Un magma si forma quando una
roccia madre (roccia sorgente o
semplicemente “sorgente”)
comincia a fondere.
Per convenzione, nello studio dell’origine
delle rocce ignee (Petrogenesi) in genere
vengono identificate due tipi di sorgenti:
Rocce (sorgenti) di Mantello
Rocce (sorgenti) di Crosta
Una roccia comincia a
fondere per:
Diminuzione di P
Aumento di T
Aggiunta di
volatili
Attrito
Impatto
Aumento di P
Le pseudotachiliti si
formano in condizioni di
elevata T (fino a 1000
°C) causata da calore di
frizione in seguito ad
elevata deformazione.
Il rapido
raffreddamento è
responsabile della
formazione del vetro.
Spessore di pochi cm.
Attrito
Attrito
Fusione per attrito
anche a scale molto più
grandi (decine di km)
Frazione di fuso
Crosta
Holtzman et al., 2003
Profondità (km)
Vs (km/s)
“Litosfera”
Astenosfera
Fusi
Kawakatsu et al., 2011
Una volta formato, il magma
difficilmente arriva in
superficie con le stesse
caratteristiche chimico-fisiche.
Quasi sempre subisce
importanti modificazioni della
composizione chimica e delle
proprietà fisiche.
1. Le rocce ignee formate dalla
solidificazione di magmi generati
per fusione parziale diretta di
sorgenti mantelliche e crostali sono
relativamente rare.
2. I vari tipi di rocce ignee esistenti
in natura sono legati da processi di
differenziazione secondaria che si
verificano dopo che il magma si è
formato.
Un magma derivato dalla
fusione parziale di una peridotite
in genere non arriva in superficie per
INVERSIONE DEL CONTRASTO DI
DENSITA’
tra il magma e la roccia incassante.
Nel mantello:
magma < roccia incassante
Nella crosta:
magma > roccia incassante
Le rocce di MANTELLO sono più dense
del fuso che può essere prodotto da esse.
La differenza di densità tra fuso e solido
fornisce la spinta verso l’alto per
“galleggiamento” del fuso stesso.
Peridotite = 3,2-3,5 g/cm3
Fuso basaltico = 2,7-2,9 g/cm3
La differenza di densità (0,3-0,8 g/cm3)
fornisce la spinta per la risalita del fuso.
Le rocce della CROSTA sono tipicamente
meno dense dei fusi basaltici.
Le rocce della crosta continentale sono
tipicamente “più leggere” rispetto alle rocce
del mantello e rispetto ai fusi basaltici.
Crosta Continentale = 2,3-2,8 g/cm3
Fuso basaltico = 2,7-2,9 g/cm3
I fusi basaltici non riescono ad
oltrepassare questa “trappola di densità”.
Al livello della crosta
inferiore il fuso si
ferma nella risalita,
staziona e comincia a
raffreddarsi…
Crosta Alta
(Poco densa)
Crosta Bassa
(Mediamente densa)
Mantello
(Molto denso)
Fuso
Basaltico
Il fuso risale perchè è
meno denso delle
rocce di mantello
Durante la
differenziazione secondaria,
i magmi possono subire variazioni
chimiche in seguito a:
1. Cristallizzazione frazionata
2. Contaminazione crostale
3. Mescolamento di magmi
Differenziazione secondaria
2. Contaminazione crostale
1. Cristallizzazione
frazionata
3. Mescolamento di magmi
Differenziazione secondaria
1. Cristallizzazione
frazionata
Differenziazione secondaria
2. Contaminazione
crostale
Differenziazione secondaria
3. Mescolamento di magmi
La principale sorgente
delle rocce ignee è il
MANTELLO
che può subire
diversi gradi di fusione parziale per:
Diminuzione di P
Aumento di T
Aggiunta di
volatili
Genesi dei magmi per fusione da mantello
Curva di SOLIDUS Curva di LIQUIDUS
Temperatura
Pressione
Decompressione
ADIABATICA
o+
lid
So ido
liqu
Solido
Solido
Liquido
Liquido
Liquido
Solido
Una regione del mantello subisce
decompressione quando:
la litosfera sia continentale che oceanica è
in fase di distensione, ossia un continente si
sta fratturando o due placche litosferiche
si separano.
