INTRODUZIONE

Riassunto della puntata precedente:
• Caratteri generali della Terra
• Interno della Terra (Crosta, Mantello, Nucleo)
• Tettonica delle Placche
• Origine della Terra
• Origine della Luna
• Classificazione delle meteoriti
PACE
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Le ROCCE
Gli ambienti PETROGENETICI
Eventi CICLICI nella petrogenesi
PACE
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Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
Minerali di tipo diverso (es. granito,
basalto)

roccia polimineralica
Un solo tipo di minerale (es. travertino,
dunite)

roccia monomineralica
Granito = roccia
ignea intrusiva
composta
essenzialmente da:
PACE
Feldspati
Quarzo
Biotite
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•
•
•
•
•
Ma quali caratteristiche ha
un minerale?
Materiale naturale
Composto inorganico
Specifica composizione chimica
Struttura cristallina definita
Proprietà fisiche ben definite
PACE
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Quando/Perchè si formano i minerali?
• Cristallizzazione per raffreddamento
• Precipitazione a basse temperature
• Ricristallizzazione (allo stato solido)
• Una caratteristica essenziale dei minerali è la loro
struttura cristallina.
• Il termine Cristallo non indica qualcosa di grande o
necessariamente bello esteticamente.
• Il vetro viola la definizione di minerale perchè: non ha nè
strutture cristalline nè specifiche composizioni chimiche.
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Definizione di roccia. Problemi
1) Nella definizione di roccia si prescinde dalle caratteristiche
meccaniche della sostanza (ossia se il materiale che stiamo
considerando è coerente o incoerente meccanicamente):
Sabbia: aggregato di più minerali (quindi roccia)
 Arenaria: aggregato di più minerali (quindi roccia)
2) Ci sono rocce composte interamente da vetro (ossidiane).
Ma allora non sono rocce! (aggregato di più minerali). Per
questo paradosso si parla anche di mineraloidi.
3) Ci sono rocce composte anche da materiale organico
(carboni opp. rocce sedimentarie con fossili). Ma allora non
sono rocce! (minerale = sostanza non organica). Per questo
paradosso si parla anche di mineraloidi.
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Silicati che costituiscono le
rocce
I minerali che costituiscono più del 95% della crosta
sono silicati.
Per questo motivo, i silicati sono i minerali più
importanti. I più diffusi di questi sono: • quarzo
• feldspati
Tra i non-silicati, i minerali più
abbondanti sulla superficie
terrestre sono i carbonati
• mica (e argille)
• anfiboli
• pirosseni
• olivine
• granati
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I processi petrogenetici
Le rocce si formano attraverso processi definiti
petrogenetici che, nella maggior parte dei casi, si
esplicano nella litosfera. I parametri che
controllano tali processi sono quelli che
identificano un certo intorno naturale, vale a dire:
- Temperatura (T)
- Pressione (P)
- Composizione chimica (X)
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Nonostante il fatto che i parametri T, P e
X possano variare con una certa continuità,
i processi petrogenetici sono stati distinti in
tre grandi gruppi:
- Magmatico o igneo
- Sedimentario
- Metamorfico
Ovviamente queste sono semplificazioni classificative ed
esistono casi in natura di rocce che possono essere
classificate a cavallo di due gruppi (es. rocce piroclastiche,
migmatiti, etc.)
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Il processo magmatico
comprende la formazione di tutte le rocce la cui
genesi è correlata alla consolidazione di masse
fuse definite magmi. Questi possono provenire
dal sottostante Mantello o formarsi
direttamente nella Crosta per fenomeni di
anatessi (= fusione) crostale.
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Il processo sedimentario
implica la formazione di rocce in ambienti in cui la
temperatura e la pressione sono quelle che si
realizzano nella superficie del pianeta o nelle sue
immediate vicinanze, fondali marini compresi. I
sedimenti si formano per degradazione, eventuale
trasporto e successiva sedimentazione di rocce sia
magmatiche che metamorfiche o già sedimentarie.
In alcuni casi si possono formare per accumulo di
materiale organogeno o materiale di precipitazione
chimica.
