cristallizzazione metamorfica comincia, continua e finisce.
► Un complesso roccioso può registrare glie effetti di un singolo evento metamorfico o di più eventi metamorfici
♠ monometamorfismo♠ polimetamorfismo
► Esso tipicamente corrisponde ad un ciclo di riscaldamento e raffreddamento, durante il quale, nel caso di m. orogenico, si verificano variazioni di pressione e di attività e modalità deformativa.
►Un evento m. può comprendere uno (m. monostadiale) o più stadi (o fasi) metamorfici (m. pluristadiale)
PERCORSO P-T-t
► Con i soli dati petrologici è difficile distinguere un evento pluristadiale da un polimetamorfismo: necessità di dati radiometrici
PRINCIPALI TIPI DI METAMORFISMOPRINCIPALI TIPI DI METAMORFISMO►Descriveremo solo i tipi geologicamente rilevanti
1: facies delle zeoliti;
2: lawsonite-albite;3: lawsonite-giadeite + quarzo;4: lawsonite—glaucofane.
5: cornubianiti ad albite + epidoto;6: cornubianiti ad orneblenda; 7: cornubianiti a cordierite + Kfs.
8: scisti verdi; 9: scisti verdi glaucofanitici; 10: anfiboliti ad almandino; 11: anfiboliti a cordierite.
IL CONCETTO DI SERIE DI FACIESIL CONCETTO DI SERIE DI FACIESMiyhashiro (1961) ha evidenziato che la successione di
associazioni mineralogiche può sostanzialmente variare in diverse regioni metamorfiche. Questa variazione punta a
diversi regimi di flusso di calore, quindi a diversi gradienti termici, nella crosta durante il metamorfismo. Miyhashiro
distinse tre successioni specifiche, dette “serie di facies”, che caratterizzavano tre tipi di metamorfismo
a carattere barico diverso (oppure a gradiente termico) diverso:
1) m. di basso gradiente termico (alta pressione) ⇒Sanbagawa o meglio Franciscan
2) m. di gradiente termico intermedio (pressione media)⇒Barroviano
3) m. di alto gradiente termico (bassa pressione)⇒ Buchan, Abukuma, Bosost
Le 3 frecce disegnate sono indicative delle 3 serie di facies, ma nella realtà ciascuna di esse rappresenta un fascio di gradienti che producono analoghe sequenze mineralogiche.
METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI DI PDI PH2OH2O = P= PLL
1) Metamorfismo di basso gradiente termico1) Metamorfismo di basso gradiente termicoo di alta pressione e bassa T.o di alta pressione e bassa T.
Serie di facies
⇒ lungo un gradiente TP molto ripido (= alto P/T) ⇒
f. delle zeoliti ⇒f. lawsonite-albite ⇒
f. lawsonite- glaucofane ⇒f. lawsonite- giadeite+quarzo
+ prehnite e pumpellyite
FACIES DELLE ZEOLITIFACIES DELLE ZEOLITI
SINONIMI:
ANCHIMETAMORFISMOANCHIMETAMORFISMOvery-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.
• infer. Anl + Qtz ⇒ Ab + H2O
• super. Wrk ⇒ An + H2O► limite termico
Ab = albite = NaAlSi3O8An = anortite = CaAl2Si2O8 Anl = analcime = NaAlSi2O6.H2OLmt = laumontite = CaAl2Si4O12⋅4H2OWrk = wairakite = CaAl2Si2O8. 2H2O
• I minerali della facies zeolitica compaiano caratteristicamente in vene e plaghe• Già bassissimi valori di XCO2 nel fluido destabilizzano le zeoliti
► limite barico: laumontite e wairakite LawsoniteCaAl2Si2O7(OH)2.H2O
Il metamorfismo di alta pressione associato a zone di subduzione è caratterizzato
dalla presenza di lawsonite e dalla comparsa, a PT adatte, del glaucofane che, per il suo colore blu,
conferisce alla facies anche il nome (facies degli scisti blu).
La stabilizzazione della lawsonite avviene a partire dalle pressioni superiori a quelle della facies zeolitica (circa 3 Kb).
