Complementi di Petrografia N.O Scienze Geologiche, Lezione n. 6
FACIES METAMORFICHE ED ASSOCIAZIONI MINERALOGICHE STABILI NELLE
ROCCE METAMORFICHE
1. Grado metamorfico e facies metamorfiche
1.1. Distribuzione a scala locale e regionale delle associazioni mineralogiche metamorfiche: zone
metamorfiche
Il primo contributo scientifico in cui fu cartografata la distribuzione regionale delle
associazioni metamorfiche risale al 1877, anno in cui Rosenbusch pubblicò una carta geologica in
cui venivano esaminate e mappate le zone di contatto tra graniti ercinici e rocce argillose
paleozoiche incassanti nella zona di Barr – Andlau dei Vosgi (Fig. 1).
Figura 1
Nel suo lavoro Rpsenbusch esaminò in particolare le variazioni tessiturali e mineralogiche
delle rocce incassanti il plutone, distinguendo tre zone distribuite in modo circolare attorno al
plutone (Fig. 1): 1) una zona più esterna fatta di scisti nodulosi; 2) una zona intermedia di
micascisti nodulosi; 3) una zona più interna e più vicina al plutone fatta di hornfels (tipi rocce
derivanti dal metamorfismo di contatto). Le tre zone mostrano anche una varabilità mineralogica
essendo caratterizzate da clorite (zona 1), biotite (zona 2) e andalusite (zona 3). Tali minerali si
formano in queste rocce per temperature crescenti, e appare chiaro che le differenti zone derivano
dal metamorfismo a temperature (e quindi, in questo caso, grado metamorfico) crescenti delle rocce
sedimentarie: la zona formatasi alla più alta temperatura (zona 3 ad andalusite) è quella
immediatamente vicina al plutone, la cui intrusione e messa in posto ha fornito il calore necessario
alla trasformazione tessiturale e mineralogica delle rocce incassanti secondo gradi variabili che
riflettono la distribuzione del calore attorno al corpo intrusivo.
Il caso del metamorfismo di contatto è l’esempio più facilmente comprensibile ed evidente
della distribuzione delle differenti associazioni mineralogiche nei terreni metamorfici. I primi lavori
di rappresentazione cartografica del metamorfismo regionale (o orogenico) in un basamento
cristallino riguardano le Highlands Scozzesi e furono pubblicati da Barrow (1893; 1912). La Figura
2 riporta una versione aggiornata del lavoro di Barrow.
Zona
investigata
da Barrow
Figura 2. Carta del metamorfismo regionale delle Highlands Scozzesi, che
mostra le zone e le associazioni mineralogiche che si sviluppano per gradi
metamorfici crescenti. (da Winter, 1996)
Barrow identificò nelle rocce meta-pelitiche costituenti il basamento cristallino delle
Highlands una serie di associazioni mineralogiche variabili. In particolare egli notò nelle rocce
pelitiche la comparsa di minerali metamorfici caratteristici che chiamò minerali indice (index
minerals), e distinse una serie di zone metamorfiche regionali che, da Sud a Nord, corrispondono a
alle zone a chlorite, biotite, granato, staurolite (non riportata in Fig. 2 ma distinta da Barrow nei sui
documenti originali), cianite, sillimanite. I minerali indice di una zona possono essere presenti
anche in altre zone: ad esempio la biotite compare per la prima volta nella zona a biotite, ma è
ancora presente nella zona a sillimanite, lo stesso avviene per il granato. Barrow interpretò questa
sequenza di zone come il risultato del riscaldamento da parte di un plutone, solo successivamente
venne attribuita questa sequenza di zone al metamorfismo orogenico regionale per aumento di
pressione e temperature durante un evento orogenico. La comparsa di questi minerali indice è il
risultato di complesse reazioni metamorfiche che riflettono un aumento di temperatura e pressione,
ed è stato riconosciuto in Scozia il carattere progressivo del metamorfismo. Il termine progressivo
implica che una roccia, prima di raggiungere il suo stato definitivo ha attraversato una serie di
trasformazioni intermedie di grado progressivamente crescente. Il termine grado metamorfico
intende l’intensità (in termini di pressione e temperatura) delle trasformazioni metamorfiche. La
zona a sillimanite di Barrow corrisponde all’alto grado, quella a staurolite al medio grado, quella
clorite al basso grado. Analogamente si definisce progrado il metamorfismo che passa attraverso
gradi crescenti, mentre si definisce retrogrado il metamorfismo che avviene attraverso una serie di
trasformazioni di grado decrescente. La serie di zone e di ‘minerali indice’ riconosciuti per la prima
volta da Barrow in Scozia, sono molto diffuse nei basamenti cristallini e le associazioni
mineralogiche nelle rocce pelitiche sono particolarmente sensibili alle variazioni di temperatura e
sono state intensamente studiate a partire dallo studio di Barrow. Per questo motivo lo stile
metamorfico secondo la sequenza di zone riconosciuta in Scozia (Figura 1) è noto come
metamorfismo Barroviano.
