Giacimenti metamorfici non idrotermali

I giacimenti metamorfici non idrotermali

Come dice la parola stessa, giacimenti metamorfici si formano a seguito del metamorfismo, mediante il quale le rocce sono alterate a causa di variazioni di temperatura, pressione e ambiente chimico.

Durante il metamorfismo, le rocce preesistenti subiscono un processo di ricristallizzazione e nuovi minerali possono crescere in risposta ai cambiamenti nel loro ambiente.

I giacimenti metamorfici possono, quindi, contenere una vasta gamma di minerali, inclusi metalli preziosi e di base, e formarsi in una varietà di tipi di roccia, come scisti, gneiss e marmi.

Dal punto di vista della mineralizzazione, possono essere classificati in due tipi:

• metamorfismo di giacimenti preesistenti

• metamorfismo di rocce preesistenti con bassi livelli di mineralizzazione

Esistono, inoltre, alcuni tipi di depositi metamorfici che sono unici per tipi specifici di metamorfismo, come ad esempio depositi di skarn metasomatici, che si formano da metamorfismo da contatto ma con apporto di elementi esterni alla roccia originale, e quelli generati durante il metamorfismo idrotermale.

Di questi due ultimi tipi di giacimenti si è già discusso in questo documento nel caso dei giacimenti idrotermali, da magma o no, cui si rimanda per approfondimenti.

Questo capitolo è, invece, dedicato ai giacimenti metamorfici puri, formati da temperatura e pressione senza l’intervento di fluidi idrotermali (metamorfismo tettonico).

• I processi metamorfici

Dallo studio delle rocce metamorfiche appare evidente che il metamorfismo consiste essenzialmente in una continua riorganizzazione mineralogica e delle strutture e tessiture della roccia, in risposta a una graduale variazione, generalmente in aumento, della temperatura e della pressione.

Le modificazioni avvengono nella roccia completamente allo stato solido, e sono rese possibili dall'esistenza di piccole quantità di fluidi intercristallini, costituiti soprattutto da acqua. Questo tenuissimo velo fluido, probabilmente discontinuo, tra i minerali che compongono la roccia, fa sì che questi siano in comunicazione reciproca, e rende possibili le reazioni metamorfiche, cioè lo scambio di ioni e di gruppi ionici tra i vari reticoli cristallini.

Le reazioni metamorfiche, in seguito alle quali i minerali originari spariscono e gli elementi chimici che li costituiscono si riordinano in nuovi reticoli cristallini a formare minerali diversi, sono, in un certo senso, analoghe a reazioni chimiche che possono avvenire solo in soluzione: la quantità del solvente è però minima.

La presenza di fluidi interstiziali facilita anche i processi di ricristallizzazione, attivi durante il metamorfismo.

I processi metamorfici, intesi in modo così semplificato come una serie di reazioni tra i minerali delle rocce, rese possibili da piccole quantità di acqua interstiziale, non producono, quindi, alcun mutamento di composizione chimica nelle rocce: il metamorfismo propriamente detto (a differenza del metasomatismo) è, quindi, un processo isochimico.

Le temperature a cui si svolgono i processi metamorfici sono comprese tra limiti ben definiti: il limite inferiore si aggira sui 200°C; fanno eccezione le reazioni diagenetiche, che hanno luogo anche a temperature minori.

I processi metamorfici si verificano in quanto i principali minerali che compongono le rocce non sono chimicamente in equilibrio tra loro, avendo intervalli di stabilità differenti e funzione di temperatura e pressione di cristallizzazione. I diversi minerali però non reagiscono tra di loro fino a che la velocità di reazione non assume un valore sufficiente in seguito all'aumento della temperatura.

Un caso particolare e rappresentato dalle rocce strettamente mono-mineralogiche, ad esempio le quarzoareniti, le selci, i calcari puri. Esse sono stabili rispetto a variazioni assai ampie di temperatura e pressione, e nel corso dei processi metamorfici variano solo le loro strutture e tessiture, a meno che non intervenga un apporto metasomatico di altre sostanze.

Le prime reazioni metamorfiche avvengono a temperature maggiori di 200°C ed aumentano di rapidità e di importanza fino a interessare tutti i minerali presenti nella roccia, con l‘aumentare della temperatura, perché l'attività solvente dei fluidi e la diffusione allo stato solido, che può essere efficace su distanze dell'ordine dei centimetri, crescono in funzione della temperatura.

Si osserva però un interessante fenomeno: i minerali prodotti dal metamorfismo per reazione tra i minerali originari della roccia, hanno campi di stabilità spesso assai limitati rispetto alla temperatura e alla pressione, per cui la composizione mineralogica di una stessa roccia varia continuamente durante il metamorfismo, per temperature e pressioni via via crescenti.

