Il risultato del metamorfismo dipende dalla pressione, dalla temperatura e dall’abbondanza di fluido coinvolto, e ci sono molte impostazioni con combinazioni uniche di questi fattori. Alcuni tipi di metamorfismo sono caratteristici di specifiche impostazioni tettoniche a placche, ma altri non lo sono.
Il metamorfismo sepolto si verifica quando i sedimenti sono sepolti abbastanza profondamente che il calore e la pressione causano la ricristallizzazione dei minerali e la crescita di nuovi minerali, ma non lasciano la roccia con un aspetto foliato. Per quanto riguarda i processi metamorfici, il metamorfismo sepolto avviene a temperature relativamente basse (fino a ~300 °C) e a pressioni (centinaia di metri di profondità). A occhio nudo, i cambiamenti metamorfici possono non essere affatto evidenti. Confrontate la roccia conosciuta commercialmente come Black Marinace Gold Granite (Figura 10.24) – ma che è in realtà un metaconglomerato – con il metaconglomerato in Figura 10.10. Il metaconglomerato formatosi attraverso il metamorfismo sepolcrale non mostra nessuna delle foliazioni che si sono sviluppate nel metaconglomerato della figura 10.10.
Una nota sui nomi commerciali delle rocce
I nomi dati alle rocce che vengono vendute come materiali da costruzione, specialmente per i piani di lavoro, possono non riflettere il tipo di roccia reale. È comune usare i termini granito e marmo per descrivere rocce che non lo sono. Mentre questi termini potrebbero non fornire informazioni accurate sul tipo di roccia, generalmente distinguono la roccia naturale dai materiali sintetici. Un esempio di materiale sintetico è quello indicato come quarzo, che include cristalli di quarzo macinati e resina. Se vi capita di essere nel mercato per i controsoffitti in pietra e siete preoccupati di ottenere un prodotto naturale, è meglio fare molte domande.
Metamorfismo regionale
Il metamorfismo regionale si riferisce al metamorfismo su larga scala, come quello che succede alla crosta continentale lungo i margini tettonici convergenti (dove le placche si scontrano). Le collisioni portano alla formazione di lunghe catene montuose, come quelle lungo la costa occidentale del Nord America. La forza della collisione fa sì che le rocce siano piegate, rotte e impilate l’una sull’altra, quindi non c’è solo la forza di compressione della collisione, ma anche il peso delle rocce impilate. Più le rocce sono profonde all’interno della pila, più alte sono le pressioni e le temperature, e più alto è il grado di metamorfismo che si verifica. Le rocce che si formano dal metamorfismo regionale sono probabilmente foliate a causa della forte pressione direzionale delle placche convergenti.
La catena dell’Himalaya è un esempio di dove il metamorfismo regionale sta accadendo perché due continenti si stanno scontrando (Figura 10.25). Le rocce sedimentarie sono state spinte fino a grandi altezze – quasi 9 km sopra il livello del mare – e anche sepolte a grandi profondità. Considerando che il normale gradiente geotermico (il tasso di aumento della temperatura con la profondità) è di circa 30°C per chilometro nella crosta, la roccia sepolta a 9 km sotto il livello del mare in questa situazione potrebbe essere vicina ai 18 km sotto la superficie del terreno, ed è ragionevole aspettarsi temperature fino a 500°C. Notate la sequenza di rocce che da, iniziando con l’ardesia più in alto dove le pressioni e le temperature sono più basse, e finendo nella migmatite in basso dove le temperature sono così alte che alcuni dei minerali iniziano a fondere. Queste rocce sono tutte foliate a causa della forte forza di compressione delle placche convergenti.
Metamorfismo del suolo sordo (idrotermale)
In una dorsale di diffusione oceanica, la crosta oceanica di gabbro e basalto di recente formazione si sta lentamente allontanando dal confine della placca (Figura 10.26). L’acqua all’interno della crosta è costretta a salire nella zona vicina alla fonte di calore vulcanico, attirando altra acqua da più lontano. Questo alla fine crea un sistema convettivo in cui l’acqua marina fredda viene attirata nella crosta, riscaldata a 200 °C – 300 °C mentre passa attraverso la crosta, e poi rilasciata di nuovo sul fondo del mare vicino alla dorsale.