I fusi parziali del mantello possono
raggiungere la crosta e anche la superficie.
Distensione
continentale
Rift Continentale
La crosta continentale può essere soggetta a fenomeni di
distensione, favorendo la decompressione delle rocce del
mantello e la formazione di fusi basaltici. Questo è quello che
avviene quando placche continentali divergono in zone di rift
(es. nell’Africa orientale).
East African
Rift System
Formazione di un oceano
Formazione di un oceano
Formazione di un oceano
Formazione di un oceano
ATTENZIONE:
Non tutti i rift continentali
evolvono in bacini oceanici!
Distensione oceanica
Fusione per decompressione:
Trappola di
densità
I basalti sono le rocce più comuni della crosta, soprattutto a
causa della costante attività ignea delle zone di distensione,
come le dorsali medio-oceaniche.
Dorsale medio-oceanica Atlantica
Subaerea
((es.
es. Islanda
Islanda))
Sommersa
((es.
es. dorsale medio
-atlantica)
medio-atlantica)
A
B
A
2-3 cm/a
2-3 cm/a
B
La dorsale dell’Oceano Atlantico è caratterizzata
da medi tassi di separazione (2-3 cm/a)
-2500
-3500
Metri sotto il livello del mare
B
-4500
A
Faglia
A
-5500
Trasforme
5-9 c
m /a
5-9 c
Dorsale
mediooceanica
m /a
B
La dorsale dell’Oceano Pacifico è caratterizzata
da elevati tassi di separazione (5-9 cm/a)
Fusione per aumento di calore
Plume di mantello: Punti caldi nella crosta
Un Plume di mantello rappresenta una risalita
convettiva di mantello allo stato solido.
Tale risalita sarebbe causata da un’anomalia
termica alla base del mantello (contatto
mantello-nucleo). Il mantello più caldo (e più
leggero) a causa del contrasto in densità
subirebbe una spinta verso l’alto.
La teoria dell’Hot Spot (Punto Caldo), cerca di
spiegare tre fenomeni molto importanti:
1.Elevata produttività magmatica (attività
magmatica molto voluminosa in tempi
geologici relativamente molto brevi);
2. Immobilità dei vari Punti Caldi;
3. Catene lineari di isole oceaniche.
Direzione di Vulcani estinti più antichi
movimento della
Vulcano “Hot Spot”
placca
In rosso sono identificati gli espandimenti
basaltici ritenuti essere generati in
conseguenza dell’impatto di un mantle plume
con la superficie terrestre.
a doi ne
n
o
Z sizi
n
Tra
Mantello
Inferiore
Nucleo Esterno
Litosfera
Continentale
Mantello
Primitivo
Mantello litosferico
oceanico
Componente FOZO
(Focal Zone)
Crosta
Oceanica
Deidratazione
I plume di mantello sono modellizzati come
fenomeni mossi da una spinta al
galleggiamento intrinseca, legata alle elevate
temperature di origine (al contatto del
nucleo).
In realtà questo tipo di fenomeni, limitato al
solo mantello superiore, può verificarsi
semplicemente come risposta alla tettonica
delle placche e all’arrivo di placche subdotte
che creano una risalita passiva di mantello.
Numerosi sono i problemi riguardanti
l’ipotesi dei mantle plumes :
1. Ci sono poche evidenze che i mantle plumes siano
regioni effettivamente “calde”. In pratica gli HotSpots non sono particolarmente “Hot”.
2. La temperatura misurata in aree ritenute “calde” o
Hot-Spot non è più elevata rispetto ad aree senza
attività vulcanica;
3. Lo studio geochimico dei prodotti generati da HotSpot indica la possibilità di un’origine molto più
superficiale.
