Metamorfismo e Deformazione: Evoluzione della Crosta

Presentazione sul tema: "Metamorfismo e Deformazione: Evoluzione della Crosta"— Transcript della presentazione:

1 Metamorfismo e Deformazione: Evoluzione della Crosta
Parte I Oggi prenderemo in considerazione: - Il processo del metamorfismo da un punto di vista chimico e fisico; - Le manifestazioni di differenti sollecitazioni geologiche; - Il concetto di metamorfismo e protoliti.

2 Fino a pochi anni fa non esistevano linee guida universalmente riconosciute per studiare e classificare le rocce metamorfiche. Nel 2007 l’IUGS ha pubblicato il libro bianco sulle rocce metamorfiche. Un libro simile è stato pubblicato per le rocce ignee nel 1989, mentre nulla è stato pubblicato per le rocce sedimentarie.

3 DEFINIZIONE di METAMORFISMO
Durante il processo metamorfico i minerali pre-esistenti di una roccia vengono portati a temperature e pressioni diverse da quelle originali di formazione.

4 DEFINIZIONE di METAMORFISMO
Essendo variate le condizioni iniziali, la paragenesi dei minerali cambia, con modifiche, strutturali e/o chimiche.

5 DEFINIZIONE di METAMORFISMO
Insieme dei processi attraverso i quali la microstruttura e la paragenesi mineralogica di una roccia vengono modificate in modo più o meno intenso, essenzialmente in risposta ai cambiamenti della TEMPERATURA e, subordinatamente, della pressione e della composizione dei fluidi circolanti.

6 Cosa vuol dire subsolidus?
DEFINIZIONE di METAMORFISMO Queste modificazioni avvengono in condizioni di subsolidus. Cosa vuol dire subsolidus? Semplice: allo stato solido (Al di sotto della temperatura di solidus di un sistema)

7 Metamorfismo DEFINIZIONE di METAMORFISMO ricristallizzate
La trasformazione allo stato solido di un materiale geologico in un altro, in risposta alla variazione di temperatura, pressione o composizione chimica dell’ambiente è definita: Metamorfismo Le rocce prodotte da questo processo sono versioni ricristallizzate di rocce preesistenti (sedimentarie, ignee o altre rocce metamorfiche).

8 DEFINIZIONE di METAMORFISMO … Attenzione… questo non è sempre vero…
Un basalto portato ad elevate pressioni (>1 GPa) si trasformerà, allo stato solido, in un altro tipo di roccia (es. Eclogite). Un fuso basaltico che cristallizza ad elevate pressioni (>1 GPa) potrà formare una roccia classificabile come eclogite. In questo caso una roccia metamorfica si può formare direttamente in relazione alla cristallizzazione di un fuso…

9 DEFINIZIONE di METAMORFISMO … Attenzione… questo non è sempre vero…
Un basalto portato ad elevate pressioni (>1GPa) si trasformerà, allo stato solido, in un altro tipo di roccia (es. Eclogite). Circa il 70-80% dei fusi basaltici non raggiunge la superficie e cristallizza, quindi in profondità. La percentuale di eclogiti (o pirosseniti a granato) formate direttamente da un fuso, quindi, potrebbe non essere poi tanto bassa…

10 Qual è l’intervallo termico del metamorfismo?
DEFINIZIONE di METAMORFISMO Qual è l’intervallo termico del metamorfismo? Temperature superiori a quelle della diagenesi (>200 °C); Le temperature massime in genere sono <800 °C (temperature alle quali può iniziare la fusione di particolari tipi di rocce, specie in presenza di H2O).

11 CAMPO P-T nel quale si realizzano i PROCESSI METAMORFICI
INTERVALLO GENERICO DI TEMPERATURA- PRESSIONE DEL METAMORFISMO

12 Limite di bassa temperatura
CAMPO P-T nel quale si realizzano i PROCESSI METAMORFICI Limite di bassa temperatura Tutto dipende dal tipo di materiale che viene metamorfosato (es. le evaporiti, il materiale vetroso e il materiale organico cominciano ad essere metamorfosati a temperature estremamente più basse rispetto alle reazioni chimiche che avvengono in molte rocce silicatiche e carbonatiche). In molte rocce la trasformazione dei minerali incomincia subito dopo la sedimentazione e procede continuamente. Non esiste un limite netto tra diagenesi e metamorfismo. Questa fascia di T-P è definita ANCHIZONA

13 Limite di alta temperatura
CAMPO P-T nel quale si realizzano i PROCESSI METAMORFICI Limite di alta temperatura Ad elevate temperature le rocce cominciano a fondere e, quindi, si entra nel processo igneo (le rocce ignee si formano in seguito a solidificazione di materiale fuso chiamato magma, in genere a composizione silicatica). Rocce crostali prodotte per fusione parziale (le cosiddette migmatiti) sono composte da una componente di roccia metamorfica residuale ed una componente ignea. La temperatura di fusione di una roccia è funzione della pressione, composizione della roccia e quantità di volatili presenti. Es. in condizioni idrate un granito fonde a ~660 °C, mentre in condizioni anidre può fondere a ~1000 °C. Un basalto in condizioni idrate può fondere a ~800 °C, in condizioni anidre a ~ °C.

