Tipi di metamorfismo

metamorfismo di Contatto

A basse profondità all’interno della crosta (di solito meno di 6 km) le fonti di calore responsabile per metamorfismo di contatto sono organi di magma (es. intrusioni ignee) che aumentano la temperatura delle rocce circostanti. Questi effetti termici sono solitamente limitati alle zone di contatto delle intrusioni, da qui il termine metamorfismo di contatto. Tuttavia, a volte i fluidi caldi vengono rilasciati dalle intrusioni e penetrano nelle rocce che racchiudono le fratture e producono zone metamorfiche di contatto. I fattori determinanti che regolano l’entità del metamorfismo di contatto sono la dimensione dell’intrusione e la sua temperatura. I magmi di base sono molto più caldi dei magmi acidi e quindi avranno un maggiore effetto termico. Inoltre, una grande intrusione contiene molto più calore di un piccolo corpo simile a una diga e il suo effetto sulle rocce del paese circostante sarà molto più grande e più diffuso.

Le rocce di campagna che circondano grandi corpi caldi di magma vengono riscaldate, avviando reazioni minerali e formando nuovi minerali. Le rocce adiacenti a dighe e davanzali sottili sono semplicemente cotte e indurite e non subiscono grandi cambiamenti mineralogici e/o strutturali. I grandi plutoni danno origine a zone aureole di contatto all’interno delle quali le rocce del paese sono metamorfosate termicamente, con quelle più vicine ai plutoni che sperimentano più calore di quelle più lontane (quindi hanno un grado metamorfico più alto). Poiché i grandi plutoni impiegano milioni di anni per raffreddarsi, anche le rocce del paese circostante rimangono calde per decine di migliaia di anni consentendo alle reazioni chimiche di continuare a completarsi.

Contatto facies metamorfiche

Le facies metamorfiche prodotto da metamorfismo di contatto in ordine crescente di qualità come segue:

• Albite epidoto hornfels
• Orneblenda hornfels
• Pirosseno hornfels
• Sanidinite

metamorfismo Dinamico

Dinamico rocce metamorfiche sono limitato a zone strette adiacente a guasti o spinte. Le elevate sollecitazioni di taglio associate a faglie e spinte schiacciano le rocce adiacenti. L’aumento della temperatura è prodotto dal calore di attrito generato all’interno della zona di faglia. Le alte sollecitazioni di taglio possono essere di breve durata o di lunga durata a seconda dell’attività della faglia o della spinta. Il metamorfismo dinamico comporta elevate sollecitazioni di taglio, alta pressione, alta deformazione, alta pressione parziale del fluido e temperatura variabile. In molti casi, l’acqua svolge un ruolo fondamentale.

Le rocce frantumate nelle zone di faglia sono note come brecce di faglia che consistono in frammenti angolari della roccia di campagna in una matrice di roccia frantumata o polverizzata, cementata da quarzo e/o calcite. I fluidi si muovono facilmente lungo le zone di faglia tra i confini del grano e attraverso fessure e fessure. Questi fluidi sono in grado di trasportare grandi quantità di silice, carbonati e altri minerali in soluzione.

La pseudotachilite è una roccia della zona di faglia nera e vetrosa. Di solito si presenta come dighe strette e vene e si forma per fusione per attrito della roccia del paese. Le myloniti sono rocce parzialmente ricristallizzate con una foliazione pronunciata che sono prodotte da un’intensa tosatura durante movimenti su larga scala lungo faglie e spinte. I diversi tipi di roccia prodotti dal metamorfismo dinamico variano con la profondità dalla superficie in quanto, con l’aumentare della profondità, aumentano sia la pressione circostante che la temperatura.

Metamorfismo regionale

La maggior parte delle rocce metamorfiche si verifica nelle cinghie di montagna o nelle aree cratoniche. Tali rocce coprono vaste aree della crosta terrestre e sono quindi definite rocce metamorfiche regionali. Nascono dall’azione combinata di calore, pressione di sepoltura, stress differenziale, deformazione e fluidi su rocce preesistenti. Le rocce risultanti sono sempre deformate (a causa dello stress differenziale) e presentano comunemente pieghe, fratture e fenditure. Grandi quantità di intrusioni granitiche sono anche associate a rocce metamorfiche regionali. Le rocce metamorfiche regionali più comuni sono ardesie, scisti e gneiss. Il metamorfismo regionale copre una vasta gamma di condizioni di temperatura e pressione da 200° C a 750° C e 2 kbar-10 kbar (o 5 km – 35 km di profondità).