Il passaggio di questa acqua attraverso la crosta oceanica a queste temperature promuove reazioni metamorfiche che cambiano i minerali originali di olivina e pirosseno nella roccia in clorite ((Mg5Al)(AlSi3)O10(OH)8) e serpentino ((Mg, Fe)3Si2O5(OH)4). La clorite e il serpentino sono entrambi minerali idrati, contenenti acqua sotto forma di OH nelle loro strutture cristalline. Quando la crosta oceanica metamorfosata viene successivamente subdotta, la clorite e il serpentino vengono convertiti in nuovi minerali non idratati (ad es, granato e pirosseno) e l’acqua rilasciata migra nel mantello sovrastante, dove contribuisce alla fusione.
Il metamorfismo di basso grado che si verifica a queste pressioni e temperature relativamente basse può trasformare le rocce ignee mafiche della crosta oceanica in pietra verde (Figura 10.27), una roccia metamorfica non fogliata.
Metamorfismo della zona di subduzione
Nelle zone di subduzione, dove la litosfera oceanica è costretta a scendere nel mantello caldo, c’è una combinazione unica di temperature relativamente basse e pressioni molto elevate. Le alte pressioni sono prevedibili, data la forza di collisione tra le placche tettoniche e l’aumento della pressione litostatica man mano che la lastra in subduzione viene spinta sempre più in profondità nel mantello. Le temperature più basse esistono perché anche se il mantello è molto caldo, la litosfera oceanica è relativamente fredda, e un povero conduttore di calore. Ciò significa che ci vorrà molto tempo per riscaldarsi, può essere diverse centinaia di gradi più fredda del mantello circostante. Nella figura 10.28, si noti che le isoterme (linee di uguale temperatura, linee tratteggiate) scendono in profondità nel mantello insieme alla lastra in subduzione, mostrando che regioni di temperatura relativamente bassa esistono più in profondità nel mantello.
Un tipo speciale di metamorfismo avviene in queste condizioni di altissima pressione ma di temperatura relativamente bassa, producendo un minerale anfibolo noto come glaucofano (Na2(Mg3Al2)Si8O22(OH)2). Il glaucofano è blu, ed è il componente principale di una roccia conosciuta come blueschist. Se non avete mai visto o anche solo sentito parlare di blueschist, questo non è sorprendente. Ciò che è sorprendente è che qualcuno l’abbia visto! La maggior parte della blueschist che si forma nelle zone di subduzione continua ad essere subdotta. Si trasforma in eclogite a circa 35 km di profondità, e poi alla fine affonda in profondità nel mantello, per non essere più vista. Solo in pochi posti al mondo, il processo di subduzione è stato interrotto, e la blueschist parzialmente subdotta è tornata in superficie. Uno di questi luoghi è l’area intorno a San Francisco. Il blueschist in questo luogo fa parte di un insieme di rocce conosciute come il Complesso Francescano (Figura 10.29).
Metamorfismo di contatto
Il metamorfismo di contatto avviene quando un corpo di magma si intrude nella parte superiore della crosta. Il calore è importante nel metamorfismo di contatto, ma la pressione non è un fattore chiave, così il metamorfismo di contatto produce rocce metamorfiche non fogliate come hornfels, marmo e quarzite.
Ogni tipo di corpo magmatico può portare al metamorfismo di contatto, da una sottile diga a un grande deposito. Il tipo e l’intensità del metamorfismo, e l’ampiezza dell’aureola metamorfica che si sviluppa intorno al corpo magmatico, dipenderà da una serie di fattori, tra cui il tipo di roccia di campagna, la temperatura del corpo intruso, le dimensioni del corpo e i composti volatili all’interno del corpo (Figura 10.30). Una grande intrusione conterrà più energia termica e si raffredderà molto più lentamente di una piccola, e quindi fornirà un tempo più lungo e più calore per il metamorfismo. Questo permetterà al calore di estendersi più lontano nella roccia di campagna, creando un’aureola più grande. I volatili possono dissolversi dalla colata intrusa e viaggiare nella roccia di campagna, facilitando il riscaldamento e trasportando i costituenti chimici dalla colata nella roccia. Così, le aureole che si formano intorno alle intrusioni “umide” tendono ad essere più grandi di quelle che si formano intorno alle loro controparti secche.
