Riassunto della puntata precedente Caratteri generali della Terra

Riassunto della puntata precedente: • Caratteri generali della Terra • Interno della Terra (Crosta, Mantello, Nucleo) • Tettonica delle Placche • Origine della Terra • Origine della Luna • Classificazione delle meteoriti PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Le ROCCE Gli ambienti PETROGENETICI Eventi CICLICI nella petrogenesi PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Minerali di tipo diverso (es. granito, basalto) roccia polimineralica Un solo tipo di minerale (es. travertino, dunite) roccia monomineralica Granito = roccia ignea intrusiva composta essenzialmente da: PACE Feldspati Quarzo Biotite Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Ma quali caratteristiche ha un minerale? • • • Materiale naturale Composto inorganico Specifica composizione chimica Struttura cristallina definita Proprietà fisiche ben definite PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Quando/Perchè si formano i minerali? • Cristallizzazione per raffreddamento • Precipitazione a basse temperature • Ricristallizzazione (allo stato solido) • Una caratteristica essenziale dei minerali è la loro struttura cristallina. • Il termine Cristallo non indica qualcosa di grande o necessariamente bello esteticamente. • Il vetro viola la definizione di minerale perchè: non ha nè strutture cristalline nè specifiche composizioni chimiche. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Definizione di roccia. Problemi 1) Nella definizione di roccia si prescinde dalle caratteristiche meccaniche della sostanza (ossia se il materiale che stiamo considerando è coerente o incoerente meccanicamente): Sabbia: aggregato di più minerali (quindi roccia) Arenaria: aggregato di più minerali (quindi roccia) 2) Ci sono rocce composte interamente da vetro (ossidiane). Ma allora non sono rocce! (aggregato di più minerali). Per questo paradosso si parla anche di mineraloidi. 3) Ci sono rocce composte anche da materiale organico (carboni opp. rocce sedimentarie con fossili). Ma allora non sono rocce! (minerale = sostanza non organica). Per questo paradosso si parla anche di mineraloidi. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Silicati che costituiscono le rocce I minerali che costituiscono più del 95% della crosta sono silicati. Per questo motivo, i silicati sono i minerali più importanti. I più diffusi di questi sono: • quarzo Tra i non-silicati, i minerali più abbondanti sulla superficie terrestre sono i carbonati PACE • feldspati • mica (e argille) • anfiboli • pirosseni • olivine • granati Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