1.2. Isograde metamorfiche
A partire dal contributo di Barrow, il concetto di zone di minerali e di minerali indice fu
ulteriormente approfondito, sino ad arrivare ai moderni concetti sulla distribuzione del
metamorfismo nei terreni metamorfici. Tilley (1924) introdusse il soncetto di metamorfismo
isogrado riferendosi a rocce metamorfiche formatesi alle stesse condizioni P-T. Con il termine
isograda si intende una superficie che segna la prima comparsa di determinati minerali indice o di
una associazione di minerali in rocce di uguale composizione chimica. Ad esempio, la prima
comparsa di sillimanite in un terreno metamorfico delinea il confine di una zona a sillimanite. Le
isograde illustrano quindi la (paleo)distribuzione della temperatura in un determinato terreno
metamorfico e corrispondono pertanto all'intersezione tra una paleogeoterma e la topografia attuale.
Alcune litologie sono più sensibile alle variazioni P-T perchè i minerali che le costituiscono hanno
campi di stabilità limitati. Le rocce pelitiche sono dei buoni indicatori del grado metamorfico. Zone
metamorfiche ad estensione regionale che si sviluppano in corrispondenza di margini convergenti
rappresentano i markers dei gradienti regionali in P e T. La tettonica post-metamorfica e
aggiustamenti isostatici esumano in superficie i terreni metamorfici e le superfici isograde vengono
ad intercettare la superficie topografica. Nelle lezioni precedenti è stato evidenziato come la
trasformazione di un minerale (e/o gruppi di minerali) in altri minerali più stabili sia regolata da
reazioni. Le isograde delimitano sul terreno la comparsa di nuove associazioni mineralogiche,
determinate da reazioni che avvengono in una determinata roccia (con una precisa composizione) in
funzione della pressione e della temperatura. Si può pertanto fare riferimento a isograde di reazione.
1.3 Facies metamorfiche e serie di facies
Il concetto di facies metamorfica risale a Eskola (1915, 1939) e si sviluppò essenzialmente
come concetto di terreno ed è particolarmente utile per caratterizzare rapidamente il grado
metamorfico. Una facies metamorfica è definita dall'intero set di associazioni mineralogiche che si
sviluppano in litologie a composizione totale diversa e spazialmente associate. Ci si riferisce alle
associazioni metamorfiche stabili nei differenti tipi di rocce spazialmente associate con il termine di
paragenesi. Se queste paragenesi rappresentano uno stato di equilibrio termodinamico, allora
possiamo considerare le differenti paragenesi nelle differenti rocce come formatesi alle stesse
condizioni P-T. Nel definire una zona metamorfica si considera un solo tipo di roccia e si interpreta
lo sviluppo di paragenesi diverse in zone diverse come legate a variazioni P-T. Nel definire una
facies metamorfica paragenesi diverse in rocce spazialmente associate sono collegate a
composizioni chimiche diverse e sono interpretate come formatesi in condizioni P-T analoghe. Le
facies sono state formalmente distinte per mezzo di nomi che si riferiscono alle paragenesi
caratteristiche delle rocce femiche: ad es. la facies scisti verdi è caratterizzata da rocce in cui
clorite verde, epidoto, attinolite e albite sono predominanti in rocce femiche. Una lista di facies e
minerali è riportata in Tabella 1, occorre sottolineare nuovamente che le paragenesi distintive delle
varie facies riportate in Fig. 3 sono caratteristiche di rocce femiche. La Tabella 2 riporta invece uno
spettro di paragenesi caratteristiche di più tipi di rocce metamorfosate in condizioni di temperatura
crescente e che permettono di definire più facies metamorfiche. La collocazione nello spazio P-T
delle varie facies è riportata in Figura 3.