La lawsonite prima è in associazione con l’albite, poi con il glaucofane,
e per la sopraggiunta instabilità dell’albite dovuta HP, con giadeite+quarzo
NaAlSi3O8 ⇒ NaAlSi2O6 + SiO2
Campo di stabilitàdella lawsonite
Campo di stabilitàdi glaucofane e digiadeite + quarzo
f. Scistiverdi gl.
Campo di stabilitàdi glaucofane
Campi di stabilità di prehnite e di pumpellyite
2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure di bassa 2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure di bassa pressionepressione
(località di riferimento: Abukuma, Bosost, Buchan)
2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure 2) Metamorfismo di alto gradiente termico oppure di bassa pressionedi bassa pressione
(località di riferimento: Abukuma, Bosost, Buchan)
⇒ T ⇒
Clorite Biotite Andalusite Sillimanite
Zoneografia fitta
And Grt
Crd KyAssenza diPresenza di
Stabilità Al2SiO5
Cianite Andalusite Sillimanite
Volume molare 44,69 cm3/mol 52,29 cm3/mol 50,23 cm3/molEntropia 236,0 J/K 245,1 J/K 246,9 J/K
Problematica collocazione del punto triplo
Holdaway (1971)3.76 kbar 501°C
Richardson et al. (1968)
6 kbar 620 °C
Greenwood (1976)4.7 kbar 570°C
Solo piccole variazioni di ΔG associate alle reazioni univarianti ⇒
⇒ grandi incertezze
Stabilità della cordierite (Fe,Mg Crd)
Mg/(Fe+Mg) = cost
T = cost
Limite di separazionefra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti
a cordierite.
Limite di separazionefra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti
a cordierite.
Metapeliti ricche in Al
Metapeliti comuni Metabasiti
Facies scisti verdi Ctd Ab + Ep Act + Chl + Ab
Facies delle anfiboliti St, (Ctd out) Pl, Crd Hb + Pl, (Chl out)
Metabasiti (importanza del tamponamento di fO2)
Reazioni importanti per T crescenti:
Metapeliti
3) Metamorfismo di gradiente termico intermedio 3) Metamorfismo di gradiente termico intermedio (Metamorfismo (Metamorfismo BarrovianoBarroviano)
Area classica di riferimento: Scottish Highlands studiati da Barrow
⇒ T – P ⇒
Clorite Biotite Granato Staurolite Cianite Sillimanite
Zone metamorfiche esteseesempio:St-in 550°C⇒St-out 700°C⇒Gradiente T =25°⇒zonaSt =6 km
Isoterme ampiamente spaziate
Metabasiti ⇒ assenza di glaucofane e lawsonite
Metapeliti ⇒ assenza di andalusite e cordierite
Limite di separazione fra la facies degli scisti verdi e la facies delle anfiboliti
a granato.
Metapeliti ricche in Al
Metapeliti comuni Metabasiti
Facies scisti verdi
Ctd Ab + Epd Act + Chl + Ab
Facies delle anfiboliti
St, (Ctd out) Pl Hb + Pl, (Chl out)
Campo di stabilitàdella staurolite
metabasiti:
(importanza del tamponamento di fO2)
METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI DI METAMORFISMO REGIONALE IN CONDIZIONI DI PPH2OH2O<<P<<PLL
GRANULITI ed ECLOGITI
Facies granulitica:insieme di associazioni mineralogiche formatesi da qualunque
roccia sotto condizioni di alta T e PH2O << Ptot.
Roccia granulitica:roccia silicatica di composizione varia senza muscovite, con
abbondante plagioclasio e pirosseno.
Carattere diagnostico di una roccia metamorfosata in facies granulitica:
coesistenza di Opx (iperstene) + Cpx + Pl⇒ uno solo dei due Px,
pur essendo compatibile, non è diagnostico.
Rocce granulitiche caratteristicamente affiorano negli scudi pre-cambrici.
Si suppone che il metamorfismo granulitico si verifichi nella crosta continentale inferiore fortemente disidrata.
In queste condizioni:
- metabasiti: l’anfibolo si decompone e compare il pirosseno;
- metapeliti: si destabilizza l’associazione Bt + Sill + Qtz e compare Crd + Grt + Kfs + L.