I processi petrogenetici Le rocce si formano attraverso processi definiti petrogenetici che, nella maggior parte dei casi, si esplicano nella litosfera. I parametri che controllano tali processi sono quelli che identificano un certo intorno naturale, vale a dire: - Temperatura (T) - Pressione (P) - Composizione chimica (X) PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Nonostante il fatto che i parametri T, P e X possano variare con una certa continuità, i processi petrogenetici sono stati distinti in tre grandi gruppi: - Magmatico o igneo - Sedimentario - Metamorfico Ovviamente queste sono semplificazioni classificative ed esistono casi in natura di rocce che possono essere classificate a cavallo di due gruppi (es. rocce piroclastiche, migmatiti, etc. ) PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Il processo magmatico comprende la formazione di tutte le rocce la cui genesi è correlata alla consolidazione di masse fuse definite magmi. Questi possono provenire dal sottostante Mantello o formarsi direttamente nella Crosta per fenomeni di anatessi (= fusione) crostale. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Il processo sedimentario implica la formazione di rocce in ambienti in cui la temperatura e la pressione sono quelle che si realizzano nella superficie del pianeta o nelle sue immediate vicinanze, fondali marini compresi. I sedimenti si formano per degradazione, eventuale trasporto e successiva sedimentazione di rocce sia magmatiche metamorfiche o già sedimentarie. In alcuni casi si possono formare per accumulo di materiale organogeno o materiale di precipitazione chimica. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Il processo metamorfico trasforma rocce preesistenti in altre che posseggono connotati pressoché totalmente diversi da quelli originari. Ciò si verifica sotto l’effetto di variazioni termiche e bariche [= di pressione] di una certa importanza; durante questo processo, le trasformazioni si realizzano nella crosta continentale in assenza di materiali litoidi fusi. Questo vuol dire che è un processo che avviene sostanzialmente allo stato solido. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Alterazione ed erosione Deposizione negli oceani e sui continenti Sedimenti Risalita Rocce Ignee R Seppellimento e litificazione Rocce Sedimentarie a lit isa Aumento di temperatura e pressione Il ciclo delle rocce Calore e Pressione Raffreddamento Rocce Metamorfiche Fusione MAGMA PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Ambienti P-T PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Caratteristiche generali delle rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche R. IGNEE R. SEDIMENTARIE R. METAMORFICHE Caratteristiche di terreno e strutture Vulcani, flussi di lava, complessi plutonici Stratificazione e classazione Cristalli, blocchi e fossili deformati Relazioni discordanti con le rocce incassanti (dicchi, vene, batoliti, etc. ) Strutture come ripple mark, laminazione incrociata, fratture di essiccamento Comune parallelismo di cristalli planari o allungati lungo vaste aree Effetti termali su rocce adiacenti (es. ricristallizzazione, cambi di colore, zone di reazione Spesso molto diffuse e intercalate con altri sedimenti Adiacenti a rocce ignee, occasionalmente come aureola di contatto Bordi a grana fine (chilled margins) al contatto con le rocce incassanti Le rocce possono essere consolidate o no Progressivo cambio nella mineralogia lungo una vasta area PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Caratteristiche generali delle rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche R. IGNEE R. SEDIMENTARIE R. METAMORFICHE Tessiture Porfiritiche, vetrose, vescicolari, amigdaloidi, grafiche, piroclastiche, cumulitiche, etc. PACE Fossilifere, oolitiche, pisolitiche, stratificate, clastiche, etc. Brecciate, granoblastiche, lepidoblastiche, nematoblastiche, porfiroblastiche, hornfels, etc. Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Caratteristiche generali delle rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche R. IGNEE R. SEDIMENTARIE R. METAMORFICHE Minerali caratteristici feldspati, pirosseni, quarzo, olivine, miche, nefelina, leucite, anfiboli, etc. PACE quarzo, carbonati (specialmente calcite e dolomite), argille, anidrite, selce (quarzo microcristallino), gesso, alite, etc. quarzo, miche, anfiboli, andalusite, cordierite, epidoti, feldspati, granati, grafite, cianite, sillimanite, staurolite, tremolite-actinolite, wollastonite, etc. Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

ABBONDANZE RELATIVE DELLE ROCCE SULLA SUPERFICIE TERRESTRE - La superficie terrestre è composta per circa il 66% da rocce sedimentarie. La restante parte (34%) è costituita da rocce ignee (la grande maggioranza) e rocce metamorfiche - La crosta è lo strato più esterno della Terra (al di sopra della discontinuità di Mohorovicic) - La crosta rappresenta solo lo 0, 74% del volume della Terra. Tuttavia questa è l’unica parte della terra che è direttamente esposta per lo studio petrografico PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

I MAGMI - DEFINIZIONE - CARATTERI CHIMICI e FISICI PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

DEFINIZIONE I magmi sono materiali naturali allo stato fuso che possono contenere anche una certa quantità di cristalli. Nella quasi totalità, i fusi sono silicatici e raggiungono temperature massime di circa 1200 ºC; solo alcuni, volumetricamente insignificanti, sono composti in prevalenza da carbonati e raggiungono temperature massime molto inferiori (intorno a 700 °C). PACE Colata di lava basaltica (Kilauea, Hawaii) Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

PACE Colata di lava basaltica (Kilauea, Hawaii) Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Natura dei magmi Nei magmi sono presenti pressoché tutti gli elementi esistenti nella Terra; alcuni di questi rappresentano la cosiddetta componente volatile vale a dire i gas disciolti nella fase fusa. Si distinguono magmi: Basici Intermedi Acidi PACE Si. O 2 < 52% < Si. O 2 < 66% Si. O 2 > 66% Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

La COMPONENTE VOLATILE dei magmi La componente volatile o, più semplicemente, i volatili, come mostrano le emanazioni vulcaniche, sono costituiti, per la massima parte, da H 2 O, CO 2 , CO, SO 2, H 2 S, H 2 , S e O Anak Krakatua (foto: Robert e Barbara Decker) 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. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

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. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

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) PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

