2_-2017-_Processi_Petrogenetici,_Magma

Oggi cominciamo a discutere un po’ più
in dettaglio delle
ROCCE
Ambienti PETROGENETICI
Eventi CICLICI nella petrogenesi
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
Questo è un minerale molto
comune nella crosta terrestre
(Quarzo)
Secondo la definizione di
roccia, questo a destra può
essere considerato anche
un esempio di roccia?
NO!
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Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
Un tipo o più tipi di
Una roccia può essere formata da diversi tipi di
minerali (es. granito, basalto, eclogite, argilla):
Roccia Polimineralica
Una roccia formata da un solo tipo di minerale (es.
travertino, dunite, marmo, dolomia) è detta:
Roccia Monomineralica
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Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
Tipico esempio di
roccia polimineralica
Granito = roccia
ignea intrusiva
generalmente
composta da:
Feldspati
Quarzo
Biotite
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Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
Tipico esempio di
roccia polimineralica
Che sia chiaro:
QUESTA NON E’ LA
DEFINIZIONE
SCIENTIFICAMENTE
CORRETTA DI GRANITO
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Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
Tipico esempio di
roccia monomineralica
Travertino = roccia
sedimentaria carbonatica
composta essenzialmente
da:
Calcite
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Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
Feldspati
Quarzo
Biotite
Un’unione di questi minerali con un collante non
porterà alla formazione di una roccia (es. granito).
Perché?
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Definizione di ROCCIA
Aggregato naturale di uno o più
minerali o mineraloidi
A febbraio 2016 l’IMA ha certificato
l’esistenza di 5090 minerali. Di questi, per
classificare la stragrande maggioranza delle
rocce, basta conoscerne solo una decina.
ATTENZIONE:
Chiedo ed esigo che impariate a memoria la
formula chimica dei minerali più importanti che
costituiscono le rocce (sforzo minimo).
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Quali sono i minerali che dovreste
conoscere bene/benissimo?
Quarzo
Feldspati (gruppo dei plagioclasi e feldspati alcalini)
Feldspatoidi (nefelina e leucite, soprattutto)
Pirosseni (orto- e clino-, di Mg, Fe, Ca, Al, Na, Ti)
Olivine (di Mg e Fe)
Ossidi (Serie degli spinelli e delle fasi romboedriche)
Carbonati (calcite e dolomite)
Miche (tri- e di-ottaedriche)
Anfiboli (calcici, sodici, calco-sodici, di Fe e Mg)
Granati (gruppo PirAlSpite e UGrAndite)
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Feldspati
KAlSi3O8
Anortoclasio
Albite
Oligoclasio
NaAlSi3O8
Anortite
Andesina
Labradorite Bytownite
Plagioclasi
CaAl2Si2O8
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Feldspatoidi (o Foidi)
Sono i cugini dei feldspati. Stesso tipo di struttura,
stesso tipo di cationi ed anidri (almeno quelli più
importanti e comuni).
KAlSi3O8 Ortoclasio
Sottraete una
molecola di SiO2:
KAlSi2O6 Leucite
Sottraete un’altra
molecola di SiO2:
KAlSiO4
NaAlSi3O8 Albite
Sottraete due
molecole di SiO2:
NaAlSiO4
Nefelina
In realtà, la nefelina contiene
sempre anche del K
La nefelina è il foide più comune,
seguito da leucite ed altri (es.
Kalsilite
sodalite, hauyna, noseana,
Petrografia (Scienze Geologiche)
Michele Lustrino. Univ.etc.)
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cancrinite,
Feldspatoidi (o Foidi)
Sono i cugini dei feldspati. Stesso tipo di struttura,
stesso tipo di cationi ed anidri (almeno quelli più
importanti e comuni).
KAlSi3O8 Ortoclasio
Sottraete una
molecola di SiO2:
KAlSi2O6 Leucite
NaAlSi3O8 Albite
Sottraete due
molecole di SiO2:
NaAlSiO4
Nefelina
In termini di quantitativi di
molecole di SiO2, l’equivalente
Kalsilite potassico della nefelina non è
la leucite ma la kalsilite
Sottraete un’altra
molecola di SiO2:
KAlSiO4
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Clinopirosseni
Jadeite
NaAlSi2O6
Cpx di Na
Cpx di
Na-Ca
Ca/(Ca+Na)
0,2
0,8
Cpx di Ca
Egirina (o Acmite)
NaFe3+Si2O6
La Kushiroite è
stata scoperta solo
nel 2009. Quasi
sempre al suo posto si
usa il termine “Molecola
Ca-Tschermakitica”.
Tschermakite =
anfibolo di Ca ricco in Al =
Ca2(Mg3Al2)(Si6Al2)O22(OH)2
Kushiroite
CaAl2SiO6
Al2
Diopside-Hedembergite
2+)Si(Scienze
(Mg,Fe)+Si
Ca(Mg,Fe
Petrografia
La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
2O6 Geologiche) Michele Lustrino. Univ.
Clinopirosseni
I pirosseni di Ca sono di gran lunga i più
abbondanti.
I pirosseni di Ca e Na sono abbondanti nelle
rocce ignee alcaline.
I pirosseni di Na sono
abbondanti nelle rocce
peralcaline e nelle rocce
metamorfiche.
