I processi petrogenetici Le rocce si formano attraverso

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) Copyright © 2006 Zanichelli editore

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). Copyright © 2006 Zanichelli editore

Ambienti P-T Copyright © 2006 Zanichelli editore

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 Copyright © 2006 Zanichelli editore

I MAGMI - DEFINIZIONE - CARATTERI CHIMICI e FISICI Copyright © 2006 Zanichelli editore

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). Copyright © 2006 Zanichelli editore

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) Copyright © 2006 Zanichelli editore Si. O 2 < 52% < Si. O 2 < 66% Si. O 2 > 66%

Composizione del magma Il magma ha composizione variabile O è l'anione più abbondante Si. O 2 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 Copyright © 2006 Zanichelli editore Magma basaltico Al 2 O 3 Fe. O+Fe 2 O 3 Mg. O+Ca. O Na 2 O+K 2 O Magma andesitico Na 2 O+K 2 O altri Magma riolitico Fe. O+Fe 2 O 3 Mg. O+Ca. O Al 2 O 3 Na 2 O+K 2 O altri

La COMPONENTE VOLATILE La componente volatile o, più semplicemente, i volatili, come mostrano le emanazioni vulcaniche, sono costituiti, per la massima parte, da H 2 O, CO 2 , CO, SO 2, H 2 S, H 2, Anak Krakatua cui si aggiungono altri costituenti presenti in quantità minori quali N 2, 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’H 2 O e della CO 2 presenti in tenori variabili, rispettivamente, dal 30 all’ 80% e dal 10 al 40% delle moli della fase vapore. Copyright © 2006 Zanichelli editore

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore

0, 1 GPa (Giga. Pascal) = 1 kbar = 10000 m di H 2 O = 3 km di roccia La solubilità dell’H 2 O nei fusi silicatici aumenta proporzionalmente alla pressione. Fuso basaltico (B), andesitico (A), albitico (Ab), e di una pegmatite granitica (P) Copyright © 2006 Zanichelli editore

I silicati sono minerali costruiti dall’unione di unità tetraedriche [Si. O 4]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 Copyright © 2006 Zanichelli editore

Modelli di struttura atomica di fusi silicatici confrontati con quello della silice cristallina. Copyright © 2006 Zanichelli editore

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 Copyright © 2006 Zanichelli editore

I VOLATILI riducono la viscosità dei magmi H 2 O (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 Copyright © 2006 Zanichelli editore

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’H 2 O, la pressione che agisce sul sistema è definita pressione idrata o, più brevemente, PH 2 O. 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 Copyright © 2006 Zanichelli editore

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. Si. O 2 in % elevata (magmi acidi) Si. O 2 in % bassa (magmi basici) Copyright © 2006 Zanichelli editore 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 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). Copyright © 2006 Zanichelli editore 18

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 Si. O 44 - 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 Si. O 2 del magma, la viscosità del magma cresce con l'aumentare del contenuto in Si. O 2 • K, Na, Ca, Mg, Fe, H, OH tendono a interrompere I polimeri di tetraedri Si. O 4 • La viscosità del magma diminuisce con l'aumentare del contenuto in modificatori di struttura (in particolare H 2 O) Copyright © 2006 Zanichelli editore

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 20

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 21

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 periodi più o meno lunghi e subisce un decremento di temperatura 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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 22

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 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 Copyright © 2006 Zanichelli editore

Risalita del magma • L’H 2 O e altri gas presenti nel magma sono agenti mineralizzatori (All'interno del fuso essi sono infatti generalmente presenti come anioni monovalenti (F-, Cl-, OH-, HCO 3 -, ecc. ) che, sostituendo l'ossigeno ai vertici dei tetraedri, impediscono la connessione tra tetraedri, interrompendo la catena [- 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. Copyright © 2006 Zanichelli editore

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 26

Dal magma alle rocce magmatiche Anortite: Ca. Al 2 Si 2 O 8. Albite: Na. Al. Si 3 O 8 Copyright © 2006 Zanichelli editore 27

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 28

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 Si. O 44 -, uno ione poliatomico formato da un atomo di silicio legato a quattro atomi di ossigeno. Copyright © 2006 Zanichelli editore 29

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 30

I minerali delle rocce magmatiche La classificazione dei silicati si basa sul numero di vertici dei tetraedri condivisi. Copyright © 2006 Zanichelli editore 31

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; Copyright © 2006 Zanichelli editore • anfiboli; • mica scura. 32

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; Copyright © 2006 Zanichelli editore • ortoclasio; • quarzo. 33

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). Copyright © 2006 Zanichelli editore 34

La struttura delle rocce magmatiche Le rocce magmatiche presentano cristalli visibili a occhio nudo sono definite a struttura macrocristallina. Un esempio di roccia magmatica a struttura macrocristallina è il granito. Copyright © 2006 Zanichelli editore 35

Granito quarzo Mica biotite Feld. alcalino plagioclasio Copyright © 2006 Zanichelli editore

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 38

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 39

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 40

La composizione mineralogica delle rocce magmatiche Le rocce magmatiche possono essere classificate in base ai minerali presenti in: • sialiche, (Si. O 2 > 66%) costituite prevalentemente da minerali sialici e con un alto contenuto in silice; • intermedie, (52%< Si. O 2 < 66%) contraddistinte da un contenuto medio di silice; • femiche, (45%< Si. O 2 < 52%) contenenti essenzialmente minerali femici e caratterizzate da un basso contenuto in silice; • ultrafemiche, (Si. O 2 < 45%) formate solo da pirosseni e olivine e a bassissimo contenuto in silice. Copyright © 2006 Zanichelli editore 41

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 Femiche Ultrafemiche Copyright © 2006 Zanichelli editore femici sialici femici 42

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. Copyright © 2006 Zanichelli editore 43

La composizione mineralogica delle rocce magmatiche Sialiche Copyright © 2006 Zanichelli editore Femiche Ultrafemiche 44