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Il processo metamorfico
trasforma rocce preesistenti in altre che
posseggono connotati pressoché totalmente
diversi da quelli originari. Ciò si verifica sotto
l’effetto di variazioni termiche e bariche [= di
pressione] di una certa importanza; durante
questo processo, le trasformazioni si realizzano
nella crosta continentale in assenza di materiali
litoidi fusi. Questo vuol dire che è un processo
che avviene sostanzialmente allo stato solido.
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Aumento di temperatura e pressione
Il ciclo delle
rocce
Alterazione ed erosione
Deposizione negli oceani
e sui continenti
Sedimenti
Risalita
Seppellimento e
litificazione
Risalita
Rocce Ignee
Rocce
Sedimentarie
Calore e
Pressione
Calore e
Pressione
Raffreddamento
Rocce
Metamorfiche
Fusione
MAGMA
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Ambienti P-T
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Caratteristiche generali delle rocce
ignee, sedimentarie e metamorfiche
R. IGNEE
R. SEDIMENTARIE
R. METAMORFICHE
Caratteristiche di terreno e strutture
Vulcani, flussi di lava,
complessi plutonici
Stratificazione e
classazione
Cristalli, blocchi e fossili
deformati
Relazioni discordanti con le
rocce incassanti (dicchi,
vene, batoliti, etc.)
Strutture come ripple
mark, laminazione
incrociata, fratture di
essiccamento
Comune parallelismo di
cristalli planari o allungati
lungo vaste aree
Effetti termali su rocce
adiacenti (es.
ricristallizzazione, cambi di
colore, zone di reazione
Spesso molto diffuse e
intercalate con altri
sedimenti
Adiacenti a rocce ignee,
occasionalmente come
aureola di contatto
Bordi a grana fine (chilled
margins) al contatto con le
rocce incassanti
Le rocce possono essere
consolidate o no
Progressivo cambio nella
mineralogia lungo una vasta
area
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Caratteristiche generali delle rocce
ignee, sedimentarie e metamorfiche
R. IGNEE
R. SEDIMENTARIE
R. METAMORFICHE
Tessiture
Porfiritiche, vetrose,
vescicolari, amigdaloidi,
grafiche, piroclastiche,
cumulitiche, etc.
PACE
Fossilifere, oolitiche,
pisolitiche, stratificate,
clastiche, etc.
Brecciate,
granoblastiche,
lepidoblastiche,
nematoblastiche,
porfiroblastiche,
hornfels, etc.
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Caratteristiche generali delle rocce
ignee, sedimentarie e metamorfiche
R. IGNEE
R. SEDIMENTARIE
R. METAMORFICHE
Minerali caratteristici
feldspati, pirosseni,
quarzo, olivine, miche,
nefelina, leucite,
anfiboli, etc.
PACE
quarzo, carbonati
(specialmente calcite e
dolomite), argille,
anidrite, selce (quarzo
microcristallino), gesso,
alite, etc.
quarzo, miche, anfiboli,
andalusite, cordierite,
epidoti, feldspati,
granati, grafite,
cianite, sillimanite,
staurolite, tremoliteactinolite, wollastonite,
etc.
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ABBONDANZE RELATIVE DELLE ROCCE
SULLA SUPERFICIE TERRESTRE
- La superficie terrestre è composta per circa il 66%
da rocce sedimentarie. La restante parte (34%) è
costituita da rocce ignee (la grande maggioranza) e
rocce metamorfiche
- La crosta è lo strato più esterno della Terra (al di
sopra della discontinuità di Mohorovicic)
- La crosta rappresenta solo lo 0,74% del volume della
Terra. Tuttavia questa è l’unica parte della terra che è
direttamente esposta per lo studio petrografico
PACE
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I MAGMI
- DEFINIZIONE
- CARATTERI CHIMICI e FISICI
PACE
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DEFINIZIONE
I magmi sono materiali naturali allo stato fuso che possono
contenere anche una certa quantità di cristalli. Nella quasi
totalità, i fusi sono silicatici e raggiungono temperature massime
di circa 1200 ºC; solo alcuni, volumetricamente insignificanti,
sono composti in prevalenza da carbonati e raggiungono
temperature massime molto inferiori (intorno a 700 °C).
