Ambienti PETROGENETICI Eventi CICLICI nella petrogenesi Oggi cominciamo a discutere un po’ più in dettaglio delle ROCCE Ambienti PETROGENETICI Eventi CICLICI nella petrogenesi

Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Questo è un minerale molto comune nella crosta terrestre (Quarzo) Secondo la definizione di roccia, questo a destra può essere considerato anche un esempio di roccia? NO!

Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Un tipo o più tipi di Una roccia può essere formata da diversi tipi di minerali (es. granito, basalto, eclogite, argilla): Roccia Polimineralica Una roccia formata da un solo tipo di minerale (es. travertino, dunite, marmo, dolomia) è detta: Roccia Monomineralica

Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Tipico esempio di roccia polimineralica Granito = roccia ignea intrusiva generalmente composta da: Feldspati Quarzo Biotite

Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Tipico esempio di roccia polimineralica Che sia chiaro: QUESTA NON E’ LA DEFINIZIONE SCIENTIFICAMENTE CORRETTA DI GRANITO

Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Tipico esempio di roccia monomineralica Travertino = roccia sedimentaria carbonatica composta essenzialmente da: Calcite

Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Quarzo Feldspati Biotite Un’unione di questi minerali con un collante non porterà alla formazione di una roccia (es. granito). Perché?

Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi Definizione di ROCCIA Aggregato naturale di uno o più minerali o mineraloidi A febbraio 2016 l’IMA ha certificato l’esistenza di 5090 minerali. Di questi, per classificare la stragrande maggioranza delle rocce, basta conoscerne solo una decina. ATTENZIONE: Chiedo ed esigo che impariate a memoria la formula chimica dei minerali più importanti che costituiscono le rocce (sforzo minimo).

Feldspati (gruppo dei plagioclasi e feldspati alcalini) Quali sono i minerali che dovreste conoscere bene/benissimo? Quarzo Feldspati (gruppo dei plagioclasi e feldspati alcalini) Feldspatoidi (nefelina e leucite, soprattutto) Pirosseni (orto- e clino-, di Mg, Fe, Ca, Al, Na, Ti) Olivine (di Mg e Fe) Ossidi (Serie degli spinelli e delle fasi romboedriche) Carbonati (calcite e dolomite) Miche (tri- e di-ottaedriche) Anfiboli (calcici, sodici, calco-sodici, di Fe e Mg) Granati (gruppo PirAlSpite e UGrAndite)

Feldspati Feldspati Alcalini Plagioclasi NaAlSi3O8 CaAl2Si2O8 KAlSi3O8 Albite Oligoclasio Andesina Labradorite Bytownite Anortoclasio Anortite Sanidino NaAlSi3O8 CaAl2Si2O8 KAlSi3O8 Feldspati Alcalini Plagioclasi

In realtà, la nefelina contiene sempre anche del K Feldspatoidi (o Foidi) Sono i cugini dei feldspati. Stesso tipo di struttura, stesso tipo di cationi ed anidri (almeno quelli più importanti e comuni). KAlSi3O8 NaAlSi3O8 Ortoclasio Albite Sottraete una molecola di SiO2: Sottraete due molecole di SiO2: KAlSi2O6 NaAlSiO4 Leucite Nefelina In realtà, la nefelina contiene sempre anche del K Sottraete un’altra molecola di SiO2: La nefelina è il foide più comune, seguito da leucite ed altri (es. sodalite, hauyna, noseana, cancrinite, etc.) KAlSiO4 Kalsilite

Feldspatoidi (o Foidi) Sono i cugini dei feldspati. Stesso tipo di struttura, stesso tipo di cationi ed anidri (almeno quelli più importanti e comuni). KAlSi3O8 NaAlSi3O8 Ortoclasio Albite Sottraete una molecola di SiO2: Sottraete due molecole di SiO2: KAlSi2O6 NaAlSiO4 Leucite Nefelina Sottraete un’altra molecola di SiO2: In termini di quantitativi di molecole di SiO2, l’equivalente potassico della nefelina non è la leucite ma la kalsilite KAlSiO4 Kalsilite

anfibolo di Ca ricco in Al = Ca2(Mg3Al2)(Si6Al2)O22(OH)2 Clinopirosseni Jadeite NaAlSi2O6 Diopside-Hedembergite Ca(Mg,Fe2+)Si2O6 Egirina-augite Omfacite Augite Fassaite Egirina (o Acmite) NaFe3+Si2O6 Cpx di Na La Kushiroite è stata scoperta solo nel 2009. Quasi sempre al suo posto si usa il termine “Molecola Ca-Tschermakitica”. Ca/(Ca+Na) 0,8 0,2 Cpx di Na-Ca Tschermakite = anfibolo di Ca ricco in Al = Ca2(Mg3Al2)(Si6Al2)O22(OH)2 Kushiroite CaAl2SiO6 Cpx di Ca Al2 (Mg,Fe)+Si