Nei terreni metamorfici è possibile cartografare variazioni nell'associazione mineralogica da
una zona all'altra (Fig. 3.4). Ad esempio, le associazioni paragenetiche
(1) clorite + epidoto + attinolite + albite
(2) muscovite + biotite + quarzo
(3) diopside + tremolite + calcite
(4) plagioclasio + granato + orneblenda
Zeolite
Associazione mineralogica (paragenesi) caratteristica delle varie
facies in rocce femiche
Zeoliti, in particolare laumontite, wairakite, analcime
Prehnite-Pumpellyite
Prehnite + pumpellyite
Scisti blu
Glaucofane + lawsonite o epidoto (+ albite + clorite)
Eclogite
Granato + onfacite
Scisti Verdi
Clorite + albite + epidoto + attinolite
Anfiboliti ad epidoto
Plagioclasio (albite-oligoclasio) + oneblenda + epidoto + granato
Anfibolite
Plagioclasio (oligoclasio-andesina) + orneblenda + granato
Granulite
Ortopirosseno (+ clinopirosseno + plafioclasio + orneblenda + granato
Facies
Tabella 1. Facies metamorfiche (Da Spear, 1995).
2
1.8
1.6
1.4
d on
Ea
rth
Eclogite
a lize
Greenschist
P/T
Prehnitete
d ia
e
Pumpellyitete rm
0.6
In
0.4
Amp
hib
P/T
Hig
h
0.8
o lite
Bluesc hist
Ep id
a mp ote
hib o
lite
1
No t
re
Pressure GPa
1.2
Granulite
Zeolite
0.2
Lo w P/T
0
0
200
400
600
Temperature °C
Figura 3.
800
1000
1200
Tabella 2.
indicano chiaramente condizioni P-T di formazione diverse
e differenti sistemi chimici. Le
paragenesi 1, 2, 3 si sviluppano in rocce a differente composizione chimica totale (X) e le
paragenesi 1 e 4 si formano in rocce a composizione identica (rocce femiche in cui varia solo il
contenuto in H2O) a condizioni termobariche diverse. Esperimenti di laboratorio hanno dimostrato
che la paragenesi 1 (facies scisti verdi) è stabile a temperature più basse rispetto all'associazione 4
(facies anfibolitica): esse riflettono condizioni di T, cioè grado metamorfico, diverse.
In generale, le paragenesi metamorfiche di basso grado sono caratterizzate dalla presenza di
fasi mineralogiche contenti H2O e CO2; mentre nelle paragenesi di alto grado metamorfico i
componenti suddetti decrescono drasticamente. Il metamorfismo progrado determina perciò il
rilascio di fasi fluide dovute alla disidratazione e alla decarbonatazione dei minerali di basso grado.
Il metamorfismo retrogrado comporta invece un decremento di temperatura che generalmente è
accompagnato da reazioni di idratazione e arricchimento in CO2 dei minerali retrogradi.
Lo sviluppo delle varie associazioni metamorfiche è controllato da variazioni di P,T e X, ma
considerando uno specifico tipo di roccia a composizione totale X fissa, ogni variazione
nell'associazione mineralogica riflette variazioni di P e T. Una zona metamorfica è una porzione
cartografabile di un corpo metamorfico in cui le rocce hanno grado metamorfico simile, tale zona
può essere identificata attraverso la presenza di una paragenesi simile in rocce con composizione
totale analoga.
Negli anni 60 Myashiro ha riconosciuto che terreni metamorfici caratteristici di vari
ambienti geodinamici differenti sono caratterizzati da serie di facies metamorfiche (metamorphic
Facies Series) diverse che sono da mettere in relazione ai differenti regimi termici e/o gradienti
geotermici . In Figura 3 è possibile considerare 4 serie di facies:
(1) serie di facies a pressione intermedia e temperature da intermedie a alte: include le facies scisti
verdi, anfibolitica e granulitica. Questo tipo di facies caratterizzano il metamorfismo Barrowiano
descritto precedentemente e riportato in Figura 3: questi terreni sono dominati dalla presenza di
rocce in facies scisti verdi e anfibolitica, mentre le rocce in facies granulitica appartengono alle
zone metamorfiche di più alto grado;
(2) serie di facies di basso grado: queste facies sono state riconosciute più recentemente delle altre.
Sono caratterizzate dalle rocce in facies zeolitica e in facies prehnite-pumpellyite, anche se una
suddivisione più complessa è stata recentemente proposta da alcuni autori (Liou et al., 1987);
3) serie di facies legate a metamorfismo di contatto: alle basse P e alte T tipiche delle aureole
metamorfiche di contatto si formano associazioni metamorfiche tipiche e piuttosto distintive, anche
se c’è sovrapposizione tra le paragenesi costituenti le facies delle cornubianiti ad albite-epidoto, le
cornubianiti a orneblenda e quelle a pirosseno, e le paragenesi caratteristiche delle facies scisti
verdi, anfibolitica e granulitica. Nelle rocce pelitiche un carattere distintivo è la presenza di
andalusite e l'assenza di granato almandinico;
4) serie di facies di alta pressione: Le facies scisti blu ed eclogitica rappresentano ambienti
metamorfici caratterizzati dalla produzione di fasi mineralogiche dense in condizioni di pressione
elevata. Le metabasiti in facies scisti blu mostrano un caratteristico colore grigio-blu dovuto alla
presenza di anfibolo sodico, la facies eclogitica è caratterizzata dalla presenza di pirosseno sodico
(onfacite) all'equilibrio con granato ricco in piropo e almandino.