14 Limite di bassa pressione
CAMPO P-T nel quale si realizzano i PROCESSI METAMORFICI Limite di bassa pressione La pressione minima alla quale può avvenire una reazione metamorfica può essere la superficie terrestre (es. in caso in cui un magma rilasci calore a rocce incassanti, provocando un metamorfismo di contatto). Limite di alta pressione Alcune rocce metamorfiche si formano a pressioni molto elevate, fino a kbar (il peso esercitato da una colonna di rocce crostali spessa 60 km). Alcune rocce metamorfiche (massiccio di Dora-Maira, Alpi) contengono granato con inclusioni di coesite (polimorfo della SiO2 stabile solo ad altissime pressioni, almeno 30 kbar). Alcune eclogiti conservano inclusioni di diamante (quindi pressioni di almeno 60 kbar; 120 km).

15 PRESSIONE LITOSTATICA
TIPI di PRESSIONI nel METAMORFISMO PRESSIONE LITOSTATICA PRESSIONE ORIENTATA o DIREZIONALE È identica alla IDROSTATICA NON DEFORMA ma si limita a RIDURRE i VOLUMI DEFORMA MINERALI e ROCCE

16 DEFINIZIONE di METAMORFISMO
L’evento metamorfico può essere classificato sulla base di diversi criteri quali: - Estensione del metamorfismo (es. regionale o locale); - Ambiente geologico (es. orogenico, di seppellimento, di fondale oceanico, di contatto, etc.); - Causa particolare del metamorfismo (es. di impatto, idrotermale, di contatto, etc.); - Numero di eventi (mono-metamorfismo o poli-metamorfismo); - Variazione della temperatura (es. prògrado o retrògrado).

17 Tipi di metamorfismo In base all’ambiente geologico, il metamorfismo viene generalmente diviso in REGIONALE e LOCALE Il Metamorfismo Regionale si esplica su grandi volumi di roccia e gli effetti si misurano su larga scala (scala regionale). - Metamorfismo Orogenico (o Regionale s.s.); 1) metamorfismo di subduzione; 2) metamorfismo di collisione. Questo tipo di metamorfismo è associato alla formazione di catene montuose (es. Ande, Alpi). Le deformazioni sono comuni. Durata di vari milioni di anni.

18 Tipi di metamorfismo In base all’ambiente geologico, il metamorfismo viene generalmente diviso in REGIONALE e LOCALE Il Metamorfismo Regionale si esplica su grandi volumi di roccia e gli effetti si misurano su larga scala (scala regionale). Metamorfismo di Fondale Oceanico; Si verifica in vicinanza delle dorsali medio-oceaniche. Non provoca deformazione. Legato a circolazione convettiva di acqua marina riscaldata dai corpi magmatici. Metamorfismo di Seppellimento. Metamorfismo di bassa temperatura di sedimenti e rocce vulcaniche in bacini. Senza deformazioni. Difficile da distinguere dalla diagenesi spinta.

19 Tipi di metamorfismo In base all’ambiente geologico, il metamorfismo viene generalmente diviso in REGIONALE e LOCALE Il Metamorfismo Regionale si esplica su grandi volumi di roccia e gli effetti si misurano su larga scala (scala regionale). - Metamorfismo di Fondale Oceanico; Si verifica in vicinanza delle dorsali medio-oceaniche. Non provoca deformazione. Legato a circolazione convettiva di acqua marina riscaldata dai corpi magmatici. In realtà questo tipo di metamorfismo comporta anche sostanziali variazioni chimiche, quindi si dovrebbe meglio parlare di metasomatismo più che di metamorfismo… Questo passaggio è di fondamentale importanza per la formazione di molti tipi di rocce metamorfiche.

20 Tipi di metamorfismo In base all’ambiente geologico, il metamorfismo viene generalmente diviso in REGIONALE e LOCALE Il Metamorfismo Locale esplica i suoi effetti a scale molto più ridotte rispetto al metamorfismo regionale. Metamorfismo di Contatto; In presenza della messa in posto di corpi ignei. Metamorfismo = calore rilasciato dal corpo magmatico (favorito dalla presenza di fluidi del magma). La zona di contatto è detta Aureola Metamorfica e può avere uno spessore da pochi cm a qualche km. Magma Basico (1000 °C; aureola sottile); Magma Acido (700 °C; aureola spessa). Senza deformazioni. Rocce tipiche: hornfels e marmi.

21 Tipi di metamorfismo Natura dell’intrusione
In base all’ambiente geologico, il metamorfismo viene generalmente diviso in REGIONALE e LOCALE Le dimensioni e la forma dell’aureola dipendono da: Natura dell’intrusione Taglia Forma Orientazione Temperatura Composizione (presenza di volatili) Tempo di mantenimento di T Natura delle rocce incassanti Composizione Profondità e grado metamorfico precedente all’intrusione Permeabilità

22 Tipi di metamorfismo In base all’ambiente geologico, il metamorfismo viene generalmente diviso in REGIONALE e LOCALE Le rocce termometamorfiche prendono il nome generico di contattiti o cornubianiti (riferito a rocce massive, molto compatte, per lo più silicatiche). Hornfels è il termine anglosassone per indicare le cornubianiti. Per rocce di composizione mista silicatico-carbonatica si usa il termine skarn (vecchia definizione: calcefiro). Queste sono rocce metasomatiche composte essenzialmente da silicati di Ca-Mg-Fe-Mn quasi sempre anidri. Per le rocce a prevalente composizione calcarea si usano il termine marmo, o termini intermedi quali calcare cristallino, calcare saccaroide.

23 Tipi di metamorfismo In base all’ambiente geologico, il metamorfismo viene generalmente diviso in REGIONALE e LOCALE Il Metamorfismo Locale esplica i suoi effetti a scale molto più ridotte rispetto al metamorfismo regionale. Metamorfismo Cataclastico; In vicinanza di faglie e sovrascorrimenti. Forze meccaniche che causano frammentazione e granulazione della roccia originaria. Rocce tipiche: cataclasiti e pseudotachiliti. Metamorfismo da impatto; - Metamorfismo da shock (es. imp. meteorite). Durata breve. Metamorfismo idrotermale. Depositi economici. Soluzioni acquose calde attraversano rocce fratturate.

