EVOLUZIONE METAMORFICA OCEANICA

L’evoluzione metamorfica, che segue all’intrusione ed alla deformazione sin-magmatica del complesso gabbrico, è articolata in più fasi. Nell’area studiata sono stati riconosciute tre distinte fasi metamorfico\deformative. La prima fase è strettamente legata a deformazioni di taglio duttili; le altre due invece, di carattere retrogrado, sono associate a ricristallizzazioni sia dinamiche che statiche.

La maggior parte delle osservazioni e dei campioni prelevati provengono dai litotipi gabbrici, nei quali le deformazioni legate ai primi due eventi sono più facilmente distinguibili.

FASE DOC1B

L’evento metamorfico più antico è rappresentato da zone di taglio (“shear zones”) duttili (Cortesogno et al., 1987, 1994; Hoogerduijn-Strating, 1988; Molli 1992; 1994; 1996) la cui formazione, come risulta evidente dall’analisi sul terreno, è successiva sia al layering che alle altre strutture deformative sin- magmatiche.

Le zone di taglio ascrivibili alla fase deformativa DOC1B, presenti diffusamente all’interno del complesso gabbrico, sono localizzate in fasce discrete, che raramente vanno ad isolare volumi di roccia indeformati. Si possono osservare sia all’interno del gabbro che dei suoi differenziati femici e possono talvolta essere localizzate anche lungo i contatti tra gli stessi (Fig. 3.3.2.1).

Fig. 3.3.2.1 – Shear zone (DOC1B) sviluppatasi all’interfaccia dunite\gabbro.

I rapporti tra i due litotipi risultano trasposti dalla deformazione metamorfica (loc. Moggia-Pian della Madonna).

Le DOC1B, all’interno dei gabbri,

sono caratterizzate generalmente da foliazioni tettoniche nette e molto pervasive, alla scala sub- millimetrica/millimetrica, marcate da alternanze di livelli bianchi (plagioclasio prevalente) e scuri (pirosseni prevalenti). Nei livelli dunitici, invece, queste strutture sono difficilmente distinguibili alla mesoscala, data l’assenza di alternanze cromatiche che evidenzino la foliazione; dal punto di vista petrografico-microstrutturale, le stesse strutture hanno dato poche informazioni, a causa dell’intensa serpentinizzazione della roccia.

Queste “shear zones” sono solitamente caratterizzate da un progressivo aumento della deformazione dai settori esterni verso le parti più interne e determinano una graduale deflessione delle foliazioni

Fig. 3.3.2.2 – Geometria di una zona di taglio (con le relative strutture associate) idealizzata, secondo lo

schema proposto da Hanmer & Passchier (1991).

Fig. 3.3.2.3 – Zona di taglio milonitica DOC1B all’interno di

gabbri. Il senso movimento è desunto in maniera univoca delle asimmetrie della foliazione metamorfica.

(Ramsay & Graham, 1970; Simpson & Schmidt, 1983), che, nella parte centrale, dove si registra la maggiore deformazione, arrivano a parallelizzarsi tra loro (Fig. .2.2 e Fig. 3.3.2.3). Le relazioni geometriche tra la superficie di taglio e le foliazioni oblique ad essa associate sono risultate ottimi indicatori di movimento (Fig. 3.3.2.2 e Fig 3.3.2.3). In corrispondenza di queste geometrie, sono state frequentemente osservate anche strutture S-C (Berthé et al., 1979a, b; Vernon et al., 1983; Lister & Snoke, 1984; Krohe, 1990; Passchier & Trouw, 1996). Spesso, sul piano della foliazione (SOC1B), sono presenti evidenti lineazioni di estensione LOC1B (stretching lineations:

Passchier & Trouw, 1996), marcate prevalentemente da porfiroclasti allungati di clinopirosseno e da nastri, più o meno continui, di plagioclasio (Fig. 3.3.2.4). Associate alle zone di taglio, sono localmente riconoscibili anche pieghe intrafoliari (Fig. 3.3.2.5), considerate sin-genetiche rispetto all’evento DOC1B. All’interno di

quest’ultime non sono mai stati riconosciute, infatti, paragenesi mineralogiche sin-deformative, diverse da quelle che caratterizzano l’evento DOC1B. Lo sviluppo di pieghe intrafoliari

è generalmente associato ai fabrics metamorfici più evoluti (Fabric II e III, vedi seguito).