In Fig. 3 sono tracciati alcuni gradienti geotermici lineari che passano attraverso i suddetti gruppi di
facies e che sono indicativi di differenti ambienti geologici.
La associazioni mineralogiche che si sviluppano durante il metamorfismo Barroviano in
metapeliti e in rocce femiche associate è riportata in Tabella .. Queste associazioni sono indicative
di una serie di facies di basso grado, scisti verdi e anfibolitica e sono diffuse in numerosi basamenti
costituiti da rocce metamorfiche.
400
450
Temperatura
550
2. Equilibrio
Per capire e rappresentare quantitativamente lo sviluppo delle associazioni mineralogiche
metamorfiche nelle rocce, queste ultime possono essere considerate come sistemi chimici a più
componenti costituiti da più minerali e, probabilmente, un fluido intergranulare. Ciascuno di questi
costituenti è denominato fase: le fasi sono fisicamente separabili e possono essere allo stato solido,
liquido o gassoso. Quarzo e plagioclasio sono fasi separate in uno scisto pelitico; se il plagioclasio
ha composizione intermedia tra albite e anortite, i termini puri albite e anortite possono essere
considerati come componenti della fase plagioclasio. Se il sistema viene assoggettato a determinate
condizioni P-T e tali condizioni vengono mantenute per un tempo sufficientemente lungo, gli atomi
all'interno del sistema si raggrupperanno nella configurazione più stabile possibile e il sistema
raggiungerà uno stato di equilibrio. Questa configurazione può essere rappresentata da una o più
fasi solide liquide e gassose in funzione della composizione del sistema e delle condizioni P-T al
contorno. In genere le fasi stabili sono quelle a più bassa energia libera. Un esempio è riportato nel
diagrammi P-G e T-G di Figura 4, che descrivono la stabilità di andalusite e cianite. Per P<PE la
fase stabile (a energia libera G più bassa, Fig. 4) è l'andalusite, mentre la cianite è stabile a P>PE.
Lo stesso ragionamento si applica al diagramma T-G di Fig. 4.
G
G
Cia
d
An
nite
An
da
lus
ite
C ia
ite
s
u
al
Pe
P
Te
nite
T
Figura 4
Se le condizioni P-T del sistema vengono cambiate le fasi coesitenti cessano di essere in equilibrio
e si stabilizzano altre configurazioni e altri minerali con assetto energetico più favorevole. Tali
cambiamenti sono conosciuti come reazioni metamorfiche e portano alla formazione di una nuova
associazione di fasi
che è in equilibrio alle nuove condizioni. Tutti i sistemi chimici a
composizione analoga e soggette alle stesse condizioni metamorfiche sviluppano la stessa
paragenesi se raggiungono condizioni di equilibrio. Il fatto che in uno studio a scala regionale tutte
le rocce a composizione analoga
all'interno di una zona metamorfica sviluppino la stessa
paragenesi mineralogica, evidenzia che l'equilibrio è stato raggiunto.
4. Diagrammi di fase
4.1 I diagrammi P-T
Il modo più comune per rappresentare i campi di stabilità di differenti paragenesi è utilizzare un
diagramma pressione - temperatura (P-T), perché questo tipo di diagrammi ci permette di
visualizzare facilmente vari ambienti litosferici in cui si può formare una determinata paragenesi.
Dalla regola delle fasi (V=C+2-F) deriva che una roccia con C componenti e una paragenesi con P
fasi, dove P<C, sarà stabile in un ben preciso dominio del diagramma P-T perché la sua varianza è
come minimo = 2 e ha pertanto due gradi di libertà. La paragenesi occupa pertanto un campo
bivariante. La Fig. 5 illustra i campi bivarianti in cui sono stabili sillimanite, cianite e andalusite; in
questo caso la regola delle fasi prevede 1 componente (Al2SiO5), 1 fase e una varianza 2. La
coesistenza all'equilibrio tra una coppia di queste fasi (es. cianite-sillimanite, 1 componente, 2 fasi
e varianza 1) avviene solo lungo una curva univariante; ciò comporta che ad ogni variazione di T
corrisponda un ben preciso valore di P. In Fig. 5 le curve univarianti si intercettano in un unico
punto a varianza 0 dove le tre fasi coesistono all'equilibrio per un ben preciso valore di P e T.