24 Spazio Pressione-Temperatura (PT)
Temperatura (°C) Profondità (k m ) 200 400 600 800 5 1 2 3 Pressione (atm) 5000 10000 60oC/km = Arco vulcanico Metamorfismo di contatto 40oC/km = Arco continentale Metamorfismo regionale 25oC/km = Crosta non più attiva Non registrato in natura (se non nei casi di metamorfismo da impatto)

25 Quali Protoliti? Ultrafemico Femico Pelitico Carbonatico Siliceo
Quarzoso-feldspatico Elevato MgO, FeO, Ni, Cr (peridotite, dunite, pirossenite) Alto FeO, MgO, CaO, bassa SiO2 (basalto, gabbro, andesite, diorite) Elevata Al2O3, K2O, SiO2 (argilla) Elevato CaO, MgO, CO2 (calcare, dolomia) Quasi solo SiO2 (arenaria quarzosa, selce) Elevata SiO2, Na2O, K2O, Al2O3 (granito, granodiorite, arcose, grovacca)

26 I minerali costituenti le rocce metamorfiche (in funzione della composizione del protolite)
ultrafemico femico carbonatico pelitico quarzoso-feldspatico olivina augite diopside ortopirosseno tremolite antofillite serpentino clorite talco flogopite cromite magnetite augite omfacite giadeite ortopirosseno glaucofane orneblenda actinolite epidoto lawsonite plagioclasio biotite zeoliti quarzo calcite sfene granato magmetite ilmenite calcite dolomite aragonite olivina diopside tremolite wollastonite talco flogopite periclasio vesuviana scapolite grafite granato pirite pirrotina quarzo muscovite biotite clorite plagioclasio felds. alcalini pirofillite sillimanite cianite andalusite staurolite granato calcite cloritoide cordierite carfolite tormalina caolino magnetite ilmenite quarzo plagioclasio feld. alcalini clorite biotite muscovite sillimanite cianite andalusite granato cordierite giadeite lawsonite epidoto pumpellyite zeoliti calcite magnetite

27 I minerali costituenti le rocce metamorfiche (in funzione della composizione del protolite)
Presenti anche nelle rocce ignee come minerali comuni Quarzo Feldspati (plagioclasi sodici microclino) Olivina Pirosseni (orto- e clino-) Anfiboli (orneblenda) Miche (biotite) Presenti anche nelle rocce ignee come minerali relativamente rari Cordierite Granato Muscovite Presenti soltanto nelle rocce metamorfiche Albite Staurolite Cloritoide Andalusite, sillimanite, cianite Pirosseni (omfacite - giadeite) Anfiboli (glaucofane, tremolite-actinolite Antofillite) Miche (fengite, paragonite) Carfolite Lawsonite Prehnite Pumpellyite Presenti anche nelle rocce ignee come secondari (di alterazione) Clorite Epidoti Calcite Serpentino

28 * * * * * * * * * * * * Eventi metamorfici: Monometamorfismo
Protolito a b a = Monofase P * P * b = Polifase * Picco di temperatura * * * T T Picco di pressione Polimetamorfismo a b Non è assolutamente facile stabilire se si tratta di uno solo o di più eventi metamorfici. P P * * * * * * T T

29 Ma come si fa a stabilire l’entità delle variazioni di pressione e di temperatura che ha subìto una roccia durante un processo metamorfico? a P * * La roccia metamorfica è rappresentata dalla stella rosa. T E’ possibile che sia avvenuta una variazione mineralogica o micro-strutturale al picco di P. E possibile anche che sia avvenuta un’altra variazione mineralogica o micro-strutturale al picco di T.

30 Ma come si fa a stabilire l’entità delle variazioni di pressione e di temperatura che ha subìto una roccia durante un processo metamorfico? a P * * La roccia metamorfica è rappresentata dalla stella rosa. T ATTENZIONE: Quasi mai una roccia metamorfica riesce a ritornare alle stesse condizioni di partenza o a T e P più basse di quelle originarie.

31 In altri termini, la reazione A+B = C è un buon geobarometro.
Che tipo di reazioni dovrei sperare che avvengano per “registrare” variazioni in P e variazioni in T? P Min. C La reazione A+B = C può essere considerata come un geo-barometro o geo-termometro? Min. A + Min. B T Il minerale C é stabile: Ad alte P ? Ad alte T ? A basse P ? A basse T ? Il minerale C si forma solo in un intervallo ristretto di pressioni, ma a temperature variabili. In altri termini, la reazione A+B = C è un buon geobarometro.

32 In altri termini, la reazione A = B+C è un buon geotermometro.
Che tipo di reazioni dovrei sperare che avvengano per “registrare” variazioni in P e variazioni in T? P Min. B Min. C Min. A La reazione A = B+C può essere considerata come un geo-barometro o geo-termometro? T Il minerale A é stabile: Ad alte P ? Ad alte T ? A basse P ? A basse T ? Il minerale A si forma solo in un intervallo ristretto di temperature ma a pressioni variabili. In altri termini, la reazione A = B+C è un buon geotermometro.

33 Un buon geobarometro è un cattivo geotermometro.
Che tipo di reazioni dovrei sperare che avvengano per “registrare” variazioni in P e variazioni in T? P Min. B Min. C Min. A La reazione A = B+C può essere considerata come un geo-barometro o geo-termometro? T Il minerale A é stabile: Un buon geobarometro è un cattivo geotermometro. Un buon geotermometro è un cattivo geobarometro. Ad alte P ? Ad alte T ? A basse P ? A basse T ?

