1. No category

METAMORFISMO E ROCCE METAMORFICHE
Il metamorfismo è un insieme di trasformazioni che le rocce subiscono allo stato solido, in condizioni di alta temperatura e alta pressione. Queste trasformazioni sono determinate da processi di ricristallizzazione e metasomatismo, a volte accompagnati da deformazioni tettoniche. La tessitura
delle rocce metamorfiche è cristallina, e per l’identificazione macroscopica dei campioni è necessario che i cristalli siano visibili almeno con la lente 10x. Nelle rocce con tessitura cristallina non visibile, come l’ardesia (slate) e alcune serpentiniti, l’origine metamorfica è determinabile solo al microscopio. Nelle rocce metamorfiche con tessitura cristallina visibile, è probabile che la ricristallizzazione sia avvenuta con temperatura uguale o superiore a 300°C. Conoscendo il gradiente geotermico e la densità media delle rocce è facile calcolare la profondità e la pressione litostatica che corrispondono a tale temperatura. L’esempio seguente si riferisce alla crosta continentale.
Temperatura indicativa della zona di passaggio tra diagenesi e metamorfismo: 300°C.
Valore indicativo del gradiente geotermico: 3°C/hm.
Valore indicativo della densità delle rocce: 2,8 t/mc (= densità del quarzo).
Profondità della zona di passaggio tra diagenesi e metamorfismo: 10 Km
Pressione litostatica nella zona di passaggio tra diagenesi e metamorfismo: 2800 atm = 2,837 Kbar.
Inquadramento del metamorfismo in base alla temperatura e alla pressione litostatica (proporzionale alla profondità). Assumendo un gradiente geotermico di 3°C/hm, la temperatura della zona di passaggio tra diagenesi e
metamorfismo va da 200°C a 250°C. La tessiture delle rocce formate tra 200°C e 300°C si vedono solo al microscopio, mentre le tessiture delle rocce formate al di sopra di 300°C sono visibili a occhio nudo o con lente 10x.
96
Nel grafico riportato sopra si vedono ampie zone di sovrapposizione tra il metamorfismo e gli altri
insiemi di processi petrogenetici: diagenesi, post-magmatismo, vulcanesimo e plutonismo. La zona
di transizione più importante per questo corso è quella tra diagenesi e metamorfismo, anche se la
sola identificazione macroscopica dei campioni non basta a descriverla in modo accurato.
TIPI DI METAMORFISMO
Le condizioni chimiche, termiche e barometriche che controllano i processi metamorfici cambiano
in funzione del contesto geodinamico (v. Tettonica delle Placche) e del gradiente geotermico.
Se il gradiente geotermico è compreso tra 1,6 e 8,0°C/hm, i processi metamorfici dipendono sia dalla temperatura sia dalla pressione:
METAMORFISMO DINAMICO: ha carattere locale e si sviluppa in zone di faglia caratterizzate da
forti dislocazioni tettoniche, in cui le fasi di ricristallizzazione metamorfica si alternano e talora si
associano a fasi in cui i cristalli vengono frammentati o distorti: il regime deformativo è principalmente fragile in condizioni superficiali, mentre diventa progressivamente più duttile all’aumentare
della profondità e della temperatura. In questo modo si formano rocce metamorfiche in cui una tessitura clastica grossolana (brecce di frizione = cataclasiti) o fine (miloniti) è più o meno profondamente modificata dalla ricristallizzazione.
METAMORFISMO REGIONALE: si sviluppa nella crosta continentale, accompagna i processi orogenetici (v. Tettonica delle Placche) ed è associato a deformazioni tettoniche, principalmente di
tipo duttile; produce le più comuni rocce metamorfiche, sia con tessiture cristalline orientate (filladi,
scisti, gneiss, anfiboliti), sia con tessiture cristalline saccaroidi (marmi, quarziti). Durante il metamorfismo la composizione chimica dell’ammasso roccioso non varia (metamorfismo isochimico),
mentre la sua composizione mineralogica varia in funzione della temperatura e della pressione.
