Meta Basalto

La roccia in esame è un metabasalto in facies Scisti verdi. La roccia risulta completamente alterata e pervasa da vene di epidoto derivanti probabilmente dalla decomposizione dei Ca-Plagioclasi, anche la Pasta di fondo risulta completamente devetrificata in un aggregato microcristallino.

I fenocristalli di plagioclasio risultano ad abito scheletrico, tipico di un raffreddamento molto veloce, questo fa supporre che la roccia sia un Pillow lava.
Osservando la roccia non si notano deformazioni di sorta (metamorfismo statico di HT/LP).

Metamorfismo di fondo oceanico

Ogni anno lungo le dorsali medio oceaniche, estese per oltre 60.000 km, vengono prodotti circa 3Km² di nuova crosta oceanica.
La nuova crosta prodotta interagisce per la maggior parte della sua vita (fino a 150 Ma) con l’acqua di mare e le condizioni metamorfiche variano dalla facies zeolitica a quella granulitica; questa potente circolazione idrotermale e l’interazione crosta-acqua sono fondamentali nel condizionare la composizione sia dell’acqua di mare che della crosta che verrà poi subdotta, poiché al circolazione idrotermale ne modificherà le caratteristiche fisiche e mineralogiche.

L’entità della serpentinizzazione e la stabilità dei minerali idrati formatisi nel metamorfismo di fondo oceanico determineranno successivamente il rilascio di fluidi nelle zone di subduzione condizionando quindi il tipo e l’entità del magmatismo nelle zone di arco.

La crosta oceanica

La struttura della crosta oceanica è generalmente interpretata come uniforme e costituita da un’alternanza di complessi, questa visione derivava sia dallo studio delle ofioliti (Albania, Oman, Cipro) che da dati geofisici.
Questo modello di crosta venne definito negli anni settanta alla conferenza di Penrose ("penrose-type crust") e secondo questo modello la crosta oceanica sarebbe costituita dai seguenti complessi:

• 1 Sedimenti
• 2A Pillow lava
• 2B Complesso filoniano
• 3A Gabbri isotropi
• 3B Gabbri stratificati
• 4 Mantello peridotitico

Fig.1:I vari complessi della crosta classica.

Questa visione è poi stata modificata poiché il risultato delle numerose investigazioni oceaniche e le numerose perforazioni hanno dimostrato che non tutta la crosta oceanica è composta da tale successione di complessi, ma è stato dimostrato che la struttura della crosta oceanicha dipende largamente dalla velocità di espansione del fondo oceanico.
La visione classica della crosta oceanica si applica bene alle cosi dette dorsali ad alta velocità di espansione (>9cm/anno) come l’East pacific Ridge. Tuttavia questo modello non è applicabile alle dorsali a bassa velocità di espansione (<9cm/anno) come la Mid-Atlantic Ridge o la Southwest Indian Ridge.
Sotto le dorsali a bassa velocità di espansione generalmente la camera magmatica manca e si nota una forte attenuazione degli stati 2 e 3 (complesso filoniano e gabbrico) che riducono il loro spessore fino a 2-3 km. I dati sismici inoltre mettono in evidenza che nelle dorsali a bassa velocità di espansione é molto importante la tettonica estensionale come segnalato dalla presenza di faglie dirette a basso ed a alto angolo.

Queste dorsali sono caratterizzate da una importante tettonica estensionale dovuta al fatto che la velocità di espansione, seppure molto bassa, non è compensata da una attività vulcanica effusiva ed intrusiva. In altre parole il tasso di divergenza delle placche crea uno spazio che non é compensato dalla creazione di nuova crosta oceanica.

La litosfera oceanica si estende come un livello rigido sottoposto a stiramento al di sopra di un livello che si deforma plasticamente.
Questo processo è stato verificato in alcune situazioni attuali dove sul fondo oceanico affiorano direttamente le peridotiti di mantello. Si formano in questo modo delle morfologie accidentate con scarpate di faglie ai cui piedi si possono accumulare spessori importanti di brecce sedimentarie costituite solo da frammenti di rocce magmatiche (peridotiti, gabbri e basalti). Queste brecce costituiscono delle litologie tipiche che spesso sono intercalate con colate basaltiche, dando luogo a sequenze ofiolitiche "incomplete".

Il processo di estensione avverrebbe per simple shear con la lacerazione della litosfera oceanica lungo una detachment fault che interseca la dorsale.
Si ha quindi una diversa morfologia lungo i due fianchi della dorsale:

Un margine (Lower plate) caratterizzato da affioramenti di gabbri e peridotiti e con blocchi tiltati delimitati da zone di taglio (alloctoni estensionali) e un margine (upper plate) caratterizzato da affioramenti del complesso vulcanico.

Fig.2: Morfologia e sviluppo delle dorsali a bassa velocità di espansione.

Alterazione nelle dorsali a bassa ed alta velocità di espansione

Dorsali ad alta velocità di espansione:

Nelle dorsali ad alta velocità di espansione si ha un forte magmatismo e la formazione di una crosta omogenea composta da una successione di complessi vulcanici; La circolazione di fluidi e limitata solo alla parte superiore della crosta poiché in profondità si ha la presenza di estese camere magmatiche e di zone parzialmente fuse.

Dorsali bassa velocità di espansione:

In queste dorsali si ha estensione crostale dovuta a fenomeni tettonici (faglie dirette) e uno scarso magmatismo. In questo caso si ha una circolazione di fluidi più forte fino a grandi profondità.

Le facies del metamorfismo di fondo oceanico

Lungo l'asse della dorsale si ha un metaorfismo detto "ridge metamorphism" caratterizzato da HT/LP e da una diminuizione del grado metamorfico verso l'alto.

Si passa dalla facies granulitica (T=800-850 C) a quella anfibolitica di alto grado (T=600-650 C) nel complesso gabbrico che sfuma poi a un metamorfismo anfibolitico di basso grado (T=350-500 C) nella parte sommitale del complesso gabbrico e in quello filoniano.
Un metamorfismo in facies scisti verdi (T=200-350 C) è presente nel complesso vulcanico che nella parte superiore presenta un metamorfismo in facies zeolitica in cui si ha l'associanzione stabile Albite+Phrenite+Pumpellyte+Clorite.

Immagine 2: Metamorfismo di fondo oceanico.
Immagine tratta dalle dispense del corso di Tettonica (pandolfi A.A 2009-2010)

Bibliografia

Le informazioni contenute in questa pagina sono tratte da:
• David Shelley (1983): Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Campman & Hall editori.
• Dispense del corso di Tettonica (pandolfi A.A 2009-2010) • Elements june 2010 volume 6, number 3 ("Fluid and Metamorphism)

Foto
Vena di epidoto in un metabasalto. Immagine a NX, 2x (lato lungo = 7mm)	Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)	Vena di epidoto in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)
Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)	Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)	Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)
Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)	Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)	Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)
Plagioclasi scheletrici in un metabasalto. Immagine a N//, 10x (lato lungo = 2mm)	Vena di epidoto in un metabasalto. Immagine a NX, 2x (lato lungo = 7mm)	Vena di epidoto in un metabasalto. Immagine a NX, 2x (lato lungo = 7mm)