34 Questo tipo di reazione (A = B+C) semplicemente non mi serve a nulla.
Che succede se nella mia roccia metamorfica non trovo il minerale A? P Cerco di identificare i minerali B e C, per avere una stima di temperatura. Min. B Min. C Min. A E se non trovo i minerali A, B e C, ma i minerali D ed E? T Questo tipo di reazione (A = B+C) semplicemente non mi serve a nulla. Dovrei conoscere i campi di stabilità di tanti minerali metamorfici, in modo da stimare la T e/o la P.

35 Resta però un ultimo problema…
Come è possibile rinvenire in una roccia un assemblaggio di minerali B+C (stabili ad alte T) a basse T (la temperatura a cui si trova la roccia quando viene raccolta per lo studio)? P Min. B Min. C Min. A T Lo studio del metamorfismo è tutto qui: Sapere identificare i vari minerali metamorfici in sezione sottile e conoscerne il campo di stabilità in termini di P e T.

36 Pensate alle fasi grafite/diamante…
Resta però un ultimo problema… Tutto questo è possibile a causa della differente CINETICA DI REAZIONE P Min. B Min. C Min. A La reazione A = B+C avviene per aumento di T. T La reazione B+C = A avviene per diminuzione di T. I minerali B+C possono continuare a coesistere anche a basse T in condizioni di metastabilità. Pensate alle fasi grafite/diamante…

37 I Processi metamorfici si realizzano in genere per un innalzamento della Temperatura
Tempo Temperatura massima raggiunta nell’evoluzione metamorfica Termine della ricristallizzazione metamorfica C D Quale sarà la composizione dell’assemblaggio finale? Inizio dell’incremento termico M. Prògrado M. Retrògrado B Inizio della ricristallizzazione metamorfica A Assemblaggio finale Protolito (T = X; t = 0)

38 Cosa succede alla stragrande parte della litosfera oceanica subdotta?
I Processi metamorfici si realizzano in genere per un innalzamento della Temperatura Temperatura Tempo Cosa succede alla stragrande parte della litosfera oceanica subdotta? Le pendenze di queste curve e i valori massimi di Temperatura variano a seconda dei diversi tipi di ambienti metamorfici Protolito (T = X; t = 0) Cosa succede a porzioni di mantello che vengono “esumate” fino alla superficie?

39 A D B C Ambiente Magmatico Profondità (km) Temperatura (°C) Sedim.
40 30 20 10 Profondità (km) Ambiente Magmatico Sedim. 100 300 500 700 900 Temperatura (°C) Campo non esistente in natura A D B C Da B a C Metamorfismo Prògrado Da C a D Metamorfismo Retrògrado Temperatura Tempo A B D C M. Prògrado M. Retrògrado

40 A B D C B’ Ambiente Magmatico Profondità (km) Temperatura (°C) Sedim.
40 30 20 10 Profondità (km) Ambiente Magmatico Sedim. 100 300 500 700 900 Temperatura (°C) Campo non esistente in natura Da B a C Metamorfismo Prògrado Da C a D Metamorfismo Retrògrado A B D Da B a B’ si registra un elevato rapporto DP/DT C Temperatura Tempo A B D C M. Prògrado M. Retrògrado B’

41 Campo non esistente in natura
40 30 20 10 Profondità (km) Ambiente Magmatico Sedim. 100 300 500 700 900 Temperatura (°C) Campo non esistente in natura D C A B Temperatura Tempo A B D C M. Prògrado M. Retrògrado

42 Campo non esistente in natura
40 30 20 10 Profondità (km) Ambiente Magmatico Sedim. 100 300 500 700 900 Temperatura (°C) Campo non esistente in natura T-Max P-Max Temperatura Tempo A B D C M. Prògrado M. Retrògrado

43 Campo non esistente in natura
40 30 20 10 Profondità (km) Ambiente Magmatico Sedim. 100 300 500 700 900 Temperatura (°C) Campo non esistente in natura Solo una piccolissima parte del materiale che è portato ad elevate pressioni ritorna in superficie.

44 Da: Handy et al. (2010) Earth-Sci. Rev., 102-121-158
Area totale di litosfera subdotta durante l’orogenesi Alpina ed Appennino-Maghrebide. L. Oceanica (blu scuro) e margini continentali (blu chiaro). Da: Handy et al. (2010) Earth-Sci. Rev.,

45 Da: Handy et al. (2010) Earth-Sci. Rev., 102-121-158
Area totale di litosfera subdotta durante l’orogenesi Alpina ed Appennino-Maghrebide. L. Oceanica (blu scuro) e margini continentali (blu chiaro). Da: Handy et al. (2010) Earth-Sci. Rev.,

46 Deformazione Come risultato della tettonica delle placche, la crosta è costantemente sotto stress. Le rocce rispondono allo stress (alle sollecitazioni) in vari modi. La risposta può essere rigida (e in questo caso le rocce tendono a rompersi) o duttile (e in questo caso le rocce tendono a deformarsi). In modo molto generale possiamo dire che la crosta superiore è caratterizzata da un comportamento di tipo rigido (perché è relativamente più fredda). Tuttavia è importante notare che se la velocità con la quale un materiale è sottoposto ad una sollecitazione è lenta, anche un materiale rigido può deformarsi in modo duttile.