L’augite è un classico
clinopirosseno con un
po’ di tutto
Jadeite
Egirina (o Acmite)
NaAlSi2O6
NaFe3+Si2O6
Ca/(Ca+Na)
0,2
Kushiroite
0,8
CaAl2SiO6
Diopside-Hedembergite
Ca(Mg,Fe2+)Si2O6
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Clinopirosseni
Q (Wo, En, Fs)
80
Quad
Omfacite
Cpx di Ca
80
EgirinaAugite
20
20
Jadeite
NaAlSi2O6
Cpx di Ca-Na
Egirina
Cpx di Na
NaFe3+Si2O6
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Clinopirosseni
Vecchia classificazione dei cpx di Ca:
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Clinopirosseni
Nuova classificazione dei cpx di Ca:
CaSiO3
Wollastonite
50
45
Diopside
Hedembergite 50
45
Augite
20
20
Pigeonite
5
MgSiO3
Enstatite
(Clino)enstatite
50
(Clino)ferrosilite
5
FeSiO3
Ferrosilite
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Clinopirosseni
Ortopirosseni
Classificazione degli opx:
CaSiO3
Wollastonite
50
45
In conclusione:
Diopside
Hedembergite 50
45
1) Gli Opx sono SEMPRE senza Ca
2) I Cpx sono SPESSO
Augite con Ca
3) Gli Opx sono ufficialmente rombici
20
4) I20Cpx sono monoclini
Pigeonite
5
MgSiO3
Enstatite
(Clino)enstatite
50
(Clino)ferrosilite
5
FeSiO3
Ferrosilite
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Olivine
Larnite
Ufficialmente la
Ca2SiO4
Larnite non è
un’olivina, così come
Questo schema ricorda
la Wollastonite non
molto quello dei
è un pirosseno
pirosseni di Ca-Mg-Fe
Monticellite
CaMgSiO4
rarissima
50
Kirschsteinite
50
CaFeSiO4
molto rare
molto comuni
(come soluzioni solide)
Mg2SiO4
Forsterite
Fe2SiO4
Fayalite
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Ossidi di Fe-Ti
Ss
= Soluzione Solida
Serie degli spinelli
Serie delle fasi
romboedriche
Provate a calcolare
le modalità di
sostituzione tra
Fe e Ti nelle due
serie
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Ossidi di Fe-Ti
Ss
= Soluzione Solida
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Ossidi di Fe-Ti
Magnetite:
FeO + Fe2O3 = Fe3O4
Ulvospinello: 2FeO + TiO2 = Fe2TiO4
Ematite: Fe2O3
Ilmenite: FeO + TiO2 = FeTiO3
Spinelli
di Fe-Ti
Fasi
romboedriche
Nelle rocce ignee e metamorfiche possono
essere presenti entrambe i tipi di ossidi di Fe
e Ti. Minerali difficilmente distinguibili al
microscopio polarizzatore (sono opachi).
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Spinelli di Fe-Mg-Cr-Al
(Mg2+)IV(Cr3+,Fe3+,Al3+)VI2O4
(Fe2+)IV(Cr3+,Fe3+,Al3+)VI2O4
(Fe) cromite
(FeCr2O4)
Magnesio-cromite
(MgCr2O4)
Ercinite
(FeAl2O4)
Spinello (Nobile)
(MgAl2O4)
Magnetite
(FeFe2O4)
(Fe3O4)
Magnesio-ferrite
(MgFe
2OUniv.
4) La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Petrografia (Scienze Geologiche)
Michele Lustrino.
Miche
Triottaedriche Diottaedriche
Miche di-ottaedriche: Due ioni trivalenti (es. Al2) per
saturare il sito ottaedrico
Miche tri-ottaedriche: Tre ioni bivalenti (es. Mg3,
Fe3) per saturare il sito ottaedrico
Muscovite (Sericite) KAl2Si3AlO10(OH)2
Paragonite NaAl2Si3AlO10(OH)2
Margarite CaAl2Si2Al2O10(OH)2
Flogopite KMg3Si3AlO10(OH)2
Annite
KFe3Si3AlO10(OH)2
Solo in R.
Metamorfiche
Un mix di queste
due miche (con Mg
e Fe) e variabile
Al è definita
Biotite
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Miche
Esistono anche miche in parte di- e tri-ottaedriche.
Scrivete la formula di un mix tra muscovite e
flogopite:
KMg2Al[Al2Si2O10](OH)2
Triottaedriche Diottaedriche
Eastonite
Muscovite (Sericite) KAl2Si3AlO10(OH)2
Paragonite NaAl2Si3AlO10(OH)2
Margarite CaAl2Si2Al2O10(OH)2
Flogopite KMg3Si3AlO10(OH)2
Annite
KFe3Si3AlO10(OH)2
Solo in R.
Metamorfiche
Un mix di queste
due miche (con Mg
e Fe) e variabile
Al è definita
Biotite
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Miche
Esistono anche miche in parte di- e tri-ottaedriche.
Scrivete la formula di un mix tra muscovite e
annite:
KFe2Al[Al2Si2O10](OH)2
Triottaedriche Diottaedriche
Siderofillite
Muscovite (Sericite) KAl2Si3AlO10(OH)2
Paragonite NaAl2Si3AlO10(OH)2
Margarite CaAl2Si2Al2O10(OH)2
Flogopite KMg3Si3AlO10(OH)2
Annite
KFe3Si3AlO10(OH)2
Solo in R.
