!
!
!
!
Cristallizzazione
Cristallizzazione
e
e
Microstrutture
Microstrutture
!
!
!
!
!
!
!
Rocce Ignee
Ignee
!
!
!
!
!
!
!
!
!
Sergio Rocchi
Rocchi
Dipartimento di Scienze della Terra
Terra
Università di Pisa
Pisa
!
GENESI DELLA MICROSTRUTTURA
NUCLEAZIONE
Nucleazione omogenea
Nucleazione eterogenea
Velocità di nucleazione
Geminazioni
CRESCITA CRISTALLINA
Diffusione
Velocità di crescita
RELAZIONE NUCLEAZIONE-CRESCITA
ORDINE DI CRISTALLIZZAZIONE
FENOMENI DI CUMULO
!
Indice
!
INTERPRETAZIONE DELLA MICROSTRUTTURA
CRISTALLINITA'
GRANULARITA`
Dimensioni assolute dei cristalli
Dimensioni relative dei cristalli
FORMA DEI CRISTALLI
RELAZIONI SPAZIALI TRA FASI
Tessiture equigranulari
Tessiture disequigranulari
Generale
Paste di fondo isotrope
Paste di fondo orientate
Paste di fondo raggiate
Tessiture di inclusione/concrescimento
Tessiture di inclusione/sovracrescita
Tessiture di cavità
!
DESCRIZIONE DELLA MICROSTRUTTURA
CRISTALLINITÀ
GRANULARITÀ
Osservazioni a occhio nudo e al microscopio
Dimensioni assolute dei cristalli
Dimensioni relative dei cristalli
FORMA DEI CRISTALLI
Sviluppo delle facce
Forma tridimensionale
RELAZIONI SPAZIALI TRA FASI
Tessiture di primo ordine
Tessiture delle paste di fondo
Generale
Paste di fondo isotrope
Paste di fondo orientate
Paste di fondo raggiate
Tessiture di inclusione/concrescimento
Tessiture di inclusione/sovracrescita
Tessiture di cavità
Tessiture di cumulo
Xenoliti e xenocristalli
!
!
!
!
!
!
2
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
GENESI DELLA MICROSTRUTTURA
!
La struttura di una roccia è determinata dall'insieme dei caratteri derivanti dalla sua cristallinità e
dalle dimensioni e forma dei suoi costituenti. La
tessitura è determinata dai reciproci rapporti
spaziali tra i costituenti la roccia. Si usa generalmente il termine tessitura limitatamente alla scala
microscopica, e il termine struttura alla scala
meso- e megascopica o come termine più generale.
NUCLEAZIONE
!La velocità di raffreddamento determina il tempo
disponibile per la nucleazione. Se la velocità di raffreddamento è sufficientemente bassa, si instaurano le condizioni per la nucleazione di germi
cristallini. In un sistema monofasico, ad una data
pressione, esiste una temperatura (Te di Fig.1) alla
quale solido e liquido sono in equilibrio (hanno
cioè uguale energia libera G): i primi nuclei di fase
solida non si formano però alla temperatura Te,
ma dopo che il liquido è avanzato per un po' nel
campo metastabile o instabile fino ad una temperatura T<Te, e cioè quando esiste un certo sot-
!
Le rocce magmatiche acquisiscono la loro struttura durante il passaggio del sistema dallo stato di
magma (fuso silicatico contenente cristalli e/o
frammenti rocciosi in sospensione e gas disciolti)
allo stato solido. Tale struttura può essere secondariamente modificata da processi di alterazione di
varia intensità.
Il principale fattore esterno che determina la solidificazione del fuso magmatico è la diminuzione di
temperatura, controllata dal meccanismo di risalita
del magma verso porzioni più esterne e più fredde
della crosta terrestre e, nell'eventualità di effusione, dalla interazione termica con la superficie
terrestre, l'aria, l'acqua.
Gli elementi costituenti il liquido magmatico possono passare nello stato solido ordinandosi in
reticoli cristallini oppure conservando una struttura simile a quella del liquido e formando così del
materiale amorfo. L'evoluzione del
sistema è
dunque controllata essenzialmente dalla velocità di
raffreddamento, dalla viscosità e dalle caratteristiche termodinamiche del magma. Il processo di
cristallizzazione inizia con la nucleazione di germi
cristallini e procede con la loro crescita: il ruolo
combinato di nucleazione e crescita determina il
tipo di struttura della roccia.
toraffreddamento ∆T=Te-T: infatti all'equilibrio
l'affinità della reazione (∆G=Gliq-Gsol) è zero, e
così la sua velocità.
!
Gliquido
liquido
stabile
energia libera G
.
Gsolido
solido
stabile
T
∆T T
e
temperatura
Fig. 1. Variazione schematica dell'energia libera di
solido e liquido in funzione della temperatura in un
sistema monofasico.
!
Per un sottoraffreddamento adeguato i germi
cristallini possono formarsi per nucleazione omogenea oppure per nucleazione eterogenea. La nucleazione omogenea è la formazione spontanea di
configurazioni interatomiche o intermolecolari
costituenti embrioni cristallini ed è causata da fluttuazioni termiche casuali in un mezzo isotropo e
omogeneo. La nucleazione eterogenea è un processo di ordinamento facilitato dalla presenza di
un'altra fase in contatto con il liquido.
!
!
!
!
3
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
Nucleazione omogenea
(rc=raggio critico), per far diminuire ∆G debbano
La formazione di embrioni cristallini comporta una
variazione di energia libera del sistema, pari a:
scomparire, mentre quelli con r>rc, per far
diminuire ∆G debbano crescere.
Il raggio critico può essere calcolato differenziando
∆G rispetto ad r, azzerando la derivata e risolvendo rispetto a r:
n
∆G = V ∆G c / V m +∑aiσ i
i=1
(1)
dove: V è il volume dell'embrione; ∆Gc è la variazione di energia libera molare di formazione dell'embrione [questo termine è positivo nel caso di
sottoraffreddamento nullo (∆T=0), cioè alla temperatura di equilibrio, mentre è negativo per
∆T>0, con valore assoluto proporzionale a ∆T];
Vm è il volume molare della fase in formazione; ai
rc =
σi è l'energia di superficie per ognuna di esse
[questo termine è sempre positivo a causa dell'incremento di energia libera del sistema dovuto ai
legami non saturati sulla superficie dell'embrione
(50% per un embrione di 8 atomi, 25% per un embrione di 64 atomi, 12.5% per un embrione di 512
atomi)]; n è il numeri delle superfici del cristallo.
L'evoluzione spontanea di un sistema durante una
trasformazione è sempre diretta verso una diminuzione della sua energia libera totale (∆Gtrasformazione<0): quindi un germe cristallino è stabile
quando la sua formazione comporta una diminuzione di energia libera del sistema. Alla temperatura di equilibrio solido-liquido (∆T=0
!
10
ΔGa
(cal x 10-14)
6
ΔG
rc
ΔGa
4
2
rc
ΔGa
rc
0
ΔT ≈ 10°C
-2
ΔT ≈ 15°C
ΔT ≈ 20°C
-4
0
1
2
3
r (mm x 10-4)
4
5
Fig.2. Energia libera di formazione di un germe
cristallino in funzione del suo raggio r, da (Carmichael
et al., 1974). I valori di ∆G e r sono soltanto indicativi
dell'ordine di grandezza di tali parametri.
del volume del germe. Assumendo che i germi
cristallini abbiano forma sferica e raggio r la (1)
diventa
c / Vm + 4 π r
ΔT = 0
8
∆Gc>0) la formazione di embrioni aumenta
l'energia libera del sistema e di conseguenza essi
tendono a scomparire. Quando invece esiste un
certo sottoraffreddamento (∆T>0) il liquido è
sovrasaturo (∆Gc<0): quindi ∆G varia in funzione
ΔG = 4/3 π r
(3)
La lunghezza di tale raggio critico rc è stimabile
intorno a 10Å. Il valore di ∆G del sistema corrispondente a rc rappresenta l'energia di attivazione (∆Gc): sebbene lo stato finale abbia una
energia libera minore dello stato iniziale, occore
superare tale barriera energetica, costituita dall'energia delle interfacce tra le fasi solida e liquida. I
germi diverranno definitivamente stabili e saranno
detti nuclei cristallini quando le loro dimensioni
saranno tali che la loro energia libera di formazione sarà negativa (∆G<0).
è l'area di ognuna delle varie superfici del cristallo;
3 ΔG
-2 σ V m
ΔG c germi cristallini instabili
.
germi cristallini
stabili (nuclei)
.
!
Nucleazione eterogenea
2σ
(2)
L'energia di attivazione richiesta per la nucleazione
è sensibilmente ridotta in corrispondenza di imperfezioni e di solidi preesistenti, in quanto l'ener-
Dunque ∆G varia in funzione di r come indicato
in Fig. 2, che mostra come i germi con r<rc
4
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
gia dell'interfaccia solido-solido è minore dell'energia dell'interfaccia solido-liquido.
L'importanza della nucleazione eterogenea in corrispondenza della parete di una camera magmatica
o di un condotto è limitata dall'alto rapporto volume/superficie, ma in ogni caso, poiché un magma
naturale non è praticamente mai privo di materiale
solido in sospensione, la nucleazione eterogenea
assume rilevante importanza nel processo di
cristallizzazione dei magmi. I "semi" di fasi
preesistenti costituiscono nuclei favorevoli soprattutto per le specie cristallograficamente simili. Si
possono così verificare casi di epitassia (cristallo
cresciuto su un seme con sistematiche relazioni
tra le due strutture cristalline) e sintassia (parallelismo tra le due strutture).
passano dalla fase liquida alla fase solida, forma e
tensione superficiale dei granuli.
In base a considerazioni termodinamiche si può
stabilire che la velocità di nucleazione di una fase è
inversamente proporzionale alla sua entropia di
fusione ∆Sfus (Carmichael ret al., 1974). Dunque i
minerali sialici, che relativamente ai minerali femici
hanno entropia di fusione più bassa (v. Tabella 1), a
parità di tutte le altre condizioni, hanno una velocità di nucleazione maggiore di questi ultimi.
!
Tabella 1. Entropia di Fusione (∆Sfus) di alcuni minerali, da Carmichael et al. (1974).
Cristobalite
Fluoroflogopite
Forsterite
Sanidino
Magnetite
Fayalite
!
Velocità di nucleazione
La velocità di nucleazione è influenzata dai parametri sottoraffreddamento ∆T ed entropia di fusione ∆Sfus.