ANATESSI: è un processo di fusione parziale che solitamente segna il passaggio dalla crosta continentale superiore a quella inferiore. La fusione inizia dalle parti più acide del sistema (quarzo, Kfeldspato e miche), producendo magmi granitici; con l’aumento della temperatura la fusione si estende progressivamente alle frazioni più basiche, ma il volume di fuso rimane comunque una piccola percentuale del volume totale delle rocce interessate dal processo (migmatiti). L’anatessi è resa
possibile dalla presenza di minerali idrati, che abbassano il punto di fusione della roccia.
ULTRAMETAMORFISMO: le rocce metamorfiche della crosta continentale inferiore (granuliti)
presentano una tessitura cristallina molto uniforme e generalmente poco orientata. Alcune granuliti
sono i residui dell’anatessi, mentre altre non hanno subito alcuna fusione parziale (neanche a
1000°C) perché sono composte esclusivamente da minerali anidri.
Se il gradiente geotermico è minore di 1,6°C/hm, i processi metamorfici dipendono più dalla pressione che dalla temperatura:
METAMORFISMO DI SEPPELLIMENTO: è tipico di bacini sedimentari soggetti a forte subsidenza, con successioni spesse 15-20 Km; non è necessariamente associato a deformazioni tettoniche. Produce rocce metamorfiche di grado molto basso, con minerali indice di alta pressione.
METAMORFISMO DINAMICO DI PROFONDITÀ: è tipico delle zone di subduzione che bordano le catene di montagne e gli archi insulari(v. Tettonica delle Placche). Ad andare in subduzione è
spesso la litosfera oceanica, più sottile e più densa di quella continentale. Le rocce della litosfera
oceanica sono basalto idratato (crosta superiore), gabbro idratato (crosta inferiore) e peridotite idratata alias serpentinite (mantello litosferico). Basalto e gabbro sono rocce ignee basiche, mentre la
peridotite è una roccia ignea ultrabasica. Queste rocce iniziano a idratarsi dove la litosfera oceanica
si forma (dorsali medio-oceaniche) e continuano a farlo fino a che la litosfera oceanica non va in
subduzione. Durante la subduzione le rocce della litosfera oceanica subiscono deformazioni tettoni97
che e danno origine dapprima a rocce anchimetamorfiche (es. brecce serpentinose, serpentiniti striate), poi a rocce metamorfiche di grado da molto basso a basso, con minerali indice di alta pressione
(es. scisti a glaucofane, prasiniti, cloritoscisti, talcoscisti).
Dove il gradiente geotermico è maggiore di 8,0°C/hm, i processi metamorfici dipendono più dalla
temperatura che dalla pressione:
METAMORFISMO DI CONTATTO: si sviluppa a causa della diffusione di calore e di componenti
volatili dal magma alle rocce che sono a contatto con esso; non è necessariamente associato a deformazioni tettoniche, per cui crea rocce con tessiture cristalline non orientate (cornubianiti). Durante il metamorfismo la composizione chimica dell’ammasso roccioso cambia e diventa molto
complessa, a causa degli elementi chimici che provengono dal magma (metamorfismo allochimico).
Questo grafico ha in ascissa la temperatura
(grado metamorfico) e in ordinata la pressione litostatica (proporzionale alla profondità). I campi relativi ai tre principali tipi di
metamorfismo sono separati da due rette
corrispondenti a due valori del gradiente
geotermico: 1,6°C/hm e 8,0°C/hm. I valori
da usare per determinare la profondità alla
quale si sono formate le rocce della collezione DICAM sono 1,2°C/hm (metamorfismo dinamico di profondità) e 2,4°C/hm
(metamorfismo regionale). La possibilità
che il gradiente geotermico assuma valori
maggiori di 8°C/hm (metamorfismo di contatto) va considerata solo in teoria, poiché
nella collezione DICAM non ci sono campioni rappresentativi di queste condizioni.
Quando un oceano si chiude, due blocchi continentali entrano in collisione. La figura mostra una collisione continentale molto simile a quella che ha dato
origine alle catene delle Alpi e degli Appennini. Nella fase di convergenza che precede la collisione, la
litosfera oceanica va in subduzione e viene in parte
interessata da metamorfismo dinamico di profondità. All’inizio della collisione, la litosfera oceanica si
rompe e si accavalla su se stessa, sfuggendo in parte
alla subduzione. Nel pieno della collisione, alcuni
brandelli della litosfera oceanica (ofioliti) raggiungono la sommità della catena, mentre la litosfera
continentale comincia ad andare lei stessa in subduzione (fino a che la sua tendenza al galleggiamento
non glielo impedisce) e viene in parte interessata da
metamorfismo regionale.