47 Deformazione Deformazione Fragile Deformazione Duttile
Basse T, Deformazione rapida Deformazione Duttile Alte T, Deformazione lenta Deformazione Duttile

48 Deformazione Fragile

49 Deformazione Duttile

50 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
I cristalli tendono ad appiattirsi perché la maggiore energia libera, presente nelle aree (S) sottoposte a maggior pressione, ne facilita la dissoluzione; il materiale ricristallizza in quelle (D) in cui la pressione è minore. L’asse maggiore della deformazione si dispone in un piano perpendicolare alla direzione di massima intensità della pressione orientata.

51 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Stress (= sforzo) è una forza applicata che agisce su una superficie di roccia (in un particolare settore di crosta). Strain (= deformazione) è la risposta della roccia allo stress applicato. Gli sforzi deviatorici possono modificare le tessiture e le strutture ma non condizionano la paragenesi di equilibrio (assemblaggio minerale) della roccia.

52 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione 3 è negativo e la deformazione risultante è estensione, o pulling apart Forma originale Ellissoide di deformazione 1 3

53 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione

54 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione - Compressione Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione 1 è dominante,  piegamento (folding) o più omogeneo appiattimento (flattening). 1 3 Forma originale Ellissoide di deformazione

55 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione - Compressione Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione

56 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione - Compressione 1 La scistosità è un effetto comune degli sforzi deviatorici che consente di stimare l’orientazione del s1. La Scistosità è un’orientazione preferenziale di minerali non isodiametrici (es. miche, anfiboli) prodotta da processi metamorfici.

57 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione - Compressione

58 Attenzione al significato delle anisotropie nelle rocce:
Non tutte sono da ricondurre a campi di stress differenziali (Sforzi deviatorici di compressione):

59 Anisotropie nelle rocce
a. Stratificazione Composizionale b. Orientazione preferenziale di fillosilicati c. Forma di cristalli deformati d. Variazione nella dimensione dei cristalli e. Orientazione preferenziale di fillosilicati in una matrice isotropa f. Orientazione preferenziale di aggregati minerali lenticolari g. Orientazione preferenziale di fratture h. Combinazione dei precedenti casi.

60 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione - Compressione Gli sforzi deviatorici sono di tre tipi: - Tensione - Compressione - Taglio semplice (simple shear) Il movimento per taglio si verifica lungo piani che formano un angolo con la direzione del 1 1

61 Effetti della Pressione Orientata sulla morfologia dei minerali
Blocco originario Stress di Tensione Stress di Compressione Stress di Taglio

62 STRUTTURE DELLE ROCCE METAMORFICHE

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64 La ricristallizzazione di una roccia metamorfica può essere essenzialmente di due tipi:
Ricristallizzazione dell’aggregato sotto l’effetto della pressione litostatica e di quella orientata. Ricristallizzazione dell’aggregato sotto l’effetto della sola pressione litostatica.

65 In presenza della sola P. litostatica
Facciamo un esempio considerando una roccia monomineralica (es. quarzoarenite, calcare o dunite) Un insieme di cristalli è stabile se la sua energia libera è la più bassa tra quelle possibili. Un insieme è tanto più stabile quanto minore è la propria superficie o, meglio, quanto minore è la sua energia libera di superficie. Le reazioni destabilizzanti di un insieme iniziano dalle superfici dei suoi minerali. I cristalli più piccoli sono sfavoriti per l’alto rapporto Superficie/Volume. In questo processo i cristalli più piccoli sono distrutti a favore di quelli più grandi.

66 In una quarzoarenite la crescita dei nuovi cristalli è sicuramente simultanea perché c’è praticamente solo quarzo. L’ aggregato è paragonabile ad un grappolo di bolle di sapone formato da poliedri perfettamente incastonati in modo da ottenere il più alto rapporto Volume totale/Superficie totale. I cristalli di quarzo sono giustapposti in modo che gli angoli diedri tra le loro facce siano proporzionali alla loro energia libera di superficie o, meglio, tornando all’esempio delle bolle, alla tensione superficiale delle facce che vengono a contatto.

67 L’aggregato ideale, formato da un’unica fase cristallina le cui facce hanno tutte la stessa tensione superficiale, genera giunti tripli con angoli perfettamente uguali a 120˚. La microstruttura delle rocce metamorfiche, si genera tramite il processo definito cristalloblastesi (germogliamento). Tale microstruttura è definita CRISTALLOBLASTICA.

68 L’aggregato ideale, formato da un’unica fase cristallina le cui facce hanno tutte la stessa tensione superficiale, genera giunti tripli con angoli perfettamente uguali a 120˚. La Blastesi comporta sia la formazione di nuove specie mineralogiche che la ricristallizzazione degli stessi minerali presenti nel protolite.

69 Quarzite (solo quarzo)
L’aggregato ideale, formato da un’unica fase cristallina le cui facce hanno tutte la stessa tensione superficiale, genera giunti tripli con angoli perfettamente uguali a 120˚ Dunite (solo olivina) Quarzite (solo quarzo) Notate i punti tripli in entrambe i tipi di rocce con giunzioni a 120°

70 L’aggregato ideale, formato da un’unica fase cristallina le cui facce hanno tutte la stessa tensione superficiale, genera giunti tripli con angoli perfettamente uguali a 120˚ 120 ° 120 ° Dunite (solo olivina) Notate i punti tripli in entrambe i tipi di rocce con giunzioni a 120°

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72 Termini descrittivi importanti:
Microstruttura: la disposizione dei costituenti della roccia (inter-relazioni geometriche, forme e caratteristiche interne) osservabile al microscopio. Struttura: Come il precedente ma a scala macroscopica (con il campione in mano). Scistosità: Orientazione preferenziale di minerali o aggregati di minerali inequidimensionali prodotta da processi metamorfici. I minerali inequidimensionali sono non isodiametrici (isodiametrico = ~dello stesso diametro nelle 3 dimensioni).