PACE
Colata di lava basaltica (Kilauea, Hawaii)
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PACE
Colata di lava basaltica (Kilauea, Hawaii)
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Natura dei magmi
Nei magmi sono presenti pressoché tutti gli elementi
esistenti nella Terra; alcuni di questi rappresentano la
cosiddetta componente volatile vale a dire i gas
disciolti nella fase fusa.
Si distinguono magmi:
Basici
Intermedi
Acidi
PACE
SiO2 < 52%
52% < SiO2 < 66%
SiO2 > 66%
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La COMPONENTE VOLATILE dei magmi
La componente volatile o, più
semplicemente, i volatili,
come mostrano le
emanazioni vulcaniche, sono
costituiti, per la massima
parte, da
H2O, CO2 ,CO, SO2, H2S,
H2, S e O
Anak Krakatua (foto: Robert e Barbara Decker)
cui si aggiungono altri costituenti presenti in quantità minori
quali
N2, Ar, HCl, HF e B
Le abbondanze relative di questi gas sono correlate al tipo di
magma; la quantità dei restanti componenti è sempre di gran
lunga inferiore a quella dell’H2O e della CO2 presenti in tenori
variabili, rispettivamente, dal 30 all’80% e dal 10 al 40% delle
moli della fase vapore.
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Come si sciolgono i volatili
Per sciogliere i volatili nei magmi
sono necessarie elevate pressioni;
se queste diminuiscono, come
avviene quando il magma si
avvicina alla superficie, i volatili
essolvono dal fuso [= si liberano
formando una fase separata]
generando i boli di vapore tipici di
quasi tutti i vulcani attivi.
Qualcosa di simile avviene anche
quando si stappano le bottiglie di
birra.
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0,1 GPa (GigaPascal)
= 1 kbar
= 1000 bar
= 10000 m di H2O
=  3 km di roccia
La solubilità dell’H2O nei fusi silicatici
aumenta proporzionalmente alla pressione.
Fuso basaltico (B), andesitico (A), albitico (Ab), e di una
pegmatite granitica (P)
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ORGANIZZAZIONE
INTERNA dei MAGMI
=
STRUTTURA DEI FUSI
SILICATICI
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I silicati sono minerali costruiti
dall’unione di unità tetraedriche
[SiO4]4- che rappresentano
Silicio
Ossigeno
i mattoni delle strutture.
Tali tetraedri formano catene
nello spazio
nel
piano
I magmi si formano dalla fusione dei silicati
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Modelli concettuali di struttura atomica di
fusi silicatici confrontati con quello della
silice cristallina.
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SIGNIFICATO FISICO dei
TETRAEDRI che formano CATENE
In un fuso che possiede unità tetraedriche tra loro
collegate dagli ossigeni ponte [= fuso polimerizzato]
le singole unità non si muovono liberamente perché
soggette ad un notevole attrito interno. In altre
parole, il magma è molto viscoso.
L’elevata viscosità riduce anche lo
spostamento degli ioni al suo interno
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I VOLATILI
riducono la viscosità dei magmi
H2O (vapore) + O (fuso) = 2 OH- (fuso)
questa è una reazione di idrolisi che spiega la
dissoluzione dell’acqua nei fusi. Poiché OH- ha una
sola valenza negativa e non due come l’ossigeno ponte,
quando lo sostituisce depolimerizza l’insieme perché
permette il distacco di due tetraedri adiacenti
Ossigeno
ponte
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Pressione anidra e idrata
La presenza dei volatili favorisce la diminuzione della
viscosità se esiste una pressione che permetta la loro
solubilizzazione nel fuso magmatico. Poiché i volatili sono
rappresentati essenzialmente dall’H2O, la pressione che
agisce sul sistema è definita pressione idrata o, più
brevemente, PH2O. Se la pressione è esercitata in mancanza
di volatili, si chiama pressione anidra e gli effetti sono
diametralmente opposti; la viscosità, almeno inizialmente,
tende ad aumentare sino a quando, per pressioni molto
elevate (decine di GPa), gli atomi di Si cambiano tipo di
coordinazione che da tetraedrica
diventa ottaedrica.
Si
O
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Parametri
Viscosità (h)
Temperatura
Inversamente
proporzionale
L’energia termica facilita la
depolimerizzazione e, quindi, abbassa la
viscosità.