Tutti gli elementi strutturali sopra descritti hanno contribuito a conferire, per ciascuna struttura di taglio osservata, dei sensi di movimento e, nel caso particolare delle lineazioni, hanno consentito di ricostruire sia la direzione che il verso di trasporto tettonico (vedi paragrafo 3.5).

Gli spessori delle zone di taglio in oggetto possono variare da un minimo di 5-10 cm fino a diverse decine di metri, con lunghezze comprese, rispettivamente, tra pochi decimetri e qualche decina di metri.

Fig. 3.3.2.4 – Lineazioni d’estensione (LOC1B) disposte sulla

superficie di foliazione SOC1B.

Fig. 3.3.2.5 – Pieghe intrafoliari associate ad una zona di taglio

Frequentemente le zone di taglio sono state osservate in corrispondenza dei gabbri con layering ben sviluppato, spesso caratterizzati a loro volta da foliazioni magmatiche. Le giaciture delle foliazioni metamorfiche risultano spesso sub-parallele a quelle delle strutture magmatiche (Fig. 3.3.2.6).

Difficilmente queste le fasce di taglio sono state osservate attraversare i gabbri pegmatoidi, con dimensioni pluricentimetriche dei cristalli, mentre, più comunemente, si è osservato una deviazione delle stesse intorno a tali domini, i quali risultano poco o per niente deformati (Fig. 3.3.2.7). Nei casi in cui la foliazione metamorfica diviene parallela a quella magmatica, è praticamente impossibile discriminare sul terreno le due strutture. La foliazione che viene osservata in questi casi è sostanzialmente una foliazione composita.

Dal punto di vista microstrutturale, le rocce attraversate dalle zone di taglio in oggetto sono interessate da un’importante riorganizzazione strutturale e mineralogica interna, che determina lo sviluppo di tessiture milonitiche (Bell & Etheridge, 1973; Hobs et al., 1976; White et al., 1980; Tullis et al., 1982; Hanmer &

Fig. 3.3.2.6 – Relazioni di interferenza tra

strutture sin-magmatiche (layering e foliazione) e foliazioni metamorfiche associate ad una zona di taglio sin-DOC1B.

Passchier, 1991; Passchier & Trouw, 1996). Si assiste infatti ad una riduzione della dimensione dei minerali, associata alla quale c’è un progressivo sviluppo della foliazione, definita da alternanze di livelli a plagioclasio e di livelli a pirosseno.

La ricristallizzazione metamorfica non di rado preserva, in proporzioni variabili, relitti tessiturali e paragenetici magmatici. I plagioclasi primari ricristallizzano creando aggregati poligonali di plagioclasi con giunzioni a 120° (Fig. 3.3.2.8). I clinopirosseni magmatici, rappresentati prevalentemente da diopside, sono ricristallizzati in aggregati di clinopirosseno secondario, di composizione diopsidica, con giunzioni triple (Fig. 3.3.2.9). Associati a questi ultimi possono essere presenti cristalli di ilmenite ed a volte anche anfiboli rosso- bruni (Ti-pargasite), anch’essi in contatto, rispetto al diopside secondario, mediante giunzioni triple. Questi anfiboli possono essere presenti anche nelle ombre di pressione del diopside magmatico. I clinopirosseni di neoformazione

non mostrano mai né tracce di sfaldatura né lamelle di essoluzione. Queste ultime sembrano essere tuttavia più frequenti nei pirosseni primari coinvolti nelle deformazioni, che in quelli associati a protoliti indeformati.

Fig. 3.3.2.7 – Porzione di gabbro a tessitura pegmatoide

preservato dalla deformazione metamorfica (DOC1B), concentrata

nei volumi di roccia (caratterizzati da una tessitura primaria più fine) limitrofi.

Fig. 3.3.2.8 – Plagioclasi e clinopirosseni

ricristallizzati. I contatti tra i cristalli di neo- formazione sono marcati da giunzioni triple a 120° (microfoto, nicols +).

Prendendo in parte spunto da studi petrografico-strutturali analoghi (es: Cannat, 1991; Molli 1994; Gaggero & Cortesogno, 1997) si è ritenuto opportuno, in funzione delle diverse caratteristiche meso- e micro-strutturali riconosciute all’interno delle zone di taglio analizzate, distinguere diversi fabrics. In luogo dei 3 diversi “tipi” proposti da Molli (1994), per analisi condotte sullo stesso areale, è stata in questo lavoro stilata una classificazione di 4 diversi fabrics:

FABRIC I: il protolito gabbrico è visibilmente deformato ed è presente una foliazione non molto