Le rocce magmatiche vengono prodotte da un materiale naturale, parzialmente fuso, ad alta temperatura (HT) e dotato di grande mobilità: il magma.

L’origine delle rocce magmatiche

La formazione dei magmi

Il passaggio dallo stato solido allo stato fuso di una roccia è fondamentalmente governato dai fattori che influiscono sul punto di fusione dei minerali costituenti che sono:

  • temperatura (T)
  • pressione (P)
  • presenza di acqua (H2O) ed altri componenti volatili.

Nell’astenosfera il processo di fusione parziale avviene innanzitutto a causa dei moti convettivi (ACM) che si creano per differenza di T fra le zone più profonde e le zone più superficiali. I ACM tendono a portare verso l’alto materiali della litosfera che normalmente sono solidi a causa dell’elevata P ma quando vengono spinti verso l’alto, ad una Z inferiore, la diminuzione della P li fa liquefare.
Si formano quindi masse rocciose semifuse (diapiri) che risalgono per differenza di densità (Δρ) verso l’alto, intrudendosi verticalmente e verso l’alto lungo zone di debolezza strutturale nelle rocce soprastanti. Questa Δρ che causa una sorta di galleggiamento della massa è il fenomeno noto come diapirismo.
A mano a mano che un diapiro sale, la P esterna diminuisce con la conseguenza che una maggior quantità di materiale fonde. La risalita dei diapiri contribuisce alla formazione di serbatoi magmatici relativamente poco profondi o di condotti di alimentazione che costituiscono la fonte diretta dell’attività vulcanica che produce le rocce magmatiche effusive ed i depositi piroclastici.
Se il magma in risalita non riesce a raggiungere la superficie comincia a cristallizzare lentamente dando origine alle rocce intrusive.
In ogni caso si verificano estesi «rimescolamenti» di materiali allo stato solido. A questi rimescolamenti si aggiungono migrazioni di fluidi, probabilmente in discesa dalla superficie, dove sono abbondanti.
Tali movimenti a grande scala provocherebbero saltuariamente il passaggio allo stato fuso di porzioni più o meno ampie dei materiali coinvolti.
ll processo di fusione in sostanza avviene assai più spesso per diminuzione di P e/o apporto di fluidi che abbassano la T di fusione dei minerali che per aumento della T .

Composizione dei magmi e ambienti di formazione

Se la fusione avviene ad una Z > 35 km, cioè nel mantello,  essa porta alla formazione di un magma primario con un contenuto in silice basso e bassa viscosità (η)
Se la fusione avviene invece alla Z qualche decina di km, ossia all’interno della crosta continentale, essa porta alla formazione di magma anatettico con alto contenuto in silice e alta η.
In queste zone la T raggiunge valori abbastanza elevati (T = 600 ÷ 700 °C) da provocare, almeno in certe condizioni, la fusione dei minerali sialici, ampiamente presenti in questo tipo di crosta. Se la fusione non è completa e il miscuglio fluido-solido si raffredda, la parte fluida torna a cristallizzarsi e si formano tipiche rocce (migmatiti)
Se, invece, prosegue la fusione per aumento della T, si completa il processo di anatessi e si forma un nuovo magma.
I magmi anatettici hanno elevata η, poiché sono costituiti da una porzione fusa che avvolge e permea molti residui ancora solidi, costituiti da minerali a più alto punto di fusione. Essi si muovono perciò con notevole difficoltà, non risalgono molto entro la crosta e tendono a cristallizzarsi in profondità.
Qualunque tipo di roccia, sedimentaria o ignea, trasportata abbastanza in profondità dalla P e dai movimenti entro la crosta, finisce per subire in qualche grado tale processo di fusione e i suoi elementi vengono «riciclati» come magma anatettico.
A parità di altre condizioni (T, P), i magmi acidi sono molto più viscosi di quelli basici.
In definitiva, mentre i magmi basici, che nelle eruzioni danno origine ai basalti, risalgono fino in superficie da zone molto profonde e sono una specie di «distillato» del mantello, i magmi acidi, che danno origine a rocce simili ai graniti e alle granodioriti (o alle corrispondenti rocce effusive: rioliti e andesiti) rappresentano una rielaborazione locale delle rocce della crosta continentale.
In realtà questo schema dell’origine dei due tipi fondamentali di magmi si complica nell’evoluzione dei fusi verso la cristallizzazione. Un magma basico, per esempio, può risalire direttamente dal mantello attraverso fessure profonde fino a espandersi come lava sul fondo degli oceani o nel cuore di un continente, dando origine ai basalti. Può anche accadere però che una massa limitata dello stesso magma basico risalga per tappe successive; in questo caso il fuso comincia a frazionarsi, cioè cambia composizione nel tempo e dà origine a magmi diversi. Attraverso questi meccanismi di differenziazione, da un magma in origine basico si può ottenere\ una roccia a composizione dioritica o addirittura granitica, cioè neutra o acida.
Risulta, quindi, fondamentale il processo di anatessi, anche perché i magmi anatettici possono presentare in realtà una gamma sfumata di composizioni, come si osserva nelle rocce cui danno origine. Questo dipende soprattutto dalla grande eterogeneità della crosta continentale dalla cui fusione si originano i magmi, e dalla T a cui è avvenuta la fusione; più alta è la T, più ricco diventa il magma in componenti femici, più refrattari alla fusione.