0.32
2.21
1.94
0.77
2.52
2.11
Diopside
Albite
Titanite
Enstatite
Anortite
Ilmenite
1.88
0.75
2.22
2.03
1.22
2.64
∆Sfus in unità entropiche per atomo nella unità
di formula.
∆T
Velocità di nucleazione
!
CRESCITA CRISTALLINA
!
Diffusione
T
La crescita di un cristallo è subordinata al movimento di particelle dei suoi componenti i dal sistema liquido verso il solido (diffusione). Questo
movimento può verificarsi se il potenziale chimico
(µ) del componente i nel solido è minore del
potenziale chimico del componente i nel liquido (
Te
sol
µ
i
Fig.
3. Velocità di nucleazione (eventi x unità di volume-1 x unità di tempo-1) vs sottoraffreddamento ∆T.
Te=temperatura di liquidus.
< µ liq
i ), e avviene quindi lungo gradienti di
potenziale chimico con una intensità approssimativamente regolata dalla prima legge di Fick:
!
z
La velocità di nucleazione varia con ∆T come in
Fig. 3, con un picco di nucleazione per un certo
sottoraffreddamento, la cui entità dipende a sua
volta dalla fase considerata e da vari perametri
quali variazione di energia libera per gli atomi che
J
i
=
- Di
dx i
dz (4)
z
dove: J i = flusso di particelle del componente i in
cm2s-1 attraverso una superficie perpendicolare
5
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
alla direzione z; Di = coefficiente di diffusione del
parità di tutte le altre condizioni, hanno una velocità di crescita minore.
L'andamento della velocità di crescita al variare di
∆T (Fig.4) è analogo a quello della velocità di nucleazione, ma i picchi di nucleazione e di crescita
corrispondono, per la stessa fase, a ∆T diversi.
componente i nella fase considerata (liquido magmatico); dxi/dz = gradiente della concentrazione
molare di i lungo la direzione z.
La velocità di diffusione è inversamente proporzionale al raggio ionico e alla carica della specie
in movimento. Il movimento degli elementi coinvolti nella polimerizzazione della struttura dei fusi
magmatici (Al, Si, O) è facilitato dalla abbondanza
nel magma di acqua e alcali, che sortiscono l'effetto di smembrare i polimeri. La diminuzione di
temperatura durante la cristallizzazione determina
una continua diminuzione del tasso di diffusione.
Velocità di crescita
∆T
!
Velocità di crescita
La velocità di crescita di un minerale dipende dalla
velocità alla quale gli appropriati ioni, atomi o molecole possono diffondere nel liquido verso il
cristallo per poi attaccarsi alla sua superficie e dal
tasso di rimozione del calore latente di cristallizzazione. L'adesione dei componenti è fortemente
favorita dalla presenza di imperfezioni, gradini o
comunque discontinuità superficiali del cristallo. La
velocità di crescita (Vc) di un cristallo è regolata
dalla seguente equazione:
(5)
(1- -∆S fus∆Τ/RT l )
= kRT
c
η
V
T
Te
Fig.4. Velocità di crescita (unità di lunghezza x unità
di tempo-1) vs sottoraffreddamento ∆T. Te = temperatura di liquidus.
!
La forma dei cristalli è regolata dal rapporto tra
velocità di crescita della fase e velocità di diffusione dei componenti. A bassi valori di sottoraffreddamento, il tasso di diffusione, più alto della
velocità di crescita, garantisce una regolare "alimentazione" del cristallo, e la forma finale sarà
costituita da facce semplici ben sviluppate. A sottoraffreddamenti maggiori, il tasso di diffusione
non è in grado di sostenere una velocità di crescita
uniforme su tutto il cristallo e la forma che ne
risulta è tipicamente di disequilibrio, scheletrica,
dendritica o sferulitica (Donaldson, 1976; Schiffman
& Lofgren, 1982; Lofgren, 1971).
e
(Kirkpatrick, 1975; Carmichael et al., 1974), dove: k
è una costante che tiene conto della frazione di
siti superficiali dove le particelle tendono ad attaccarsi; R è la costante dei gas; T è la temperatura;
η è la viscosità; ∆Sfus è l'entropia di fusione della
fase considerata; ∆T è il sottoraffreddamento relativamente alla temperatura di equilibrio solidoliquido per quella fase; Tl è la temperatura di liquidus della fase in questione nel sistema in esame .
L' equazione (5) indica come la velocità di crescita
sia direttamente proporzionale a ∆Sfus. Dunque i
minerali sialici, che relativamente ai minerali femici
hanno entropia di fusione più bassa (Tabella 1), a
!
Geminazioni
Gli atomi che si attaccano alla superficie di un
cristallo durante la crescita tendono a disporsi
secondo l'orientazione del reticolo esistente (stato
6
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
secondo la legge dell'Albite si osservano comunemente nei feldspati, e si riconoscono dalle geminazioni primarie in quanto tendono a chiudersi a
cuneo e/o ad essere piegate. Alcune geminazioni
(es. Karlsbad) possono svilupparsi soltanto tramite
processi primari durante la crescita. Per la calcite
la quantità di geminazioni cresce proporzionalmente con lo stress applicato (Rowe & Rutter,
1990), ed è possibile determinare la direzione dello stress applicato. Un metodo simile è applicabile
anche ai plagioclasi (Lawrence, 1970).
Le geminazioni di trasformazione avvengono per
accomodare l'abbassamento di simmetria di una
fase durante il raffreddamento. Questo tipo di
geminazioni si osserva comunemente nella leucite
(abbassamento della simmetria da cubica a tetragonale) e nel microclino (abbassamento della simmetria da monoclina a triclina tramite la formazione di geminazioni Albite e Periclino).
di più bassa energia). E' però possibile che, soprattutto durante stadi di rapida crescita immediatamente seguenti la nucleazione, gli atomi inizino
accidentalmente a disporsi secondo un'altra orientazione reticolare a bassa energia, che ha in comune con il cristallo "ospite" alcune caratteristiche
cristallografiche. Se le due porzioni continuano a
crescere, ne risulterà un cristallo geminato.
Talvolta cristalli sospesi nel magma possono accidentalmente accoppiarsi con orientazioni cristallografiche parallele o in rapporto tipico di una legge
di geminazione, e in seguito crescere come una
unità (sinneusi). Cristalli uniti per sinneusi possono
quindi avere l'apparenza di un geminato. L'eventuale presenza di una zonatura aiuterà nella discriminazione dei due tipi di genesi: sarà unica per
un cristallo geminato dalla nascita, e indipendente
per i vari cristalli uniti invece per sinneusi. Occorre
però notare che una zonatura indipendente può
essere un artefatto generato da un taglio particolare di un cristallo geminato zonato (Fig. 5).
!
RELAZIONE NUCLEAZIONE CRESCITA
!La struttura della roccia dipende dalla relazione tra
sezione
velocità di nucleazione e velocità di accrescimento,
che dipendono entrambe dall'entità del sottoraffreddamento, ma in modo diverso. La Fig. 6 mostra
le relazioni tra le velocità di nucleazione e di
crescita per un dato ∆T di due fasi A e B, con
piano di uni one
∆Sfus(A)>∆Sfus(B): alla temperatura T si verifi-
ca una maggior proliferazione di nuclei della fase B
e, per contro, una velocità di crescita della fase B
inferiore a quella della fase A. Dunque in questo
sistema alla temperatura T si hanno molti nuclei
della fase B che crescono lentamente e scarsi nuclei della fase A che crescono velocemente.
Fig. 5. Cristallo a zonatura unica con sezione
a zonatura apparentemente indipendente.
!
Successivamente alla crescita del cristallo possono
svilupparsi delle geminazioni, dette secondarie,
raggruppabili in due tipi: geminazioni per deformazione e geminazioni di trasformazione.
Le geminazioni per deformazione consistono nella
rotazione, sotto l'azione di campi di stress, di una
porzione della struttura cristallina, in maniera tale
che diverse porzioni di uno stesso cristallo assumono una orientazione relativa tipica di una data
legge di geminazione. Geminazioni di questo tipo
7
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
ta è stata meno contrastata dalla presenza di altri
solidi; in alcuni casi però le fasi cristallizzate precocemente reagiscono con il liquido perdendo la
loro euedralità, come accade all'olivina ricca in Mg
nei fusi basaltici saturi o sovrasaturi. Studi sperimentali sull'ordine di cristallizzazione hanno fornito dati che indicano come, per esempio in magmi
basaltici, l'olivina sia generalmente la prima fase a
comparire sul liquidus, seguita da plagioclasi e
pirosseni. Tale ordine può però variare in funzione
delle condizioni di Pressione, ed è inoltre influenzato dai diversi gradi di sottoraffreddamento richiesti dalle varie fasi per nucleare.
vel. nucl. B
B
Velocità di crescita A
Velocità di nucleazione
A
B
vel. cr. A
vel. cr. B
vel. nucl. A
T
!
FENOMENI DI CUMULO
!
Te
ΔT
Fig. 6. Rapporti tra velocità di nucleazione e velocità
di crescita in relazione al sottoraffreddamento nel caso
di due fasi A e B tali che ∆Sfus(A)>∆Sfus(B).
I cristalli nucleati e cresciuti in una zona del corpo
magmatico (detti primocristalli) possono restare in
questa zona reagendo o meno con il liquido (se
questo varia di composizione), oppure possono
spostarsi in un'altra zona del corpo magmatico;
questo meccanismo è uno dei più efficaci nel produrre cambiamenti composizionali in un liquido
magmatico e nel rimuovere il calore latente di
cristallizzazione.
La migrazione dei primocristalli è essenzialmente
regolata dalla legge di Stokes
!
ORDINE DI CRISTALLIZZAZIONE
!La
cinetica della nucleazione e della crescita
cristallina esercita una influenza rilevante sulla
struttura della roccia, ma anche l'ordine di comparsa delle varie fasi sul liquidus è determinante
nella costruzione della struttura.