Metamorfiche
Un mix di queste
due miche (con Mg
e Fe) e variabile
Al è definita
Biotite
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Miche
Eastonite
Flogopite
Mg
Al
La mica che chiamiamo
“biotite” in realtà non
ha una composizione
ben definita, quindi
non è apprezzata
dai mineralogisti
Biotite
Siderofillite
Annite
Fe
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Anfiboli
Formula generale: AB2C5T8O22W2
A = [], Na, K, Ca, Pb, Li
B = Na, Ca, Mn2+, Fe2+, Mg, Li
C = Mg, Fe2+, Mn2+, Al, Fe3+, Mn3+, Ti4+, Li
T = Si, Al, Ti4+, Be
W = (OH), F, Cl, O2–
[] = vacanza (questo sito può essere non riempito)
La classificazione si basa
sull’occupazione del sito [B].
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Anfiboli
Mg-Fe-Mn
Ca
AB2C5T8O22W2
Esistono 4 gruppi principali:
[]Mg2Mg5Si8O22(OH)2
[]Mg2(Mg3Al2)(Si6Al2)O22(OH)2
Antofillite/Cummingtonite
Gedrite
[]Ca2Mg5Si8O22(OH)2
Tremolite (Actinolite con Fe)
[]Ca2(Mg3Al2)(Si6Al2)O22(OH)2
Tschermakite
NaCa2Mg5(Si7Al)O22(OH)2
NaCa2(Mg4Al)(Si6Al2)O22(OH)2
Edenite
Pargasite
[]Ca2(Mg4Fe3+)(Si7Al)O22(OH)2
Orneblenda
NaCa2(Fe2+4Fe3+)(Si6Al2)O22(OH)2 Hastingsite
Ca-Na
Na
Na(Na,Ca)Mg5Si8O22(OH)2
Richterite
Na(Na,Ca)(Mg4Al)(Si7Al)O22(OH)2 Katoforite
[]Na2(Mg3,Al2)Si8O22(OH)2
[]Na2(Fe2+3,Fe3+2)Si8O22(OH)2
NaNa2(Fe2+4,Fe3+)Si8O22(OH)2
Glaucofane
Riebeckite
Arfvedsonite
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Anfiboli
AB2C5T8O22W2
Esistono 4 gruppi principali:
(Mg,Fe,Mn,Li)2
Anfiboli di
Mg-Fe-Mn-Li
Hawthorne F.C., Oberti R.,
2006. On the classification
of amphiboles. Can.
Mineral., 44, 1–21.
Ca2
Anfiboli
di Ca
Classificazione basata
sull’occupazione del sito
[B] degli anfiboli.
Anfiboli di
Na-Ca-Mg-Fe-Mn-Li
Anfiboli
di Na-Ca
Anfiboli
di Na
Na2
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Granati
2+
3+
R 3R 2[SiO4]3
Granati di Al:
Pir
Piropo
Almandino
Al
Mg3Al2Si3O12
Fe3Al2Si3O12
Spessartina Mn3Al2Si3O12
Sp
Granati di Ca:
U
Uvarovite
Ca3Cr2Si3O12
Gr
Grossularia Ca3Al2Si3O12
Andradite
Ca3Fe2Si3O12
And
[SiO4]3
Al in
posizione
ottaedrica
Gruppo
PirAlSpite
Ricordate la formula
della Majorite?
Mg4Si4O12
Gruppo
UGrAndite
MgSiO3
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I processi petrogenetici
Le rocce si formano attraverso processi
definiti petrogenetici che, nella maggior
parte dei casi, si verificano nella litosfera.
I parametri che controllano tali processi
sono:
- Temperatura (T)
- Pressione (P)
- Composizione chimica (X)
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I processi petrogenetici vengono
tipicamente 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, duniti, charnokiti, etc.).
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Il processo magmatico
Comprende la formazione di tutte le rocce
la cui genesi è correlata al raffreddamento
in superficie o nei più superficiali 30-40 km
di masse fuse definite
magmi
Questi possono provenire dal sottostante
mantello o formarsi direttamente nella crosta
per fenomeni di anatessi crostale.
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Il processo sedimentario
Implica la formazione di rocce in ambienti in
prossimità della superficie del pianeta, fondali
marini compresi.
Tipicamente 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 da parzialmente a
totalmente diversi da quelli originari.
Avviene sotto l’effetto di variazioni termiche e
bariche (di pressione).
Le trasformazioni si realizzano nella crosta
continentale senza formazione di fusi.
Questo vuol dire che è un processo che
avviene sostanzialmente allo stato solido.
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Il processo metamorfico
In alcuni casi le rocce metamorfiche possono
avere un’origine molto simile a quella delle
rocce ignee, ossia in seguito a raffreddamento
di masse fuse.
Questo avviene quando magmi cristallizzano
ad elevate profondità (>30-40 km).
In queste condizioni (elevata P) un fuso
basaltico cristallizzando formerà un’eclogite
(r. metamorfica) non un basalto (r. ignea).
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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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Minerali caratteristici
R. IGNEE
R. SEDIMENTARIE
R. METAMORFICHE
feldspati,
pirosseni,
quarzo, olivine,
miche, ossidi di
Fe-Ti, anfiboli,
feldspatoidi, etc.
quarzo,
carbonati
(specialmente
calcite e
dolomite),
minerali argillosi,
solfati, selce
(quarzo
microcristallino),
halite, 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 coperta per
circa il 63% da rocce sedimentarie. La
restante parte è costituita da rocce
ignee e rocce metamorfiche.