Diagrammi composizionali
Chemografia
Figura 5. Diagramma P-T che mostra i campi di stabilità degli allumosilicati
4.2 I diagrammi di fase composizionali
I diagrammi P-T consentono di visualizzare i campi di stabilità di alcune associazioni di
minerali rispetto ad altre. É altrettanto importante utilizzare diagrammi che consentano di definire il
controllo esercitato della composizione totale del sistema sulle paragenesi metamorfiche. I
diagrammi di fase composizionali consentono di stabilire se lo sviluppo di differenti paragenesi in
differenti campioni di roccia sia il risultato di effettive variazioni nei parametri P-T, oppure se sia
determinato da differenze nella composizione dei campioni. Questi diagrammi sono costruiti per
condizioni P-T specifiche e mostrano le possibili composizioni dei minerali e le paragenesi che
possono svilupparsi a quelle determinate condizioni. La chemografia è lo studio delle differenti
associazioni mineralogiche in dipendenza delle variabili composizionali del sistema.
Per la costruzione dei diagrammi di fase composizionali occorre individuare, per un
determinato sistema di riferimento e/o caso di studio, i componenti e le fasi (minerali e fluidi)
rappresentativi del sistema. È possibile costruire diagrammi a due e a tre componenti.
4.2.1 Sistemi a due componenti
La Figura 6 riporta la rappresentazione di un sistema a due componenti (A e B) e 5 fasi (a =
A; b = B; c = AB; d = A3B; e = AB3). Il sistema è quindi rappresentato da una linea che ha come
estremi i componenti A e B: la proiezione delle varie fasi dipende dalle proporzioni di A e B nelle
singole fasi. Le fasi a, b sono interamente costituite dai uno dei due componenti e si proiettano agli
estremi del diagramma composizionale; la fase c, costituita da A e B in proporzioni uguali, si
proietta al centro del diagramma.
A
a
A
a
B
d
c
e
b
B
c
b
Figura 6.
Dall’esame di Figura 6 è possibile risalire ai rapporti di reazione tra le fasi. Ad esempio, le
fasi a, b possono reagire tra loro per dare qualunque fase composizionalmente compresa tra loro (c,
d, e), mentre b + c possono dare e (b + c = e). Altre reazioni sono possibili, ad esempio a + c = d; d
+ e = c, a + b = c + d, ecc.
La parte in basso della Figura 6 mostra inoltre le associazioni metamorfiche stabili in
dipendenza della composizione totale del sistema. Nel caso in cui sia stabile la fase c,
esemplificabile da un sistema in cui è avvenuta la reazione a + b = c, una roccia la cui composizione
corrisponde al cerchio nero, sarà costituita dalle fasi a + c in proporzioni modali uguali; una roccia
corrispondente al cerchio grigio sarà costituita dalle fasi c + b, ed in questo caso la fase b sarà
modalmente la più abbondante (c = 33% modale; b = 66 %).
Esempio pratico. Un esempio pratico di questa situazione è rappresentato da una
trasformazione metamorfica che avviene diffusamente nelle rocce della Facies Eclogitica, e/o
ricristallizate secondo gradienti di alta pressione e bassa temperatura. La trasformazione
corrisponde alla destabilizzazione del plagioclasio albitico all’aumentare della pressione in base alla
reazione
Albite = giadeite + quarzo (NaAlSi3O8 = NaAlSi2O6 + SiO2)
Nelle rocce metamorfiche di alta pressione delle Alpi Occidentali sono state descritte da
Ernst ( 1965) paragenesi ad albite + quarzo e a giadeite + quarzo. Indicando in un profilo derivante
dall’analisi di terreno la presenza di un minerale stabile nelle rocce mediante una linea continua, si
ha il seguente schema
Albite
Distanza
Giadeite
Quarzo
Isograda
che raffigura la transizione sul terreno da paragenesi ad albite a paragenesi a giadeite (associate
entrambe a quarzo). La linea verticale che separa le due paragenesi rappresenta l’isograda della
reazione albite = giadeite + quarzo
Questo sistema può essere rappresentato mediante la scelta di due componenti (giadeite e
quarzo) e di tre fasi (albite, giadeite e quarzo) (Figura 7). La scelta di giadeite e quarzo come
componenti risulta dal fatto che la fase albite (NaAlSi3O8) è costituita dai componenti giadeite e
quarzo in proporzioni uguali.