L'ordine di cristallizzazione è ricostruibile attraverso semplici osservazioni petrografiche: (i) i rapporti di inclusione tra le fasi indicano che le fasi che
ne includono altre sono comparse successivamente a queste, ma si deve tenere presente la
possibilità che il rapporto di inclusione sia un artefatto dovuto al taglio (e quindi alla osservazione in
due dimensioni) di un limite tridimensionale tra
due cristalli di tipo irregolare e compenetrato; (ii) i
cristalli comparsi per primi sul liquidus risultano i
più grandi in quanto hanno avuto più tempo per
accrescersi, ma occorre tenere presente la variabilità delle velocità di crescita per le varie fasi; (iii)
cristalli comparsi per primi sul liquidus hanno in
genere un grado di euedralità maggiore di quelli
comparsi successivamente in quanto la loro cresci-
2gr 2(Δ δ)
V= 9η
(6)
dove: V = velocità di migrazione (positiva verso il
basso, negativa verso l'alto); g = accelerazione di
gravità; r = raggio del granulo assunto di forma
sferica; ∆δ=δcristallo-δliquido = differenza di densità
tra cristallo e liquido; η = viscosità del liquido. Nel
caso di primocristalli di un'unica fase la direzione
di accumulo sarà verso il basso per δcristallo>δliquido,
mentre sarà verso l'alto per δcristallo<δliquido. Nel
caso di due o più fasi gioca un ruolo importante
anche la dimensione dei cristalli. Infatti cristalli con
densità minore del liquido e grandi dimensioni
8
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
più scarsa quanto più efficiente sarà stata la diffusione tra liquido intercumulo e magma adiacente.
(iii) Nuovi minerali nucleano nel liquido intercumulo e crescono con composizione costante per
diffusione adcumulitica dal magma adiacente e
spremitura verso di esso dei componenti non
richiesti. Il materiale intercumulo ha composizione
molto diversa dall'originario liquido intercumulo.
Le rocce derivanti da accumulo di cristalli e crescita adcumulitica delle fasi nucleate nel liquido intercumulo sono dette eteradcumuliti.
(iv) Sostituzione per reazione: i cristalli di cumulo
reagiscono con il liquido e vengono parzialmente (o totalmente) consumati, e lo spazio
tra di essi viene riempito da nuove fasi e/o dalla crescita di eventuali altre fasi di cumulo. In
questo caso il liquido intercumulo ha variato la
propria composizione originaria ed è cristallizzato formando nuove fasi e/o accrescendo alcune fasi di cumulo.
possono salire abbastanza velocemente da inibire
la caduta di fasi più dense del liquido ma di piccole
dimensioni: si possono così venire a creare dei
microritmi invertiti, con fasi più dense di piccole
dimensioni sopra fasi meno dense di grandi dimensioni. Viceversa cristalli con densità maggiore del
liquido e grandi dimensioni possono cadere abbastanza velocemente da inibire la salita di fasi meno
dense del liquido ma di piccole dimensioni: in
questo caso i microritmi invertiti sarranno costituiti da fasi meno dense di piccole dimensioni sotto
fasi più dense di grandi dimensioni.
In una camera magmatica i cristalli si spostano
preferenzialmente verso il fondo, il tetto e le
pareti. In questi luoghi i cristalli possono accumularsi (cristalli di cumulo). Essi saranno immersi in una
quantità variabile di liquido intercumulo. L'evoluzione
successiva al processo di accumulo di cristalli
(processo post-cumulo) determina il tipo di struttura. I processi post-cumulo sono sostanzialmente
di quattro tipi:
(i) Nuovi minerali nucleano nel liquido intercumulo e crescono in situ. Il liquido intercumulo ha
quindi dato luogo alla formazione delle fasi intercumulo, e soltanto una limitata parte di esso è stata allontanata. Le rocce derivanti da accumulo di
cristalli e cristallizzazione in situ del liquido intercumulo sono dette ortocumuliti, e sono ricoscibili dai fenomeni di frazionamento subiti dal
liquido intercumulo.
(ii) I cristalli di cumulo si accrescono mantenendo
una composizione più o meno costante grazie all'apporto di appropriati componenti chimici dalle
zone adiacenti e grazie all'allontanamento dei
componenti non richiesti (crescita adcumulitica). In
questo caso il liquido intercumulo è stato in gran
parte allontanato verso il magma adiacente dalla
crescita delle fasi di cumulo. Le rocce derivanti da
accumulo di cristalli e crescita adcumulitica sono
dette adcumuliti, e sono ricoscibili dall'assenza
di fasi intercumulo e dalla tendenza alla uniformità
composizionale dei minerali; la zonatura sarà tanto
9
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
!
!
DESCRIZIONE DELLA MICROSTRUTTURA
Quando a occhio nudo è possibile identificare del
vetro contenente cristalli, la tessitura può essere
detta vitrofirica.
La determinazione della struttura di una roccia
magmatica richiede lo studio microscopico di
cristallinità, granularità, forma dei cristalli e mutue
relazioni spaziali tra i costituenti. Inoltre, dato il
carattere bidimensionale di una sezione sottile, è
auspicabile che la determinazione della tessitura in
rocce anisotrope si esplichi attraverso l'analisi di
più sezioni sottili opportunamente orientate. La
descrizione della struttura deve contemplare
soltanto termini puramente descrittivi, riservando
i termini recanti implicazioni genetiche alla successiva fase interpretativa.
Foto delle tessiture descritte si possono trovare in
MacKenzie et al. (1982) e Shelley (1992). Disegni si
trovano in Bard, (1980) e Nockolds et al. (1978).
!
CRISTALLINITA`
!
Tessitura vitrofirica (nicol X).
Le rocce molto ricche in vetro (ialine) spesso contengono all'interno del vetro stesso numerose
fratture curvilinee, che meritano l'appellativo di
perlitica alla relativa tessitura.
Il grado di cristallizzazione di una roccia ignea può
variare da totale a nullo. Una roccia costituita totalmente da materiale cristallino ha struttura
olocristallina; una roccia costituita totalmente
da vetro è detta oloialina (o ialina o vetrosa).
Per le rocce parzialmente cristalline si usa il termine ipocristallina, accompagnato dalla stima
dalle relative proporzioni di cristalli e vetro.
!
Tessitura ipocristallina con vetro interstiziale (nicol //).
10
Tessitura perlitica in ossidiana (nicol //).
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
GRANULARITA`
!
Osservazioni a occhio nudo e al
microscopio
!
Una roccia della quale tutti i cristalli dei principali
minerali possono essere distinti a occhio nudo ha
struttura faneritica. Quando tutti i cristalli sono
particolarmente grandi (>1-2 cm) la tessitura può
essere detta pegmatitica. Quando invece i cristalli
non sono distinguibili a occhio nudo la roccia è
detta afanitica. La struttura è detta porfirica
quando sono visibili dei fenocristalli immersi in una
matrice afanitica; afirica quando i fenocristalli
sono assenti, subafirica quando sono scarsi. Una
tessitura afanitica è detta microcristallina se i
cristalli sono identificabili con il microscopio da
petrografia (i cristalli dei quali si possono riconoscere i colori di polarizzazione e alcune proprietà ottiche, sono detti microliti); è invece detta
criptocristallina se i cristalli non possono essere identificati neanche con l'ausilio del microscopio (i cristalli talmente piccoli da non poter
essere caratterizzati otticamente sono detti cristalliti).
Tessitura perlitica in vitrofiro (nicol //).
!
Il vetro delle rocce basaltiche raffreddate velocemente sono detti sideromelano o tachilite ed è in
genere scuro (nero, verde o marrone) per l’abbondanza di cristalliti, generalmente presente in
basalti. Il vetro scuro e massivo, di composizione
riolitica e generalmente privo di fenocristalli è
definito ossidiana.
!
Dimensioni assolute dei cristalli
La grana di una roccia è definita grossa se i cristalli
hanno dimensioni superiori a 5 mm, media se hanno dimensioni tra 5 e 1 mm, fine se hanno dimensioni inferiori a 1 mm; alcuni autori usano la
definizione di grana molto fine per cristalli di dimensioni inferiori a 0.05 mm.
Ossidiana (nicol //).
!
Spesso il vetro può essere sostituito da aggregati
di minuti cristalli a composizione generalmente
quarzo-feldspatica (tessitura petroselciosa). In
questo caso è opportuno distinguere ciò che la
roccia è attualmente (olocristallina petroselciosa,
felsitic) da ciò che probabilmente era in origine
(ipocristallina).
dimensioni
cristalli (mm)
>5
1÷5
<1
grana
grossa
media
fine
!Un’adeguata osservazione della tessitura al micro-
!
!
scopio richiede ingrandimenti tanto minori quanto
più grossa è la grana della roccia; in genere è utile
11
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
FORMA DEI CRISTALLI
un esame preliminare a occhio nudo o con una
lente a mano a basso ingrandimento.
!
Sviluppo delle facce
!
!
Dimensioni relative dei cristalli
!
L'osservazione dello sviluppo delle facce caratteristiche della specie minerale cui un cristallo appartiene porta a definire euedrali quei cristalli completamente limitati dalle loro facce caratteristiche;
subedrali quelli che mostrano soltanto alcune facce
caratteristiche; anedrali quelli completamente privi
di facce caratteristiche.
Quando tutti i cristalli presentano approssimativamente le stesse dimensioni, la tessitura si dice
equigranulare. Nel caso in cui la taglia dei
cristalli sia sostanzialmente variabile, la tessitura è
detta disequigranulare. La tessitura disequigranulare più comune nelle rocce vulcaniche è
la porfirica, definita dalla presenza di cristalli relativamente grandi, detti fenocristalli (microfenocristalli nel caso in cui abbiano dimensioni tra 0.05 e 0.5
mm) immersi in una matrice, detta massa fondamentale, a grana più fine o addirittura vetrosa, nel
qual caso la tessitura è detta vitrofirica. La tessitura porfirica può essere seriata, nel caso in cui
le dimensioni dei fenocristalli mostrino una
gradazione dimensionale continua; quando tale
variazione dimensionale risulti discontinua la tessitura può essere detta iatale. In questi casi è necessaria cautela, e si deve considerare che le dimensioni di un cristallo in due dimensioni dipendono
dalla sua intersezione con il piano della sezione.
Per esempio, cristalli di forma approssimativamente sferica (v. leucite) forniscono, in due dimensioni, sempre delle sezioni circolari, con diametro
delle sezioni funzione del diametro della sfera e
della distanza del piano della sezione dal centro
della sfera. Quindi sfere uguali possono fornire
sezioni di diametro diverso e viceversa, per cui
sarà sempre dubbio in quale misura le eventuali
variazioni dimensionali osservate in sezione sottile
siano dovute ad un puro effetto geometrico. Nel
caso in cui i cristalli abbiano abito prismatico (v.
pirosseni, anfiboli e miche) o tabulare (v. plagioclasi), le sezioni hanno forme diverse secondo
l'orientazione relativa della sezione: in questo caso
il confronto dimensionale tra sezioni della stessa
forma può essere risolutivo.
facce caratteristiche
forma
tutte
euedrale
alcune
subedrale
nessuna
anedrale
!
