In mineralogia e petrologia si definisce metamorfismo l'insieme delle trasformazioni mineralogiche e/o strutturali allo stato solido che una roccia subisce quando viene a trovarsi, nel sottosuolo, in ambienti fisico-chimici diversi da quelli in cui si è originata. I fattori che determinano il metamorfismo sono i cambiamenti di temperatura e pressione (litostatica e orientata o stress) e la presenza/assenza e attività dei fluidi contenuti nella roccia.
Caratteri generali del metamorfismo
La roccia originaria che subisce metamorfismo è detta "protolito". Può essere una roccia sedimentaria, una roccia ignea o una roccia già metamorfica. Il metamorfismo produce la ricristallizzazione dei minerali presenti nel protolito o la trasformazione di questi in nuovi minerali non presenti nel protolito. Il processo di ristrutturazione dei cristalli in nuove forme e nuove specie prende il nome di blastesi, mentre la tessitura che produce viene definita genericamente cristalloblastica.
Il campo di pressioni e temperature in cui opera il metamorfismo è vasto e i suoi limiti non sono tracciabili con delle linee nette. Il limite inferiore del metamorfismo è rappresentato dal passaggio alla diagenesi, ossia al campo di pressioni e temperature in cui avvengono i cambiamenti chimico-fisici che trasformano un sedimento in una roccia sedimentaria coerente. Si passa dalla diagenesi al metamorfismo gradualmente, con l'aumentare della profondità.
Il limite termico viene posto arbitrariamente intorno ai 150 °C, ma può variare in più o in meno di 50 °C, mentre la pressione minima di inizio metamorfismo viene fissata a circa 0,3 GPa. Particolari tipi di metamorfismo legati ad un apporto termico, come quello di contatto, possono tuttavia avvenire vicino alla superficie, quindi a pressioni decisamente più basse.
Più che una precisa temperatura, è la blastesi di determinati minerali ritenuti sicuramente non diagenetici a segnare l'inizio del metamorfismo: carpholite, pirofillite, anfibolo sodico, lawsonite, paragonite, prehnite, pumpellyite e stilpnomelanoPoiché alcuni di questi minerali potrebbero essere presenti nel sedimento sotto forma di detrito originato dall'erosione di altre rocce e quindi non indicativi dell'inizio del metamorfismo, la loro origine metamorfica può essere riconosciuta solo dall'esame microscopico di sezioni sottili della roccia.. Il limite superiore del metamorfismo è invece indicato dalla temperatura di inizio fusione della roccia, che dà origine al campo delle rocce ignee. Il limite è in questo caso ancora più variabile, perché la temperatura di inizio fusione varia moltissimo a seconda del chimismo del protolito, della pressione e della presenza/assenza di acqua nella roccia. In condizioni anidre e/o di alta pressione, una roccia può rimanere allo stato solido a temperature ben oltre quelle di inizio fusione di un granito satura d'acqua.
Nel diagramma di fig. 1 sono indicate, come riferimento, le curve del solidus (temperatura di inizio fusione del minerale più bassofondente) del granito saturo d'acqua e del granito anidro. Poiché non comporta la fusione della roccia, il metamorfismo viene definito un processo subsolidus. Esiste un limite alla pressione nel metamorfismo ? Per lungo tempo si è pensato che la pressione massima nelle rocce metamorfiche crostali non superasse 1,0 GPa, che corrisponde alla pressione idrostatica alla base di una crosta continentale di normale spessore (30–40 km), ma studi recenti dimostrano che alcune rocce crostali hanno raggiunto pressioni altissime.