NaAlSi2O6
Giadeite
NaAlSi2O6
Giadeite
NaAlSi3O8
SiO2
Albite
Quarzo
SiO2
Quarzo
Figura 7. Rappresentazione chemografica delle fasi albite, giadeite e quarzo e della reazione di
destabilizzazione dell’albite
La presenza di albite nella parte alta della Figura 7 indica che questo minerale è stabile nel
sistema, mentre l’assenza di albite nella parte bassa della Figura indica che questo minerale si è
destabilizzato per dare giadeite e quarzo. In presenza di albite stabile, due rocce a composizione
differente indicate dai cerchi nero e grigio, saranno rispettivamente costituite da giadeite + albite
(66 % modale di giadeite e 33% di albite) e da albite + quarzo (80% albite e 20% quarzo). In
seguito alla destabilizzazione metamorfica dell’albite entrambe le rocce risultano costituite da
giadeite + quarzo, ma in proporzioni modali differenti ( 75% giadeite e 25% quarzo nella roccia
nera; 60 % quarzo e 40 % albite nella roccia grigia). Da questa analisi è quindi possibile stabilire le
relazioni quantitative tra la composizione chimica della roccia e la sua composizione mineralogica
in funzione delle reazioni metamorfiche più importanti.
In un digramma pressione – temperatura (Fig. 8) la reazione albite = giadeite + quarzo è
rappresentata da una curva la cui posizione nello spazio P-T è ricostruita in base a dati sperimentali
(informazioni derivanti da esperimenti di laboratorio utilizzando composizioni sintetiche che
simulano il materiale naturale e strumenti che consentono un aumento controllato della pressione e
della temperatura) ed in base ad estrapolazioni delle proprietà termodinamiche ricavate per le
singole fasi coinvolte nella reazione metamorfica. È possibile disegnare due sezioni di questo
diagramma: 1) una sezione isobara (a P=Pe costante; dove Pe è la pressione di equilibrio a cui
avviene la reazione) temperatura verso composizione del sistema (diagramma T-X); 2) una sezione
P
o
a rz
qu
+
ite
ite
de
Alb
Gia
Pe
T
Te
P
T
Giadeite +
albite
albite+
quarzo
Giadeite + quarzo
Pe
Te
Giadeite + quarzo
Giadeite
Albite
Giadeite +
albite
Quarzo
Giadeite
albite+
quarzo
Albite
Quarzo
Figura 8 Rappresentazione della reazione albite = giadeite + quarzo
isoterma (a T = Te, dove Te è la temperatura di equilibrio a cui avviene la reazione) pressione verso
composizione (diagramma P-X).
Nel diagramma P-T la sezione a P = Pe incontra la curva di reazione a T = Te; pertanto le
paragenesi sono:
giadeite + quarzo per T < Te; giadeite + albite o quarzo + albite per T > Te in funzione della
composizione totale del sistema ed in particolare del suo contenuto in silice;
Nel diagramma P-T la sezione a T = Te incontra la curva di reazione a P = Pe; pertanto le
paragenesi sono:
giadeite + quarzo per P > Pe; giadeite + albite o quarzo + albite per P < Pe in funzione della
composizione totale del sistema.
Nei diagrammi T-X e P-X una linea orizzontale corrisponde ad una reazione. Queste
informazioni possono essere riportate nei diagrammi P-T riassumendo le chemografie stabili nel
sistema nei vari campi di variazione di pressione e temperatura. I minerali coesistenti sono collegati
da una linea continua ininterrotta (linea congiungente; tie line); a bassa T e alta P coesistono
giadeite e quarzo; a bassa P e alta T coesistono giadeite e albite oppure albite e quarzo in funzione
della composizione (i.e. contenuto in SiO2 della roccia).
4.2.2 Sistemi a tre componenti
La Figura 9 riporta la rappresentazione di un sistema a tre componenti (A, B e C) e 8 fasi (a
= A; b = B; c = C; d = AB; e = AC; f = BC; g = ABC; h = ABC2). Il sistema è quindi rappresentato
da un triangolo che ha come estremi i componenti A, B e C: la proiezione delle varie fasi dipende
dalle proporzioni di A, B e C nelle singole fasi. Le fasi a, b e c sono interamente costituite dai uno
dei tre componenti e si proiettano agli estremi del diagramma composizionale; la fase d, costituita
da A e B in proporzioni uguali, si proietta a metà del lato congiungente i due componenti. Lo stesso
vale per la fase e, a metà del lato AC. La fase g, costituita da A,B, C in proporzioni uguali si
proietta al centro del diagramma ternario; la fase h si proietta in posizione più prossima al vertice C.
In questo tipo di diagrammi i minerali stabili tra loro sono uniti da linee congiungenti (tie lines) e
gli incroci tra linee che congiungono coppie di minerali diversi esprimono una reazione.
A
a
e
d
g
h
b
B
f
c
C
Figura 9.