Forma tridimensionale
!
Un cristallo ugualmente sviluppato in tutte le direzioni si dice equidimensionale (equant), termine
che può essere precisato con l'aggiunta di un attributo quale poliedrico, anedrale, subsferico, etc.
Un cristallo diversamente sviluppato nelle varie
direzioni si dice inequidimensionale, con le due forme
principali tabulare (due direzioni più sviluppate della
terza, con ulteriori specifiche in appiattito, lamellare, ad assicella) e prismatico (una direzione più
sviluppata delle altre due, con ulteriori specifiche
in colonnare, aciculare, fibroso). Altre forme particolari sono: scheletrica (con vertici e spigoli vivi e
con cavità usualmente disposte secondo particolari orientazioni cristallografiche); a crescita parallela (caso particolare di cristallo scheletrico); dendritico (arrangiamento regolare di fibre con orientazione ottica comune, facenti quindi parte di un
unico cristallo); con insenature (embayed); allungato,
curvato (la curvatura è quasi sempre dovuta alla
giustapposizione longitudinale di cristalli con orientazione leggermente diversa), ramificato, a setaccio (es. inclusioni vetrose in un feldspato a for-
!
!
12
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
cristalli risultano generalmente subedrali la tessitura si dice granulare subedrale. Nel caso in cui i
cristalli abbiano diversi gradi di euedralità, con presenza di cristalli euedrali, subedrali, anedrali e anche interstiziali, la tessitura si definisce ipidiomorfa (caso molto comune nelle rocce plutoniche); in questo caso ‘ opportuno descrivere il
grado di euedralità di ciascuna fase. Quando la totalità dei cristalli risulta anedrale la tessitura si dice
allotriomorfa (o granulare anedrale). Quest’ultimo tipo di tessiture equigranulari viene talvolta
descritto semplicemente come granulare. Il termine autoallotriomorfo viene talvolta usato per
descrivere tessiture granulari con minerali
subedrali-anedrali a contatti consertali suturati
(es.: apliti).
mare un graticcio). Infine si dicono pseudomorfi i
cristalli di un certo minerale che mostrano la forma propria di un minerale diverso (es. carbonati
con forma di olivina), e paramorfi quei cristalli con
la forma di un altro minerale della stessa composizione (es. quarzo con forma di tridimite).
Tessitura a setaccio al bordo di plagioclasio (nicol //).
Quarzo consertale in aplite (nicol X).
Per le rocce disequigranulari, quando il salto dimensionale tra i cristalli di dimensioni maggiori e
quelli più piccoli è significativo (almeno di cinque
volte), la tessitura si definisce porfirica. Nelle
rocce vulcaniche questa tessitura è molto comune,
con i grandi cristalli detti fenocristalli, e la massa
fondamentale in cui risultano immersi (pasta di
fondo o mesòstasi) composta da cristalli a grana
più fine (afanitica) o da materiale amorfo (vetro). Tessitura a setaccio al nucleo di plagioclasio (nicol //).
!
RELAZIONI SPAZIALI TRA FASI
!
Generale
!
!
Tessiture delle paste di fondo
!
Termini generali
!
Per le rocce olocristalline faneritiche, quando la
totalità o almeno la grande maggioranza dei cristalli risulta euedrale, la tessitura si dice granulare euedrale (caso ovviamente molto raro). Quando i
13
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
Seriata: Le dimensioni dei fonocristalli mostrano
una gradazione dimensionale continua. Iatale: Le
dimensioni dei fonocristalli mostrano una
gradazione dimensionale discontinuaccon uno o
più salti dimensionali. Glomerofirica: Varietà
della tessitura porfirica in cui i fenocristalli sono
raggruppati in aggregati detti glomerofiri; il termine
tessitura glomerofirica dovrebbe essere riferito
soltanto al caso in cui i cristalli aggregati siano
equidimensionali (Johannsen, 1931), mentre in caso
contrario si dovrebbe usare il termine glomeroporfirica; nell'uso corrente i due termini sono
però usati come sinonimi.
Cristallo pecilitico di flogopite (nicol //).
Ofitica: E' una variante della tessitura pecilitica in
cui i cadacristalli sono allungati. Il caso più comune
è quello in cui cristalli di plagioclasio in contatto
tra loro risultano inclusi in grandi cristalli di augite
equidimensionali. Subofitica: E' una variante della
tessitura ofitica in cui i cadacristalli allungati non
sono in contatto tra loro e/o risultano soltanto
parzialmente inclusi negli oicocristalli.
Glomerofiri di cristalli di plagioclasio (nicol X).
Pecilitica (inglese: poikilitic): Cristalli relativamente grandi di un minerale (oicocristalli) includono
numerosi più piccoli cristalli (cadacristalli) orientati
casualmente appartenenti a una o più specie minerali. In alcuni casi gli inclusi sono concentrati in
zone, come frequentemente accade per le inclusioni di plagioclasio (e biotite) in cristalli di Kfeldspato, quando le facce (010) dei plagiocasi e le
(001) della biotite si dispongono più o meno parallelamente alle facce in crescita del K-feldspato. Alcune rocce a grana fine con molti piccoli oicocristalli presentano un aspetto macchiettato
(ophimottled).
Tessitura ofitica (nicol //).
14
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
ridotta quantità di vetro negli interstizi tra i
feldspati.
Tessitura ofitica (nicol X).
Tessitura pilotassitica (nicol X).
Tessiture isotrope
Le tessiture interstiziali isotrope si sviluppano generalmente in rocce contenenti cristalli di feldspati
dalla caratteristica forma tabulare, tra i quali si
hanno degli spazi di forma angolare-cuneiforme
contenenti generalmente minerali femici (tendenzialmente equidimensionali) o vetro. Intersertale: Lo spazio tra i cristalli feldspatici è occupato
da vetro; se la plaga di vetro è sufficientemente
grande e continua da includere un certo numero
di cristalli di plagioclasio, la tessitura può essere
detta ialofitica. Intergranulare: Lo spazio tra i
cristalli di plagioclasio è occupato da uno o più
granuli di pirosseno (± olivina e ossidi opachi). Diversamente da quanto si verifica nella struttura
ofitica, i cristalli di pirosseno di interstizi adiacenti
non risultano in continuità ottica. Doleritica:
Termine con definizione non univoca, talvolta usato come sinonimo di ofitica, talvolta con significato di intergranulare a grana più grossa, talvolta a
indicare semplicemente la tessitura delle doleriti
(rocce a composizione basaltica e giacitura subvulcanica). A feltro: Disposizione casuale di microliti
feldspatici nella massa fondamentale.
Ialopilitica: Disposizione subparallela di microliti
allungati di feldspato nella massa fondamentale di
una roccia largamente ipocristallina. Trachitica:
Disposizione subparallela di microliti allungati, generalmente di sanidino, nella massa fondamentale di
una roccia olocristallina o leggermente ipocristallina. Questo termine è generalmente usato per rocce di composizione trachitica, anche se non è rigorosamente confinato ad esse.
Tessitura trachitica (nicol X).
!
Trachitoide: Disposizione subparallela di cristalli
tabulari, lamellari o prismatici visibili a occhio nudo.
Generalmente i cristalli in questione sono di
feldspato.
Tessiture orientate
Pilotassitica: Disposizione subparallela di microliti allungati di feldspati nella massa fondamentale di una roccia olocristallina o contenente una
A crescita parallela: Un cristallo scheletrico
composito può presentarsi in sezione sottile come
15
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
Sferulitica: Aggregato sferoidale (circolare in
sezione) composto da cristalli fibrosi di uno o più
minerali, irradiantisi da un nucleo; tra questi cristalli può essere presente materiale cristallino o
amorfo. Il caso più comune è quello di cristalli aciculari di feldspato alcalino immersi in vetro.
un insieme di cristalli aventi la stessa direzione di
allungamento e la stessa orientazione ottica. Questa direzione di allungamento in genere non è casuale, ma è spesso comune a tutti i cristalli a
crescita parallela di quel volume di roccia.
A pettine: Cristalli allungati e ramificati, talvolta
curvi, con orientazione ottica comune e formanti
bande o livelli; in genere i cristalli sono disposti
con una inclinazione fissa rispetto al piano delle
bande.
Eutassitica: Frammenti vetrosi di colore e composizione variabili, in forma di C o di Y, a formare
bande discontinue e/o lenti allungate (talvolta
vescicolate) contenenti variabili quantità di cristalli,
frequentemente frammentati. Si rinviene in rocce
piroclastiche.
Tessitura sferulitica (nicol X).
Variolitica: Fibre divergenti disposte a cono
(ventaglio in sezione). Il caso più comune è quello
di plagioclasio con pirosseno (±olivina e ossidi
opachi) negli interstizi (variole).
!
Tessitura eutassitica (nicol //).
Tessiture di inclusione/concrescimento
!Consertale: I limiti tra i cristalli appaiono inter-
digitati e incastrati tra loro. Si manifesta in genere
tra cristalli di quarzo. Grafica (talvolta riportata
come micrografica se a grana molto fine): Concrescimento regolare di due minerali. Il caso più
comune e più noto è quello di un cristallo otticamente continuo di feldspato includente porzioni
triangolari di quarzo, che ricordano la scrittura
cuneiforme. Il feldspato può essere un microclino
o un plagioclasio sodico, e talvolta i due feldspati
possono essere contemporaneamente presenti.
Concrescimenti di quarzo e feldspato meno regolare o grossolanamente raggiato a grana fine
definiscono la tessitura granofirica; in questo
caso il feldspato ha generalmente composizione
intermedia tra KAlSi3O8 e NaAlSi3O8. La compo-
Tessitura eutassitica (nicol //).
Tessiture raggiate
Cristalli allungati divergenti da un nucleo comune.
16
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
sizione totale dei concrescimenti granofirici è vicina alla composizione del "minimo granitico" nel
sitema petrogenetico residuale. Concrescimenti
granofirici si ritrovano in alcuni graniti (detti granofiri) e tra i prodotti interstiziali in basalti tholeiitici, doleriti e gabbri.