Gneiss contenenti piropo purissimo con inclusioni di coesite (una forma estremamente densa di SiO2) indicano pressioni di almeno 3 GPa, corrispondenti a una profondità di oltre 100 kmChopin C. - Coesite and pure pyrope in high-grade blueschists of the western Alps: a first record and some consequences (1984) - Contrib Miner Petrol 86: pp. 107–118.. Per queste rocce è stato coniato il termine di metamorfismo di pressione ultra alta. È evidente che simili pressioni si possono giustificare solamente con il trasporto di rocce crostali a grande profondità attraverso la subduzione. Bisogna inoltre ricordare che in alcuni complessi ofiolitici si sono osservate forme di metamorfismo in peridotiti del mantello litosferico, il che può spingere i limiti del metamorfismo noto fino a profondità dell'ordine di 200 km, con pressioni intorno ai 6 GPaYang J., Godard G., Kienast J.R., Lu Y., Sun J. - Ultrahigh-pressure (60 kbar) magnesite-bearing garnet peridotites from northeastern Jiangsu, China (1993) - Journal of Geol. 101: pp.541–554..
Il metamorfismo è un processo essenzialmente isochimico, nel senso che, anche se può dare origine a nuovi minerali, non cambia, se non marginalmente, la composizione chimica complessiva della roccia. Da ciò deriva che, nelle stesse condizioni di pressione e temperatura (P-T), protoliti a chimismo diverso daranno origine a rocce metamorfiche con minerali diversi. Ad esempio, nelle stesse condizioni di T e P un basalto darà origine ad un’anfibolite, roccia formata essenzialmente da anfibolo e plagioclasio, mentre un'argilla darà origine ad un micascisto, formato da quarzo, miche e granato. Il carattere isochimico distingue il metamorfismo in senso stretto dal metasomatismo, che invece comporta l'immissione e/o l'eliminazione di elementi chimici nella roccia.
Etimologia Metamorfismo viene dal greco metamórphōsis, derivato di metamorphóō = trasformo.
Fattori del metamorfismo Calore: il calore è il più importante agente delle trasformazioni mineralogiche. Minerali stabili a basse temperature sono sostituiti da altri stabili a temperature più alte o viceversa. L'aumento di temperatura inoltre rende più veloci le reazioni chimiche che si instaurano tra i minerali a contatto. I minerali metamorfici che con la loro comparsa o variazione di composizione sono indicativi di un cambiamento di temperatura sono detti geotermometri. Il calore può avere tre origini: trasferimento di calore a contatto con un magma bollente che si intrude dal basso: è il caso del metamorfismo detto di contatto (vedi sotto); gradiente geotermico, ossia aumento della temperatura all'aumentare della profondità a causa dell'aumento di pressione e del decadimento di minerali radioattivi. Mediamente la temperatura aumenta di circa 3 °C ogni 100 m di profondità, variando da un minimo di 1,5 a un massimo di 5 °C. Quando una roccia viene portata in profondità, ad esempio lungo un piano di subduzione, la roccia subisce trasformazioni che comportano la neoformazione di minerali di più alta temperatura: in questo caso il metamorfismo viene detto prògrado. Al contrario, per sollevamento, ad esempio durante una collisione di masse continentali, la roccia subisce trasformazioni che comportano la neoformazione di minerali di più bassa temperatura: in questo caso il metamorfismo è retrògrado; calore da attrito lungo faglie e piani di subduzione. Pressione litostatica: è la pressione dovuta alla colonna di rocce che sovrasta la roccia stessa; essa è uguale in ogni direzione e aumenta mediamente di 270 bar (= 27 MPa) ogni km nella crosta e 330 bar (= 33 MPa) ogni km nel mantello: l'effetto è quello di rendere stabili i minerali con un impaccamento di atomi più compatto e quindi che occupano meno spazio. I minerali metamorfici che con la loro comparsa o variazione di composizione sono indicativi di un cambiamento di pressione sono detti geobarometri. Pressione orientata (stress): è una pressione aggiuntiva che si genera quando la roccia è sottoposta a forze compressive durante un piegamento o a sforzi di taglio lungo superfici di scorrimento. In molti casi comporta solo trasformazioni strutturali della roccia e/o ricristallizzazione