Deidratazione per dissoluzione di acqua in fusi anattetici.
Ipotesi che CO2 infiltrata dal mantello fortemente diluisca H2O nei fluidi non è confermata da studi isotopici
⇒ forte disequilibrio isotopico.
Limiti T: geotermometri indicano intervallo fra 700 e 1000°CLimite P: plagioclasio stabile ⇒ 5 – 15 Kbar
⇒ a pressioni maggiori si entra nel campo della facies eclogitica
Campo P-T della facies granulitica:la HT è importante, la P no.
Variazione delle compatibilità miner. all’aumento di P in metabasiti1+2+3+4 = campo compositivo delle roce basiche
Per una data composiz. chimica le associazioni diagnostichecambiano in funzione di P
FACIES ECLOGITICA
Condizioni di formazione: P alta e ambiente prevalentemente anidro
Eclogite:roccia silicatica di composizione basaltica costituita da
OMFACITE + GRANATO e priva di plagioclasio.
Omph = (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6 Grt ricco in piropo(Mg)
reazione di eclogitizzazioneplagioclasio + pirosseno (+ olivina) ⇒ omphacite + granato (+ quarzo)
basalto eclogite
Altre possibili fasi in eclogiti: Qtz, Ky, Amph (sodico), Phe, Zo, Rut
scisti blu tipicamente associati ad eclogiti ⇒ transizionali con la facies eclogitica
Gruppo A Bimineraliche, con granato ≈ 55 moli % Prpxenoliti 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
VARI TIPI DI ECLOGITI
Si possono formare eclogiti anche per cristallizzazione magmatica ad alte pressioni
Campo PT di formazione delle eclogiti tipo A:Curve di trasformazione gabbro ⇒ eclogite
reazione di de-eclogitizzazioneomphacite + 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 H2O)
EVOLUZIONE DELLE ECLOGITI tipo A⇒ decompressione⇒ idratazione ⇒ decompressione + dratazione
Simplettite: aggregato microgranulare, comunemente di diopside + plagioclasio
Esempio: simplettite di plagioclasio e ortopirosseno su granato
Relitto di omphacitein orneblenda.
Sotto, simplettite di Cpx + Pla spese di omphacitenon protetta.
Stabilità dell’anfibolo nelle rocce metamorfiche di composizione basaltica (Ernst & Liu, 1998, American Mineralogist).
METAMORFISMO DI CONTATTOMETAMORFISMO DI CONTATTO
Aureola di contatto
• Intrusione in regioni crostali più fredde → perturba lo stato termico delle
rocce incassanti• Significative quantità di
calore trasmesso → aumento di T all’immediato contatto
• Aumento di calore sufficiente per innescare reazioni
metamorfiche→
aureola metamorfica di contatto
in planimetria ⇒
in sezione ⇒
►T più alta al contatto, piùbassa lontano →
zoneografia metamorficarelativamente regolare, concentrica rispetto al plutone
MASSIMA TEMPERATURA E SPESSOREdipendono 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 isolamentptermico.
MASSIMA TEMPERATURA:
basico► all’immediato contatto, dipende prevalentemente dalla temperatura del magma acido
≈ ½ TMAGMA quando c’è solo conduzioneTmax ≈ TMAGMA quando c’è circolazione convettiva
nel magma
In ogni caso, la Tmax sarà►maggiore al contatto con plutoni basici►minore al contatto con plutoni acidi
DURATA DEL RISCALDAMENTO: → importante per lo sviluppo delle reazioni metamorfiche
Nel caso di conduzione → t = 0.01 D2
(D = spessore in metri di un corpo stratiforme)Se D = 1 m → 3 giorni Se D =10 m → 1 anno
Se D = 100 m → 100 anni Se D =1000 m →10.000 anni Se D = 10000 m →1 milione di anni
EFFETTI METAMORFICI PRINCIPALI
Facies metamorfiche
1) facies delle cornubianiti ad albite + epidoto;2) facies delle cornubianiti ad orneblenda;3) facies delle cornubianiti a cordierite + K-feldspato;
Cornubianite: roccia a grana minuta, a struttura granoblastica, in genere di composizione pelitica o semipelitica (tipica del metamorfismo di contatto).