- La crosta è lo strato più esterno della
Terra (al di sopra della discontinuità di
Mohorovicic).
- La crosta rappresenta circa lo 0,5% del
volume della Terra. Tuttavia questa è l’unica
parte della terra che è direttamente esposta
per lo studio petrografico.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
13%
13,6%
63,3%
Hartmann e Moosdorf (2012) G3, 13, 12, doi doi:10.1029/2012GC004370
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Hartmann e Moosdorf (2012) G3, 13, 12, doi doi:10.1029/2012GC004370
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
I MAGMI
- DEFINIZIONE
- CARATTERI CHIMICI e FISICI
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
DEFINIZIONE
I magmi sono materiali naturali allo stato fuso
che possono contenere una quantità variabile di
componenti volatili e cristalli.
Per oltre il 99,99% in volume, i fusi sono a
composizione silicatica e raggiungono
temperature massime di circa 1200 ºC.
Solo in rarissimi casi i magmi sono composti in
prevalenza da carbonati e raggiungono
temperature massime molto più basse (intorno
a 600-800 °C).
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Quando il magma raggiunge la superficie
terrestre si verifica un’eruzione vulcanica.
Il magma perde gran
parte dei volatili e si
trasforma in lava (se
l’eruzione è effusiva)
o piroclastite (se
l’eruzione è esplosiva).
Tipica colata mediamente viscosa di
un magma silicatico. Monte Etna
Il magma può anche non raggiungere
mai la superficie.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
OLDOINYO LENGAI
L’unico vulcano al mondo con lave a composizione carbonatitica, non
silicatica (ultima eruzione 2010)
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
OLDOINYO LENGAI
La lava più recente ha un colore grigio scuro, mentre quella più vecchia (di
qualche settimana) assume un colore biancastro.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Velocità di risalita dei magmi?
~100 km/h
~0,02-4 km/h
Zero
il magma non raggiunge
la superficie
Solo il 10-20% del
magma raggiunge
la superficie
Ogni anno prodotti ~70-90*109
Ton di magma (~25-35 km3)
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Velocità di risalita dei magmi?
Il carico di un TIR è ~100 m3
Il magma prodotto ogni anno sulla Terra
riempirebbe 250-350 milioni di TIR…
…In fila
farebbero 100
volte il giro
dell’Equatore…
Ogni anno prodotti ~70-90*109
Ton di magma (~25-35 km3)
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Natura dei magmi
Nei magmi sono presenti pressoché tutti gli elementi
esistenti nella Terra; alcuni di questi (anche legati in
molecole) rappresentano la cosiddetta componente
volatile, vale a dire i gas disciolti nella fase fusa.
I magmi, dopo la solidificazione, daranno origine a rocce:
Ultrabasiche
Basiche
Intermedie
Acide
SiO2 <45%
45% <SiO2 <52%
52% <SiO2 <63%
SiO2 >63%
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Natura
dei
magmi
Quindi ricordate:
Il concetto di BASICITA’ di una roccia si basa
sul suo contenuto in SiO2
ATTENZIONE:
Non ho detto contenuto in Quarzo!
La SiO2 di una roccia è data dalla
somma della SiO2 (sìlice) presente nei
vari silicati.
Nell’analisi chimica di una roccia, gli elementi più abbondanti
(Si, Ti, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K e P) vengono espressi in ossidi,
quindi anche il Si viene espresso come SiO2.
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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 (>95%), da
Anak Krakatua (foto Robert e Barbara Decker)
H2O, CO2 ,CO, SO2, H2S, H2, S, O
Le abbondanze di questi gas sono spesso correlate al
tipo di magma.
L’ H2O e la CO2 sono di gran lunga i volatili
più abbondanti disciolti nei magmi.
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La COMPONENTE VOLATILE dei magmi
I volatili esercitano un ruolo fondamentale
nella generazione, evoluzione ed modalittà
eruttiva dei magmi.
In particolare l’H2O influsce su:
1. Temperatura alla quale una roccia comincia a
fondere;
2. Temperatura alla quale un magma comincia a
formare cristalli;
3. Viscosità dei magmi;
4. Tipi di minerali che si formano dai magmi;
5. Tipo di eruzione magmatica (quindi
pericolosità di un vulcano).
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Come si sciolgono i volatili
Ad elevate pressioni i volatili
possono essere disciolti nella
fase fusa dei magmi.
Quando la pressione diminuisce
(es. quando il magma si avvicina
alla superficie), i volatili
essolvono dal fuso (si liberano
formando una fase separata).
Qualcosa di simile avviene
anche quando si stappano le
bottiglie di birra.
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Pressione e Gradiente Geobarico
In un qualsiasi punto dell’interno della Terra il
peso delle rocce soprastanti esercita una certa
pressione.
Questa viene definita Pressione Litostatica.
Il suo valore ad una data profondità è uguale a:
P(Pa) = rgZ
(o g/cm3)
Dove:
r = densità (variabile da ~2500 a ~3500 kg/m3);
g = accelerazione di gravità (~10 m/sec2);
Z = spessore degli strati di rocce (m).
1 (Pa) = 1 N/m2
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Pressione e Gradiente Geobarico
Quale sarà la pressione alla base di una
sequenza di rocce dello spessore di 1 km e
una densità media di 3 ton/m3?
3 ton/m3 = 3000 kg/m3
P(Pa) = rgZ
P (Pa) = 3.000*10*1.000
P (Pa) = 30.000.000 Pa
30 MPa = 0,03 GPa
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Pressione e Gradiente Geobarico
Quale sarà la pressione alla base di una
sequenza di rocce dello spessore di 10 km e
una densità media di 3 ton/m3?
3 ton/m3 = 3000 kg/m3
P(Pa) = rgZ
P (Pa) = 3.000*10*10.000
P (Pa) = 300.000.000
300 MPa = 0,3 GPa
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Pressione e Gradiente Geobarico
Quale sarà la pressione alla base della crosta
continentale (con uno spessore medio di 33 km
ed una densità media di 3 ton/m3?
3 ton/m3 = 3000 kg/m3
P(Pa) = rgZ
P (Pa) = 3.000*10*33.000
P (Pa) = 990.000.000 Pa
990 MPa = ~1 GPa
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Pressione e Gradiente Geobarico
Quale sarà la pressione alla base della crosta
continentale (con uno spessore medio di 33 km
ed una densità media di 3 ton/m3?
3 ton/m3 = 3000 kg/m3
P(Pa) = rgZ
Anche se non corretto, tipicamente la
pressione è espressa in bar (1 bar = 10 N/cm2)
1 bar = 105 Pa = 100.000 Pa
1 GPa = 10 kbar
Alla base della crosta continentale la pressione
litostatica raggiunge valori di circa 10 kbar.
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% di H2O in un fuso
riolitico
1000 bar
= 1 kbar
= 0,1 GPa (GigaPascal)
= ~1000 atm
= ~10.000 m di H2O
= ~1000 kg/cm2
Siccome la densità
media delle rocce (negli
strati più esterni della
Terra) è ~3 g/cm3 =
H2O come fase
separata dal fuso
H2O disciolta nel fuso
Pressione (bar)
Da: De Vivo et al., 2005 (Episodes, 1, 19-24)
1 kbar = Pressione esercitata da un pacco di
rocce di 3 km di spessore
Alla diminuzione della pressione (quando un
magma si avvicina alla superficie) si raggiunge
un punto oltre il quale i volatili essolvono.
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Tonnellate di CO2/giorno
Etna
Stromboli
>44mila
Solfatara
Ischia
Ton/giorno!
Pantelleria
Ustica
Vulcano
Colli Albani
Da: Inguaggiato et al., 2012, G3,
doi:10.1029/2011GC003920
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Tonnellate di CO2/giorno
Etna
Stromboli
>44mila
Solfatara
Ischia
Ton/giorno!
Pantelleria
Ustica
Vulcano
Colli Albani
L’etna contribuisce per circa il 10% alle
emissioni naturali di CO2 naturali della Terra!
In media le vetture di ultima generazione emettono 100 g CO2/km
44.000.000.000/100 = CO2 rilasciata dopo ~440 milioni di km.
Ipotizzando che ogni auto percorra 30 km al giorno, la CO2
rilasciata dai vulcani italiani è uguale a 440.000.000/30 =
CO2 rilasciata da circa 15 milioni di vetture (solo in Italia)
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Tonnellate di CO2/giorno
...sapete trasformare le
moli di CO2 in grammi (o,
meglio, in tonnellate)?
Da: Caracausi et al., 2015 (Earth
Planet. Sci. Lett., 411, 268-280)
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% CO2 in fuso riolitico
La concentrazione
di H2O in un
magma è quindi
funzione di:
% H2O in fuso riolitico
Da: De Vivo et al., 2005 (Episodes, 1, 19-24)
1. Pressione;
2. Composizione del magma;
3. Composizione dei minerali che si formano;
4. Temperatura
5. Presenza di un altro volatile
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ORGANIZZAZIONE
INTERNA dei MAGMI
STRUTTURA DEI FUSI
SILICATICI
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Ricordate che i silicati sono
minerali costruiti dall’unione
di unità tetraedriche [SiO4]4che rappresentano
i
Silicio
Ossigeno
mattoni delle strutture.
Perché [SiO4]4-?
Si = 4+
O = 2- (quindi 4 ossigeni = 8-)
Sommando (4+) con (8-) si ottiene una valenza
del gruppo anionico = 4Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Ricordate che i silicati sono
minerali costruiti dall’unione
di unità tetraedriche [SiO4]4che rappresentano
i
Silicio
Ossigeno
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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Modelli concettuali di struttura atomica di fusi
silicatici confrontati con quello della silice
cristallina.
Quindi un fuso silicatico (che è diverso da un
fuso di silice) è organizzato, come i minerali,
in una sequenza di strutture ordinate (es.
tetraedri di silice) con altri ioni.
A differenza dei minerali,
nei fusi silicatici queste
strutture ordinate non si
ripetono regolarmente
nello spazio.
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SIGNIFICATO FISICO dei
TETRAEDRI che formano CATENE
In un fuso che possiede unità tetraedriche
tra loro collegate dagli ossigeni ponte (si dice
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 la
mobilità degli ioni al suo interno.
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Conoscete il significato fisico della viscosità?
La viscosità è una quantità che descrive la
resistenza di un fluido allo scorrimento.
In termini più generici esprime la resistenza di un
materiale a cambiare forma.
I solidi possono essere considerati come dei fluidi
dotati di elevatissima viscosità.
La viscosità delle rocce di mantello è circa 1023-1025
volte superiore a quella dell’H2O a P e T ambiente.
La viscosità dei magmi è da 103 a 109 volte superiore
a quella dell’H2O.
L’unità di misura della viscosità è espressa dal
simbolo  (eta) e si misura in poise.
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Conoscete il significato fisico della viscosità?
La viscosità è una quantità che descrive la
resistenza di un fluido allo scorrimento.
Valori medi di viscosità (in centipoise a 20 °C)
Aria
0,02
Olio motore
100-500
Acetone
0,3
Ketchup
5*104
Acqua
1
Burro d’arachidi 2*105
Olio d’oliva 80-90
Vetro
1*1020
Peridotite 1023-1025
F. basaltico
5*103
F. riolitico 1*109 @900 °C F. carbonatitico 6-10
@1200 °C
@1200 °C
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1 Pa = 1 N/m2 = 1 [(kg*m)/s2]/m2 = 1 kg/(m*s2)
Viscosità (Pa*s)
(kg*m)/s2
108
1 poise = 0,1 kg/(m*s)
10 poise = 1 kg/(m*s)
Riolite (>69% SiO2)
dacite (~63-70% SiO2)
106
104
andesite (57-63% SiO2)
102
basalto (45-52% SiO2)
1
komatiite (~40-50% SiO2)
800
1200
1600
(20-30% MgO)
Temperatura (°C)
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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.
Il gruppo ossidrile OH- ha una sola valenza negativa e
non due come l’ossigeno ponte.
Questo permette il distacco di due tetraedri
adiacenti (effetto de-polimerizzante).
Ossigeno
ponte
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Pressione anidra e idrata
La presenza dei volatili disciolti in un magma
favorisce la diminuzione della viscosità.
Poiché i volatili sono
rappresentati
essenzialmente
dall’H2O, la pressione
che agisce sul sistema
è comunemente
definita pressione
idrata o, più
brevemente, PH2O.
Da: Dingwell, 2006
(Episodes, 2, 281-286)
Bassa T
Alta T
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Pressione anidra e idrata
Se la pressione è esercitata in mancanza di volatili, si
chiama pressione anidra (o pressione secca) e gli
effetti sono 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 (N.C. = 4) diventa
ottaedrica (N.C. = 6).
Ricordate cosa
vuol dire numero
di coordinazione?
Si
O
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Pressione anidra e idrata
Per capire il significato del numero di
coordinazione bisogna ricordare la prima regola di
Pauling (che sintetizza le relazioni geometriche
tra cationi e anioni in una struttura stabile,
introducendo il concetto di raggio ionico):
“Intorno a ciascun catione si forma un poliedro
di coordinazione; la distanza tra il catione e
l'anione è determinata dalla somma dei raggi,
mentre il numero di coordinazione del catione è
funzione del rapporto tra il raggio del catione
e dell’anione .”
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Rapporto dei raggi
N.C.
Coordinazione
1,0
12
Cubica max impacchettamento
Esagonale max impacchettamento
0,732-1,0
8
Cubica
0,414-0,732
6
Ottaedrica
0,225-0,414
4
Tetragonale
0,155-0,225
3
Triangolare
<0,155
2
Lineare
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Pressione anidra e idrata
L’insieme costituito da uno ione
centrale (ione coordinante) e da
quelli, di segno opposto, ad esso
legati (ioni coordinati) prende il
nome di poliedro di
coordinazione.
Il numero di ioni coordinati
(cioè il numero di vertici del
poliedro) prende il nome di
numero di coordinazione
(NC).
Unione tra
ioni di segno opposto
NC = 4
Poliedro
di coordinazione
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Pressione anidra e idrata
- E’ stato stabilito che, in una struttura cristallina
stabile, lo ione coordinante è il catione, il quale
giace al centro di un poliedro di coordinazione di
anioni.
- Fra gli anioni presenti nelle strutture
inorganiche il più importante è l’ossigeno (O2-).
Quindi, se non si danno altre
specificazioni, dire che un
certo catione possiede
coordinazione 6 si intende che
esso è circondato da 6 ioni
ossigeno.
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Viscosità in funzione di:
Parametri
Viscosità ()
Note
Temperatura Inversamente L’aumento dell’energia
Pressione
secca
proporzionale termica aumenta l’energia
cinetica dei singoli ioni (es. il
Si nel tetraedro SiO4).
L’aumento delle vibrazioni
facilita la depolimerizzazione
portando alla rottura i legami
originari. Quindi abbassa la
viscosità.
Direttamente La viscosità ( ) aumenta sino
proporzionale a quando il silicio non cambia
tipo di coordinazione da
tetraedrica ad ottaedrica.
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Viscosità in funzione di:
Parametri
Pressione
idrata
SiO2
Viscosità ()
Note
Inversamente  diminuisce sino a quando i
proporzionale volatili rimpiazzano tutti gli
ossigeni ponte. Ulteriori
aumenti di P, provocano
effetti analoghi a quelli della
pressione secca.
Direttamente La differenza di viscosità tra
proporzionale magmi basici ed acidi può
essere compensata dal fatto
che questi ultimi tendono ad
avere quantità maggiori di
volatili rispetto a quelli
basici.
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Alla fine di un processo di
raffreddamento i magmi possono:
CRISTALLIZZARE
VETRIFICARE
Trasformarsi in
vetri = masse
solide amorfe senza
fasi cristalline.
Formare
cristalli =
sostanze che hanno un
preciso ordinamento
strutturale. I cristalli
possono avere dimensioni
anche molto variabili.
CRISTALLIZZARE e VETRIFICARE
Solidificare formando sia cristalli che vetro.
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Parametro che fa la differenza:
Sottoffreddamento
Questo parametro rappresenta la differenza
tra la temperatura di inizio solidificazione
(detta anche temperatura di LIQUIDUS) di
una sostanza e quella, inferiore alla
precedente, a cui la stessa si può trovare
ancora allo stato liquido.
Es: l’acqua liquida, portata velocemente a –30
ºC è stata sovraraffreddata di 30 gradi perché
la sua temperatura di cristallizzazione vale 0
ºC [= se la pressione vale 1 atmosfera].
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CALORE LATENTE
di
FUSIONE
di
CRISTALLIZZAZIONE
Con questo termine si fa riferimento al
calore assorbito da un sistema naturale
durante un processo di fusione parziale o
ceduto dallo stesso durante un processo di
raffreddamento.
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CALORE LATENTE
Bisogna ricordare che in natura ad ogni azione
corrisponde una reazione uguale ma di segno opposto
(Principio di Le Chatellier).
Quando si fornisce calore ad una sostanza questa
cerca di contrastare questo evento utilizzando il
calore per rompere le strutture dei minerali
(fusione): Calore Latente di Fusione.
Quando si sottrae calore ad un sistema, questo cerca
di contrastare la perdita formando cristalli che
ridanno all’insieme il cosiddetto calore latente di
solidificazione: Calore Latente di Cristallizzazione.
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CALORE LATENTE
Calore Latente di FUSIONE
In pratica, durante la transizione di fase di un
sistema bifasico (es. solido/liquido), l'energia
fornita/sottratta al sistema non va a
incrementare/diminuire la temperatura del sistema
stesso, bensì agisce sulla forza dei legami
intermolecolari.
Es., mentre si fa bollire dell’acqua il calore fornito non
innalza la temperatura dell'acqua oltre i 100 °C.
Durante l’ebollizione la temperatura infatti rimane
costante, ed il calore fornito al sistema servirà a
indebolire i legami fra le molecole, passando dallo
stato liquido allo stato vapore.
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CALORE LATENTE
Calore Latente di FUSIONE
Per ogni sostanza ci sarà bisogno di una certa quantità
di energia (da fornire o sottrarre) perché questa
cambi di stato (es. da solido a liquido o da liquido a
solido).
Ovviamente maggiore è la massa della sostanza,
maggiore sarà l’energia necessaria perché il
cambiamento di fase avvenga.
Per questo motivo si considera la quantità di energia
necessaria per far fondere una massa unitaria di una
certa sostanza (1 kg).
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CALORE LATENTE
Calore Latente di FUSIONE
Per far fondere 1 kg di ghiaccio è necessaria
un’energia pari a 3,34*105 J.
Il Calore Latente di Fusione dell’H2O è = 3,34*105 J.
Il Calore Specifico del ghiaccio è invece 2,09*103
J/(kg* °C).
Cosa misura il Calore Specifico di una sostanza?
La quantità di energia (sotto forma di calore) da
somministrare per fare aumentare la temperatura di
un kg di sostanza di 1 °C (o 1 K, è lo stesso,
ovviamente).
Quali sono le differenze tra Calore
Latente di FUSIONE e Calore Specifico?
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CALORE LATENTE
Calore Latente di FUSIONE
Per far fondere 1 kg di ghiaccio è necessaria
un’energia pari a 3,34*105 J.
Il Calore Latente di Fusione dell’H2O è = 3,34*105 J.
Siccome 4,18 J = 1 cal, il CLF dell’acqua è 7,99*104 cal
che equivalgono a ~80 kcal/kg.
Questo valore va espresso rapportato ad una certa
pressione di riferimento.
Ogni minerale (così come ogni sostanza in generale) ha
un suo proprio valore del Calore Latente di Fusione.
Lo stesso discorso vale per la cristallizzazione.
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CALORE LATENTE
Temperatura
Immaginiamo di avere un solido (es. ghiaccio o un minerale
qualsiasi) e di fornire calore al nostro sistema.
Prima goccia
di fuso
Solido+fuso
Scomparsa dell’ultimo
pezzo di solido
Quantità di calore
Durante questo intervallo la
fornita al sistema
temperatura del sistema non
La pendenza dipende dal
cambia (anche se si continua a
calore specifico della
fornire calore).
sostanza
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CALORE LATENTE
Temperatura
Lo stesso avviene durante un processo di raffreddamento di
una massa fusa (es. acqua oppure un fuso di un minerale).
Ultima goccia
di fuso
Solido+fuso
Comparsa del primo
pezzo di solido (es.
ghiaccio o cristallo
di un minerale)
Quantità di calore
Durante questo intervallo la
sottratta al sistema
temperatura del sistema non
cambia (anche se si continua a
sottrarre calore).
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Come varia la temperatura di un magma
che risale verso la superficie?
Cosa succede se il magma contiene dei volatili?
Questi cominciano ad essolvere
Cosa succede ad un gas in espansione?
Si raffredda.
Cosa succede se il magma comincia a
cristallizare? Il sistema cede calore (calore o
entalpia latente di cristallizzazione)
In pratica c’è una sorta di bilancio, difficile da
stabilire e quantificare tra essoluzione dei gas e
cessione del calore latente.
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RISPOSTA del MAGMA al
SOTTORAFFREDDAMENTO
La NUCLEAZIONE è il passaggio iniziale critico
nello sviluppo di un cristallo (microliti).
Ad una data pressione ed una data composizione di
un magma, ci sarà una temperatura alla quale
cominceranno a formarsi i primi cristalli (microliti).
I microliti sono cristalli molto piccoli. Questo vuol
dire che hanno un rapporto superficie/volume
elevato (grossa proporzione di ioni sulla superficie).
Gli ioni sulla superficie di un cristallo sono instabili
(per la presenza di cariche non bilanciate; elevata
energia di superficie).
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RISPOSTA del MAGMA al
SOTTORAFFREDDAMENTO
Quindi prima dello sviluppo di cristalli veri e propri
bisogna raggiungere un grado di
SOVRASATURAZIONE (o sottoraffreddamento).
Ossia: i cristalli veri e propri si formano alcuni
gradi al di sotto della vera temperatura di
cristallizzazione di un minerale.
Ora vedremo come si comporta un magma in
seguito al raffreddamento (allontanamento
dalla regione sorgente ed avvicinamento alla
superficie).
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Tasso di
crescita
Capacità di
cristallizzazione
Tasso di
nucleazione
Sottoraffreddamento (DT)
Alta
Temperatura (T)
Bassa
Per formare cristalli,
tutti gli ioni necessari
alla crescita dei nuclei in
via di sviluppo devono
potersi spostare
facilmente.
Questi spostamenti sono
facilitati se la viscosità
del fuso resta bassa.
Questo vuol dire che il
sottoraffreddamento
deve rimanere basso.
Velocità di crescita:
Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo.
Potere di cristallizzazione
Numero di germi cristallini
che si formano nell’unità di tempo.
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Tasso di
crescita
Capacità di
cristallizzazione
Tasso di
nucleazione
Sottoraffreddamento (DT)
Alta
Temperatura (T)
Bassa
Velocità di crescita:
Quando il
sottoraffreddamento
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 aumenta proprio
per la necessità di
supplire alle maggiori
perdite energetiche.
Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo.
Potere di cristallizzazione
Numero di germi cristallini
che si formano nell’unità di tempo.
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Tasso di
crescita
Capacità di
cristallizzazione
Tasso di
nucleazione
Sottoraffreddamento (DT)
Alta
Temperatura (T)
Bassa
Velocità di crescita:
Se il
sottoraffreddamento è
troppo elevato (c’è una
brusca diminuzione di
temperatura), anche il
numero di germi cristallini
che si formano diminuisce
bruscamente.
Questo perché il magma
diventa troppo viscoso a
basse temperature.
Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo.
Potere di cristallizzazione
Numero di germi cristallini
che si formano nell’unità di tempo.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Tasso di
crescita
Capacità di
cristallizzazione
Tasso di
nucleazione
Sottoraffreddamento (DT)
Alta
Temperatura (T)
Superata una certa soglia
(che dipende dalla
composizione e dalla
pressione), il fuso perde
ogni capacità di
cristallizzare e si
trasforma in una massa
meccanicamente solida
ma amorfa cioè vetrosa.
Bassa
Velocità di crescita:
Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo.
Potere di cristallizzazione
Numero di germi cristallini
che si formano nell’unità di tempo.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Tasso di
crescita
Capacità di
cristallizzazione
Tasso di
nucleazione
Sottoraffreddamento (DT)
Alta
Temperatura (T)
Bassa
Velocità di crescita:
Un magma può quindi
dare origine ad una
roccia con tanti cristalli
piccoli ( s. medio) oppure
con pochi cristalli grandi
(s. basso) oppure una
massa vetrosa (s. molto
elevato).
Spesso i magmi si
raffreddano secondo due
o più velocità di
sottoraffreddamento.
Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo.
Potere di cristallizzazione
Numero di germi cristallini
che si formano nell’unità di tempo.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Plutonico Ipoabissale
Tasso di
crescita
Vulcanico
Capacità di
cristallizzazione
Tasso di
nucleazione
Sottoraffreddamento (DT)
Alta
Temperatura (T)
Bassa
Nel primo caso
(raffreddamento lento) si
parla di ambiente plutonico
o intrusivo.
Nel caso opposto
(raffreddamento molto
rapido) si parla di ambiente
effusivo o vulcanico.
Esistono, ovviamente valori
di sottoraffreddamento
intermedi (ambiente
ipoabissale).
Velocità di crescita:
Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo.
Potere di cristallizzazione
Numero di germi cristallini
che si formano nell’unità di tempo.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Nella prossima lezione vedremo
come rispondono i sistemi
magmatici al sottoraffreddamento
in termini di microstrutture delle
rocce.
Questa è la parte più importante
della Petrografia.
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
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
J. Winter - Lezioni per il corso di Igneous Petrology
P. Tomascak - Lezioni di Geologia
…Se avete dubbi su una formula di un minerale:
http://rruff.info/ima/
webmineral.com
www.mindat.org
Petrografia (Scienze Geologiche) Michele Lustrino. Univ. La Sapienza Roma A.A. 2016/2017
Ogni anno cerco di migliorare la qualità della presentazione ed aggiungo nuove
informazioni. Cercate quindi su internet di scaricare sempre la versione più aggiornata
di queste slides.
Per commenti, chiarimenti o informazioni su queste slides:
[email protected]
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