Simplectitica: Intimo concrescimento di due
minerali a grana fine, uno dei quali presenta aspetto vermiculare. Si rinviene caratteristicamente ai
bordi di cristalli, ed è frequente nelle rocce intrusive basiche; qui l'olivina può essere bordata da
spinello o granato in concrescimento con
pirosseno o anfibolo, oppure da concrescimenti di
pirosseno e ossidi di Fe e Ti. Simplectiti si
ritrovano anche in vulcaniti alcaline sottosature,
sotto forma di concrescimenti di nefelina vermicolare in K-feldspato, talvolta con abito esterno tipico della leucite (pseudoleucite). Mirmechitica:
Caso particolare di struttura simplectitica. E' formata da bacchette vermicolari di quarzo in continuità ottica (estinguono insieme) incluse in plaghe
di plagioclasio, generalmente oligoclasico. Molto
frequente nelle rocce granitiche, si rinviene spesso
come proiezioni di plagioclasio lobate, a forma di
verruca (in greco: myrmekia), al contatto tra plagioclasio e K-feldspato, o tra diversi cristalli di Kfeldspato.
trovano incluse in un cristallo di un'altra fase minerale. II cristallo includente, più grande, è detto
ospitante o genitore (ingl. host), e le lamelle o
lacinie incluse sono dette ospitate o figlie (guest). I
casi più comuni sono quelli dei feldspati e dei
pirosseni delle rocce plutoniche.
las
io
an
ti
pe
rtit
ici
An
alb
ite
/p
lag
ioc
ortose /microclino
pertitici
mesopertiti
pertiti
Or
Ab
Fig. 7. Classificazione degli smescolamenti pertitici
dei feldspati, in base alla composizione del cristallo
ospitante.
FELDSPATI ALCALINI: Nei feldspati alcalini le
lacinie a grana fine hanno orientazione cristallografica coerente con il cristallo di feldspato includente, come testimoniato dalla continuità delle
sfaldature attraverso le due fasi. Le isole a grana
più grossa possono avere orientazione non coerente con il cristallo ospitante e risultare geminate.
Queste tessiture sono classificate come pertiti nel
caso in cui isole di feldspato sodico si ritrovano
incluse in un cristallo di feldspato potassico, antipertiti quando isole di feldspato potassico si
ritrovano in un cristallo di feldspato sodico,
mesopertiti nei casi a composizione intermedia
(Fig. 7). PLAGIOCLASI: La eventuale separazione
tra le fasi ha grana molto fine (submicroscopica) e
non è quindi osservabile al microscopio, ma può
essere testimoniata da iridescenze nel campione
macroscopico.
Tessitura mirmechitica (nicol X).
Intrafascicolata: Plagioclasi colonnari cavi
riempiti da cristalli di pirosseno.
Lamellare o a lacinie: Lamelle parallele,
allineamenti di lacinie, strisce, vene, plaghe (con
orientazione cristallografica comune) di una fase si
17
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
mente tondeggianti, sono bordati da plagioclasio
sodico (es. graniti rapakivi, Scandinavia). Antirapakivi: Grandi cristalli di plagioclasio, usualmente
tondeggianti, bordati da feldspato potassico (es.
trachiti Campi Flegrei).
Lacinie in feldspato alcalino pertitico (nicol X).
PIROSSENI: Nei pirosseni delle rocce intrusive si
possono osservare al microscopio lamelle (o
lacinie più o meno continue) a composizione diversa dal cristallo ospite. Le lamelle o lacinie si
presentano sempre con orientazioni cristallografiche definite, dipendenti dalla composizione (e
quindi struttura) relativa:
!
OSPITE
augite
augite
augite
pigeonite
pigeonite
opx
opx
LAMELLE
ORIENTAZ.
o LACINIE
opx
// (100)
pigeonite
~ // (001)
pigeonite
~ // (100)
augite
~ // (001)
augite
~ // (100)
augite
// (100)
augite
~// (001)
[+ // (100)]
Tessitura antirapakivi (nicol X).
Chelifitica: Caso particolare di tessitura a corona, in cui cristalli di olivina o granato sono bordati
da orneblenda o pirosseno fibrosi; si ritrova generalmente in rocce gabbroidi. Uralitizzazione:
Tessitura a corona costituita da un bordo di anfibolo (generalmente orneblenda verde) intorno a
un cristallo di pirosseno; il bordo può essere da
molto sottile spesso, fino a invadere e sostituire
completamente il cristallo di pirosseno. In questo
caso il fenomeno potrà essere testimoniato da
anfiboli con forme di pirosseno (per es. sezioni
basali ottagonali: v. pseudomorfosi) e/o da piccole
zone relitte di pirosseno nell'anfibolo.
Pseudomorfosi: Fase/i cristallina/e con abito
esterno tipico di un'altra fase. Comuni le pseudomorfosi con abito esterno di olivina composte da
iddingsite (mineraloide contenente ossidi idrati di
Fe), bowlingite (mineraloide meno ossidato dell'iddingsite), serpentino (nelle forme lizardite, crisotilo
o antigorite) o calcite. Altri casi tipici di
sovracrescite secondarie sono rappresentati dallo
sviluppo di clorite su biotite e di albite + epidoto
(saussuritizzazione) o sericite su plagioclasio.
Dendritica: Fibre sottili (dendriti) che si estendono dai bordi di fenocristalli in rocce porfiriche
TIPO
Bushveld
Stillwater
!I nomi dei due tipi di opx presentanti lamelle di-
versamente orientate derivano da due importanti
complessi intrusivi basici: Bushveld, nel Sudafrica,
ha una età ≈2 Ga e, con un volume ≈105 km3, è il
più grande conosciuto; Stillwater è il nome di una
intrusione nel Montana, che ha una età ≈2.75 Ga.
!
Tessiture di inclusione/
sovracrescita
!A corona: Cristalli di un minerale circondato da
un bordo di uno o più cristalli di un altra fase.
Rapakivi: Caso particolare di tessitura a corona,
in cui grandi cristalli di feldspato potassico, usual-
18
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
molecola An (Fig. 7d,e). La zonatura è detta normale per i cristalli che verso il bordo si arrichiscono del componente bassofondente della miscela,
come previsto dal normale decorso della cristallizzazione magmatica. La zonatura è invece detta inversa per i cristalli il cui bordo è più ricco del
componente altofondente. I plagioclasi hanno
zonatura normale (Fig. 7a,c,d) se la composizione
diventa più acida (più ricca in albite) verso il bordo,
inversa (Fig. 7b,d,e) quando la composizione diventa più basica (più ricca in anortite) verso il bordo.
In fasi femiche come olivina o pirosseno la zonatura normale è costituita da un arricchimento in Fe
rispetto a Mg verso il bordo.
con massa fondamentale vetrosa o a grana molto
fine. Fenocristalli e dendriti non hanno necessariamente la stessa composizione.
Zonatura: Variazioni delle proprietà ottiche (es.
colore, birifrangenza, angolo di estinzione) all'interno di un cristallo riflettono variazioni composizionali. Molte fasi sono zonate composizionalmente, ma non sempre la zonatura è ben visibile e
determinabile al microscopio. Infatti talvolta la
zonatura non è cospicua a motivo della facile
riequilibratura del cristallo col liquido a seguito
dell'agevole interscambio tra i cationi coinvolti (es.
interscambio Fe-Mg nell'olivina). In altri casi la
simmetria del cristallo permette la variazione con
la composizione di alcune proprietà ottiche meno
appariscenti: es. la zonatura dell'olivina e dell'ortopirosseno -rombici- si manifesta soltanto attraverso la variazione di colore e birifrangenza, e non
dell'angolo di estinzione. La fase che più si presta
alla determinazione quantitativa al microscopio è il
plagioclasio. Infatti la riequilibratura dei cristalli di
plagioclasio col liquido risulta difficoltosa in quanto
implica anche l'interscambio di Al e Si, componenti
dell'impalcatura tettosilicatica, e la zonatura è
quindi piuttosto comune e cospicua. Inoltre i plagioclasi sono triclini e la posizione dell'indicatrice
ottica varia (anche notevolmente) con la composizione, fornendo angoli di estinzione fortemente e
regolarmente variabili. I salti composizionali possono essere evidenziati da allineamenti di inclusioni cristalline e/o vetrose, particolarmente frequenti nei plagioclasi. La variazione di composizione dal nucleo al bordo del cristallo può
seguire andamenti molto variabili, che è opportuno
descrivere più dettagliatamente possibile. La Fig. 7
riporta alcune definizioni descrittive della zonatura
relative al contenuto in molecola anortitica nel
plagioclasio; tali definizioni sono però valide anche
per le altre fasi. La zonatura è detta continua (Fig.
7a,b) se le variazioni composizionali avvengono
gradualmente, discontinua (Fig. 7c,d) se le variazioni
sono brusche, oscillante se coinvolge alternativamente aumenti e diminuzioni del contenuto in
! della zonatura compoFig. 8. Possibili andamenti
!sizionale dei plagioclasi.
Generalmente queste variazioni avvengono secondo bande concentriche. La forma delle varie zone
concentriche può ricalcare l'abito esterno del
cristallo, ed essere quindi generalmente euedrale o
subedrale, oppure può presentare andamenti più o
meno irregolari con evidenti rientranze, nel qual
caso è detta convoluta. In alcune casi si osservano,
in genere nei nuclei, delle zone anedrali a composizione contrastante e separate tra loro a dare una
19
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
estinzione a chiazze (patch zoning). Talvolta la
zonatura composizionale, anziché disporsi secondo
zone concentriche, può essere distribuita a settori,
generalmente di forma triangolare; quando i settori triangolari appaiono leggermente bombati, la
zonatura è detta a clessidra. La zonatura a settori
può combinarsi con la zonatura concentrica.
Questo tipo di zonature si ritrova con relativa frequenza ed è agevolmente osservabile nei pirosseni,
in particolare nell'augite titanifera.
Orbicolare: gusci concentrici a composizione
mineralogica alternata. Ocellare: disposizione
radiale o tangenziale di cristalli prismatici o appiattiti intorno a un cristallo euedrale di un minerale
diverso; originariamente usato per cristalli di egirina intorno a nefelina.
quando la massa lavica viene coinvolta in un ciclo
sedimentario.
Miarolitica: Sono presenti cavità di forma irregolare nelle quali si proiettano cristalli euedrali. Si
rinvengono tipicamente in rocce ipoabissali.
!
Tessiture di cumulo
!
Cumulite è una roccia formata (in parte o del tutto) per accumulo di cristalli che si concentrano in
una particolare zona del fuso magmatico. Le cumuliti si possono descrivere in base ai rapporti tra
l'originario materiale accumulato e il materiale
cresciuto successivamente.