Pressione secca
Direttamente
proporzionale
h aumenta sino a quando il silicio non cambia
tipo di coordinazione tetraedrica 
ottaedrica.
Pressione idrata
Inversamente
proporzionale
h diminuisce sino a quando i volatili (ammesso
che ce ne siano a sufficienza) rimpiazzano
tutti gli ossigeni ponte. Ulteriori aumenti di P,
provocano effetti analoghi a quelli della
pressione secca.
SiO2 in % elevata
(magmi acidi)
SiO2 in % bassa
(magmi basici)
PACE
Alta
Bassa
Note
La differenza di viscosità tra magmi basici ed
acidi può essere compensata dal fatto che
questi ultimi tendono ad avere quantità
maggiori di volatili rispetto a quelli basici.
Le differenze più vistose si notano quando i
magmi perdono pressoché completamente i
loro volatili. Questo avviene nel momento in
cui debordano dai condotti di alimentazione
dei vulcani.
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I MAGMI possono
CONSOLIDARE
CRISTALLIZZARE
Trasformarsi in
vetri = masse solide
amorfe che, sotto il
profilo
termodinamico, sono
ancora liquidi
sopraraffreddati
Formare cristalli =
sostanze che hanno un
preciso ordinamento
strutturale ed un
identico chimismo in ogni
loro porzione
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Parametro che fa la differenza:
Il
sovraraffreddamento
rappresenta la differenza tra la
temperatura di fusione di una sostanza e
quella, inferiore alla precedente, a cui la
stessa si trova ancora allo stato liquido;
l’acqua liquida, portata velocemente a –30 ºC
è stata sopraraffreddata di 30 gradi perché
la sua temperatura di cristallizzazione vale
0 ºC [= se la pressione vale 1 atmosfera].
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CALORE LATENTE
Temperatura
[= calore assorbito dalla
fusione o ceduto durante
la cristallizzazione]
fusione
Quantità di calore
fornita al sistema
PACE
di
FUSIONE
di
CRISTALLIZZAZIONE
Durante questo intervallo la
temperatura del sistema non cambia
(anche se si continua a fornire calore)
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RISPOSTA del MAGMA al
SOVRARAFFREDDAMENTO
Visto che ad ogni azione corrisponde una reazione
uguale ma di segno opposto, quando un magma perde
calore cerca di contrastare questo evento
formando cristalli che ridanno all’insieme il
cosiddetto calore latente di solidificazione [=
identico a quello latente di fusione].
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Per formare cristalli, tutti gli
elementi necessari alla crescita
dei nuclei in via di sviluppo
debbono potersi spostare
facilmente. E’ abbastanza
intuitivo, che questi spostamenti
sono facilitati se la viscosità del
fuso resta bassa il che equivale a
dire che anche il
sovraraffreddamento deve
rimanere basso. Quando
quest’ultimo aumenta, cioè quando
la temperatura si abbassa troppo
velocemente, viene compromessa
la velocità di crescita ma non la
formazione di germi cristallini il
cui numero, per unità di volume,
aumenta proprio per la necessità
di supplire alle maggiori perdite
energetiche.
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Una tale rincorsa tra numero di
germi che si formano e calore
sottratto non può protrarsi oltre
certi valori del
sovraraffreddamento perché il
fuso, da un certo punto in poi, non
riesce a formare germi cristallini
per la paralisi degli spostamenti
degli elementi derivata da valori
troppo bassi della temperatura
imposta al liquido. Superata questa
soglia il fuso perde ogni capacità di
cristallizzare e si trasforma in una
massa meccanicamente solida ma
amorfa cioè vetrosa.
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Nella prossima lezione vedremo come
rispondono i sistemi magmatici al
sovraraffreddamento in termini di tessiture
e strutture delle rocce
Questa è la parte più importante della
Petrografia.
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Credits
Alcune delle immagini e degli schemi di questa
presentazione sono state presi da:
Plummer, McGeary and Carlson, Physical Geology
Press and Siever, Understanding Earth
Blatt and Tracy, Petrology
Alcune figure e schemi da:
L. Morbidelli - Le rocce ed i loro costituenti
J. Winter - Lezioni per il corso di Igneous
Petrology
P. Tomascak - Lezioni di Geologia
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