Il processo di cristallizzazione inizia con la nucleazione

La nucleazione e crescita dei cristalli
Il magma è un sistema chimico a tre componenti (liquido, solido, gas)
Il liquido è la roccia fusa (fuso silicatico)
Il gas può essere disciolto nel fuso oppure essolto sotto forme di bolle
Il solido è
rappresentato dai cristalli
Il processo di cristallizzazione inizia con la nucleazione
Nucleazione significa che alcuni atomi iniziano ad aggregarsi in modo casuale formando dei nuclei di cristalli che poi inizieranno a crescere. La nucleazione inizia sempre come omogena (i nuclei non interagiscono tra di loro) ma, nel tempo, può diventare eterogenea (nuovi nuclei si formano su nuclei pre‐esistenti)
Nucleazione omogenea
Nucleazione eterogenea
Il processo di cristallizzazione termina con la crescita
I nuclei dei cristalli prendono “nutrimento” dal fuso ed iniziano a crescere. Il nutrimento è rappresentato dagli elementi chimici di cui è
fatto il cristallo che si trasferiscono dal fuso alla superfice del cristallo (diffusione chimica). Se la composizione chimica del fuso cambia nel tempo, il cristallo non cresce in modo omogeneo ed appare “zonato”.
Plagioclasio
Clinopirosseno
Il tasso di raffreddamento consiste nella diminuzione di temperatura nel tempo (dT/dt) ed è il principale meccanismo che controlla la cristallizzazione del magma.
3- Raffreddamento veloce =
Nucleazione di cristalli di piccole
dimensioni (mesostasi della pasta di
fondo <0.03 mm)
ion
e
leaz
Nuc
Cresc
ita
2- Raffreddamento intermedio =
Nucleazione e crescita di cristalli di
medie dimensioni (0.03 mm <microfenocristalli <0.3 mm)
Tasso di crescita
1- Raffreddamento lento =
Crescita di cristalli di grandi dimensioni
(fenocristalli >0.3 mm)
Raffreddamento
Tasso di nucleazione
Il raffreddamento determina il rapporto
tra nucleazione e crescita dei cristalli:
Se il tasso raffreddamento è molto veloce. Il magma può NON cristallizzare e quindi si trasforma in un vetro (vetrifica)
Gli atomi del fuso hanno bisogno di TEMPO per
organizzarsi in un allineamento regolare di atomi
nello spazio a distanze fisse, che si ripete a
intervalli regolari lungo più direzioni.
Proto-nucleo
nucleo
crescita
(molto veloce) Tasso di raffreddamento (molto lento)
secondi-minuti
vetro
minuti-ore
microfenocristalli
mesostasi
ore-giorni
fenocristalli
microfenocristalli
(chiamati anche microliti)
mesostasi
anni
fenocristalli
I minerali delle rocce si distinguono in
PRIMARI e SECONDARI.
Minerali PRIMARI sono i costituenti principali della
roccia e la loro cristallizzazazione è direttamente
controllata dal processo petrogenetico che ha
formato la roccia
Minerali SECONDARI sono i costituenti minori di
una roccia e la loro cristallizzazione è legata a
fenomeni di alterazione successivi al processo
petrogenetico che ha formato la roccia
I minerali PRIMARI
I minerali PRIMARI
I minerali PRIMARI
I minerali SECONDARI
I minerali SECONDARI
Rocce plutoniche
Il tasso di raffreddamento è molto lento perchè avviene all’interno della
crosta terrestre in tempi che vanno da migliaia a centinaia di migliaia anni
Il fuso ha il tempo di
cristallizzare
completamente
Il vetro è sempre
assente
I cristalli sono di
grandi dimensioni e si
vedono ad occhio
nudo
Rocce vulcaniche
Il tasso di raffreddamento è medio-alto (da decine/migliaia di anni a alcuni
minuti) ma soprattutto avviene in 2 intervalli di tempo molto diversi.
