Metamorfism

În mineralogie și petrologie, metamorfismul este definit ca ansamblul transformărilor mineralogice și / sau structurale în starea solidă pe care o suferă o rocă atunci când se găsește, subteran, în medii fizico-chimice, altele decât cele din care a provenit. Factorii care determină metamorfismul sunt modificările de temperatură și presiune (litostatice și orientate sau de stres) și prezența / absența și activitatea fluidelor conținute în rocă.

Caracteristicile generale ale metamorfismului

Fig. 1. Câmpul de presiune și temperatura metamorfismului din crustă indicând pozițiile diferitelor tipuri de metamorfism. Metamorfismul de presiune ridicată și temperatură scăzută este un tip de metamorfism regional care apare în zonele de subducție . Abukuma și Barrowiano sunt două tipuri de metamorfism regional care apar respectiv în zone cu gradient geotermal ridicat și normal. MFO = metamorfismul fondului oceanic.

Stânca originală care suferă metamorfism se numește „ protolit ”. Poate fi o rocă sedimentară , o rocă magmatică sau o rocă deja metamorfică . Metamorfismul produce recristalizarea mineralelor prezente în protolit sau transformarea acestora în minerale noi care nu sunt prezente în protolit. Procesul de restructurare a cristalelor în forme noi și specii noi se numește blastesi , în timp ce textura pe care o produce este definită generic ca cristaloblastică .
Gama de presiuni și temperaturi în care operează metamorfismul este vastă, iar limitele sale nu sunt trasabile cu linii ascuțite. Limita inferioară a metamorfismului este reprezentată de trecerea la diageneză , adică la câmpul presiunilor și temperaturilor în care apar modificările chimico-fizice care transformă un sediment într-o rocă sedimentară coerentă. Trecem de la diageneză la metamorfism treptat, cu adâncime crescândă. Limita termică este setată în mod arbitrar în jurul valorii de 150 ° C, dar poate varia în mai mult sau mai puțin de 50 ° C, în timp ce presiunea minimă la începutul metamorfismului este fixată la aproximativ 0,3 GPa. Tipuri particulare de metamorfism legate de un aport de căldură, cum ar fi contactul, pot apărea totuși aproape de suprafață, prin urmare la presiuni decisiv mai mici. Mai mult decât o temperatură precisă, blastezarea anumitor minerale considerate cu siguranță nediagenetice este cea care marchează începutul metamorfismului: carolit , pirofilit , amfibol de sodiu, lawsonit , paragonit , prehnit , pumpellyit și stilpnomelan ^[1] . Limita superioară a metamorfismului este indicată în schimb de temperatura de topire a rocii, care dă naștere câmpului rocilor magmatice . Limita este și mai variabilă în acest caz, deoarece temperatura de pornire a topirii variază foarte mult în funcție de chimismul protolitului, presiunea și prezența / absența apei în rocă. În condiții de presiune anhidră și / sau înaltă, o rocă poate rămâne într-o stare solidă la temperaturi mult peste cele ale topirii inițiale a unui granit saturat cu apă. În diagrama din fig. 1 prezintă, ca referință, curbele de solidus (temperatura de pornire a topirii celui mai mic mineral de topire) ale granitului saturat cu apă și granitului anhidru.
Deoarece nu implică topirea rocii, metamorfismul este denumit un proces subsolid.
Există o limită a presiunii în metamorfism? Multă vreme s-a crezut că presiunea maximă în rocile metamorfice crustale nu a depășit 1,0 GPa, ceea ce corespunde presiunii hidrostatice la baza unei cruste continentale cu grosime normală (30-40 km), dar studii recente arată că unele roci crustale au atins presiuni foarte mari. Gneisurile care conțin pirop foarte pur cu incluziuni coezive (o formă extrem de densă de SiO ₂ ) indică presiuni de cel puțin 3 GPa, corespunzătoare unei adâncimi de peste 100 km ^[2] . Termenul metamorfism de presiune ultra-înaltă a fost inventat pentru aceste roci. Este evident că astfel de presiuni pot fi justificate numai prin transportul rocilor crustale la mare adâncime prin subducție. De asemenea, trebuie amintit că în unele complexe ofiolitice s-au observat forme de metamorfism în peridotitele mantalei litosferice , care pot împinge limitele metamorfismului cunoscut până la adâncimi de ordinul a 200 km, cu presiuni în jur de 6 GPa ^[3]. .
Metamorfismul este un proces esențial izochimic , în sensul că, chiar dacă poate da naștere la noi minerale, nu modifică, dacă nu marginal, compoziția chimică generală a rocii. De aici rezultă că, în aceleași condiții de presiune și temperatură (PT), protoliții cu chimisme diferite vor da naștere la roci metamorfice cu minerale diferite. De exemplu, în aceleași condiții ca T și P, un bazalt va da naștere unei amfibolite , o rocă formată în esență din amfibol și plagioclază , în timp ce o argilă va da naștere unui micaschist , format din cuarț , mică și granat . Caracterul izochimic distinge metamorfismul în sens strict de metasomatism , care implică în schimb introducerea și / sau eliminarea elementelor chimice în rocă.

Etimologie

Metamorfismul provine din grecescul metamórphōsis, derivat al metamorphóō = transformă.

Factorii metamorfismului

1. Căldură : căldura este cel mai important agent al transformărilor mineralogice. Mineralele stabile la temperaturi scăzute sunt înlocuite de altele stabile la temperaturi mai ridicate sau invers. Creșterea temperaturii accelerează, de asemenea, reacțiile chimice care au loc între mineralele în contact. Mineralele metamorfice care prin aspectul sau modificarea compoziției sunt indicative ale unei modificări de temperatură se numesc geotermometre . Căldura poate avea trei origini:
   1. transfer de căldură în contact cu o magmă care fierbe care intră de jos: acesta este cazul așa-numitului metamorfism de contact (vezi mai jos);
   2. gradient geotermic, adică creșterea temperaturii odată cu creșterea adâncimii datorită creșterii presiunii și decăderii mineralelor radioactive. În medie, temperatura crește cu aproximativ 3 ° C la fiecare 100 m de adâncime, variind de la un minim de 1,5 până la un maxim de 5 ° C. Când o piatră este adusă în profunzime, de exemplu de-a lungul unui plan de subducție , piatra suferă transformări care implică neoformarea mineralelor cu temperatură mai mare: în acest caz, metamorfismul se numește prògrade . Dimpotrivă, prin ridicarea, de exemplu în timpul unei coliziuni de mase continentale, roca suferă transformări care implică neoformarea mineralelor cu temperatură mai scăzută: în acest caz metamorfismul este retrograd ;
   3. căldură de frecare de-a lungul defectelor și planurilor de subducție .
2. Presiunea litostatică : este presiunea datorată coloanei de roci care domină însăși roca; este același în toate direcțiile și crește în medie cu 270 bari (= 27 MPa ) la fiecare km în crustă și 330 bari (= 33 MPa) la fiecare km în manta: efectul este de a face mineralele stabile cu un pachet de mai mult compact și, prin urmare, ocupă mai puțin spațiu. Mineralele metamorfice care prin aspectul sau modificarea compoziției sunt indicative ale unei modificări a presiunii se numesc geobarometre.
3. Presiune orientată (tensiune) : este o presiune suplimentară care este generată atunci când roca este supusă forțelor de compresiune în timpul unei încovoiere sau a forțelor de forfecare de-a lungul suprafețelor glisante. În multe cazuri, implică doar transformări structurale ale rocii și / sau recristalizarea mineralelor existente, fără formarea de noi minerale. În funcție de compoziția inițială și adâncime, ea dă naștere următoarelor structuri: decolteu , liniație , foliere și schistozitate .
4. Circulația fluidelor : principalele fluide metamorfice sunt apa în stare gazoasă și dioxidul de carbon (CO ₂ ). Fluidele joacă un rol esențial în procesul metamorfic: sunt agentul de mobilizare și transport al ionilor în reacțiile metamorfice, își condiționează inițierea și își măresc viteza și, de asemenea, favorizează recristalizarea orientată a mineralelor supuse stresului. Absența fluidelor sau incapacitatea lor de a se deplasa între cristale poate inhiba de fapt formarea de noi minerale (blastesi) și păstra cele ale protolitului în condiții metastabile . Acest lucru explică de ce roci de la adâncimi mari, cum ar fi de ex. peridotite sau gabbros , pot rămâne nealterate, în ciuda faptului că au trecut prin toate etapele de presiune și temperatură tipice metamorfismului în timpul ascensiunii lor. Originile fluidelor metamorfice sunt după cum urmează:
   1. apa și CO ₂ conținute în porii rocilor sedimentare;
   2. apă de ploaie sau fluide juvenile ^[4] conținute în fracturile de rocă;
   3. deshidratarea mineralelor hidratate, cum ar fi mineralele argiloase , micas , amfiboli , unde apa este prezentă sub formă moleculară sau legată sub formă de hidroxil (OH ^- ).
5. timp : protolitul trebuie supus noilor condiții de presiune și temperatură pentru un timp suficient pentru toate procesele care permit reajustarea structurală și compozițională. O ascensiune sau scufundare foarte rapidă nu oferă reacțiilor timp pentru finalizare, așa că în rocă rămân relicve metastabile ale mineralelor protolitului sau ale fazelor metamorfice anterioare.

Parageneză, facies și gradienți metamorfici

Același subiect în detaliu: Facies metamorfice .

Fig. 2. Câmpuri de stabilitate TP și nume de facies metamorfice. Sunt indicate curba de pornire de topire (solidus) a unui granit saturat cu apă, geoterma medie pentru litosfera stabilă și câmpurile de stabilitate pentru polimorfii de silicat de aluminiu (andaluzit-cianit-silimanit). Cele 3 benzi ecranate reprezintă cei trei principali gradienți metamorfici ai metamorfismului regional.

Deoarece condițiile T și P variază, mineralele formate vor varia, dintre care multe sunt unice pentru rocile metamorfice. Termenul de parageneză se referă la o asociere de minerale care provin simultan sau cu succesiune imediată după același fenomen minerogenetic. O parageneză este rezultatul unui echilibru chimic și termodinamic atins de speciile cristaline coexistente ca răspuns la noile condiții ale T și P. Petrologia experimentală ne-a permis să stabilim, cu o bună marjă de fiabilitate, la care valori ale P și T anumite minerale și anumite parageneze se formează sau dispar (înlocuite cu altele) într-o rocă metamorfică. Prin trasarea liniilor care delimitează apariția / dispariția anumitor minerale sau asociații minerale ale unei parageneze într-o diagramă PT, a fost posibil să se împartă câmpul metamorfismului în diferite zone, fiecare dintre ele reprezentând o facies metamorfică . Mineralele care se pot forma în fiecare dintre aceste zone depind de compoziția chimică a rocii de pornire (protolit). Protolitii cu chimii diferite vor dezvolta, în fiecare dintre aceste zone, minerale și parageneze diferite, astfel încât se poate spune că o facies metamorfică este definită de toate paragenezele care se dezvoltă într-un anumit domeniu al T și P. Fiecărei facies i s-a dat numele uneia dintre diferitele roci chimice de bază care se formează în acea zonă a T și P (amfibolite, granulite etc.). Smochin. 2 prezintă câmpurile TP ale diferitelor facies metamorfice. Granițele dintre ele nu sunt clare, atât pentru că multe reacții chimice care marchează trecerea de la o facies la alta nu au loc la o temperatură precisă, ci într-o gamă mai mult sau mai puțin largă de temperaturi, și pentru că este posibil să obțineți aceeași parageneză plecând de la reacții chimice care apar la PT diferite. Mai jos sunt principalele parageneze care caracterizează fiecare facies:

• Facies o prehnit-pompelit : laumontit , prehnit + pumpelit, prehnit + actinolit , pompelit + actinolit, pirofilit
• Facies de schist verde : actinolit + clorit + epidot + albit, cloritoid
• Facies amfibolitic : hornblendă + plagioclază, staurolit
• Facies granulitic : ortopiroxen + clinopiroxen + plagioclază, safirină , osumilită , kornerupină . NU staurolit, NU muscovit
• Facies șisturi albastru: glaucofan , lawsonite, jadeitic piroxeni, aragonit . FĂRĂ biotit
• Facies eclogitic : omfacite + granat. NU plagioclasă.

Atunci când se studiază o regiune afectată de metamorfismul regional, adică una care afectează suprafețe mari și este asociată cu procese tectonice la scară largă, diferitele roci mărturisesc un grad progresiv crescut de intensitate a metamorfismului, uneori de la cel mai scăzut grad la condițiile de anatexuri. Variațiile paragenezei de la o rocă la alta permit urmărirea unei evoluții regulate în diagrama TP. Fiecare dintre aceste căi este numită un gradient metamorfic . Cele trei benzi ecranate din fig. 2 reprezintă cei mai frecvenți gradienți înregistrați de roci în metamorfismul regional:

• Presiune ridicată-temperatură scăzută (HP-LT) : odată cu creșterea adâncimii, presiunea crește considerabil în timp ce temperatura rămâne scăzută
• Temperatura intermediară la presiune ridicată (IP-HT) : roca se adâncește mai puțin, dar temperatura crește mai rapid
• Presiune scăzută-temperatură ridicată (LP-HT) : roca se adâncește puțin în timp ce temperatura crește și mai rapid.

Trebuie remarcat faptul că domeniul anathexisului (în care rocile încep să se topească, materializat prin curba solidului granitului saturat cu apă) este greu atins, dacă nu chiar la adâncimi foarte mari, în cazul gradientului HP-LT , în timp ce se obține în mod obișnuit în gradienții IP-HT și LP-HT (pentru protoliții sialici ). De asemenea, rețineți succesiunea silicaților de aluminiu, care în cazul gradientului IP-HT este cianit → silimanit, în timp ce în cazul gradientului LP-HT este andaluzit → silimanit. În cele din urmă, trebuie remarcat faptul că niciunul dintre cei trei gradienți nu coincide cu geoterma medie a litosferei stabile (adică raportul TP mediu la diferite adâncimi), acest lucru se datorează faptului că fiecare dintre acești gradienți apare în contexte active geodinamic diferite. Gradientul HP-LT este întâlnit în lanțuri recente ( orogenia alpină-himalayană ), gradientul IP-HT este caracteristic zonelor antice de coliziune (de exemplu, lanțuri herciniene ), gradientul LP-HT, în cele din urmă, este întâlnit în aceleași lanțuri, dar este reprezentant și al orogeniei arheene (> 2,5 Ga ).

Temperatura, gradul metamorfic, izograd și izobar

Petrologia experimentală a arătat că mai multe minerale metamorfice apar doar atunci când T atinge anumite valori, indiferent de P. existent. Apariția unuia dintre aceste minerale indică faptul că T a atins o anumită valoare, care se numește grad metamorfic . De exemplu, pornind de la o protolith argilos și creșterea treptată a temperaturii, clorit va forma mai întâi și apoi, cu grade metamorfice, biotit , granat , staurolite , cianit și silimanit . Astfel, prin colectarea mai multor probe pe o suprafață mare și marcarea locației lor pe o hartă, este posibilă combinarea tuturor punctelor în care un anumit mineral apare sau dispare în probe: în acest fel se obține o serie de linii (de fapt suprafețele din care se vede intersecția cu solul) numită isògrade (adică de temperatură egală). Zona dintre două izograde contigue se numește zonă metamorfică (zona biotită , zona staurolită etc.). Zonele metamorfice sunt utile pentru identificarea, într-o zonă metamorfică, care a fost temperatura maximă atinsă de metamorfism ( vârf termic ) și unde s-a produs.
Numai pe baza temperaturii, diagrama PT este de obicei împărțită la 5 linii izograde verticale în metamorfism de temperatură foarte scăzută, scăzută, medie, ridicată și foarte ridicată. În același mod, diagrama PT poate fi împărțită numai în funcție de presiune cu 5 linii izobare orizontale care definesc metamorfismul presiunii foarte mici, mici, medii, ridicate și foarte mari.

Metamorfism polifazic și căi PTt

Fig. 3. Căi PTt posibile în cazul monometamorfismului (a și b) și al polimetamorfismului (c și d). Fiecare linie reprezintă un eveniment metamorfic. (la). Calea PTt monofazată în sensul acelor de ceasornic; (b). Calea polifazică în sens invers acelor de ceasornic; (c). Două evenimente monofazice; (d). Două evenimente polifazice. Asteriscurile indică vârfurile termice odată cu dezvoltarea unei noi parageneze. Din Smulikowsky și colab., 2003.

Numeroase studii arată că schimbările de presiune și temperatură în timpul unui eveniment metamorfic nu trebuie neapărat să implice o singură fază de încălzire și apoi răcire sau o singură fază de creștere și apoi de scădere a presiunii. Fiecare permanență a rocii pentru un timp adecvat pentru anumite condiții PT, cu acțiunea chimică a fluidelor (o condiție numită „punctul culminant”), generează o nouă parageneză indicativă a acelui mediu. Prin schimbarea condițiilor, se generează o nouă parageneză, iar metamorfismul se numește polifazic . Noua parageneză nu anulează întotdeauna complet precedentele de pretutindeni: de multe ori roca păstrează o parte din cristale și / sau structuri ale fazelor anterioare sub formă metastabilă . Astfel, este posibilă reconstituirea traiectoriei evolutive a unei roci în timp, așa-numita traiectorie PTt (presiune-temperatură-timp): într-o diagramă PT punctele cu presiuni și temperaturi particulare indicate de o parageneză sunt unite (fig. 3 ). Datarea radiometrică a mineralelor permite, în multe cazuri, plasarea succesiunii paragenezei în timp și, prin urmare, definirea căii sau căilor urmate de rocile din subsol. Traseul PTt poate fi în sensul acelor de ceasornic sau invers acelor de ceasornic, în funcție de punctul culminant termic care a fost atins în condiții de presiune descrescătoare sau, respectiv, crescătoare. Pe baza observării doar a paragenezei, nu este întotdeauna ușor să distingem dacă acestea sunt rezultatul unui metamorfism polifazic sau al mai multor metamorfisme îndepărtate în timp (polimetamorfism).

Tipuri de metamorfism

Metamorfismul poate fi clasificat după mai multe criterii:

• Extindere spațială : se disting metamorfismul regional, care afectează suprafețe mari, și metamorfismul local, conectat la fenomene de extensie limitată;
• Mediul său geologic : de exemplu metamorfismul orogen, înmormântare, fundul oceanului, metamorfismul de contact, dislocare;
• Cauza specială a unui metamorfism specific : de exemplu metamorfismul de la impact (al meteoritului), de la fulgere, hidrotermale etc;
• Dacă este rezultatul unui singur eveniment sau a mai multor evenimente îndepărtate în timp: în primul caz vorbim de monometamorfism , în al doilea de polimetamorfism ;
• Indiferent dacă este însoțită de o temperatură în creștere sau în scădere : după cum sa spus deja, în primul caz este progresiv, în al doilea este retrograd.

Unele dintre aceste criterii se suprapun parțial. Aici sunt menționate principalele tipuri de metamorfism, referindu-se la paginile specifice pentru informații suplimentare.

Metamorfismul regional

Același subiect în detaliu: metamorfismul regional .

Metamorfismul regional , numit și dinamotermic , ocupă suprafețe mari care implică volume mari de rocă și este asociat cu procese tectonice la scară largă, cum ar fi extinderea fundului oceanului, subducția unei plăci, scurtarea crustală legată de coliziunea plăci, afundarea bazinelor adânci etc. Principalul mediu al metamorfismului regional este cel legat de dezvoltarea unui lanț muntos, numit și metamorfism orogen : de fapt, toate marile lanțuri montane adânc erodate prezintă un nucleu de roci metamorfice la rădăcini. Metamorfismul poate fi legat de diferite etape ale procesului de ridare și implică atât regimuri de compresie, cât și regimuri de extensie. Efectele dinamice și termice sunt combinate în diferite proporții, iar regimul de presiune și temperatură este foarte mare. În cele mai multe cazuri, metamorfismul orogen produce structuri orientate în roci, cum ar fi decolteul, liniația , foliația și schistozitatea .

metamorfismul regional poate fi prograd sau retrograd, mono- sau polifazic și poate apărea cu căi diferite de presiune-temperatură (PT).

Metamorfismul de contact

Același subiect în detaliu: metamorfismul de contact .

Metamorfismul de contact , cunoscut și sub denumirea de metamorfism termic (deși nu este singurul generat doar de căldură) apare atunci când magmele , care se ridică din zonele adânci ale crustei și ale mantalei , intră în contact cu roci mai reci. Magma, transferând căldura către rocile din jur, determină recristalizarea lor; zona pe care se întind aceste transformări ia numele de halo de contact și în ea se produc transformările fizice / chimice tipice acestui metamorfism. Temperaturile vor fi mai ridicate în roci imediat în contact și vor scădea treptat spre zonele distale. Roci de contact metamorfism, denumite generic cornubianites sau hornfels, nu au structuri orientate (acestea sunt izotrop) și sunt , de obicei , fin granulată. Prezența unei faze fluide poate crește amplitudinea haloului, favorizând difuzia termică și reacțiile chimice de reechilibrare a sistemului, dar și fenomenele de metasomatism cu formarea skarnului .

Metamorfismul înmormântării

Același subiect în detaliu: îngroparea metamorfismului .

Acest tip de metamorfism, de extensie regională, apare la baza bazinelor sedimentare mari și nu este de obicei asociat cu magmatism sau deformări ale stresului. Rocile rezultate sunt recristalizate parțial până la complet și nu au schistozitate.

Metamorfismul fondului oceanic

Este un tip de metamorfism regional la local conectat la circuitele hidrotermale profunde care se dezvoltă în mediul oceanic în apropierea axelor de expansiune ale crestelor oceanice . Recristalizarea, care este aproape întotdeauna incompletă, acoperă o gamă largă de temperaturi. Metamorfismul (și metasomatismul asociat) este declanșat de fierberea fluidelor apoase și crește în intensitate cu adâncimea.

Metamorfismul hidrotermal

Este un tip de metamorfism termic local cauzat de fluide bogate în apă clocotită, legat de medii sau cauze specifice: de exemplu, atunci când o intruziune magmatică eliberează apă fierbinte juvenilă în rocile din jur. metasomatismul este frecvent asociat cu acest metamorfism. Metamorfismul fondului oceanic poate fi considerat o formă regională produsă de evenimente multiple și prelungite în timp ale metamorfismului hidrotermal.

Metamorfism dinamic

Metamorfismul dinamic (sau mecanic sau cataclastic) apare la nivelul defectelor, adică de-a lungul planurilor glisante ale blocurilor stâncoase. Fricțiunea datorată alunecării provoacă o creștere considerabilă a temperaturii până la punctul de a permite transformarea părților de rocă care sunt în contact. Aceasta implică o reducere mecanică a bobului și poate avea sau nu foliație.

Forme particulare și rare de metamorfism local

Metamorfismul plăcii fierbinți se dezvoltă sub o unitate tectonică (adică de origine alochtonă) la o temperatură ridicată: gradientul său termic este de obicei inversat și concentrat într-un spațiu mic. Metamorfismul de impact se dezvoltă din impactul unui meteorit cu suprafața pământului. Aceasta implică topirea și vaporizarea parțială a rocilor implicate. Metamorfismul fulgerului se dezvoltă în punctul în care lovește unul sau mai multe fulgere. Rezultatul este o fulgurită , o rocă aproape în întregime topită. Pirometamorfismul este un tip particular de metamorfism de contact caracterizat prin temperaturi foarte ridicate și presiuni foarte mici, generate de un corp vulcanic sau sub-vulcanic. De obicei, se dezvoltă în xenoliti incluși în aceste roci. Metamorfismul combustiei este produs de arderea spontană a substanțelor naturale, cum ar fi șistul petrolier , cărbunele și petrolul .

Ultrametamorfism

În cele din urmă, metamorfismul nu poate continua la nesfârșit dincolo de anumite valori de temperatură și presiune, deoarece, odată ce o limită este depășită, o parte din material se topește, declanșând astfel fenomene de ultrametamorfism. Partea topită impregnează masa stâncoasă care se transformă insinuându-se în cavități și, ulterior, cristalizând, se formează o rocă mixtă numită migmatită . Dacă, pe de altă parte, procesul de topire continuă, se formează magme.

Epizona, mezozona, catazona

Acești termeni au fost folosiți până acum câteva decenii pentru a identifica generic intensitatea atinsă de metamorfismul regional de tip orogen. Epizona identifică un mediu caracterizat de temperaturi modeste, care nu depășesc 300 ° C și presiuni puternic orientate, situate în cea mai mare parte în cea mai superficială parte a scoarței terestre , unde metamorfismul de grad scăzut produce roci cu decolteu predominant ( cloritozisti , filite etc.) și cu minerale cu un volum molecular mai mic decât cele preexistente, adică cu obicei lamelar, tabular sau prismatic, cum ar fi cloritul . Catazona, pe de altă parte, este cel mai profund mediu al metamorfismului regional (peste 15 km), caracterizat prin presiuni ridicate, dar în principal litostatice, și temperaturi ridicate, unde acțiunea termică predomină asupra celei barice, astfel încât asociațiile de non-uleioase minerale tind să formeze. puține schistogens ( orthoclase , sodiu-calciu plagioclaz , olivine , silimanit, etc.) , cu volume moleculare mai mari decât în zonele superioare, în care acțiunea presiunilor primează. Mesozone este un mediu de tranziție între epizone și catazone, în cazul în care procesele metamorfice au loc cu temperaturi ridicate și presiuni litostatice și presiuni foarte puternice orientate, care produc roci de șist , cum ar fi micascists , gnaiselor , amfibolitelor etc., cu minerale , cum ar fi biotit , granat , staurolite și cianit . Astăzi acești termeni sunt considerați depășiți de petrologi, din cauza definiției incerte, și înlocuiți cu utilizarea faciesului, dar sunt încă folosiți, cu semnificații diferite, pentru a indica profunzimea intruziunii plutonilor .

Reacțiile metamorfice

Același subiect în detaliu: reacțiile metamorfice .

Reacțiile chimice care implică minerale în procesul metamorfic pot fi clasificate în funcție de fazele implicate sau în raport cu mecanismul reacției și condițiile de echilibru. Pe baza primului criteriu, se pot distinge două tipuri de reacții:

• Reacții solide → solide : sunt acele în care sunt implicate doar faze solide, atât ca reactanți, cât și ca produse, fără participarea directă a unei faze volatile. Cu toate acestea, un fluid ar putea fi prezent într-un mod pasiv sau indirect activ, favorizând nucleația de noi cristale ca catalizator și redistribuirea ionilor prin difuzie ;
• Reacții solide → solide + fluide : sunt cele care eliberează sau consumă un fluid volatil și depind nu numai de presiune și temperatură, ci și de compoziția volatilului. Acesta este motivul pentru care acestea sunt împărțite în:
  • Reacții de deshidratare : faza fluidă din produse este apa;
  • Reacții de decarbonare : faza fluidă din produse este CO ₂ ;
  • Reacții de evaporare : atât apă, cât și CO ₂ sunt prezente printre produse;
  • Reacții redox : acestea sunt determinate de modificări ale temperaturii și fugacității volatilelor, în principal oxigen, și implică modificări ale stării de oxidare a unuia sau mai multor elemente.

Pe baza mecanismului de reacție și a condițiilor de echilibru, se pot distinge două tipuri de reacții:

• Reacții discontinue : apar în mod ideal la o temperatură specifică pentru fiecare presiune, astfel încât reactanții și produsele sunt în echilibru de -a lungul unei linii univariante în câmpul PT. Sunt de două tipuri:
  • Polimorfice tranziții de fază: ele implică transformarea unei faze solide în alta cu aceeași compoziție chimică , dar structura cristalina diferită, cum ar fi transformarea calcit → aragonit, care ambele au o compoziție _CaCO3;
  • Reacții de transfer net (eterogene) : implică mișcări marcate ale materiei prin faze multiple cu consumul de reactivi și producerea de faze noi. Proporțiile modale ale diferitelor faze ale compoziției se modifică pe parcursul reacției.
• Reazioni continue : sono costantemente all'equilibrio in un campo di valori di PT all'interno del quale entrambe le fasi, reagente e prodotto, coesistono. In queste reazioni cambiano sia le proporzioni modali che la composizione chimica dei reagenti e dei prodotti, finché il reagente, o reagenti, è interamente consumato, terminando così la reazione. La reazione di scambio è un tipo particolare di reazione continua durante la quale non ci sono variazioni nelle proporzioni modali di reagenti e prodotti, ma solo nelle concentrazioni degli ioni che si sostituiscono vicendevolmente nei reagenti, come ad esempio Fe e Mg in granati, cordierite ecc.

Se si eccettuano le transizioni polimorfiche, molte reazioni nelle rocce metamorfiche sono delle combinazioni di questi tipi ideali summenzionati.

Le reazioni metamorfiche in teoria dovrebbero essere reversibili: una reazione che si sviluppa per aumento della temperatura dovrebbe avvenire al contrario quando la temperatura scende. Di fatto non è così. Quasi sempre le reazioni producono paragenesi che restano metastabili anche in condizioni di non equilibrio termodinamico. Le cause sono principalmente tre: (1) l'abbassamento della temperatura riduce notevolmente la velocità delle reazione; (2) l'allontanamento o l'assenza della fase fluida, che esercita un'azione catalizzatrice, non consente l'innesco delle reazioni; (3) la riduzione della pressione orientata, che muove e deforma i cristalli, riduce la possibilità dei fluidi di muoversi tra essi trasferendo ioni.

Note

Bibliografia

• Casati P. - Scienze della Terra, volume 1 - Elementi di geologia generale (1996) - CittàStudi edizioni, Milano , ISBN 88-251-7126-9 .
• D'Amico C., F. Innocenti F., Sassi P. - Scienze della Terra - Magmatismo e Metamorfismo - Edizioni UTET. , ISBN 88-02-04082-6 .
• Fornasero D. - La Terra che vive (2004) - Gruppo Editoriale Il Capitello
• Best MG - Igneous and metamorphic petrology, 2nd edition (2003) - Blackwell
• Fettes D., Desmons J. - Metamorphic rocks: a classification and glossary of terms. Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks (2007) - Cambridge University Press
• Bucher K., Grapes R. - Petrogenesis of metamorphic rocks. 8th edition (2011) - Springer - ISBN 978-3-540-74168-8

Voci correlate

• Metamorfismo di pressione ultra alta
• Roccia metamorfica
• Facies metamorfica
• Reazioni metamorfiche
• Diaftoresi

Altri progetti

• Wikizionario contiene il lemma di dizionario « metamorfismo »
• Wikimedia Commons contiene immagini o altri file su metamorfismo

Collegamenti esterni

• ( EN ) Metamorfismo , su Enciclopedia Britannica , Encyclopædia Britannica, Inc.
• ( EN ) Tipi di metamorfismo , su tulane.edu .

Portale Mineralogia

Portale Scienze della Terra