4. Zone anomalmente calde dovrebbero essere
caratterizzate da velocità delle Vp e Vs più basse, ma
questo non si registra sempre;
In alternativa all’ipotesi dei mantle plumes, si
propongono dei processi superficiali legati alla
tettonica delle placche (Plate Tectonic Processes)
Plume di mantello classico
Placca in subduzione
Risalita passiva
di mantello sublitisferico
Fluido raffreddato dall’alto
Risalita
passiva di
mantello
Fusione per aggiunta di volatili (H2O + CO2):
Zone di subduzione: convergenza di placche oceaniche
La crosta oceanica è più densa e
meno spessa della crosta
continentale.
SUBDUZIONE
Questo vuol dire che, in fase di scontro, la crosta
(e l’intera litosfera) oceanica tenderà a
sottoscorrere rispetto alla litosfera) continentale.
In genere la litosfera oceanica viene riciclata o
subdotta (dal latino sub [sotto] ducere [condurre],
ossia “portata sotto”).
Tettonica delle Placche – Riciclaggio Globale
Arco oceanico
(subduzione intra-oceanica)
Arco continentale
(subduzione oceano-continente)
Collisione continentale
Fusione per aggiunta di volatili (H2O + CO2):
Volatili e fusi rilasciati dalla
placca in subduzione
Cuneo di mantello
(dove avviene la fusione indotta dall’abbassamento della T di solidus)
L’H2O rilasciata
permea il cuneo di
mantello che in
questo modo comincia
a fondere
Assenza di H2O
Presenza di H2O
La stella rappresenta una roccia del cuneo di
mantello al disopra del piano di subduzione.
Distribuzione delle placche
Noi siamo qui
Nord
America
Eurasia
Arabia
Filippine
Caraibi
Cocos
Pacifico
Africa
Indo-Australiana
Nazca
Sud
America
Scozia
Antartide
Distribuzione dei piani di subduzione
~80% dell’attività magmatica lungo le dorsali oceaniche
~15% delll’attività magmatica lungo il Ring of Fire
<5% delll’attività magmatica in zone “intraplacca”
Lunghezza: ~65mila km!
Cintura di fuoco: distribuzione dei vulcani della zona
di arco prodotta da subduzione di crosta oceanica
sotto crosta continentale e oceanica
Groenlandia
Cina
Nord
America
Oceano Atlantico
Sud
America
Australia
Oceano Pacifico
Tettonica delle placche - Genesi Ignea
1. Mid-ocean Ridges
5. Back-arc Basins
(Bacini di retroarco)
(Dorsali medio-oceaniche)
2. Intracontinental Rifts
(Fessure intracontinentali)
(Basalti di isole oceaniche)
3. Island Arcs
(isole di arco)
4. Active Continental
Margins (Margini continentali attivi)
5
3
1
400
?
600 km
7. Miscellaneous IntraContinental Activity
(Attività ignea continentale varia;
es. kimberliti, carbonatiti,
anortositi, etc.)
6
C. Continentale
200 km
6. Ocean Island Basalts
7
4
2
?
C. Oceanica
Mantello Litosferico
Mantello sub-litosferico
Sorgente dei fusi
?
?
?
Da: An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, by John Winter
Margini di placca divergenti (COSTRUTTIVI)
200 km
400
?
600 km
?
?
?
Da: An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, by John Winter
Formazione di nuova Crosta Oceanica dove le placche divergono
(Dorsali Oceaniche)
Margini di placca convergenti (DISTRUTTIVI)
200 km
400
?
600 km
?
?
?
Da: An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, by John Winter
Distruzione di Crosta Oceanica, Formazione di Crosta
Continentale (catene montuose) dove le placche si scontrano
Punti Caldi/Hot Spots (MAGMATISMO INTRAPLACCA)
Risalita di magmi
mantellici al disotto
della crosta oceanica
e continentale
