I processi petrogenetici
Le rocce si formano attraverso processi definiti
petrogenetici.
I parametri che controllano tali processi sono :
- Temperatura (T)
- Pressione (P)
- Composizione chimica (X)
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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
terrestre per fenomeni di anatessi (= fusione
parziale).
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Ambienti P-T
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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 magmatiche (la grande maggioranza)
e rocce metamorfiche
- La crosta è lo strato più esterno della Terra
- 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 delle rocce
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I MAGMI
- DEFINIZIONE
- CARATTERI CHIMICI e FISICI
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I MAGMI
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).
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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 ( es. basalto)
Intermedi ( es. andesite)
Acidi ( es. riolite)
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SiO2 < 52%
52% < SiO2 < 66%
SiO2 > 66%
Composizione del magma
Il magma ha
composizione
variabile
Magma basaltico
Al2O3
SiO2 è il componente
più abbondante
Dal punto di vista
composizionale, tre
tipi di magma sono i
più abbondanti
•
Basaltico (80%)
•
Andesitico (10%)
•
Riolitico (10%)
Gas disciolti
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Al2O3
FeO+Fe2O3
FeO+Fe2O3
O è l'anione più
abbondante
Magma andesitico
MgO+CaO
MgO+CaO
Na2O+K2O
altri
Na2O+K2O
altri
Magma riolitico
FeO+Fe2O3
MgO+CaO
Al2O3
Na2O+K2O
altri
La COMPONENTE VOLATILE
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,
Anak Krakatua
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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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 di struttura atomica di fusi silicatici
confrontati con quello della silice cristallina.
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SIGNIFICATO FISICO dei TETRAEDRI
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)
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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.
La formazione dei magmi
La formazione dei magmi avviene per fusione parziale di rocce profonde a causa
dei seguenti processi:
• diminuzione locale della pressione;
• aumento locale della temperatura.
2 tipi di magma:
Primario – Basico, proviene dal mantello superiore (~ 80/100 Km di profondità)
per fusione parziale (30%) di rocce femiche e ultrafemiche. T~ 1300°C,
fluido, può produrre rocce effusive (basalti) o intrusive (gabbri);
Secondario (anatettico) – Acido, proviene dalla fusione parziale di rocce sialiche
della crosta (~ 40/50 Km di profondità), T~ 700 °C, viscoso, produce
essenzialmente rocce intrusive (graniti).
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Viscosità del magma
•
La viscosità è la proprietà di una sostanza che descrive la sua resistenza
al flusso (più viscoso è un magma, più bassa è la sua attitudine a fluire)
•
Per una lava basaltica in movimento lungo ripide pendici del vulcano
Mauna Loa (Hawaii) è stata registrata una velocità di 16 km/h
•
TEMPERATURA
• Più alta è la temperatura, più bassa è la viscosità
• Man mano che il magma raffredda, diviene più viscoso
•
COMPOSIZIONE
• I tetraedri SiO44- esistono già nel magma, e tendono (come nei minerali)
a polimerizzare formando gruppi, catene, impalcature (irregolari)
• Più elevato è il grado di polimerizzazione, più alta è la viscosità del
magma
• Poichè il numero di tetraedri dipende dal contenuto in SiO2 del magma,
la viscosità del magma cresce con l'aumentare del contenuto in SiO2
• K, Na, Ca, Mg, Fe, H, OH tendono a interrompere I polimeri di tetraedri
SiO4
• La viscosità del magma diminuisce con l'aumentare del contenuto in
modificatori di struttura (in particolare H2O)
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La risalita dei diapiri magmatici
I magmi sono interessati da
movimenti di risalita perché sono
più leggeri delle rocce solide
circostanti.
Nella loro risalita i magmi formano
grandi ammassi a forma di gocce,
detti diapiri magmatici.
I diapiri risalgono finché rimangono
meno densi delle rocce circostanti
e non sono in equilibrio con queste.
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La risalita dei diapiri magmatici
Se l’equilibrio è rotto, i diapiri riprendono lo
spostamento verso la superficie. Le cause della
rottura dell’equilibrio possono essere diverse:
• apporto di nuovo magma, che provoca un aumento
di temperatura;
• fusione di rocce circostanti, meno dense del
magma originario;
• cristallizzazione frazionata dei minerali più densi.
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La risalita dei diapiri magmatici
La CRISTALLIZZAZIONE FRAZIONATA consiste
nella cristallizzazione e separazione dei minerali
all’interno dei corpi magmatici in raffreddamento.