Le ortocumuliti sono caratterizzate da grandi
cristalli pecilitici precipitati dal liquido intercumulo
e includenti i cristalli di cumulo, che in genere
sono in contatto tra loro e talvolta presentano un
bordo zonato. Le adcumuliti sono caratterizzate dalla abbondanza di giunti tripli a 120° tra i
grandi cristalli di cumulo (accresciuti anche in situ)
generalmente anedrali e privi (o quasi) di zonatura;
il liquido interstiziale residuo cristallizzato tra le
fasi di cumulo costituisce al massimo il 5% della
roccia. Le mesocumuliti hanno struttura intermedia tra le ortocumuliti e le adcumuliti. Le
eteradcumuliti hanno tessitura pecilitica e fasi
intercumulo non zonate. Le crescumuluti hanno cristalli allungati (fina ad alcuni cm), talvolta
dendritici, costituiti da olivina, pirosseno, plagioclasio o apatite disposti a formare angoli elevati con il
bordo del livello che li contiene.
Non sempre agevole risulta distinguere l'originario
materiale di cumulo da quello cresciuto in seguito,
né definire se il materiale cresciuto dopo l'accumulo sia precipitato direttamente dal liquido intercumulo oppure se -e in quale proporzione- sia
stato modificato per diffusione di componenti dal
magma adiacente: si può quindi usare una terminologia più descrittiva, usando il termine cumulo
per i cristalli generatisi altrove e il termine postcumulo per il materiale formatosi in situ.
!
Tessiture di cavità
!
Vescicolare: Sono presenti vacuoli, la cui forma
può essere tondeggiante, ovoidale o più o meno
regolarmente appiattita (allungata in sezione). Importante è la proporzione tra spazi vuoti e pieni.
Tessitura vescicolata (nicol //).
Amigdaloide: Vescicole completamente (o quasi) riempite da materiale di origine secondaria. Il
riempimento può essere costituito da: (i) vetro
vulcanico, (ii) cristalli di origine ignea, (iii) cristalli
secondari precipitati da fluidi durante il raffreddamento immediatamente successivo all'eruzione,
(iv) cristalli cresciuti successivamente all'eruzione,
!
20
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
Xenoliti e xenocristalli
Più ambigui sono i casi di xenoliti cogenetici,
provenienti cioè da rocce magmatiche simili o
uguali a quella in cui si ritrovano (es. frammenti di
roccia strappati da un magma da parti pre-esistenti
del vulcano stesso).
!
Le rocce ignee possono contenere materiali estranei al magma sotto forma di xenoliti (frammenti
di roccia) o xenocristalli (singoli cristalli). Si identificano per la mineralogia e la tessitura estranea al
magma e/o per le tessiture di reazione (a corona)
che li possono circondare.
Xenocristallo di quarzo (nicol X).
!
!
!
Xenolite peridotitico (nicol X).
21
!
INTERPRETAZIONE DELLA MICROSTRUTTURA
Vengono qui riportate alcune possibili interpretazioni genetiche delle tessiture sopra descritte.
Occorre precisare che tali interpretazioni non
sono esclusive, sia perché una medesima tessitura
può originarsi attraverso processi petrogenetici
diversi, sia perché non sempre vi è unanimità di
vedute tra i vari Autori. In alcuni casi vengono riportate spiegazioni alternative.
!
!
CRISTALLINITA`
!Dipende dalla successione dei principali eventi di
raffreddamento che hanno determinato la solidificazione del magma. Il raffreddamento può avvenire
totalmente in condizioni plutoniche, dando luogo a
rocce olocristalline; può avvenire parzialmente o
totalmente alla superficie in condizioni vulcaniche
effusive o esplosive con formazione di rocce
ipocristalline o vetrose.
La tessitura petroselciosa è costituita da aggregati microcristallini o criptocristallini a composizione generalmente quarzofeldspatica derivanti
dalla devetrificazione (passaggio dallo stato amorfo
allo stato cristallino) secondaria del vetro della
pasta di fondo di rocce vulcaniche.
La tessitura perlitica è originata da fenomeni di
contrazione durante il rafreddamento.
!
GRANULARITA`
!
Dimensioni assolute dei cristalli
!
Un raffreddamento lento e/o sottoraffreddamento
basso porta alla formazione di cristalli di grandi
dimensioni, mentre un raffreddamento più veloce
inibisce le crescita dei cristalli, che risultano così di
piccole dimensioni. C'è quindi una grossolana proporzionalità inversa tra velocità di raffreddamento
e taglia dei cristalli.
!
Dimensioni relative dei cristalli
!
In genere rocce equigranulari sono cristallizzate
sotto una velocità di raffreddamento bassa e
costante, mentre le rocce porfiriche testimoniano
uno stadio a bassa velocità di raffreddamento (profondo, intratellurico) seguito da uno stadio ad alta
velocità di raffreddamento (superficiale).
!
!
FORMA DEI CRISTALLI
!La forma dei cristalli fornisce informazioni sulla
velocità di cristallizzazione (v.), sull'ordine di
cristallizzazione (v.) e sull'ambiente fisico di crescita.
Le condizioni fisiche possono influenzare la crescita
addirittura in maniera negativa: per esempio una
brusca diminuzione della pressione d'acqua (perdita di volatili o abbassamento della pressione confinante totale) induce in magmi riolitici una contrazione del campo di stabilità del quarzo, che incorre in fenomeni di riassorbimento con conseguente generazione di cristalli dai bordi irregolari e sinuosi, senza vertici né spigoli vivi.
!
!
RELAZIONI SPAZIALI TRA FASI
!
Tessiture delle parte di fondo
!Generale
Porfirica: la formazione di questa tessitura può
essere spiegata secondo due meccanismi limite.
Nel primo caso (Fig. 9) si generano due distinte
popolazioni di uno stesso minerale: la formazione
dei fenocristalli avviene durante una fase intratellurica con raffreddamento molto lento e basso
sottoraffreddamento (∆T1), mentre la formazione
dei microliti (o dei cristalliti o del vetro) si verifica
mesostasi della fase A
durante la messa in posto, in condizioni di raffreddamento molto brusco ed elevato sottoraffredda-
Vn
fenocristalli
mesostasi
mento (∆T2).
Vc
Vn alta
Vc alta
Vc bassa
Vn(A)
nuclei A
crescita B
Vn(B)
crescita A
Vc(B)
nuclei B
fenocristalli della fase B
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
Vc(A)
Vn bassa
T2
T1
ΔT2
eruzione
Te
ΔT 1
T
ΔT
Te
Fig. 10. Vn(A)=Velocità di nucleazione fase A;
Vc(A)=Velocità di crescita fase A; Vn(B)=Velocità di nucleazione fase B; Vc(B)=Velocità di crescita fase B;
Te=temperatura di liquidus.
!
fase
intratellurica
Fig. 9. Vn=Velocità di nucleazione; Vc= Velocità di
crescita;Te=temperatura di liquidus.
!
!
Glomerofirica: La formazione di glomerofiri
tramite l'aggregazione dei primi cristalli formatisi
sul liquidus è favorita da almeno due fattori energetici: (i) la superficie di un glomerofiro è minore
della somma delle superfici dei cristalli che lo
compongono, e di conseguenza l'energia superficiale è minore; (ii) la presenza di cristalli o nuclei
favorisce la nucleazione eterogenea dal liquido con
conseguente crescita di cristalli giustapposti. I
glomerofiri possono rivestire un ruolo importante
nei processi di frazionamento, in quanto l'efficacia
dell'affondamento di un granulo nel magma è proporzionale alle sue dimensioni (v. legge di Stokes,
eq. 6). Inoltre, minerali leggeri quali i plagioclasi
acidi che tenderebbero a risalire nel magma, possono invece essere trascinati verso il basso se inglobati in un golmerofiro costituito in prevalenza
da minerali pesanti quali olivina e pirosseno. Occorre porre particolare attenzione alla distinzione
tra glomerofiri e xenoliti, che possono presentare
tessitura e mineralogia molto simili, particolarmente nel caso in cui lo xenolite sia cogenetico e
rappresenti per esempio un prodotto di cumulo
dello stesso magma.
In alternativa la struttura porfirica può essere vista
come determinata dalla concomitante presenza di
distinte specie minerali con taglie molto diverse. In
questo caso è spiegabile invocando una cristallizzazione a un dato ∆T di fasi con curve di Vn e Vc
diverse (Fig. 10).
L'interazione dei due meccanismi è in generale
molto probabile, anche se la crescita dei
fenocristalli di una roccia vulcanica è generalmente
attribuibile a una fase di cristallizzazione intratellurica pre-eruttiva. In ogni caso è fondamentale
notare che, essendo Te molto diversa per le diverse fasi, i fenocristalli sono costituiti da quelle
fasi con più alta Te (relativamente a quel dato sistema).
Seriata: nel caso la caratteristica riguardi una
sola fase, si può invocare una graduale variazione
di ∆T durante la cristallizzazione dei fenocristalli.
Nel caso in cui le fasi con gradazione dimensionale
siano più di una, la formazione di questo tipo di
struttura può essere attribuita a velocità di crescita delle diverse fasi variabili uniformemente su un
certo intervallo di sottoraffreddamento.
23
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
rapidamente, passando allo stato solido come materiale amorfo.
Intergranulare: Si può formare per cristallizzazione
penecontemporanea di plagioclasio e cpx (± olivina e ossidi opachi) durante il raffreddamento del
liquido: i plagioclasi, di forma tabulare, formano una
impalcatura tridimensionale, mentre i femici, più
tozzi, occupano gli spazi tendenzialmente equidimensionali tra i cristalli di plagioclasio. In alternativa si può invocare una cristallizzazione dei femici
successiva ai plagioclasi, ipotesi meno probabile.
A feltro: si forma in assenza di pressioni orientate.
!
Paste di fondo a tessitura orientata
Pilotassitica, ialopilitica, trachitica, trachitoide: Riflettono movimenti del magma durante la cristallizzazione e permettono di dedurre
la direzione (e talvolta il verso) di tale flusso.
A crescita parallela: Alcune tessiture con andamento strettamente parallelo di cristalli apparentemente distinti sono in realtà dovute al taglio di
cristalli scheletrici, che nella sezione non mostrano
la loro effettiva continuità.
Eutassitica: Testimonia lo schiacciamento e la
saldatura ad alta temperatura di pomici e matrice
vetrosa rappresentanti frammenti di fuso magmatico messi in posto nel corso di una eruzione esplosiva.