FACIES DELLE CORNUBIANITI A:albite + epidoto orneblenda cordierite + K-feldspato
NELLE ROCCE METAPELITICHE
facies delle facies delle cornubianiti a:
Zeoliti albite + epidoto ↓
Orneblenda↓
cordierite + K-feldspato ↓
300-350 C° 500-550 C° 580-600° C°wairakite → anortite +
quarzo
pumpellyite + clorite + quarzo →
epidoto + attinolitealbite + epidoto
→ plagioclasio plagioclasio
tremolite-attinolite
→ orneblenda orneblenda (→ Opx)
caolinite + quarzo
→ pirofillite → andalusite + quarzo
andalusite →sillimanite
staurolite-in staurolite-out
cordierite-in cordieritemuscovite + quarzo
→K-feldspato + andalusite
800-900° C
↓fusioneparziale
↓f.buchiti
sanidino→ f.
sanidiniti
METAMORFISMO METAMORFISMO DI FONDO OCEANICODI FONDO OCEANICO
Modelli di circolazione termoconvettiva dell’acquanelle rocce dei fondi oceanici
Circolazione dei materiali chimici legati alla circolazione termoconvettiva
Zoneografia metamorfica possibilenel metamorfismo di fondo oceanico
GEOTERMOMETRIA E GEOTERMOMETRIA E GEOBAROMETRIAGEOBAROMETRIA
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
⇒ due vie
1) Griglie petrogeneticheVia basata su
2) Reazioni di scambio cationico
Variazioni della composizione di fasi s.s.→ sono controllate dalla T e dalla P, e nelle
associazioni non limitanti anche dal chimismo della roccia
► Ad esempio, con l’aumento della temperatura:• plagioclasio → aumenta il contenuto in Ca;• granato in metapeliti → aumenta (Fe + Mg), diminuisce (Mn + Ca) (→ zonatura);• staurolite → aumenta Zn;• muscovite → Na aumenta e poi dimin.; Fe e Mg diminuiscono;• biotite → aumenta il Ti, diminuisce Fe/Mg (per poi aumentare rapidamente);• clorite → aumenta Mg/Fe;
► Ad esempio, con l’aumento della pressione:• cordierite → aumenta Mg/(Mg + Fe);• muscovite → aumenta (Fe + Mg);
Variazioni compositive della muscovite in funzione della T
Variazioni compositive del granato in funzione della T.Problema: i granati sono comunemente zonati
GEOTERMO-BAROMETRIA BASATASU REAZIONI DI SCAMBIO CATIONICO
Consente un migliore inquadramento termodinamico e collegamento con la petrologia sperimentale.
Il risultato di una stima basata su queste reazioni è un valore puntuale con un errore noto,
e non un intervallo di T e/o come nel caso delle griglie petrogenetiche
Per ottenere informazioni geotermo-barometrichequantitative:
;)(B
AelD X
XK = ;11)( ⎟⎟
⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛ −⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−
=B
B
A
AelD X
XX
XK ;lnRT
PVKDΔΔ
= ;lnRT
STKDΔΔ
=
disponibilità di materiale chimico →
presenza di una fase che satura il sistema in quel componente
Es.: Ca (e Al) in Pl: presenza di Clinozoisite; Na in Ms: presenza di Pg
associazioni limitanti →composizione delle fasis.s. in funzione delle sole variabili intensive
ripartizione di componenti chimici tra due fasis.s. associate → coefficiente di ripartizione
ESEMPIO DI UN GEOTERMOMETRO BASATO SU UNA REAZIONE DI SCAMBIO
Geotermometro biotite-granato
Basato sulla reazione continua di scambio cationico di Fe e Mg tra biotite e granato:
Fe3Al2Si3O12 + KMg3AlSi3O10(OH)2 = KFe3AlSi3O10(OH)2 + Mg3Al2Si3O12almandino flogopite annite piropo
KD = (Mg/Fe)granato/(Mg/Fe)biotite
Calibrazione sperimentale di Ferry & Spear (1978)