98
MINERALI INDICE E CONDIZIONI TERMO-BAROMETRICHE DEL METAMORFISMO
Le condizioni termobarometriche del metamorfismo si ricostruiscono in base ai minerali
indice, che sono chimicamente stabili solo in
ristretti intervalli di temperatura e/o di pressione. La tabella a fianco mostra la stabilità
dei minerali in funzione della temperatura
(grado metamorfico), ed è corredata da informazioni generiche sulla pressione. Tra i
minerali facili da identificare (evidenziati), i
migliori indici di grado metamorfico sono il
talco e il K-feldspato (ortoclasio). Ulteriori
informazioni si ricavano dalla coesistenza di
due o più minerali nella stessa roccia: per esempio, l’associazione tra muscovite e plagioclasio indica con precisione il medio grado
metamorfico.
Il grafico della figura a fianco mostra i campi temperatura - pressione che si ricavano dalla tabella della figura sopra. Questi campi sono sotto-determinati dal punto
di vista della pressione, e non coincidono con quelli dei
tipi principali di metamorfismo. Le condizioni metamorfiche in cui si sono formate le rocce da identificare
diventano più chiare se si scelgono dei gradienti geotermici di riferimento e si usano per capire in quali intervalli di profondità sono stabili i minerali indice. Ciò è
stato fatto nei due grafici della figura sotto. In quello di
sinistra sono stati collocati i minerali, e in quello di destra le rocce che li contengono. Sapendo che il metamorfismo dinamico di profondità si sviluppa nelle zone
di subduzione, il gradiente di 1,2°C/hm è stato utilizzato
per i minerali femici tipici della litosfera oceanica. Sapendo che il metamorfismo regionale si sviluppa nella
crosta continentale, il gradiente di 2,4°C/hm è stato utilizzato per i minerali femici e sialici più frequenti in
questo tipo di crosta. Sapendo che il talco si forma sia
per metamorfismo dinamico di profondità, sia per metamorfismo di contatto, per lui sono stati utilizzati sia il
gradiente di 1,2°C/hm, sia quello di 8,0°C/hm.
99
PROFONDITÀ DEGLI AMBIENTI METAMORFICI
I due grafici della figura sopra consentono l’identificazione e la collocazione in profondità di alcune
delle più comuni rocce metamorfiche mediante la sola composizione mineralogica. Mancano le rocce a composizione calcarea e silicea, dato che calcite e quarzo non sono minerali indice. Quale sarà
il metamorfismo più adatto a questi due tipi di roccia? Pensarci. Nella tabella sotto sono elencati i
minerali indice inclusi nei grafici: sono evidenziati quelli che gli studenti ancora non conoscono.
composizione mineralogica SILICATI SIALICI
SILICATI FEMICI
anchimetamorfismo
e semimetamorfismo
Idromiche
(cristalli non visibili)
Serpentino
(cristalli non visibili)
ca. 300°C
ca. 300°C
ca. 300°C
basso grado metamorfico
Sericite
Clorite, Talco
medio grado metamorfico
Muscovite, Plagioclasio
Biotite, Anfibolo, Granato
alto grado metamorfico
K-Feldspato
100
TESSITURE E STRUTTURE DEL METAMORFISMO REGIONALE
DALL’ARGILLA ALLE ROCCE METAMORFICHE ACIDE
ARGILLA (terra di origine sedimentaria)
ARGILLITE SHALE (roccia di origine diagenetica)
ARGILLITE SHALE (roccia di origine diagenetica)
ARGILLITE SLATE (roccia anchimetamorfica)
Sviluppo di una struttura foliata per ricristallizzazione orientata di minerali lamellari sfaldabili
(fillosilicati). La micro-struttura foliata delle
rocce anchimetamorfiche e semimetamorfiche è
detta fissilità per clivaggio. Le rocce clivate si
rompono in lastre sottili e regolari.
