Genesi delle rocce metamorfiche

SEZIONE IN COSTRUZIONE

Il metamorfismo è un processo petrogenetico che determina nelle rocce trasformazioni mineralogiche e strutturali sub-solidus (blastesi) o ricristallizzazione, in risposta all’instaurarsi di condizioni ambientali,  definite da P e T,  diverse da quelle in cui la roccia si è formata e da quelle presenti nelle zone di diagenesi.

I processi metamorfici quindi avvengono a T maggiore di quella della diagenesi e minore rispetto a quelli dei processi magmatici di fusione che cominciano ad una T > 650÷700°C  e una P > 2,5 kb (inizio fusione nel sistema granitico saturo H₂O – campo anatettico).

I processi metamorfici cominciano ad una T di circa 200 °C per P > kb a partire da una roccia originaria detta protolito

Fattori del metamorfismo

I fattori che determinano l’instaurarsi del processo metamorfico e la
sequenza dei processi chimico-fisici sono:

• temperatura (T)
• pressione (P)
• fase fluida
• attività dinamica
• tempo (t)

Geotermometria dei processi metamorfici

L’attivazione delle reazioni metamorfiche avviene per riscaldamento che determina oscillazioni termiche degli atomi, indebolimento e rottura dei legami reticolari delle fasi cristalline dei minerali delle rocce originarie. La fonte del calore che viene disperso e trasmesso alle rocce per conduzione attraverso la litosfera e per convezione dal mantello, può essere dato dal decadimento radioattivo degli elementi radioattivi presenti nella litosfera oppure dalla frizione delle rocce in particolari condizioni geotettoniche.

La conducibilità termica delle rocce è molto bassa, e pertanto, il trasferimento di calore per sola conduzione è molto lento. Determinante risulta la presenza di fase fluida all’interno dei corpi rocciosi, che permette l’instaurarsi di meccanismi di trasferimento di calore di tipo conduttivo (fluido e roccia) e di tipo convettivo (celle termoconvettive), molto più veloci e penetrativi.

Questo flusso di calore può essere misurato alla superficie:

HFU (unità di flusso di calore) [µcal /cm² ·sec oppure [Wm^-2]
1HFU = 1 · 10^-6 cal · cm^-2 ·sec^-1 = 0.0418 Wm^-2 (flusso di calore nelle zone cratoniche con regime termico di stabilità con superfici isoterme subparallele alla superificie e gradiente termico 13-15°)

Il flusso di calore varia notevolmente nel tempo e nello spazio in funzione delle situazioni geodinamiche. Esistono infatti alcune zone della Terra dove si possono instaurare condizioni termiche anomale rispetto a quelle normali rispetto a quelle di regime termico stazionario. Queste anomalie determinano la risalita e l’infittimento, o la discesa ed il diradamento delle superfici isoterme e aumento o diminuzione del gradiente termico.

A diversi tipi di metamorfismo corrispondono specifiche situazioni geodinamiche.

Il flusso di calore sarà maggiore in corrispondenza delle dorsali medio-oceaniche ed degli HotSpot, mentre in corrispondenza delle aree vulcaniche e nei bacini di retroarco sarà relativamente più alto rispetto alle aree cratoniche più antiche dove invece sarà stabile.

Nei processi metamorfici è importante tener conto della curva geoterma che descrive la variazione della temperatura (T) con la profondità (Z) in uno specifico momento temporale. Nello studio delle rocce metamorfiche è importante considerare il gradiente termico che misura la variazione della T con la Z e viene misurato normalmente alle isoterme.

Geobarometria dei processi metamorfici

La P non causa direttamente i processi metamorfismo ma ne condiziona i prodotti e le fasi che possono cristallizzare a parità di composizione chimica e di T.
La P nelle rocce è il risultato di vari contributi:

• pressione di carico (Pv o σ_v ) o pressione dello spessore delle rocce sovrastanti:
  • P_v = γH
    • γ (speso specifico delle rocce sovrastanti)
    • H (spessore delle rocce sovrastanti)

• pressione della fase fluida (P_vf)
• che è data dalle pressioni parziali della fase fluida negli interstizi:
  • P_vf = pH₂O + pCO₂
    • pH₂O (pressione dell’acqua nelle rocce silicatiche)
    • pCO₂ (pressione di CO₂ nelle rocce carbonatiche)

Si possono verificare le seguenti condizioni:

• Pf ≅ PL – si hanno condizioni di di equilibrio
• P_f < PL – la porosità si riduce e aumenta la P_f
• P_f > PL – è determinata da reazioni metamorfiche che formano fase fluida la quale produce:
  •  microfratturazione in sistemi chiusi
  •  fuoriuscita del fluido dal sistema per flusso in sistemi aperti

Il gradiente barico medio (GB) della crosta è di 270 bar/km, mentre quello del mantello superiore di 330 bar/km.

La fase fluida nei processi metamorfici

La presenza di fase fluida durante il processo metamorfico è attestata da:
– cristallizzazione di fasi mineralogiche contenenti ossidrili
– presenza di inclusioni fluide in minerali cristallizzati durante il metamorfismo

La composizione dei fluidi prodotti dipende dalla natura del protolito, ed in particolare delle fasi mineralogiche in esso presenti

Mobilità dei componenti chimici nella fase fluida

In rocce permeabili, ovvero dove gli spazi intergranulari, microfratture e vacuoli sono inter-comunicanti si instaura un flusso che può essere controllato dal calore. In questo modo si instaura un flusso di tipo termoconvettivo che diminuisce con Z a causa della riduzione della permeabilità. In rocce non permeabili dove la fase fluida è localizzata in spazi isolati tra loro si ha invece diffusione ed il movimento dei componenti chimici è condizionato dalla presenza di gradienti chimico e/o fisici.