ORGANIZZAZIONE INTERNA dei MAGMI = STRUTTURA DEI FUSI SILICATICI PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

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 PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Modelli concettuali di struttura atomica di fusi silicatici confrontati con quello della silice cristallina. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

SIGNIFICATO FISICO dei TETRAEDRI che formano CATENE In un fuso che possiede unità tetraedriche tra loro collegate dagli ossigeni ponte [= fuso polimerizzato] le singole unità non si muovono liberamente perché soggette ad un notevole attrito interno. In altre parole, il magma è molto viscoso L’elevata viscosità riduce anche lo spostamento degli ioni al suo interno PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

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 PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

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 PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

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) PACE Alta Bassa Note La differenza di viscosità tra magmi basici ed acidi può essere compensata dal fatto che questi ultimi tendono ad avere quantità maggiori di volatili rispetto a quelli basici. Le differenze più vistose si notano quando i magmi perdono pressoché completamente i loro volatili. Questo avviene nel momento in cui debordano dai condotti di alimentazione dei vulcani. Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

I MAGMI possono CONSOLIDARE CRISTALLIZZARE Trasformarsi in vetri = masse solide amorfe che, sotto il profilo termodinamico, sono ancora liquidi sopraraffreddati Formare cristalli = sostanze che hanno un preciso ordinamento strutturale ed un identico chimismo in ogni loro porzione PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Parametro che fa la differenza: Il sovraraffreddamento rappresenta la differenza tra la temperatura di fusione di una sostanza e quella, inferiore alla precedente, a cui la stessa si trova ancora allo stato liquido; l’acqua liquida, portata velocemente a – 30 ºC è stata sopraraffreddata di 30 gradi perché la sua temperatura di cristallizzazione vale 0 ºC [= se la pressione vale 1 atmosfera]. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

CALORE LATENTE Temperatura [= calore assorbito dalla fusione o ceduto durante la cristallizzazione] o s u F o d o i l t fusione o S alda c s i r Quantità di calore fornita al sistema PACE di FUSIONE di CRISTALLIZZAZIONE o t a d l a c s ri Durante questo intervallo la temperatura del sistema non cambia (anche se si continua a fornire calore) Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

RISPOSTA del MAGMA al SOVRARAFFREDDAMENTO Visto che ad ogni azione corrisponde una reazione uguale ma di segno opposto, quando un magma perde calore cerca di contrastare questo evento formando cristalli che ridanno all’insieme il cosiddetto calore latente di solidificazione [= identico a quello latente di fusione]. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Per formare cristalli, tutti gli elementi necessari alla crescita dei nuclei in via di sviluppo debbono potersi spostare facilmente. E’ abbastanza intuitivo, che questi spostamenti sono facilitati se la viscosità del fuso resta bassa il che equivale a dire che anche il sovraraffreddamento deve rimanere basso. Quando quest’ultimo aumenta, cioè quando la temperatura si abbassa troppo velocemente, viene compromessa la velocità di crescita ma non la formazione di germi cristallini il cui numero, per unità di volume, aumenta proprio per la necessità di supplire alle maggiori perdite energetiche. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Una tale rincorsa tra numero di germi che si formano e calore sottratto non può protrarsi oltre certi valori del sovraraffreddamento perché il fuso, da un certo punto in poi, non riesce a formare germi cristallini per la paralisi degli spostamenti degli elementi derivata da valori troppo bassi della temperatura imposta al liquido. Superata questa soglia il fuso perde ogni capacità di cristallizzare e si trasforma in una massa meccanicamente solida ma amorfa cioè vetrosa PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Nella prossima lezione vedremo come rispondono i sistemi magmatici al sovraraffreddamento in termini di tessiture e strutture delle rocce Questa è la parte più importante della Petrografia. PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

Credits Alcune delle immagini e degli schemi di questa presentazione sono state presi da: Plummer, Mc. Geary and Carlson, Physical Geology Press and Siever, Understanding Earth Blatt and Tracy, Petrology Alcune figure e schemi da: L. Morbidelli - Le rocce ed i loro costituenti J. Winter - Lezioni per il corso di Igneous Petrology P. Tomascak - Lezioni di Geologia PACE Corso di Petrografia con elementi di Mineralogia (M. Lustrino) A. A. 2004/2005

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