dei minerali esistenti, senza formazione di nuovi minerali. A seconda della composizione iniziale e della profondità dà origine alle strutture seguenti: clivaggio, lineazione, foliazione e scistosità. Circolazione di fluidi: i principali fluidi metamorfici sono l'acqua allo stato gassoso e il diossido di carbonio (CO2). I fluidi hanno un ruolo essenziale nel processo metamorfico: sono l'agente di mobilizzazione e trasporto degli ioni nelle reazioni metamorfiche, ne condizionano l'innesco e ne aumentano la velocità, inoltre favoriscono la ricristallizzazione orientata dei minerali sottoposti a stress. L'assenza di fluidi o la loro impossibilità di muoversi tra i cristalli possono di fatto inibire la formazione di nuovi minerali (blastesi) e conservare in condizioni metastabili quelli del protolito. Questo spiega perché rocce provenienti da grande profondità, come ad es. peridotiti o gabbri, possono rimanere inalterate, pur avendo attraversato durante la loro risalita tutti gli stadi di pressione e temperatura tipici del metamorfismo. Le origini dei fluidi metamorfici sono le seguenti: acqua e CO2 contenute nei pori delle rocce sedimentarie; acqua meteorica o fluidi juveniliSi definiscono juvenili i fluidi liberati dai magmi durante il loro raffreddamento e cristallizzazione. contenuti nelle fratture delle rocce; disidratazione di minerali idrati come minerali delle argille, miche, anfiboli, dove l'acqua è presente in forma molecolare o legata sotto forma di ossidrile (OH-). Tempo: il protolito deve essere sottoposto alle nuove condizioni di pressione e temperatura per un tempo sufficiente affinché tutti i processi che permettono il riadeguamento strutturale e composizionale abbiano luogo. Una risalita o uno sprofondamento molto rapidi non danno il tempo alle reazioni di completarsi, così nella roccia si mantengono relitti metastabili dei minerali del protolito o di precedenti fasi metamorfiche.
Paragenesi, facies e gradienti metamorfici
Al variare delle condizioni di T e P, varieranno i minerali che si formano, molti dei quali sono esclusivi delle rocce metamorfiche. Con il termine paragenesi si intende un'associazione di minerali originatisi contemporaneamente o con successione immediata in seguito allo stesso fenomeno minerogenetico. Una paragenesi è il risultato di un equilibrio chimico e termodinamico raggiunto dalle specie cristalline coesistenti in risposta alle nuove condizioni di T e P. La petrologia sperimentale ha permesso di stabilire, con un buon margine di affidabilità, a quali valori di P e T certi minerali e certe paragenesi si formano o scompaiono (sostituite da altre) in una roccia metamorfica. Tracciando in un diagramma P-T le linee che delimitano la comparsa/scomparsa di determinati minerali o associazioni di minerali di una paragenesi si è potuto dividere il campo del metamorfismo in diverse aree, ognuna delle quali rappresenta una facies metamorfica. I minerali che si possono formare in ciascuna di queste aree dipendono dalla composizione chimica della roccia di partenza (protolito). Protoliti a diverso chimismo svilupperanno, in ognuna di queste aree, minerali e paragenesi diverse, sicché si può dire che una facies metamorfica è definita da tutte le paragenesi che si sviluppano in un determinano campo di T e P. A ciascuna facies è stato dato il nome di una delle diverse rocce a chimismo basico che si formano in quell'ambito di T e P (anfiboliti, granuliti ecc.). La fig. 2 mostra i campi T-P delle varie facies metamorfiche. I confini tra l'una l'altra non sono netti, sia perché molte reazioni chimiche che segnano il passaggio da una facies a un'altra non avvengono a una temperatura precisa ma in un intervallo di temperature più o meno ampio, sia perché si può ottenere una stessa paragenesi partendo da reazioni chimiche che avvengono a P-T diverse. Qui di seguito le principali paragenesi che caratterizzano ogni facies:
Facies a prehnite-pumpellyite: laumontite, prehnite + pumpellyite, prehnite + actinolite, pumpellyite + actinolite, pirofillite Facies scisti verdi: actinolite + clorite + epidoto + albite, cloritoide Facies anfibolitica: orneblenda + plagioclasio, staurolite