Dall’esame di Figura è possibile risalire ai rapporti di reazione tra le fasi. Ad esempio, le
fasi a, b possono reagire tra loro per produrre d; altre reazioni di questo tipo sono:
c + a = e; b + c = f; a + f = g, etc.
Alcune reazioni, per incrocio di tie lines, sono ad esempio:
c + d = a + f; g + f = b + h; d + h = g + f
In Figura 9 le fasi comprese all’interno di una campo dato da tre fasi sono in rapporto di
reazione; esempi di questa situazione sono le reazioni
h = g + f + c; h = a + f + c.
Anche nel caso dei diagrammi ternari è possibile considerare le composizioni delle rocce
totali. Le paragenesi stabili per un determinato tipo di roccia sono quelle che graficamente
includono la composizione della roccia. Il seguente esempio pratico indica le relazioni tra
paragenesi mineralogiche e composizione delle rocce.
Esempio pratico. La reazione di decarbonatazione
calcite + quarzo = wollastonite + Co2 ; CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2
avviene diffusamente nelle rocce carbonatiche per aumento di temperatura: calcite e quarzo
sono i minerali stabili a temperature più basse. Questa reazione può essere modellizzata utilizzando
un sistema a tre componenti (CaO, SiO2, CO2). Il digramma composizionale di Figura 10 riporta le
fasi coinvolte nella reazione e le composizioni totali di tre rocce (A,B,C). Nel caso della stabilità di
calcite e quarzo (Fig. 10B) la chemografia del sistema
prevede la coesistenza di calcite +
wollastonite + quarzo nelle rocce A e B (in A e B varia la percentuale modale dei minerali
costituenti), mentre la roccia C è costituita da calcite + quarzo + CO2. La reazione stabilizza
l'associazione a wollastonite + CO2 (Fig. 10B). In questo caso la paragenesi a wollastonite + CO2 +
calcite si sviluppa nella roccia A, mentre B e C sviluppano una paragenesi a wollastonite + quarzo
+ CO2. Le linee congiungenti (tie-lines) che uniscono i vari minerali in questo diagramma e
definiscono le paragenesi alle varie pressioni e temperature e l'incrocio tra tie-lines definisce la
reazione. Ad esempio il passaggio dalla topologia B e C rappresenta la reazione, ed è visualizzato
dall'incrocio tra le tie-lines calcite-quarzo e wollastonite-CO2. Le Figura 10D riporta la curva di
reazione e le topologie stabili.
4.2.3 Il diagramma AFM (Al2O3-FeO-MgO)
I diagrammi chemografici vengono scelti in base al tipo di sistema, in base al tipo di
minerali che formano le paragenesi e che vengono coinvolti nelle reazioni metamorfiche ed in base
al tipo di relazioni che si vogliono investigare. I diagrammi sinora mostrati utilizzano composizioni
‘pure’ dei minerali rappresentati tutti da termini puri (end members). Ad esempio il plagioclasio
utilizzato nel caso della reazione albite = giadeite + quarzo corrisponde ad albite pura, anche se I
plagioclasi corrispondono spesso a soluzioni solide tra albite (termine puro di sodio) e anortite
(termine puro di calcio). In pretica I diagrammi di fase sinora utilizzati non mostrano le relazioni di
fase in funzione delle soluzioni solide presenti effettivamente nei minerali. Un caso imposrtamte è
fornito dalle soluzioni solide possibili nei minerali tra termini puri in FeO e termini puri in MgO. Il
granato e la clorite ad esempio, sono spesso soluzioni solide tra termini puri di FeO (ad esempio
l’almandino e la Fe-clorite) e termini puri di MgO (il piropo e il clinocloro). È stata spesso
CO2
CO2
A
B
cc
cc
C
A
B
qtz
wo
CaO
SiO2
CO2
wo
CaO
C
qtz
SiO2
P
D
CO2
cc
C
A
B
cc
C
B
wo
wo
qtz
SiO2
cc
wo + q
+ tz
CO
2
CaO
A
CaO
CO2
cc
A
C
B
CaO
qtz
wo
qtz
SiO2
T
SiO2
Figura 10. Chemografia della reazione calcite-quarzo = wollastonite-CO2
documentata in natura la presenza di soluzioni solide ed è stato notato l’aumento del contenuto in
MgO (cioè dei termini puri magnesiaci) all’aumentare della temperatura. L’investigazione delle
variazioni del contenuto in FeO ed MgO nei minerali delle rocce metamorfiche può quindi in
qualche misura fornire una valutazione quantitativa delle condizioni di temperatura raggiunte
durante il metamorfismo. Occorre però valutare le relazioni di fase tra i minerali e valutare
l’influenza della composizione della roccia sugli scambi FeO-MgO tra minerali. Questo tipo di
relazioni sono state diffusamente investigate nelle rocce metapelitiche ed un diagramma molto
utilizzato per queste rocce è il diagramma AFM (Figura … ). Per questa rappresentazione occorre
considerare che nelle rocce pelitiche alcuni minerali sono presenti sino alle condizioni di più alto
grado metamorfico (quarzo, muscovite, biotite) ed i seguenti componenti possono essere trascurati
perchè ritenuti in via approssimativa ininfluenti sugli equilibri di fase:
SiO2: in presenza di quarzo si può considerare questo componente in eccesso; se tutte le
paragenesi contengono quarzo le variazioni in SiO2 influiscono solo sulla quantità di quarzo nella
roccia;
H2O:
si assume che H2O sia presente come fase in eccesso nel metamorfismo delle
metapeliti;
TiO2: in presenza di biotite e/o di rutilo, questo componente si considerato tamponato e
quindi trascurabile;
MnO e CaO: sono in basse quantità, si pensa quindi che netrino come componenti nei
minerali senza alterare gli equilibri di fase;
Na2O: se questo componente è in basse quantità è possibile trascurarlo poiché vicaria il K2O
nelle miche. Se è presente in abbondanza, non è lecito trascurarlo.