I prodotti magmatici

In definitiva, le variazioni nella composizione chimica dei magmi si possono ricondurre a fusione di rocce originarie di vario tipo.

  • La fusione parziale di rocce presenti nella parte superiore del mantello produrrebbe magmi basici, in grado di dare origine a magmi a basso contenuto di silicei basalti.
  • La fusione di rocce sedimentarie, ignee o metamorfiche della crosta continentale produrrebbe magmi acidi, in grado di dare origine a rocce di tipo granitico.

In ogni caso, i processi di differenziazione che si arrestano a stadi diversi, il mescolamento tra magmi differenti, o anche la «contaminazione» tra magmi del mantello in risalita e materiale della crosta, possono portare a rocce di composizione intermedia.

I processi di differenziazione magmatica 

I magmi, nella loro risalita, sono sottoposti essenzialmente a tre tipi di processi:

  • cristallizzazione frazionata
  • contaminazione
  • immiscibilità
Cristallizzazione frazionata

I cristalli vengono rimossi dal liquido progressivamente in tre modi principali:

  • cristallizzazione d’equilibrio
  • frazionamento di Rayleigh
  • cristallizzazione in situ

Cristallizzazione d’equilibrio

I cristalli che si separano dal fuso sono in equilibrio chimico con il fuso, pertanto reagiscono continuamente con il fuso cambiando composizione in risposta alla variazione di composizione del fuso.

Frazionamento di Rayleigh

I cristalli vengono rimossi dal liquido per gravità. I cristalli vengono sottratti al processo e si depositano sul fondo della camera magmatica.

Cristallizzazione in situ

Il fuso viene rimosso dal miscuglio di cristalli che si accrescono lungo le pareti della camera magmatica. Questa zona in solidificazione si muove verso il centro della camera magmatica. I minerali reagiranno parzialmente con il liquido magmatico residuale

Contaminazione

Il fuso può assimilare fondendo (o per diffusione) il materiale che costituisce le pareti della camera magmatica o del condotto ed in questo modo cambia composizione risultando “contaminato” dagli elementi incorporati.

Immiscibilità

Si ha quando vengono a contatto due liquidi a diversa composizione e densità (es. fuso carbonatico con fuso silicatico)

Il sistema magma

Il magma costituisce un sistema chimico-fisico complesso, eterogeneo costituito da 3 fasi in cui prevale una fase liquida:

  1. fase liquida (a composizione prevalentemente silicatica)
  2. fase gassosa (componenti H2O,CO, H2, HCl, HF, H2S, SO3, SO2, CH4)
  3. fase solida (costituita da fasi solide di minerali e brandelli di rocce)