I fattori che controllano il flusso sono:

• viscosità del fluido (η_f) (invariabile)
• gradiente di pressione (Gp) (invariabile)
• permeabilità  della roccia (k) (variabile)
• quantità della fase fluida (q) (variabile)

Spesso la porosità della roccia originaria è inferiore alla porosità della roccia, poichè nelle reazioni vengono liberati fluidi (es. CO₂ o H₂O_vap)

Sistemi aperti

Sono sistemi controllati dal fluido dove la velocità di flusso (v_f) è maggiore rispetto a quella delle reazioni metamorfiche (v_r)e dove la composizione della fase fluida è controllata dall’esterno. Questo tipo di sistema è caratterizzato da:

• molte fratture aperte e alto rapporto fluido/roccia
• la migrazione per flusso è efficiente
•  il chimismo del fluido esercita un controllo sulla cristallizzazione
• v_f > v_r

Sistemi chiusi

Sono sistemi controllati dalla roccia dove la velocità di reazione è maggiore rispetto a quella del flusso e dove la composizione della fase fluida è controllata dalla roccia. Questo tipo di sistema è caratterizzato da:

• poche fratture aperte e basso rapporto fluido/roccia
• migrazione per flusso non operante
• la cristallizzazione controlla la composizione della fase fluida
• v_f < v_r

Effetto della fase fluida

La fase fluida favorisce la mobilità delle specie chimiche ed aumenta l’efficacia e la velocità di meccanismi e reazioni metamorfiche ed influenzando i campi di stabilità di alcuni minerali ha grande efficacia nel trasferimento di calore a scala regionale.

Attività dinamica

Determina l’instaurarsi di sforzi ad orientazione preferenziale, influenzando in modo rilevante le strutture sia mesoscopiche che microscopiche dei prodotti metamorfici.
I cristalli, sottoposti a stress di tipo non idrostatico, vanno incontro a fenomeni di soluzione e rideposizione e di deformazione coesiva lungo domini costituiti da superfici dette piani (o film) di clivaggio in cui il fabric originale della roccia è stato più o meno intensamente trasformato da vari processi:

• rotazione passiva
• ricristallizzazione orientata
• distorsione reticolare intracristallina plastica
• dissoluzione – rideposizione o stilolitizzazione

Le pressioni orientate, instaurate  da deformazioni tettoniche che si verificano durante una orogenesi possono causare la formazione di foliazioni secondarie:

• foliazioni continuative (penetrative)
  • clivaggio continuo (o slaty cleaveage) (in rocce a grana fine) (tipo ardesia)
  • scistosità continua (in rocce a grana grossolana con cristalli visibili ad occhio nudo)
• foliazioni spaziate (non penetrative)
  • clivaggio spaziato
  • scistosità spaziata (in rocce a grana grossolana con cristalli visibili ad occhio nudo)
  • clivaggio disgiuntivo (o di frattura)
  • clivaggio di crenulazione

oltre a fenomeni di:

• dissoluzione e rideposizione 
  • clivaggio di dissoluzione (formazione di particolari strutture tessiturali dette stiloliti)

Foliazioni continuative (penetrative)

Clivaggio continuo (o slaty cleavage)

E’ un allineamento di minerali metamorfici (di solito muscovite) di dimensioni non osservabili a occhio nudo. Si forma in rocce clastiche a grana fine (peliti e siltiti) deformate a basso grado metamorfico (es. ardesie, filladi)

Scistosità continua (in rocce a grana grossolana con cristalli visibili ad occhio nudo)

E’ un tipo di foliazione definita dall’allineamento di minerali di forma planare o tabulare (muscovite, biotite, ecc.) di dimensioni tali da essere visibili a occhio nudo (es. facies degli scisti verdi e anfibolitca)

Foliazioni spaziate (non penetrative)

Clivaggio spaziato 

Scistosità spaziata (in rocce a grana grossolana con cristalli visibili ad occhio nudo)

E’ una scistosità (= minerali visibili a occhio nudo) accompagnata da una importante differenziazione metamorfica (=formazione di livelli a composizione mineralogica differente a seguito di reazioni metamorfiche);
Caratteristica in gneiss, i minerali hanno una grana molto grossa e spesso la scistosità ha un andamento “lenticolare” attorno a porfiroclasti di quarzo o feldspati (augen gneiss – gneiss occhiadino)

Clivaggio disgiuntivo (o di frattura)

In questo tipo di clivaggio si ha la formazione di un’insieme di fratture parallele, lungo
cui si può avere movimento oppure no. Si forma in livelli crostali superficiali in rocce
competenti (es. arenarie.)

Clivaggio di crenulazione

Si forma per ripiegamento di una pre-esistente foliazione in pieghe a piccola scala. Se i
piani assiali sono paralleli si ha diminuzione di volume nei fianchi delle micro-pieghe e conseguente dissoluzione dei minerali più facilmente solubili (es. quarzo) e ad un relativo arricchimento di minerali insolubili (es. muscovite). Si forma così una variazione composizionale nella roccia determinata dall’allineamento dei fianchi delle micro-pieghe.

Clivaggio di dissoluzione

Le superfici di dissoluzione dette stiloliti o giunti stilolitici, sono ortogonali agli strati mentre la riprecipitazione avviene invece lungo superfici a loro parallele e sono arricchite di minerali insolubili (es minerali argillosi, ossidi di ferro, ecc.)

*** sezione in costruzione ***

7. Metamorfismo – Università degli Studi di Parma – Schede didattiche

Geologia Strutturale – Insegnamento di GEOLOGIA STRUTTURALE (A.A. 2017-208) – Le foliazioni – Prof. Antonio Funedda