Microfenocristalli
mesostasi
Condotto vulcanico
(minuti/ore)
Fenocristalli
Camera magmatica
(decine/migliaia di anni)
Colata di lava
(minuti/mesi)
Il vetro può essere
presente o assente
Microfenocristalli
mesostasi
Ossidiana
(minuti/ore)
Roccia vetrosa
Rari
Raricristalli
cristalli
Le eruzioni esplosive producono ceneri e flussi piroclastici che originano
dei depositi denominati “ignimbriti”. Le ceneri si possono compattare e
consolidare formando delle rocce denominate “tufi”.
Colata
piroclastica
Colata
piroclastica
Colata
piroclastica
Tufo
Rocce filoniane o ipoabissali
Il tasso di raffreddamento è intermedio tra quello delle rocce
plutoniche e vulcaniche perchè avviene a basse profondità
Dicco: magma con geometria tabulare che si intrude
tagliando la giacitura delle formazioni pre-esistenti
Sill: magma con geometria tabulare che si intrude
parallelamente alla giacitura delle formazioni pre-esistenti
Laccolite: intrusione di magma con geometria lentiforme
Batolite:
intrusione di
grandi
dimensioni
che si estende
per centinaia
di km2
Plutone:
intrusione di
medie
dimensioni
che si estende
per decine di
km2
Diabase = roccia filoniana = complesso intreccio di fenocristalli e
microfenocristalli di plagioclasio e pirosseno
La struttura di una roccia descrive:
1- Dimensioni assolute e relative dei minerali
2- Grado di cristallinità della roccia (volume dei cristalli rispetto
al vetro)
3- Morfologia dei cristalli (riconoscimento di superfici planari
ben sviluppate):
a) euedrale o idiomorfo
b) anedrale o allotriomorfo
c) subedrale
Plagioclasio euedrale
Plagioclasio subedrale
Plagioclasio anedrale
Strutture delle rocce
plutoniche e ipoabissali
Struttura faneritica:
i costituenti della roccia si distinguono ad occhio nudo o con l’ausilio di una
lente da campagna (misura delle dimensioni assolute)
Struttura granulare:
i costituenti della roccia hanno dimensioni simili o diverse, rispettivamente,
equigranulari o inequigranulari (misura delle dimensioni relative).
Struttura olocristallina:
i costituenti della roccia sono tutti minerali (il vetro è assente)
Struttura autoallotriomorfa:
tutti costituenti della roccia non hanno forma cristallina, ovvero non si
distinguono in modo netto le facce del cristallo (indicazione morfologia)
Struttura panidiomorfa:
tutti i costituenti della roccia hanno una forma propria (indicazione morfologica)
Struttura ipidiomorfa:
alcuni costituenti della roccia hanno forma propria (indicazione morfologica)
Struttura pecilitica:
alcuni costituenti della roccia includo altri minerali
(indicazione della velocità di crescita cristallina)
Gabbro:
plagioclasio e
olivina inclusi in
ortopirosseno
Struttura ofitica/subofitica:
alcuni costituenti della roccia includono (pirosseno) altri minerali (plagioclasio) di
forma allungata (indicazione della velocità di crescita)
Dolerite:
plagioclasio
incluso in
clinopirosseno
Struttura granofirica:
alcuni costituenti della roccia comprendono un complesso intreccio di quarzo
e K-feldspato (indicazione della velocità di crescita)
Aplite:
quarzo
intrecciato con
K-felspato
Esempio:
Gabbro
(pirosseno, olivina,
plagioclasio)
Struttura:
1- faneritica (cristalli visibili)
2- olocristallina (vetro
assente)
3- ipidiomorfa (cristalli
idiomorfi e allotriomorfi)
4- inequigranulare (cristalli di
dimensioni diverse)
Le rocce ipoabissali hanno strutture intermedie tra quelle delle rocce plutoniche
(struttura olocristallina) e quelle delle rocce vulcaniche (struttura porfirica)
Porfido (roccia filoniana):
quarzo, K-felspato, biotite, muscovite,
augite, ilmenite, ortopirosseno,
clinopirosseno
Strutture delle rocce
vulcaniche
Struttura porfirica:
I fenocristalli hanno delle dimensioni molto maggiori dei
minerali della pasta di fondo (microliti o mesostasi)
La stessa roccia (basalto) può avere una quantità di fenocristalli molto diversa. Come posso misurarla?