Ci sono tre facies metamorfiche all’interno di rocce metamorfosate regionali, che dal più basso al più alto grado sono:

• Greenschist: può essere ulteriormente suddiviso in zone di clorite e biotite. Il termine greenschist prende il nome dalle rocce stesse in quanto molte rocce di questa facies sono di colore grigio-verde e hanno una struttura scistosa (disposizione parallela di minerali platy).
• Anfibolite: può essere ulteriormente suddivisa nelle zone granato e staurolite. Il termine anfibolite prende il nome dai minerali costituenti più comuni di questa facies, minerali del gruppo degli anfiboli.
• Granulite: può essere ulteriormente suddivisa nelle zone di cianite e sillimanite. Il termine granulite riflette la trama più comune di queste rocce – granulare.

Metamorfismo regionale ad alta pressione

In alcune parti del mondo, geologicamente giovani (Cenozoico e Mesozoico) fold cinture di montagna contengono sequenze di metamorfosi rocce sedimentarie a grana fine e rocce vulcaniche di base che contengono insoliti anfiboli blu. Queste rocce sono comunemente scistose, possono avere un caratteristico colore blu, e sono chiamati blueschists. Questi si formano a bassa temperatura ma in condizioni di alta pressione nelle zone di collisione delle lastre subduttive.

Quando le lastre oceaniche subdotte vengono trascinate fino a profondità superiori a 50 chilometri, il basalto viene metamorfosato a pressioni molto elevate per formare una roccia densa con la stessa composizione chimica di massa ma diversa mineralogia (prevalentemente pirosseno e granato) e consistenza. Queste rocce sono chiamate eclogiti.

Cinture metamorfiche

Il metamorfismo regionale si verifica su ampie aree della crosta terrestre. Le sequenze metamorfiche più comuni nelle rocce relativamente giovani (ad es. più giovane di 450 Ma (milioni di anni)) si verificano nelle cinghie di montagna piegate che sono prodotte da processi tettonici associati allo sviluppo di queste cinghie. Chiamiamo tali regioni cinture metamorfiche. All’interno di queste sequenze, le rocce metamorfiche regionali di grado superiore si verificano generalmente nelle regioni della crosta inferiore e quelle di grado inferiore si verificano nella crosta superiore. Le regioni cratoniche più antiche (chiamate anche scudi) contengono anche numerose sequenze metamorfiche regionali. Sia le regioni più vecchie che quelle più giovani contengono abbondanti esposizioni di rocce granitiche la cui formazione è fortemente legata al metamorfismo.

Cinture metamorfiche in Australia

La geologia dell’Australia orientale è dominata da un certo numero di queste cinture di montagna. Le più grandi sono le cinture di piega Lachlan e New England. Entrambe queste cinghie fold contengono relativamente basso grado rocce metamorfiche regionali, insieme a numerose intrusioni granitiche. La cintura pieghevole del New England contiene piccole quantità di blueschisti ed eclogiti che si sono formate nelle zone di collisione delle lastre subduttive. Queste cinghie di piegatura si sono formate nel corso di centinaia di milioni di anni da processi tettonici delle placche.

Metamorfismo retrogressivo

Molte rocce metamorfiche contengono prove di cambiamenti minerali retrogradi, cioè alterazione di minerali di grado superiore in quelli di grado inferiore. Molti di questi cambiamenti coinvolgono l’idratazione e sono il risultato di una diminuzione della temperatura e di un aumento dell’attività dell’acqua. Il metamorfismo retrogrado è normalmente prodotto da un metamorfismo regionale ripetuto in cui un episodio di grado inferiore è sovrapposto a uno di grado superiore. La maggior parte degli eventi retrogressivi sono probabilmente solo una conseguenza del raffreddamento del sistema metamorfico dopo che è stato raggiunto il metamorfismo di picco (cioè il sistema deve raffreddarsi con il tempo e mentre la regione subisce il sollevamento con il tempo, sia la pressione che la temperatura sono drasticamente ridotte). I minerali secondari prodotti durante il metamorfismo retrogressivo si presentano generalmente come frange fibrose intorno, inclusioni all’interno e grani pseudomorfi dopo, i minerali metamorfici di grado superiore. Un buon esempio di metamorfismo retrogressivo è il verificarsi di serpentiniti. Questi si formano per idratazione generalmente a bassa temperatura della roccia ultramafica (contenente minerali composti principalmente da magnesio e ferro), comunemente nelle zone di subduzione.