101
Gli Autori della figura a fianco chiamano scistosità la fissilità per clivaggio di questa argillite di tipo slate (roccia anchimetamorfica nota anche come “ardesia”). A parte questa improprietà, la figura mostra molto bene l’indipendenza della foliazione dalla stratificazione.
La fissilità di quest’argillite di tipo slate (roccia anchimetamorfica nota anche come “ardesia”) è correttamente attribuita a clivaggio, ma la roccia viene impropriamente
chiamata scisto.
ARGILLITE SLATE (roccia anchimetamorfica)
SLATE TENDENTE A FILLADE (roccia semimetamorfica)
SLATE TENDENTE A FILLADE (roccia semimetamorfica)
FILLADE (roccia metamorfica di basso grado)
FILLADE (roccia metamorfica di basso grado)
102
FILLADE (roccia metamorfica di basso grado) con lenti di
QUARZITE
La scistosità è la struttura foliata tipica delle rocce di
basso e medio grado metamorfico. I fillosilicati si vedono a occhio nudo e sono molto ben orientati. Le rocce scistose si rompono in lastre sottili, perchè contengono molte superfici di scistosità.
SCISTO QUARZOSO-FELDSPATICO (roccia metamorfica di medio grado) con
lenti di QUARZITE.
SCISTO QUARZOSO-FELDSPATICO (roccia metamorfica di medio grado).
Chiedersi perchè questa roccia, oltre ai minerali indice del medio grado (muscovite e plagioclasio), contiene anche un minerale indice di basso grado (clorite).
SCISTO QUARZOSO-FELDSPATICO (roccia metamorfica di medio grado)
SCISTO QUARZOSO-FELDSPATICO (roccia metamorfica di medio grado)
La struttura cristalloblastica o gneissosità è la struttura foliata tipica delle rocce di alto grado metamorfico,
nelle quali i fillosilicati sono pochi e male orientati. Le
rocce cristalloblastiche si rompono in lastre spesse,
perchè contengono poche superfici di scistosità. Chiedersi perchè l’orientamento dei fillosilicati peggiora
con l’aumentare del grado metamorfico.
GNEISS (roccia metamorfica di alto grado)
GNEISS (roccia metamorfica di alto grado)
103
GNEISS (roccia metamorfica di alto grado) con “occhi” di K-feldspato
GNEISS (roccia metamorfica di alto grado) con “occhi” di K-feldspato
GNEISS MIGMATITICO (roccia metamorfica che ha subito fusione parziale) con “occhi” di granato
La fusione parziale di uno Gneiss (anatessi) inizia dai minerali sialici e
produce un magma granitico, che
gradualmente esce dal sistema. Per la
perdita dei minerali sialici, lo Gneiss
migmatitico diventa più basico dello
Gneiss originario.
ROCCE METAMORFICHE DA INTERMEDIE A BASICHE
MICASCISTO A BIOTITE
ANFIBOLITE
Sviluppo di una struttura lineata per ricristallizzazione orientata di minerali allungati sfaldabili (inosilicati). Le rocce lineate si rompono in prismi. In certi casi
la separazione dei minerali sialici da quelli femici crea
fasce chiare e scure alternate (struttura “a bande”).
ANFIBOLITE
104
Sviluppo di una struttura lineata per ripiegamento di una struttura foliata: la roc-
cia si rompe in prismi seguendo l’andamento delle superfici di scistosità
ROCCE METAMORFICHE CARBONATICHE
MARMO PURO
MARMO CON TRACCE DI SCISTOSITÀ
MARMO CON TRACCE DI SCISTOSITÀ
CALCESCISTO
CALCESCISTO
Da interpretare.