(∆T=Tliquidus-Tsistema) si formano molti nuclei
di plagioclasio in grado di crescere poco e pochi
nuclei di cpx che al contrario crescono velocemente: così pochi grandi cristalli di augite fagocitano i molti piccoli cristalli di plagioclasio. Questa
interpretazione implica evidentemente la contemporanea presenza sul liquidus di cpx e plagioclasio.
!
vel. nucl. plg
vel. nucl. cpx
T
!
Velocità di crescita
vel. cr. plg
cpx
plg
cpx
vel. cr. cpx
Velocità di nucleazione plg
.
Pecilitica: Generalmente i cadacristalli sono
cristallizzati precedentemente agli oicocristalli. La
disposizione orientata di cristalli inclusi può essere
dovuta ad adsorbimento selettivo di materiale estraneo e/o a sinneusi e/o a nucleazione eterogenea
di una fase che utilizza l'altra come "seme" per la
propria nucleazione eterogenea.
Ofitica: La più comune interpretazione genetica
di questa struttura chiama in causa le velocità di
nucleazione e crescita relative di clinopirosseno e
plagioclasio. Il cpx, avendo entropia di fusione più
alta del plagioclasio, ha tasso di nucleazione più
basso e velocità di crescita più alta del plagioclasio
(Fig. 11) Quindi a parità di sottoraffreddamento
ΔT
Paste di fondo a tessitura raggiata
Sferulitica: Tipica di vetri vulcanici, che hanno
secondariamente subito processi di passaggio del
vetro dallo stato amorfo a quello cristallino, con
formazione di fasi sialiche in forma di sottili aciculi
disposti in aggregati sferoidali.
Variolitica: Testimonia cristallizzazione relativamente rapida e indica la direzione di avanzamento
del fronte di cristallizzazione, che procede nel verso di apertura del ventaglio.
Te
Fig. 11. Ipotesi di formazione della tessitura ofitica.
Te = temperatura di liquidus; T = temperatura del sistema.
!
!Paste di fondo a tessitura isotropa
!
Tessiture di inclusione/concrescimento
Intersertale: Il materiale interstiziale residuo dalla
cristallizzazione del plagioclasio si è raffreddato
!
24
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
Consertale: Indica crescita contemporanea dei
cristalli. Grafica: La eventuale presenza di due
feldspati depone a favore di una cristallizzazione a
pressione di acqua relativamente alta, in condizioni
subsolvus (Barker, 1970; v. Fig 13b), in accordo col
ritrovamento di queste strutture in pegmatiti, ricche in fluidi. La cristallizzazione avviene in prossimità del minimo termico del sistema ternario AbOr-SiO2: una precoce crescita di feldspato impoverisce il liquido circostante dei suoi stessi componenti, per cui il feldspato cresce in forma scheletrica, e gli interstizi vengono poi riempiti da quarzo.
Granofirica: Si può formare in rocce a composizione granitica povere in volatili e/o messe in
posto a profondità relativamente bassa, cioè in
condizioni ipersolvus, come testimoniato dalla presenza di un solo feldspato a composizione intermedia (v. Fig 13a). In queste condizioni si verifica
una crescita simultanea e relativamente rapida di
pochi nuclei di quarzo e di feldspato alcalino da un
mezzo che può essere un fuso magmatico, una fase
vapore, un vetro in via di devetrificazione (Barker,
1970).
Simplectitica: E' generalmente imputabile a
crescita simultanea durante processi secondari di
reazione e sostituzione. Meno frequentemente
può derivare da cristallizzazione eutettica di due
fasi; la Fig. 12 mostra come esempio un sistema
binario A-B, con i percorsi dei liquidi di composizione x e y che possono dar luogo alla cristallizzazione eutettica delle fasi A e B. Lo sviluppo di
simplectiti limitatamente ai contatti tra specifiche
coppie di minerali ne testimonia l'origine secondaria, di tipo metamorfico. Inoltre la grana fine e la
tessitura di disequilibrio testimoniano una dominanza di processi di diffusione molto lenti (stato
solido). I concrescimenti di nefelina e K-feldspato
possono essere spiegati chiamando in causa la
reazione peritettica della leucite a dare nefelina +
K-feldspato, la cristallizzazione eutettica di nefelina
+ K-feldspato, etc.
Mirmechitica: Non esite uniformità di vedute
riguardo l'interpretazione genetica di questa strut-
tura, che è stata attribuita sia a fenomeni di
smescolamento, sia di sostituzione, sia a diretta
cristallizzazione dal magma. Una comune interpretazione invoca l'azione di fluidi metasomatici recanti Na e Ca in grado di trasformare il K-feldspato in plagioclasio+quarzo, liberando K, secondo la
reazione schewmatica
Kfs + Na+ + Ca+2 = plg(olig) +Qtz + K+.
In una stessa roccia si possono rinvenire mirmechiti di due generazioni successive (Hopson &
Ramseyer, 1990): il primo e principale stadio di
formazione avviene verso la fine della cristallizzazione magmatica prima del verificarsi degli
smescolamenti tipici del subsolidus (es. pertiti),
secondo la reazione schematica:
Kfs + plg(and) = plg(olig) + Qtz + K+ + Na+ +Ca+2
una seconda generazione deposta da fluidi va in
seguito a riempire eventuali fratture secondarie.
!Fig. 12.
Diagramma binario con punto eutettico (e).
Sono visualizzati i percorsi di evoluzione composizionale dei liquidi di copmposizione X e Y convergenti
verso il punto eutettico.
!Intrafascicolata: I
cristalli cavi testimoniano
generalmente una elevata velocità di crescita.
Lamellare o a lacinie: Lamelle e lacinie di una
fase incluse in un'altra rappresentano in genere la
manifestazione di fenomeni di smescolamento subsolidus. Tali fenomeni si verificano a varia estensione in tutte le rocce magmatiche. Nelle rocce
raffreddate lentamente (intrusive e metamorfiche)
tali smescolamenti possono essere osservati al
microscopio polarizzante, mentre nelle rocce raffreddate rapidamente (vulcaniche) gli smescola-
25
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
!
!
Fig. 13. Sistema binario NaAlSi O (Ab) - KAlSi O (Or).
3 8
3 8
Il sistema Ab-Or è fortemente influenzato dal valore della PH2O, che tende a deprimere consid-
menti sono submicroscopici e una certa separazione tra le fasi può essere osservata soltanto
attraverso studi cristallografici (per es. tramite
raggi X o microscopio elettronico a trasmissione).
FELDSPATI ALCALINI: I feldspati alcalini presentano smescolamenti originati dalla presenza nel
sistema feldspatico di una lacuna di miscibilità
(solvus) a bassa temperatura tra i componenti sodico e potassico. Lo smescolamento comporta la
ridistribuzione di K e Na, che non sono costituenti
dell'impalcatura tettosilicatica: così le isole smescolate possono crescere con orientazione strutturale
più o meno parallela (coerente) con quella del
cristallo ospite; le isole più grandi e con orientazione non coerente possono essere state sottoposte ad aumento della grana tramite processi
secondari coinvolgenti circolazione di fluidi.
erevolmente le temperature di liquidus e di solidus
(~220°C da 0 a 1 kbar, ~350°C da 0 a 5 kbar) e ad
innalzare leggermente la curva di solvus (~ 6°C/
kbar). A bassa PH2O (Fig. 13a) solvus e solidus non
si intersecano e dal liquido cristallizza a T relativamente alta un singolo feldspato, che al di sotto
della propria T di solvus, smescola lacinie di felspato sodico in una matrice di felspato potassico
(pertiti) o lacinie di felspato potassico in una matrice di felspato sodico (antipertiti), secondo la
composizione del feldspato originario. Le rocce,
generalmente graniti e sieniti, che hanno un solo
feldspato, sono dette ipersolvus (Tuttle & Bowen,
1958). Ad alta PH2O invece solvus e solidus si intersecano (Fig. 13b) e dal liquido cristallizzano a T
relativamente bassa due feldspati: un alcalifeldspato
26
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
ricco in K e un plagioclasio ricco in Na; al di sotto
delle rispettive T di solvus entrambe queste fasi
possono smescolare rispettivamente isole di
feldspato ricco in Na e isole di feldspato ricco in
K. Rocce con una storia di cristallizzazione di
questo tipo sono dette subsolvus.
PLAGIOCLASI: Il sistema Ab-An presenta tre lacune di miscibilità a bassa T, per cui si verificano
smescolamenti detti Peristeriti nei plagioclasi più
sodici, smescolamenti Bøggild nei plagioclasi andesinici-labradoritici, e smescolamenti Huttenlocher nelle labradoriti-bytowniti (Fig. 14).
ca ha messo in evidenza come lo studio delle variazioni composizionali dei pirosseni possa essere
arricchito da osservazioni sugli smescolamenti
subsolidus che in essi si sviluppano. Gli smescolamenti dei pirosseni presentano tre caratteristiche
generali: 1) L'orientazione cristallografica degli
smescolamenti relativa al cristallo ospitante segue
lo schema illustrato Fig. 15.
!
Fig. 14. Lacune di miscibilità a bassa T per i plagioclasi.
!
Diversamente da quanto accade nei feldspati alcalini, gli smescolamenti dei plagioclasi coinvolgono
la ridistribuzione anche di Al e Si, costituenti strutturali dell'impalcatura tettosilicatica e quindi molto
meno mobili di Na e K: ne risultano così concrescimenti submicroscopici, non osservabili in
sezione sottile. Un effetto notevole della lacuna
peristeritica si rileva nel metamorfismo delle rocce
pelitiche, dove l'albite pura o quasi, propria della
facies scisti verdi, reagisce discontinuamente a
fornire oligoclasio (An~17) al passaggio alla facies
anfibolitica.
PIROSSENI: L'analisi approfondita dei pirosseni di
alcuni massicci basici stratificati ad affinità tholeiiti
Fig. 15. Le frecce indicano la direzione di smescolamento da genitore a figlio. Tutte le sezioni rappresentate sono (010).
!