73 Termini descrittivi importanti:
Il concetto di scistosità è alla base della classificazione delle rocce metamorfiche: Scistosità ben sviluppata: Presente in rocce con elevato numero di minerali inequidimensionali disposti con elevato grado di orientazione preferenziale. Le superfici sono pervasive con meno di 1 cm di spaziatura). La roccia che può essere facilmente rotta in piani sottili (<1cm) ha una struttura scistosa e viene definita: SCISTO

74 Termini descrittivi importanti:
Il concetto di scistosità è alla base della classificazione delle rocce metamorfiche: Scistosità poco sviluppata: Presente in rocce con pochi minerali inequidimensionali e/o con minerali disposti con basso grado di orientazione preferenziale o con elevato grado di orientazione preferenziale ma con zone ripetitive piuttosto distanti (spaziatura superiore ad 1 cm). La roccia che può essere difficilmente rotta in piani ha una struttura gneissica e viene definita: GNEISS

75 Termini descrittivi importanti:
Il concetto di scistosità è alla base della classificazione delle rocce metamorfiche: Scistosità assente: Presente in rocce con pochi o senza minerali inequidimensionali non disposti con alcun grado di orientazione preferenziale. La roccia che non mostra alcuna anisotropia planare ha una struttura granofelsica e viene definita: GRANOFELS

76 Termini descrittivi importanti:
Lo sviluppo della scistosità è essenzialmente legato alla presenza di fillosilicati. In genere maggiore è la presenza di fillosilicati, maggiore sarà lo sviluppo della scistosità. Rocce di grado metamorfico elevato sono caratterizzate da bassi contenuti di H2O e quindi basso o assente contenuto in fillosilicati. Gli Gneiss sono rocce con bassa percentuale di fillosilicati, quindi hanno scarsa scistosità

77 Microstruttura Granoblastica Omeoblastica.
Se le dimensioni dei minerali sono abbastanza uniformi, si parla di microstruttura OMEOBLASTICA. Microstruttura Granoblastica Omeoblastica. Notate come i plagioclasi (a sx) e la calcite (a dx) si incrociano con giunzioni triple a ~120°. Questa è la caratteristica tipica della microstruttura Granoblastica.

78 Microstruttura Granoblastica Omeoblastica.
Se le dimensioni dei minerali sono abbastanza uniformi, si parla di microstruttura OMEOBLASTICA. Microstruttura Granoblastica Omeoblastica. Queste rocce (osservate in sezione sottile) assomigliano di più a scisti, gneiss o granofels?

79 Se le dimensioni dei minerali sono differenti, le rocce hanno una microstruttura ETEROBLASTICA o PORFIROBLASTICA ed i cristalli più grandi sono detti porfiroblasti. Microstruttura Eteroblastica (Porfiroblastica). Notate il grosso cristallo di quarzo deformato rispetto alla dimensione degli altri granuli.

80 Se le dimensioni dei minerali sono differenti, le rocce hanno una microstruttura ETEROBLASTICA o PORFIROBLASTICA ed i cristalli più grandi sono detti porfiroblasti. Microstruttura Eteroblastica (Porfiroblastica). Notate il grosso cristallo di granato deformato rispetto alla dimensione degli altri granuli.

81 Se le dimensioni dei minerali sono differenti, le rocce hanno una microstruttura ETEROBLASTICA o PORFIROBLASTICA ed i cristalli più grandi sono detti porfiroblasti. Nel caso in cui i cristalli più grandi fosseri dei “relitti” di cristalli dell’assemblaggio del protolito non ancora trasformati si parla di microstruttura BLASTOPORFIRICA.

82 Se le dimensioni dei minerali sono differenti, le rocce hanno una microstruttura ETEROBLASTICA o PORFIROBLASTICA ed i cristalli più grandi sono detti porfiroblasti. Nel caso in cui i cristalli più grandi fosseri dei “relitti” di cristalli dell’assemblaggio del protolito non ancora trasformati si parla di microstruttura BLASTOPORFIRICA.

83 Un tipo di microstruttura eteroblastica è quella OCCHIADINA (Augen).

84 Se esiste una iso-orientazione dei minerali appiattiti o lamellari (es
Se esiste una iso-orientazione dei minerali appiattiti o lamellari (es. miche) si parla di microstruttura LEPIDOBLASTICA. Lepidoblastica Grano-Lepidoblastica

85 Se esiste una iso-orientazione dei minerali prismatici o allungati (es
Se esiste una iso-orientazione dei minerali prismatici o allungati (es. anfiboli, sillimanite, pirosseni, epidoti) si parla di microstruttura NEMATOBLASTICA.

86 Se esiste una iso-orientazione dei minerali fibrosi o aciculari (es
Se esiste una iso-orientazione dei minerali fibrosi o aciculari (es. sillimanite fibrolitica o actinolite) si parla di microstruttura FIBROBLASTICA.

87 Se i granuli inequigranulari sono orientati a caso si parla di microstruttura DECUSSATA o DIABLASTICA.

88 Quando i porfiroblasti contengono inclusioni di altri minerali sono definiti PECILOBLASTI e la microstruttura è definita PECILOBLASTICA. La microstruttura peciloblastica descrive porfiroblasti nel cui interno sono presenti inclusioni di altri minerali. In questo esempio: tormalina (arancione) e K-feldspato (grigio) includono piccoli granuli di mica e quarzo. Porfiroblasto di Andalusite con microstruttura peciloblastica

89 Quando i porfiroblasti contengono inclusioni di altri minerali sono definiti PECILOBLASTI e la microstruttura è definita PECILOBLASTICA. Altro esempio di microstruttura peciloblastica. Gli inglesi chiamano questi porfiroblasti di staurolite “Swiss cheese look” (ossia con aspetto tipo Emmenthal).