ROCCE METAMORFICHE SILICEE
QUARZITE PURA
QUARZITE CON TRACCE DI SCISTOSITÀ
QUARZITE CON TRACCE DI SCISTOSITÀ
105
TESSITURE E STRUTTURE DEL METAMORFISMO DI PROFONDITÀ
ROCCE METAMORFICHE DA BASICHE A ULTRABASICHE
GABBRO IDRATATO
SERPENTINITE CON FANTASMI DI PIROSSENO
SERPENTINITE CON RETE DI MICROFRATTURE
Da interpretare
Da interpretare
SERPENTINITE STRIATA
SERPENTINITE STRIATA
CLORITOSCISTO
TALCOSCISTO
106
107
Appendice 1 – Schemi per le esercitazioni
RICONOSCIMENTO PRATICO DI ROCCE METAMORFICHE
(1) TESSITURA: una roccia metamorfica deve avere tessitura interamente cristallina, visibile a occhio nudo (o almeno con lente 10X) e priva di ordine di cristallizzazione. Caratteristiche aggiuntive
della tessitura sono la grande uniformità e l'assenza di vacui.
(2) STRUTTURA: se c'è può essere foliata scistosa, foliata cristalloblastica o lineata (figura 1); le
strutture foliate dipendono dalla ricristallizzazione orientata dei fillosilicati, mentre quella lineata
dipende dalla ricristallizzazione orientata degli inosilicati. In assenza di questi minerali la struttura
non c'è.
(2a. 1) Struttura foliata scistosa (scistosità): è tipica delle filladi e degli scisti (grado metamorfico da
basso a medio). Si tratta di un caso di fissilità (divisibilità in lastre anche sottili), in cui si vedono a
occhio nudo i fillosilicati (miche, cloriti, talco) ricristallizzati in modo orientato a causa di deformazioni tettoniche. Se i cristalli dei fillosilicati non si vedono neanche con la lente 10x (idromiche,
serpentino) la struttura foliata prende il nome di fissilità per clivaggio, e le rocce che la manifestano
(argilliti, serpentiniti) non sono ritenute propriamente metamorfiche. Nell’identificazione macroscopica dei campioni è opportuno considerare queste rocce come sedimentarie o ignee, specificando
che sono state metasomatizzate e ricristallizzate a temperature inferiori alla "soglia" d'inizio del metamorfismo (condizioni anchimetamorfiche e semimetamorfiche).
(2a. 2) Struttura foliata cristalloblastica (gneissosità): è tipica degli Gneiss (grado metamorfico alto), e si osserva dove una precedente scistosità è stata parzialmente obliterata e disorganizzata dall'accrescimento di minerali non scistogeni, come i tectosilicati (K-feldspato, plagioclasio, quarzo) o
i nesosilicati (granato). L'accrescimento di tali minerali ha causato la distruzione (per necessità chimiche) o lo spostamento (per la maggiore "energia di cristallizzazione") dei cristalli lamellari che
costituivano la scistosità. Questo fatto inibisce, ma non impedisce completamente la divisibilità in
lastre, che si ottengono ugualmente ma non possono essere più sottili di alcuni cm. Quando la struttura cristalloblastica o la scistosità comprendono grossi individui isolati di K-feldspato (alto grado
metamorfico) e/o di granato (medio-alto grado metamorfico, alte pressioni), questi cristalli sono
detti "porfiroblasti" o “occhi”.
(2b) Struttura lineata: è tipica delle anfiboliti (grado metamorfico medio-alto). La ricristallizzazione
orientata degli anfiboli, minerali sfaldabili secondo due famiglie di piani, fa sì che la roccia si rompa in prismi anzichè in lastre. La struttura si definisce “a bande" quando è caratterizzata dalla separazione dei minerali sialici (bande chiare a prevalenti Plagioclasio e Quarzo) dai minerali femici
(bande scure a prevalente anfibolo).
(3) MINERALI INDICE: i minerali indice più facili da individuare a occhio nudo sono riportati nella tabella superiore della figura 2. Per identificare i campioni in base alla composizione mineralogica si procede in questo modo: (a) nella tabella superiore si sceglie una colonna, in base alla composizione dominante della roccia; (b) nella colonna scelta s’individua una cella, in base ai minerali indice visibili nel campione; (c) si legge il grado metamorfico nella colonna a sinistra; (d) nella tabella inferiore si trova la cella omologa a quella individuata nella tabella superiore (stessa colonna,
stesso grado metamorfico) e si legge il nome della roccia.
13
Appendice 1 – Schemi per le esercitazioni
Figura 1
14
Appendice 1 – Schemi per le esercitazioni
Figura 2
15