Ciò equivale a dire che la composizione mineralogica, oltre alle caratteristiche di struttura e di tessitura, di una formazione rocciosa originariamente a composizione litologica uniforme (ad esempio una formazione argillosa) possono essere assai diverse in regioni contigue, sottoposte a condizioni di temperatura e pressione diverse.

Questo fenomeno è particolarmente sensibile per i minerali appartenenti a famiglie isomorfe con ampia possibilità di soluzioni solide tra diversi termini estremi; in particolar modo la composizione dei plagioclasi, dei minerali micacei, dei granati e degli anfiboli è soggetta a variazioni continue nel corso del processo metamorfico.

I processi metamorfici terminano con l’inizio dell’anatessi (fusione delle rocce), che ha luogo intorno ai 700-800°C per le rocce a composizione felsica e a 900-1000°C per quelle mafiche.

L'aumento di temperatura con la profondità, che è il fattore principale del metamorfismo ed è chiamato gradiente geotermico, fu dapprima misurato in perforazioni profonde e attualmente viene calcolato con metodi analoghi ma assai più sensibili, atti alla misurazione del flusso di calore interno terrestre che, passando dalla superficie, si disperde nell'atmosfera.

Il gradiente geotermico medio, per le regioni superficiali della crosta terrestre, si aggira sui tre gradi centigradi per ogni cento metri di aumento della profondità, ma è variabile a seconda della costituzione profonda delle diverse regioni. In zone geotettonicamente stabili, cioè sulle piattaforme, il gradiente geotermico è minore (tra un grado e mezzo e due gradi ogni 100 metri), mentre in zone geotettonicamente attive, come le aree geosinclinali recenti, esso raggiunge i valori massimi (oltre 6 gradi per 100 metri); i valori più elevati del gradiente geotermico sono spesso in rapporto con la risalita di acque termali.

Un altro fattore importante del metamorfismo è la pressione crescente cui sono sottoposte le rocce in zone via via più profonde della crosta terrestre. E' però necessario considerare più tipi diversi di pressione; il primo tipo, il più ovvio, è la pressione di carico, prodotta dalla massa delle rocce e dei sedimenti sovrastanti il punto considerato: il suo valore dipende dalla profondità e dalla densità delle rocce, aumentando mediamente di circa 250-300 atmosfere per chilometro.

Le deformazioni orogeniche generano invece un altro tipo di pressione, che ha una componente di taglio (pressione orientata).

L’esistenza della pressione orientata durante lo svolgersi dei processi metamorfici determina strutture e tessiture delle rocce metamorfiche completamente diverse da quelle prodotte dal solo aumento di temperatura e può influenzare anche la composizione mineralogica delle rocce.

Gli effetti della pressione orientata sono importanti solo a profondità limitate e intermedie, mentre a grandi profondità nella crosta terrestre (oltre i 20 km) le rocce si trovano in una condizione quasi plastica e la pressione esercitata su esse è essenzialmente di carico.

In molte reazioni metamorfiche è importante anche un terzo tipo di pressione, cioè la pressione della fase fluida interstiziale tra i cristalli. Questa è eguale alla pressione di carico esercitata sulla fase solida della roccia, nel caso generale in cui non vi sia comunicazione diretta tra i fluidi interstiziali in profondità e la superficie terrestre, a meno che la fase fluida non provenga da intrusioni magmatiche, o che le reazioni metamorfiche in corso non provochino la liberazione di una fase gassosa (acqua o anidride carbonica) dai reticoli cristallini dei minerali, che aumenta la pressione a livelli superiori a quella di carico.

Alle prime reazioni metamorfiche, che avvengono a temperature di poco superiori ai trecento gradi, prendono parte solo alcuni minerali presenti nelle rocce. Con l'aumento della temperatura una percentuale via via più elevata dei componenti mineralogici delle rocce è coinvolto nelle reazioni, fino a che, oltre un certo limite, tutti i minerali delle rocce, sia quelli neoformati per metamorfismo a temperature inferiori, sia quelli originari residui, prendono parte alle reazioni, in modo che la composizione mineralogica di ogni roccia rappresenta un equilibrio chimico tra tutti i componenti ed indicativa delle temperature e pressioni in cui si svolge il processo.

I minerali idrati, e quelli che contengono acqua combinata nel reticolo cristallino sotto forma di ossidrili, sono instabili a temperature elevate, e vengono progressivamente a mancare dalle associazioni mineralogiche formate a temperature crescenti.