Questo processi avviene in genere in zone di
stazionamento
del
magma
(CAMERE
MAGMATICHE) dove il magma si ferma per
periodi più o meno lunghi e subisce un
decremento di temperatura con conseguente
formazione dei minerali.
N.B. La separazione dei minerali determina un
cambiamento della composizione chimica dei
liquidi residuali. Questi ultimi risultano
impoveriti di quegli elementi che entrano nei
minerali, mentre si arricchiscono di quegli
elementi che restano nel liquido. Il magma
diventa più leggero, cambia la sua
composizione iniziale diventando più sialico e
diventa più ricco di sostanze allo stato
gassoso e di vapore acqueo.
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Risalita del magma
•
Il magma risale per contrasto di densità
•
Durante la risalita, la pressione diminuisce
•
Al diminuire della pressione, quantità di componenti volatili via via minori possono
rimanere disciolti nel magma
•
I volatili formano una fase propria (bolle)
•
Le bolle hanno densità enormemente più bassa del magma e quindi tendono a risalire
più velocemente del magma che le contiene
•
Se la viscosità del magma è bassa (magma basaltico) le bolle possono fuoriuscire dal
magma con facilità, per cui l'eruzione sarà relativamente tranquilla, non esplosiva
•
Se la viscosità del magma è alta (magma andesitico o riolitico) e la quantità di gas
disciolta era abbondante (magma andesitico) le bolle fuoriescono dal magma con
difficoltà, per cui gonfiano fino al punto di esplodere, frammentando il liquido viscoso
che le contiene, generando così una eruzione esplosiva
•
Se la viscosità del magma è alta (magma andesitico o riolitico) e la quantità di gas
disciolta era scarsa (magma riolitico) le bolle fuoriescono dal magma con difficoltà, ma
sono troppo poco abbondanti per farlo esplodere, per cui ne risulta una eruzione non
esplosiva
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Risalita del magma
• L’H2O e altri gas presenti nel magma sono agenti
mineralizzatori (All'interno del fuso essi sono infatti
generalmente presenti come anioni monovalenti (F-, Cl-,
OH-, HCO3-, ecc.) che, sostituendo l'ossigeno ai vertici dei
tetraedri, impediscono la connessione tra tetraedri,
interrompendo la catena [- O - Si - O - Si – OH]) che
riducono la T di fusione dei silicati, quindi i magmi sialici
più ricchi di acqua hanno T di fusione più basse. Quando
risalendo l’acqua si libera per la < pressione la T di fusione
aumenta nonostante la < pressione e quindi la massa
tende a solidificare.
• I magmi femici invece avendo poca acqua e gas(sono più
profondi e quindi è più difficile che abbiano quantità
rilevanti di acqua) risalendo diventano sempre più fluidi per
la diminuzione della pressione.
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Dal magma alle rocce magmatiche
Una roccia magmatica è un aggregato di cristalli
diversi, che si origina per solidificazione di un magma.
Quando il magma raffredda, i diversi minerali
cristallizzano in tempi diversi a diverse temperature
separandosi dal fuso che cambia gradualmente
composizione.
Nel magma coesistono sempre una fase solida e
una fase liquida, alle diverse temperature, finché
non si è verificata la completa solidificazione
dell’intera massa.
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Dal magma alle rocce magmatiche
Sperimentalmente sono state individuate due serie di
reazioni, note come serie di Bowen, che, al diminuire
della temperatura, avvengono contemporaneamente e
indipendentemente in un magma.
La prima, detta serie continua di Bowen, interessa la
trasformazione del plagioclasio (uno dei feldspati) da
termini più ricchi di calcio a termini più ricchi di sodio.
La seconda, detta serie discontinua di Bowen, vede la
progressiva comparsa di una serie di minerali (olivina,
pirosseno, anfibolo, biotite) caratterizzati da un grado di
polimerizzazione sempre maggiore.
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Dal magma alle rocce magmatiche
Anortite: CaAl2Si2O8.
Albite: NaAlSi3O8
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Caratteri distintivi delle rocce
magmatiche
L’indizio utilizzato per identificare le rocce magmatiche
è la struttura.(Tessitura = grado di cristallizzazione e
dimensione dei cristalli)
La struttura è formata di regola
da cristalli di minerali diversi a
stretto contatto tra loro.
In questo campione di roccia
sono evidenti cristalli di grandi
dimensioni e di colore diverso.