Indice di porfiricità = (volume dei fenocristalli / volume totale della roccia) x 100
E’ uno dei parametri fondamentali per capire il grado di evoluzione del magma
nella camera magmatica (cristallizzazione intratellurica)
IP = 0%
IP = 2%
IP = 5%
IP = 15%
IP = 50%
IP = 90%
Una roccia vulcanica ha i fenocristalli e la pasta di fondo
perchè subisce un doppio stadio di raffreddamento.
Condotto vulcanico
(minuti/ore)
Camera magmatica
(decine/migliaia di anni)
Struttura porfirica seriata
Risalita nel condotto lenta produce fenocristalli + microfenocristalli + mesostasi
Struttura porfirica iatale
Risalita nel condotto veloce produce fenocristalli + mesostasi della
pasta di fondo (pasta di fondo olocristallina)
Struttura vitrofirica
Risalita nel condotto molto veloce produce fenocristalli + vetro
in pasta di fondo (la pasta di fondo si definisce oloialina)
Struttura glomeroporfirica
si formano degli aggregati di fenocristalli all’interno della camera magmatica
La struttura glomeroporfirica è spesso il
risultato di nucleazione eterogenea
Nucleazione
omogenea
Nucleazione
eterogenea
Struttura coronitica
un minerale è corroso parzialmente per formare un secondo minerale (tipica di
rocce intrusive ma si trova anche in rocce vulcaniche tipo dicchi superficiali)
Biotite
Olivina
Struttura afirica:
la roccia non ha fenocristalli (compatta e massiva)
Per formare una struttura afirica il fuso nella camera magmatica
non cristallizza o i cristalli non hanno il tempo di crescere
Condotto vulcanico
(minuti/ore)
Camera magmatica
(decine/migliaia di anni)
Struttura trachitica:
allineamento di felspati alcalini spesso di piccole dimensioni (mesostasi)
raramente di grandi dimensioni (fenocristalli e microfenocristalli)
Struttura sferulitica:
l’alterazione del vetro di una ossidiana (devetrificazione) produce quarzo e
felspato con abito aciculare
Struttura vescicolare:
il gas che si essolve forma delle bolle durante il raffreddamento di una lava
Struttura scoriacea:
durante un’eruzione eplosiva, il gas produce delle bolle (>50%) all’interno di
piccole porzioni di magma che risalgono nel condotto e si raffreddano in pochi
secondi al contatto con l’aria. Struttura afirica. La densità della roccia è >1
Struttura pomicea:
durante un’eruzione eplosiva, il gas produce delle bolle (>50%) all’interno di
piccole porzioni di magma che risalgono nel condotto e si raffreddano in pochi
secondi al contatto con l’aria. Struttura vitrofirica. La densità della roccia è <1
Struttura amigdaloide:
il gas vulcanico riempie le vescicole facendo
precipitare minerali secondari (cloriti, zeoliti)
Tessiture delle rocce
plutoniche
La tessitura di una roccia descrive l’orientazione dei minerali nello spazio:
1- Anisotropa = i minerali sono orientati secondo una direzione preferenziale
2- Isotropa = i minerali sono distribuiti in modo casuale
Tessiture delle rocce
vulcaniche
Tessitura fluidale: le lave possono scorrere per ore, giorni e mesi. I minerali
possono avere il tempo di allinearsi secondo la direzione del flusso lavico