Le aureole metamorfiche di contatto sono tipicamente abbastanza piccole, da pochi centimetri intorno a piccoli dicchi e lamelle, fino a 100 m intorno a un grande ceppo. Il metamorfismo di contatto può avvenire in un’ampia gamma di temperature, da circa 300 °C a oltre 800 °C. Si formeranno minerali diversi a seconda della temperatura esatta e della natura della roccia di campagna.
Anche se i corpi di magma possono formarsi in una varietà di ambienti, un luogo dove il magma è prodotto in abbondanza, e dove il metamorfismo di contatto può avere luogo, è lungo i confini convergenti con le zone di subduzione, dove si formano gli archi vulcanici (Figura 10.31). Il metamorfismo regionale ha luogo anche in questo ambiente, e a causa del calore extra associato all’attività magmatica, il gradiente geotermico è tipicamente più ripido in questi ambienti (tra ~ 40 e 50 °C/km). In queste condizioni, gradi più elevati di metamorfismo possono avere luogo più vicino alla superficie rispetto ad altre aree.
Metamorfismo da shock
Quando oggetti extraterrestri colpiscono la Terra, il risultato è un’onda d’urto. Dove l’oggetto colpisce, le pressioni e le temperature diventano molto alte in una frazione di secondo. Un impatto “leggero” può colpire con 40 GPa e alzare le temperature fino a 500 °C. Le pressioni nel mantello inferiore iniziano a 24 GPa (GigaPascal), e salgono a 136 GPa al confine tra nucleo e mantello, quindi l’impatto è come far precipitare la roccia in profondità nel mantello e rilasciarla di nuovo in pochi secondi. Il cambiamento improvviso associato al metamorfismo d’urto lo rende molto diverso da altri tipi di metamorfismo che possono svilupparsi nel corso di centinaia di milioni di anni, iniziando e fermandosi quando le condizioni tettoniche cambiano.
Due caratteristiche del metamorfismo d’urto sono il quarzo d’urto e i coni di frantumazione. Il quarzo scosso (Figura 10.32 a sinistra) si riferisce ai cristalli di quarzo che mostrano danni sotto forma di linee parallele in tutto il cristallo. Il cristallo di quarzo nella figura 10.32 ha due serie di queste linee. Le linee sono piccole quantità di materiale vetroso all’interno del quarzo, formate dalla fusione e dalla risolidificazione quasi istantanea quando il cristallo è stato colpito da un’onda d’urto. I coni di frantumazione sono fratture a forma di cono all’interno delle rocce, anch’esse il risultato di un’onda d’urto (Figura 10.32 a destra). Le fratture sono annidate insieme come una pila di coni di gelato.
Metamorfismo dinamico
Il metamorfismo dinamico è il risultato di uno stress da taglio molto elevato, come quello che si verifica lungo le zone di faglia. Il metamorfismo dinamico si verifica a temperature relativamente basse rispetto ad altri tipi di metamorfismo, e consiste principalmente nei cambiamenti fisici che avvengono in una roccia sottoposta a stress da taglio. Colpisce una regione ristretta vicino alla faglia, e le rocce vicine possono sembrare non influenzate.
A basse pressioni e temperature, il metamorfismo dinamico avrà l’effetto di rompere e macinare la roccia, creando rocce cataclastiche come la breccia di faglia (Figura 10.33). A pressioni e temperature più elevate, i grani e i cristalli nella roccia possono deformarsi senza rompersi in pezzi (Figura 10.34, a sinistra). Il risultato di un metamorfismo dinamico prolungato in queste condizioni è una roccia chiamata mylonite, in cui i cristalli sono stati allungati in nastri sottili (Figura 10.34, destra).