Limiti di applicazione:- intervallo termico 550-800° C- granato: (Ca + Mn)/(Ca + Mn + Fe + Mg) ≤ 0.2- biotite: (AlVI + Ti)/(AlVI + Ti + Fe + Mg) ≤ 0.15Equazioni alternative → effetto del Ti e Al nella biotite (Indares & Martignole, 1985)
TwoTwo--Pyroxene Pyroxene ThermometeryThermometeryNot in detail->
CMS-solvus at high-P (Lindsley & Dixon, 1976
(4) CaMgSi2O6 (en) = CaMgSi2O6 (diop)(5) Mg2Si2O6 (en) = Mg2Si2O6 (diop)
CMFS-quadrilateral (Nakamura & Kushiro, 1970)
(6) K =aMg2Si2O6
Diopside
aMg2Si2O6
Enstatite
⎛
⎝ ⎜ ⎜
⎞
⎠ ⎟ ⎟
(7) aMg2Si2O6
Diopside = xMg2Si2O6
Diopside ⋅ γMg2Si2O6
Diopside
Ternary Feldspar SystemsTernary Feldspar SystemsApplications: Natural feldspar composition from Applications: Natural feldspar composition from
volcanicsvolcanics
Composition of Composition of coexstingcoexsting fledsparsfledspars is temperature (and is temperature (and pressure) dependant => pressure) dependant => GeothermometerGeothermometer
Griglie petrogenetichecalcolate con THERMOCALC
METAMORFISMO METAMORFISMO ED EVOLUZIONE CROSTALEED EVOLUZIONE CROSTALE
Stretta relazione fra:⇒⇒⇒
ambiente geodinamicoregime di flusso termico nella crosta evoluzione delle serie di facies metamorfiche
studio delle rocce metamorfiche ⇒ ricostruzione l’evoluzione geodinamica.
Collocamento dei tipi di metamorfismo
⇒ diverso flusso di calore in ambienti geodinamici diversi
Studi petrologici per fare ipotesi:
Definire l’evoluzione T e P a differenti livelli crostali col passare del tempo.
⇒ ricostruire le specifiche traiettorie P-T-t, diagnostiche per ambienti geodinamici diversi
Tre traiettorie P-T-t con forma e significato radicalmente diversi:
⇒ traiettorie orarie⇒ traiettorie antiorarie⇒ traiettorie con riscaldamento isobarico
Le traiettorie orarie⇒ progressiva diminuzione di P con simultaneo aumento di
T, e successivo raffreddamento⇒ ispessimento crostale associato a sovrascorrimenti e/o
collisione⇒ gradienti di temperatura intermedia
⇒ metamorfismo Barroviano⇒ le Alpi Orientali
Le traiettorie antiorarie
⇒ aumento di T contemporaneamente all’aumento di P e successivo raffreddamento
⇒ crosta di normale spessore interessata da un apporto addizionale di calore dal mantello
⇒ ingenti quantità di magmi acidi nella crosta intermedia in risposta ad un underplating
⇒ alti gradienti di T
⇒ metamorfismo HT/LP
⇒ nella crosta profonda si colloca il metamorfismo in facies granulitica
CONCLUSIONI:CONCLUSIONI:
⇒ Decifrare le traiettorie P-T-t è un reale potenziale della petrologia per la ricostruzione dei diversi ambienti geodinamici.
⇒ Non è oggi possibile fare delle moderna geologia senza studiare adeguatamente e rigorosamente le rocce metamorfiche
DOMANDE RICORRENTI SUL METAMORFISMO
• Metamorfismo: definizione ed inquadramento generale.• La fase fluida: sua composizione e mobilità, sistemi aperti e sistemi chiusi.• I fattori del metamorfismo.• I meccanismi del metamorfismo.• Le reazioni metamorfiche.• Cenni sulle strutture metamorfiche principali.• I tipi di metamorfismo.• Gradualità del metamorfismo: minerali indice, facies metamorfiche, isograde.• Metamorfismo di contatto.• Metamorfismo regionale di alto gradiente termico.• Metamorfismo regionale di gradiente termico intermedio.• Metamorfismo di basso gradiente termico• Metamorfismi a PH2O<<Ptot: granuliti, eclogiti.• Geotermobarometria.• Metamorfismo ed evoluzione crostale.