90 Omeoblastica Eteroblastica: TESSITURE TESSITURE
Per tutte le rocce metamorfiche Tessitura cristalloblastica - Dovuta a crescita contemporanea allo stato solido dei minerali. Spesso i minerali non hanno forma propria, le superfici di contatto tra i granuli non corrispondono a facce cristallografiche, le relazioni tra i minerali non riflettono una successione di cristallizzazione. Le dimensioni dei cristalli forniscono informazioni sull'evoluzione del processo metamorfico, che sarà tanto più avanzato quanto più grandi sono i cristalli. Tutti i cristalli hanno grosso modo le stesse dimensioni: I cristalli hanno dimensioni significativamente variabili TESSITURE Omeoblastica Granoblastica Lepidoblastica Nematoblastica Fibroblastica TESSITURE Eteroblastica: Porfiroblastica Blastoporfirica Porfiroclastica Lepidoblastica Nematoblastica

91 Per tutte le rocce metamorfiche Tessitura cristalloblastica - Dovuta a crescita contemporanea allo stato solido dei minerali. Spesso i minerali non hanno forma propria, le superfici di contatto tra i granuli non corrispondono a facce cristallografiche, le relazioni tra i minerali non riflettono una successione di cristallizzazione. Idioblasti = euedrali TESSITURE Idioblastica Tessitura caratterizzata da una netta prevalenza di idioblasti Xenoblasti = anedrali TESSITURE Xenoblastica - tessitura caratterizzata da una netta prevalenza di xenoblasti granoblastica saccaroide poligonale pavimentosa mosaico protogranulare

92 Concetti base per la classificazione delle rocce metamorfiche
- Ove possibile la classificazione deve essere effettuata attraverso lo studio di un campione macroscopico o con un microscopio polarizzatore (studio in sezione sottile). Termini che fanno riferimento esclusivamente alla composizione chimica dovrebbero essere evitati. Ricordate quali sono i tre nomi di base principali (ai quali vanno aggiunti prefissi e suffissi) utilizzati per la classificazione delle rocce metamorfiche? SCISTO GNEISS GRANOFELS

93 Concetti base per la classificazione delle rocce metamorfiche
- Insieme ai tre nomi principali (scisto, gneiss e granofels) esistono altri nomi specifici. Tali nomi specifici sono vecchi termini usati in letteratura che non possono essere modificati, perché di largo uso. Alcuni di questi termini specifici sono: MARMO ANFIBOLITE MIGMATITE ECLOGITE, etc.

94 Strutture ISOTROPE o MASSIVE Strutture ANISOTROPE
Distribuzione spaziale dei singoli minerali o di gruppi di minerali. Si distinguono: Strutture ISOTROPE o MASSIVE I minerali che costituiscono l’aggregato mostrano una distribuzione casuale. Strutture ANISOTROPE L’orientamento dei minerali è condizionato dall’azione di pressioni direzionali. HORNFELS SCISTI e GNEISS

95 Foliazione e Lineazione
Nel caso di una scistosità ben sviluppata: Disposizione planare pervasiva dei minerali è chiamata Foliazione Disposizione lineare dei minerali è chiamata Lineazione Minerali che tendono a definire piani di foliazione sono in genere i fillosilicati come le miche. I minerali che tendono a definire una lineazione sono minerali allungati, come gli anfiboli, e qualche volta il quarzo ed i feldspati. La ricristallizzazione dinamica di una roccia ignea potrebbe dare una roccia come questa, con una foliazione ben sviluppata.

96 Foliazione e Lineazione
Nel caso di una scistosità ben sviluppata: Disposizione planare pervasiva dei minerali è chiamata Foliazione Attenzione però al significato generale di FOLIAZIONE: Ogni caratteristica planare ripetitiva presente in qualsiasi tipo di roccia (non solo metamorfica). Questo vuol dire che anche una semplice ripetizione di litologie in rocce sedimentarie (es. alternanze argille e arenarie o marne e argille) costituisce una foliazione.

97 Foliazione e Lineazione (Struttura Scistosa)
Cristallizzazione di cristalli lamellari (muscovite in azzurro) in condizioni di deformazioni orientate. Scistosità ondulata in una fillade quarzosa.

98 Foliazione e Lineazione (Struttura Scistosa)
1° deformazione 2° deformazione Crenulazione: La foliazione di questa roccia si incrocia e deforma una precedente scistosità. Durante lo sviluppo di questa scistosità per crenulazione, il quarzo viene rimossso dai fianchi di piega e migra verso le cerniere delle stesse. Il risultato è che la crenulazione è definita dalle zone più ricche in mica muscovite (minerale azzurrino).

99 Foliazione e Lineazione (Struttura Scistosa)
1^ deformazione 2^ deformazione 3^ deformazione

100 Foliazione e Lineazione (Struttura Scistosa)
Foliazione: una disposizione planare parallela dei minerali di una roccia. Esempio: FILLADE.

101 Foliazione e Lineazione (Struttura Scistosa)
Lineazione: disposizione parallela-lineare dei minerali in una roccia. Come esempio si può considerare un mucchio di penne tenute in mano, tutte parallele le une alle altre. Esempio: GNEISS DIORITICO.