I componenti fondamentali sono pertanto Al2O3-FeO-MgO-K2O, rappresentati nel tetraedro
AFMK di Figura 11 Occorre osservare che nel tetraedro sono presenti minerali silicatici e minerali
idrati: la presenza di queste fasi indica che il sistema è proiettato da SiO2 e H2O: di conseguenza gli
allumosilicati cianite, andalusite e sillimanite (Al2SiO5) cadono nel vertice A.
L’utilizzo del
tetraedro AFMK è piuttosto complesso per verificare i rapporti di reazione tra minerali e per
determinarele varie paragenesi in funzione delle composizioni delle rocce. Si usa invece una
proiezione sulla faccia AFM a partire dalla composizione della muscovite, situata sul lato AK del
tetraedro. Questa soluzione fu proposta da J.B. Thompson (1957) che notò che la muscovite è
sempre presente nelle peliti e può quindi essere usata come punto da cui proiettare sulla faccia AFM
le composizioni di tutti gli altri minerali (Fig. 11). Proiettando dalla muscovite alcune fasi, ad
esempio la biotite, cadono al di sotto del lato FM: la proiezione definitiva AFM è riportata in Figura
11. Il diagramma AFM permette quindi di visualizzare e di caratterizzare le variazioni
composizionali di FeO ed MgO nei minerali metamorfici più importanti del sistema pelitico.
Uso del diagramma AFM. Come nel precedente diagramma ternario, le paragenesi stabili
sono indicate da linee congiungenti e i rapporti di reazione sono determinati dall’incrocio di tie
lines oppure dalle relazioni geometriche descritte precedentemente. Un aspetto importante del
diagramma AFM è invece la relazione tra composizione del sistema e variazione composizionale
dei minerali. La Fig. … riporta un diagramma AFM costruito per determinate condizioni P-T ed in
cui sono proiettati sia cianite (ky), cloritoide (cld), almandino (alm), clorite (chl) e biotite (bt), sia le
composizioni totali di alcune rocce (A, A', B, B').. Le barre in corrispondenza di cld alm, chl, bt
indicano le possibili variazioni nel rapporto Fe/Mg in questi minerali a queste condizioni P-T. Le
linee congiungenti indicano la stabilità in questo sistema di paragenesi a due (ky-cld, cld-alm, cldchl, etc), o a tre fasi (cld-alm-chl, alm-bt-chl). Le rocce A e À’ sono costituite da alm-chl-cld in
proporzioni modali variabili (A’ è più ricca in cld di A) e corrispondono a sistemi bivarianti (C=3,
F=3): in questi casi la paragenesi e definita solo dalle variabili P-T e la composizione di alm , cld e
chl è fissa, non varia cioè da A ad A'. Le rocce B e B' hanno diverso rapporto Fe/Mg , sono
costitutite entrambe da cld e chl e corrispondono a sistemi a varianza 3 (C=3, F=2). Tali sistemi non
sono solo descritti da variazioni P-T, ma anche da X, cioè da variazioni composizionali dei minerali
costituenti. Nella roccia B, cld e chl hanno un determinato rapporto Fe/Mg, più basso del rapporto
Fe/Mg di chl e cld costituenti la roccia B'. In questo caso il sistema è perciò vincolato da tre
variabili.
Figura 12
4.2.4 Il diagramma ACF