I cristalli non sempre sono
visibili a occhio nudo.
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I minerali delle rocce magmatiche
I minerali che costituiscono le rocce magmatiche
sono i silicati.
Lo ione negativo di
questi minerali è lo
ione silicato SiO44-,
uno ione poliatomico
formato da un atomo di
silicio legato a quattro
atomi di ossigeno.
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I minerali delle rocce magmatiche
I silicati possono avere strutture semplici, basate su
tetraedri isolati, oppure possono formare strutture
più complesse con tetraedri legati tra loro.
Ioni metallici positivi
bilanciano le cariche
negative degli atomi
di ossigeno non
condivisi.
Il legame tra i tetraedri avviene mediante la
condivisione degli atomi di ossigeno.
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I minerali delle rocce magmatiche
La classificazione dei silicati si basa sul numero di vertici dei tetraedri condivisi.
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I minerali delle rocce magmatiche
I silicati con abbondante presenza di ioni metallici
sono chiamati femici, dalle iniziali dei nomi di due dei
metalli maggiormente presenti, magnesio e ferro:
• olivine;
• pirosseni;
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• anfiboli;
• mica scura.
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I minerali delle rocce magmatiche
I silicati che condividono molti atomi di ossigeno sono
poveri di ioni metallici o del tutto privi (quarzo). Questi
silicati, ricchi in silice, sono chiamati sialici:
• mica chiara;
• plagioclasi;
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• ortoclasio;
• quarzo.
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La formazione dei cristalli delle
rocce magmatiche
Una roccia magmatica è un aggregato di cristalli
diversi, che si origina per solidificazione di un magma.
Quando un magma raffredda, i minerali cristallizzano a
diverse temperature e si separano dal fuso rimanente
che cambia di composizione (cristallizzazione
frazionata).
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La struttura delle rocce
magmatiche
Le rocce magmatiche che presentano cristalli visibili a
occhio nudo sono definite a struttura macrocristallina.
Un esempio di roccia magmatica a struttura macrocristallina è il granito.
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Granito
quarzo
Mica
biotite
Feld. alcalino
plagioclasio
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La struttura delle rocce
magmatiche
Le rocce che presentano cristalli minuscoli, non visibili a
occhio nudo, sono definite a struttura microcristallina.
Un esempio di roccia magmatica a struttura microcristallina è il basalto.
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37
La struttura delle rocce
magmatiche
Le rocce con
struttura
macrocristallina
sono definite
rocce intrusive,
per indicare che si
sono formate al di
sotto della
superficie
terrestre.
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La struttura delle rocce
magmatiche
Le rocce con struttura microcristallina o vetrosa sono
definite rocce effusive, per indicare che si sono
formate sulla superficie della Terra.
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La struttura delle rocce
magmatiche
Alcune rocce effusive sono caratterizzate da cristalli di
grandi dimensioni, fenocristalli, immersi in una pasta
microcristallina.
Queste rocce, chiamate
porfidi (ignimbriti riolitiche),
derivano da magmi che hanno
inglobato grandi cristalli nel
loro percorso verso la
superficie terrestre, prima di
raffreddarsi. La loro struttura è
chiamata porfirica.
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La composizione mineralogica
delle rocce magmatiche
Le rocce magmatiche possono essere classificate in
base ai minerali presenti in:
• sialiche, (SiO2 > 66%) costituite prevalentemente
da minerali sialici e con un alto contenuto in silice;
• intermedie, (52%< SiO2 < 66%) contraddistinte
da un contenuto medio di silice;
• femiche, (45%< SiO2 < 52%) contenenti
essenzialmente minerali femici e caratterizzate da
un basso contenuto in silice;
• ultrafemiche, (SiO2 < 45%) formate solo da
pirosseni e olivine e a bassissimo contenuto in
silice.
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La composizione mineralogica
delle rocce magmatiche
La classificazione delle rocce magmatiche può basarsi sulla
composizione mineralogica e sulla struttura che è legata
alle modalità del raffreddamento.
Sialiche
femici
femici
Femiche
Ultrafemiche
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femici
sialici
femici
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La composizione mineralogica
delle rocce magmatiche
È possibile classificare le rocce magmatiche usando
un diagramma che tiene conto della composizione
mineralogica, del contenuto in silice e delle modalità
del raffreddamento.
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La composizione mineralogica
delle rocce magmatiche
Sialiche
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Femiche
Ultrafemiche
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