Lo schema contempla anche i risultati di Robinson
et al. (1971), che hanno hanno mostrato come gli
smescolamenti di pigeonite nell'augite siano perfettamente paralleli a (001) soltanto nel caso in cui
siano uguali i parametri di cella a delle due fasi, e
come siano perfettamente paralleli a (100) soltan-
27
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
(pigeoniti): essi smescolano inizialmente augite circa //(001) e, raramente, anche augite circa //(100);
questo impoverimento in Ca favorisce, in seguito a
una lenta diminuzione di T, la loro inversione a
ortopirosseni (questo spiega perché la pigeonite è
in pratica confinata alla rocce vulcaniche); in seguito queste pigeoniti invertite possono ancora
smescolare augite, ma stavolta strettamente //
(100). Così i pirosseni cristallizzati direttamente
come rombici hanno lamelle di cpx //(100)
(pirosseni tipo Bushveld), mentre i pirosseni divenuti rombici in seguito all'inversione di pigeoniti
ricche in Fe (Fs>30) hanno augite circa //(001)
smescolata prima dell'inversione e, eventualmente,
augite //(100) smescolata dopo l'inversione
(pirosseni tipo Stillwater).
La Fig. 16 schematizza gli smescolamenti che
avvengono nei pirosseni mostrandone le relazioni
con il grado di evoluzione del liquido (inversamente proporzionele a T e a Vc/D) dal quale
cristallizza il pirosseno che ospita gli smescolamenti. La figura nell'insieme fa riferimento a una serie
tholeiitica o ad una intrusione tholeiitica stratificata (Cox et al., 1979), ma i singoli schemi hanno
validità generale.
to nel caso in cui siano uguali i parametri di cella c
delle due fasi. Sensibili differenze in a si riscontrano però soltanto alle temperature tipiche delle
condizioni metamorfiche. In questo caso l'aumentare dell'angolo tra smescolamenti e (001) al
diminuire della temperatura può fornire stime geotermometriche.
2) L’equidimensionalità di un cristallo è inversamente proporzionale al sotto-raffreddamento del
fuso e al rapporto Vc/D (dove Vc=velocità di
crescita del cristallo e D=coefficiente complessivo
di diffusione nel fuso delle specie che lo compongono). Questo fa sì che gli smescolamenti dei
pirosseni dei magmi più basici (T alta, Vc/D basso),
abbiano forma di lacinie tondeggianti, quindi tendenzialmente equidimensionale, mentre gli
smescolamenti che si formano nei pirosseni dei
magmi meno basici (T più basse, Vc/D più alto),
hanno forma di lamelle, meno equidimensionale
delle lacinie, anche se più regolare.
3) I clinopirosseni ricchi in Ca (augiti) dopo lo
smescolamento rimangono monoclini, come
analogamente rimangono rombici gli opx dopo
aver smescolato cpx ricco in Ca. Più complessa è
la storia di smescolamento dei cpx poveri in Ca
!
Fig. 16. Le frecce rosa indicano l'ordine di comparsa sul liquidus del pirosseno ospitante; le linee grige indicano la
coesistenza sul liquidus dei due pirosseni; le frecce verticali indicano gli smescolamenti; le frecce orizzontali a indicano le inversioni strutturali da pigeonite a ortopirosseno (pigeonite invertita).
28
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
!
Tessiture di inclusione/
sovracrescita
invaso il cristallo di pirosseno, l'origine è quasi sicuramente metamorfica.
!
Rapakivi-antirapakivi: nello stadio finale di
cristallizzazione frazionata nel sistema feldspatico
ternario (Fig. 17) possono prospettarsi due casi,
secondo la posizione relativa del punto neutro (N)
e del feldspato critico (K').
a) (Fig. 17a) il proseguimento della cotettica EH
cade nel campo del feldspato alcalino, e quindi il
feldspato critico è un plagioclasio; l'ultimo plagioclasio cristallizzato (P) dal liquido N verrà bordato
da un feldspato alcalino con composizione che
evolve da H verso il feldspato critico (K'), dando
luogo alla struttura detta antirapakivi; il liquido
abbandonerà la cotettica EHN ed evolverà da N
verso il minimo trachitico M; la roccia conterrà
quindi un feldspato alcalino più sodico (H K') al
bordo del plagioclasio (P) e un plagioclasio più calcico (P) in cristalli propri.
b) (Fig.17b) il proseguimento della cotettica EH
cade nel campo del plagioclasio, e quindi il feldspato critico è un alcalifeldspato; l'ultimo feldspato
alcalino cristallizzato (F) verrà bordato da un plagioclasio con composizione che evolve da H verso
il feldspato critico (K'), dando luogo a una struttura rapakivi; il liquido abbandonerà la cotettica
EHN ed evolverà da N verso il minimo trachitico
M; la roccia conterrà quindi un plagioclasio più
sodico (H K') al bordo del feldspato alcalino (F) e
un feldspato alcalino più potassico (F) in cristalli
propri.
Chelifitica: le reazioni procedono con difficoltà
in assenza di fluido e la crescita delle fasi è controllata da bassi tassi di diffusione. Uralitizzazione: Quando il bordo di anfibolo è sottile,
rappresenta probabilmente una sovracrescita di
origine tardo-magmatica dovuta ad arricchimento
in fluidi del magma. Nel caso in cui l'anfibolo (in
questo caso tremolitico) abbia completamente
Fig. 17. Percorsi di cristallizzazione frazionata nel
sistema feldspatico ternario.
!
Pseudomorfosi: E' un processo secondario.
L'ossidazione con formazione di iddingsite è imputabile agli stadi magmatici tardivi arricchiti in
volatili. La serpentinizzazione dell'olivina implica
perdita di Fe, che si deposita come magnetite; la
formazione di lizardite o crisotilo procede a
T<100°C, mentre la formazione di antigorite implica T≈500°C. La serpentinizzazione completa
29
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
diminuire di T cristallizzano composizioni via via
più ricche del/i componente/i basso-fondente/i
della miscela.
PLAGIOCLASI: a pressione costante un plagioclasio che cristallizza da un magma ha composizione
progressivamente più ricca in Na al diminuire della
temperatura; se i cristalli di plagioclasio non vengono allontanati dal liquido né reagiscono con
esso per riequilibrarsi, si formano cristalli di plagioclasio con una zonatura continua e diretta, cioè
a composizione progressivamente più ricca in Na
verso il bordo. Durante la cristallizzazione del
magma la pressione può però essere variabile e,
secondo il grado di saturazione in fluidi del magma,
tale pressione può essere puramente litostatica o
essere esercitata tramite fluido (essenzialmente
H2O). Le variazioni di pressione influenzano i
campi di stabilità di solido e liquido nel sistema AbAn: un aumento della pressione anidra esercita un
blando effetto di espansione del campo del solido
a scapito del campo del liquido, mentre un aumento della pressione d'acqua esercita un forte effetto
(circa 50-100 volte maggiore rispetto a quello della
pressione anidra) di espansione del campo del liquido a scapito del campo del solido (Fig. 18). In un
magma saturo in H2O (Plitostatica=PH2O) una brusca
dell'olivina implica un aumento di volume del 50%,
che dà luogo alla formazione di fratture anche nei
minerali circostanti.
Dendritica o scheletrica: Le fibre che si estendono dai bordi dei fenocristalli verso la massa
fondamentale (vetrosa o criptocristallina) sono
cresciute molto rapidamente in condizioni effusive,
spesso subacquee.
!
diminuzione di pressione a temperatura (Tl)
costante (per es. risalita veloce) fa sì che la composizione del plagioclasio in equilibrio con il liquido diventi molto più sodica (variazione da XAb(3) a
XAb(2)). Il plagioclasio acquisisce quindi una
zonatura diretta discontinua, che riflette un veloce
spostamento barico del magma saturo in H2O. In
un magma anidro una brusca diminuzione di pressione a temperatura (Tl) costante (per es. risalita
veloce) fa sì che la composizione del plagioclasio in
equilibrio con il liquido diventi leggermente più
calcica (variazione da XAb(1) a XAb(2)). Il plagioclasio acquisisce quindi una zonatura inversa quasi
continua, che riflette un veloce spostamento barico del magma anidro.
Fig. 18. Formazione della zonatura composizionale
dei plagioclasiin funzione di temperatura e pressione.
!
Zonatura: Le variazioni composizionali delle fasi
dipendono dal fatto che per le fasi non pure ma in
miscela (praticamente tutti i principali minerali
magmatici) la composizione in equilibrio col liquido varia con la temperatura. Poiché la cristallizzazione di un magma avviene non a temperatura
costante, ma lungo un intervallo di temperatura, al
30
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
Le zonature oscillanti (frequenti in plagioclasio e
cpx) riflettono scompensi tra velocità di crescita
del minerale e velocità di diffusione delle specie
che lo compongono nel liquido magmatico. In
molti sistemi infatti la diffusione non è in grado di
sostenere una crescita a composizione uniforme
del cristallo, nelle cui immediate vicinanze si forma
così un volume impoverito nei suoi componenti,
dal quale cristallizza una fase con composizione
leggermente diversa. Il carattere ricorsivo di
questo meccanismo, dovuto per esempio a efficaci
movimenti convettivi in una camera magmatica, è
alla base della formazione delle zonature oscillanti.
La forma delle zonature testimonia riassorbimento
se le facce tardive tagliano le precedenti facce e
zonature del cristallo (Fig. 19a), mentre testimonia
rapida crescita se le zonature seguono parallelamente le superfici rientranti (Fig. 19b).
composizioni leggermente diverse. Questo può
avvenire in quanto facce diverse espongono diversi
aspetti della struttura cristallina, in grado di attrarre cationi diversi. La zonatura a settori è favorita dalla crescita rapida, ma velocità di crescita
diverse per le varie facce non sono necessari.
Orbicolare: Il meccanismo che determina la
formazione delle zonature oscillanti, se particolarmente accentuato, può addirittura determinare
una alternanza di fasce concentriche non più di
una stessa fase con composizione variabile, ma
addirittura di fasi diverse.
!
Tessiture di cavità
!Vescicolare: I fluidi che non si allontanano dal
magma prima dell'eruzione, rimangono intrappolati
a formare delle vescicole. Forma e distribuzione
delle vescicole forniscono informazioni sul regime
di stress agente sul flusso lavico. L'appiattimento
delle vescicole avviene generalmente nel piano di
scorrimento.
Amigdaloide: Testimonia l'azione di fenomeni
secondari di alterazione, e i minerali contenuti
nelle amigdale possono fornire informazioni sulla
temperatura e sul chimismo dei fluidi circolanti.
Miarolitica: Testimonia una pressione di messa in
posto non molto alta, tipica di ambiente
ipoabissale.
!
Fig. 19. Zonatura vs. forma del cristallo.
!
La zonatura a settori è determinata dalla crescita
contemporanea di diverse facce del cristallo con
!
31
Cristallizzazione e Microstrutture Rocce Ignee
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