Fase liquida

I costruttori di struttura

I liquidi silicatici dei magmi presentano una struttura interna organizzata, costituita da anioni O2- organizzati in strutture tetraedriche ([SiO4]4- essenzialmente di silicio (Si) che collegandosi fra loro originano polimeri più o meno complessi (polimerizzazione).
Il Si può essere sostituito da ioni come: Al3+, B3+, P5+. caratterizzati da elevata forza di campo. Il silicio e questi ioni vengono chiamati costruttori di struttura.
Al2O3 svolge un complesso ruolo strutturale sostituendo il silicio in coordinazione tetraedrica: [Al2SiO6]-2
Se invece si trova in coordinazione ottaedrica Al-O6 assume il ruolo di modificatore di struttura [AlSi3O8]
Maggiore è la concentrazione di questi costruttori di struttura nel fuso e maggiore sarà il grado di polimerizzazione (DP) del liquido.
Se questa fase contiene cationi metallici come K+, Na+, Ca2+, Mg2+, o anche anioni come OH, questi tenderanno a legarsi con l’O interrompendo la catena e riducendo così la polimerizzazione. Questi cationi sono detti quindi modificatori di struttura.
A parità di composizione, il DP dei magmi, sarà soggetto a cambiamenti nel tempo, in funzione di:

  • separazione da esso di fasi cristalline
  • variazioni di P legate alla risalita verso la superficie

Il DP è direttamente proporzionale alla η ed inversamente proporzionale alla ρ.
Il contenuto in silice è un indice del DP. Maggiore è il contenuto in silice maggiore sarà la η e minore sarà la ρ di un magma.
Il contenuto in silice è un indice del DP. Maggiore è il contenuto in silice maggiore sarà la η e minore sarà la ρ di un magma.

Fase gassosa

È costituita dall’associazione di varie specie volatili costituite da elementi costituenti come H, O, C, S, N e gas rari che danno origine a diverse fasi gassose, la cui natura e quantità dipende dalle condizioni di P e T.
L’acqua (H2Ovap) è la fase gassosa predominante nei magmi silicatici e viene usata come modello per descrivere i meccanismi di dissoluzione dei volatili e il loro effetto sui caratteri chimico-fisici dei magmi.
Le molecole di acqua si dissociano e vanno a modificare la struttura del fuso, interrompendo i legami Si – O – Si e andando a sostituire ioni monovalenti  (modello di idrolisi)
Pertanto H2O è come anche, HF, HCl e H2S, un modificatore di struttura.
La solubilità dei componenti volatili aumenta con la P e dipende dalla composizione del fuso. Quando il magma risale e di conseguenza diminuisce la P, diminuisce la solubilità dei gas. I gas così cominciano a liberarsi dal magma in modo diverso a seconda della η. Se la η è bassa la fase gassosa si libera più facilmente dal magma come nell’attività fumarolica) se invece la η è elevata, il gas non si può liberare facilmente e si verificano fenomeni vulcanici esplosivi (attività esplosiva).

Fase solida

Possono essere presenti: cristalli, xenoliti, aggregati cristallini cumulitici o porzioni restitiche delle rocce

Cristalli

Si formano da un magma completamente allo stato fuso, quando questo raggiunge  temperature al di sotto della curva del liquidus per sistemi compositivi che lo formano

Xenoliti
Sono frammenti cristallini o litici che rappresentano porzioni strappate dalle rocce incassanti durante la risalita del magma

Aggregati cumulitici

Sono cristalli formatisi nei primi stadi nella  parti più profonde della camera magmatica

Porzioni restitiche delle rocce

Porzioni di rocce non ancora liquefatte, preesistenti alla fusione parziale che ha generato il magma

Caratteristiche di un magma

La ρ e η di un magma ne determinano la fluidità e la mobilità.
La densità dipende dalla composizione chimica e dalle condizioni di T e P. La η dipende dalla composizione chimica, in particolare dal contenuto in silice (SiO2).
Un magma contenente acqua può rimanere fuso a temperature inferiori, mantenere una velocità di risalita maggiore grazie alla minore viscosità, rispetto a un magma privo di acqua, e avvicinarsi molto di più alla superficie terrestre prima di solidificare ed ha quindi maggior iprobabilità di raggiungere la superficie.
I magmi vengono formati a partire dalla fusione parziale di roccia solida che può avvenire sia nella litosfera (nella crosta o nel LID) sia nella parte superiore dell’astenosfera alla base del LID.

 

LEAVE A REPLY

Please enter your comment!
Please enter your name here