102 Foliazione e Lineazione (Struttura Scistosa)
Layering: strati piani o piegati con differente mineralogia e composizione chimica. Queste rocce possono rappresentare protoliti originariamente stratificati o inomogeneità secondarie come intrusione di piccoli sill o dicchi. Esempio: GNEISS MIGMATITICO CON GRANATO.

103 Granofels (Assenza di scistosità)
Granulite: roccia senza scistosità. Esempio: ECLOGITE (basalto metamorfosato ad elevate pressioni e temperature e composto essenzialmente da granato e clinopirosseno).

104 Granofels (Assenza di scistosità)
Hornfels: Granofels a grana fine formata per metamorfismo di contatto (alta T) a partire da un protolite argilloso.

105 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI
Cristallizzazione PRE-CINEMATICA A) cristalli di mica presenti preesistenti all’evento tettonico che li ha poi deformati. B) contorni ondulati in cristallo di plagioclasio deformato dopo la crescita; le lacinie nere indicano le geminazioni meccaniche generate dall’evento dinamico.

106 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI
(a) estinzione ondulata e lamelle di deformazione in quarzo (b) granato fratturato avvolto dalla scistosità (c) frange di pressione attorno a pirite (d) biotite piegata a kink band (e) granato frammentato (f) plagioclasio con geminazioni meccaniche deformate (g) granato fasciato di clorite secondo la foliazione (h) Cristallo di anfibolo in trasformazione al bordo in aggregati di piccoli cristalli.

107 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI
Cristallizzazione SIN-CINEMATICA C) granato che si accresce durante l’evento tettonico. Diventa un peciloblasto perché ingloba, ruotando, altri cristalli distribuiti ad elica [microstruttura elicitica].

108 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI
Snowball garnet (granato a palla di neve). Porfiroblasto di andalusite cresciuto durante lo schiacciamento-compressione-appiattimento di una scistosità-foliazione pre-esistente. Porfiroblasto cresciuto durante il piegamento di una scistosità/foliazione pre-esistente.

109 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI

110 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI

111 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI
Cristallizzazione POST-CINEMATICA D) ed E) cristalli di cloritoide e di mica che tagliano la precedente scistosità. La loro trasversalità dimostra che si sono formati quando la roccia era già scistosa (dopo la deformazione).

112 CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI

113 Esempi di deformazioni plastiche
Albite Plagioclasio Calcite Mica Ortopirosseno Glaucofane Da: Raith, Raase e Reinhardt (2012) Guide to thin section microscopy

114 Esempi di deformazioni plastiche
Flogopite Olivina Cianite Quarzo Cordierite Da: Raith, Raase e Reinhardt (2012) Guide to thin section microscopy

115 Esempi di deformazioni plastiche
Plagioclasio Ortoclasio Cordierite Sillimanite Glaucofane Calcite Deformazioni plastiche e ricristallizzazione Da: Raith, Raase e Reinhardt (2012) Guide to thin section microscopy

116 Esempi di ricristallizzazioni statiche
Granato Spinello Ortopirosseno Plagioclasio Quarzo Calcite Da: Raith, Raase e Reinhardt (2012) Guide to thin section microscopy

117 NATURA dei FLUIDI nel METAMORFISMO
La fase fluida presente ed attiva durante i processi metamorfici consiste essenzialmente di H2O con quantità variabili di CO2, Na+, K+, Ca2+, Cl-, SO42- e CO32-

118 I FLUIDI I processi di compattazione e le reazioni che si attivano durante il metamorfismo prògrado liberano grandi volumi d’acqua e di altri fluidi secondo lo schema: minerali argillosicloriti  miche  anfiboli  silicati anidri carbonati + magma silicatico silicati di Ca-Mg + CO2 La fase fluida presente nei sistemi metamorfici è presente sia sotto forma di vapori che di gas. Questi ultimi sono indicati, genericamente, come Fluidi Supercritici.

119 I FLUIDI La presenza di una fase fluida acquosa favorisce i vari meccanismi del metamorfismo: - Riduce gli effetti della pressione litostatica; - Aumenta la mobilità delle specie chimiche e quindi favorisce accrescimento dei cristalli e la ricristallizzazione; - Ha un effetto catalitico: aumenta la velocità delle reazioni metamorfiche; - Influenza i campi di stabilità di alcuni minerali; - Contribuisce al trasferimento del calore su scala regionale; - Permette scambi di massa tra il sistema roccia e l’esterno.

120 I FLUIDI % di H2O 2 4 6 Temperatura (°C) Pressione (km)
% di H2O 150 300 450 600 750 Temperatura (°C) 900 100 200 5 10 15 20 25 30 35 Pressione (km) 0,2 0,4 0,6 Pressione (GPa) dalle reazioni % in peso di H2O liberata = 4,5 % = 5 %

121 Credits Alcune figure e schemi da:
J. Winter - Lezioni per il corso di Igneous Petrology K. Bucher, M. Frey – Petrogenesis of metamorphic rocks G.S. Solar (SUNY College at Buffalo) Plummer, McGeary e Carlson, Physical Geology W.G. Minarik (University of Maryland) Hamblin and Christiansen, Earth’s Dynamic Systems; Ball State University D. Fettes and J. Desmonds (Eds.), Metamorphic Rocks. A classification and Glossary of terms. Cambridge Univ. Press.

122 Per commenti, chiarimenti o informazioni su queste slides:
Ogni anno cerco di migliorare la qualità della presentazione ed aggiungo nuove informazioni. Cercate quindi su internet di scaricare sempre la versione più aggiornata di queste slides. Per commenti, chiarimenti o informazioni su queste slides: