La deformazione di un aggregato di grani può quindi aversi mediante scivolamento
relativo di grani, che però è accomodato da processi di diffusione. Un esempio di questo è
illustrato in Fig. 3.23a-c, dove un aggregato viene deformato applicando uno sforzo
oriz-zontale. I granuli cambiano la loro forma e per avere sempre i grani a contatto tra loro
essi devono spostarsi l’uno rispetto agli altri, con relativo scivolamento lungo i contatti,
accomodato da diffusione. Il movimento di difetti reticolari nelle rocce avviene più
comu-nemente lungo i limiti dei cristalli (Fig. 3.23d, mentre nei metalli a temperature elevate si
può avere anche all’interno dei grani (Fig. 3.23d).
Caratteri tipici di questo meccanismo deformativo, oltre alla grana ridotta della roccia,
sono la debole orientazione preferenziale di forma e cristallografica dei cristalli
(superpla-sticità).
3.4 Dissoluzione e riprecipitazione
Questo meccanismo implica il trasporto di materia mediante una fase fluida
intra-granulare in cui un minerale può entrare in soluzione e da cui successivamente può
ricristallizzare.
Dissoluzione avviene in quella parte della superficie dei grani su cui agisce 𝜎
1. Gli
atomi si diffondono nella fase fluida, vengono trasportati lungo i limiti tra i grani e quindi
riprecipitano in zone a basso stress.
Dissoluzione e riprecipitazione sono particolarmente efficienti se la grana della roccia è
piccola e sono fortemente influenzati dalla presenza e composizione della fase fluida e dalla
composizione e permeabilità della roccia. È un meccanismo molto diffuso di deformazione in
rocce in condizioni di bassa temperatura e pressione, ma generalmente non può accomodare
Blenkinsop T. (2000) -Deformation Microstructures and Mechanisms in Minerals and Rocks. Kluwer Academic Plubisher, Dordrecht.
Chester F., Friedman M. & Logan J. (1985) -Foliated cataclasites. Tectonophysics, 111, 139–146. Drury M. & Urai J. (1990) -Deformation-related recrystallization processes. Tectonophysics, 172, 235–253.
Engelder J.T. (1974) -Cataclasis and the generation of fault gouge. Geological Society of America Bulletin, 85, 1515–1522.
Evans B., Renner J. & Hirth G. (2001) -A few remarks on the kinetics of static grain growth in rocks. International Journal of Earth Sciences,90, 88–103.
Hirth G. & Tullis J. (1992) -Dislocation creep regimes in quartz aggregates. Journal of Structural Geology, 14 (2), 145–159.
Hobbs B.E., Means W.D. & Williams P.F. (1976) -An Outline of Structural Geology. John Wiley & Sons, New York, 571 pp.
Humphreys F.J. & Hatherly M. (2004) -Recrystallization and Related Annealing Phenomena. Elsevier, Amsterdam, 605 pp.
Knipe R.J. (1989) -Deformation mechanisms - recognition from natural tectonites. Journal of Structural Geology, 11 (1/2), 127–146.
Means W.D. (1981) -The concept of steady-state foliation. Tectonophysics, 78, 179–199.
Nicolas A. & Poirier J.P. (1976) -Crystalline Plasticity and Solid State Flow in Metamorphic Rocks. John Wiley & Sons, London.
Passchier C.W. & Trouw R.A.J. (1996) -Microtectonics. Springer-Verlag, Berlin, 366 pp. Paterson M.S. (2013) -Materials Science for Structural Geology. Springer, 247 pp.
Rutter E.H. (1983) -Pressure solution in nature, theory and experiment. Journal of the Geological Society of London,140 (5), 725–740.
Rutter E.H. (1986) -On the nomenclature of mode of failure transitions in rocks. Tectonophysics, 122, 381–387.
Schmid S.M. (1982) -Microfabric studies as indicators of deformation mechanism and flow laws operative in mountain building. In: K.J. Hsü (Ed.), Mountain Building Processes, pp. 95–110. Academic Press, London. Stipp M., Stünitz H., Heilbronner R. & Schmid S.M. (2002) -The eastern Tonale fault zone: a natural laboratory
for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700◦
C. Journal of Structural Geology,24 (12), 1861–1884.
Tullis J. (1983) -Deformation of feldspars. In: P.H. Ribbe (Ed.), Feldspar Mineralogy, Reviews in Mineralogy, vol. 2, pp. 297–332. Mineralogical Society of America.
Twiss R.J. & Moores E.M. (1992) -Structural Geology. Freeman and Company, New York, 532 pp.
Urai J.L., Means W.D. & Lister G.S. (1986) -Dynamic recrystallization of minerals. In: B.E. Hobbs & H.C. Heard (Eds.),Mineral and Rock Deformation: Laboratory Studies - The Paterson Volume, Geophysical Monograph, vol. 36, pp. 161–199. American Geophysical Union, Washington.
4.1 Transizione fragile – “duttile”
Il termine “fragile” riferito ad una deformazione ha un preciso significato meccanico
e implica il meccanismo deformativo di cataclasi, cioè un tipo di deformazione in cui si
ha formazione di fratture e in cui lo strain viene accomodato da scivolamento dei grani
lungo esse. Una definizione altrettanto chiara dal punto di vista meccanico non esiste per il
termine “duttile”.
Per “duttilità” si intende la capacità di un materiale di deformarsi in modo diffuso e
uniforme, una roccia che ha un comportamento duttile è una roccia che se sottoposta a
stress può acquisire una certa quantità di deformazione (strain) prima di giungere a rottura.
Una certa deformazione però può essere duttile ad una certa scala di osservazione e non
esserlo più ad un’altra scala. Una faglia, per esempio (Fig. 4.1), può essere legata ad una
deformazione localizzata, cioè ad una deformazione non uniformemente diffusa (Fig. 4.1a).
Ad una scala di osservazione maggiore (Fig. 4.1b) la stessa deformazione può apparire
diffusa, mentre non lo è nuovamente più ad una scala ancora maggiore (Fig. 4.1c). Queste
considerazioni non necessitano di prendere in considerazione il meccanismo deformativo
attivo durante la deformazione (cataclasi, plasticità, dissoluzione, ecc.). Si può quindi
(a)
(b)
(c)
Figura 4.1 Deformazione localizzata (a), (c) o diffusa (b) a seconda della scala di osservazione.
Quarzo 270 °C Feldspati 450-500 °C
Olivina 700 °C