L’augite è un classico clinopirosseno con un po’ di tutto Clinopirosseni I pirosseni di Ca sono di gran lunga i più abbondanti. I pirosseni di Ca e Na sono abbondanti nelle rocce ignee alcaline. Jadeite NaAlSi2O6 Diopside-Hedembergite Ca(Mg,Fe2+)Si2O6 Egirina-augite Omfacite Augite Fassaite Egirina (o Acmite) NaFe3+Si2O6 Kushiroite CaAl2SiO6 Ca/(Ca+Na) 0,8 0,2 I pirosseni di Na sono abbondanti nelle rocce peralcaline e nelle rocce metamorfiche. L’augite è un classico clinopirosseno con un po’ di tutto

Clinopirosseni Cpx di Ca Cpx di Ca-Na Cpx di Na Omfacite Egirina-Augite Jadeite Egirina Quad 80 20 NaAlSi2O6 NaFe3+Si2O6 Q (Wo, En, Fs) Cpx di Ca Cpx di Ca-Na Cpx di Na

Clinopirosseni Vecchia classificazione dei cpx di Ca:

Clinopirosseni Nuova classificazione dei cpx di Ca: Pigeonite (Clino)enstatite (Clino)ferrosilite Augite Diopside Hedembergite 20 45 50 5 MgSiO3 Enstatite FeSiO3 Ferrosilite CaSiO3 Wollastonite

Clinopirosseni Ortopirosseni In conclusione: Classificazione degli opx: 5 Pigeonite (Clino)enstatite (Clino)ferrosilite Augite Diopside Hedembergite 20 45 50 5 MgSiO3 Enstatite FeSiO3 Ferrosilite CaSiO3 Wollastonite In conclusione: Gli Opx sono SEMPRE senza Ca I Cpx sono SPESSO con Ca Gli Opx sono ufficialmente rombici I Cpx sono monoclini (Clino)enstatite (Clino)ferrosilite

(come soluzioni solide) Olivine 50 Mg2SiO4 Larnite Fe2SiO4 CaMgSiO4 CaFeSiO4 Ca2SiO4 Forsterite Fayalite Monticellite Kirschsteinite Ufficialmente la Larnite non è un’olivina, così come la Wollastonite non è un pirosseno Questo schema ricorda molto quello dei pirosseni di Ca-Mg-Fe rarissima molto rare molto comuni (come soluzioni solide)

Ossidi di Fe-Ti Serie degli spinelli Serie delle fasi romboedriche Ss = Soluzione Solida Serie degli spinelli Serie delle fasi romboedriche Pseudobrookitiss Provate a calcolare le modalità di sostituzione tra Fe e Ti nelle due serie Fasi Romboedrichess Spinelliss

Ossidi di Fe-Ti Ss = Soluzione Solida Fasi Romboedrichess Spinelliss Pseudobrookitiss Fasi Romboedrichess Spinelliss

Ossidi di Fe-Ti Spinelli di Fe-Ti Magnetite: FeO + Fe2O3 = Fe3O4 Ulvospinello: 2FeO + TiO2 = Fe2TiO4 Ematite: Fe2O3 Fasi romboedriche Ilmenite: FeO + TiO2 = FeTiO3 Nelle rocce ignee e metamorfiche possono essere presenti entrambe i tipi di ossidi di Fe e Ti. Minerali difficilmente distinguibili al microscopio polarizzatore (sono opachi).

Spinelli di Fe-Mg-Cr-Al (Mg2+)IV(Cr3+,Fe3+,Al3+)VI2O4 (Fe2+)IV(Cr3+,Fe3+,Al3+)VI2O4 (Fe) cromite (FeCr2O4) Magnesio-cromite (MgCr2O4) Spinelli di Cr Ercinite (FeAl2O4) Spinelli di Al Magnetite (FeFe2O4) (Fe3O4) Spinelli di Fe Spinello (Nobile) (MgAl2O4) Magnesio-ferrite (MgFe2O4)

Miche Miche di-ottaedriche: Due ioni trivalenti (es. Al2) per saturare il sito ottaedrico Miche tri-ottaedriche: Tre ioni bivalenti (es. Mg3, Fe3) per saturare il sito ottaedrico Muscovite (Sericite) KAl2Si3AlO10(OH)2 Paragonite NaAl2Si3AlO10(OH)2 Margarite CaAl2Si2Al2O10(OH)2 Diottaedriche Solo in R. Metamorfiche Un mix di queste due miche (con Mg e Fe) e variabile Al è definita Biotite Triottaedriche Flogopite KMg3Si3AlO10(OH)2 Annite KFe3Si3AlO10(OH)2

Miche KMg2Al[Al2Si2O10](OH)2 Eastonite Esistono anche miche in parte di- e tri-ottaedriche. Scrivete la formula di un mix tra muscovite e flogopite: KMg2Al[Al2Si2O10](OH)2 Eastonite Muscovite (Sericite) KAl2Si3AlO10(OH)2 Paragonite NaAl2Si3AlO10(OH)2 Margarite CaAl2Si2Al2O10(OH)2 Diottaedriche Solo in R. Metamorfiche Un mix di queste due miche (con Mg e Fe) e variabile Al è definita Biotite Triottaedriche Flogopite KMg3Si3AlO10(OH)2 Annite KFe3Si3AlO10(OH)2

Miche KFe2Al[Al2Si2O10](OH)2 Siderofillite Esistono anche miche in parte di- e tri-ottaedriche. Scrivete la formula di un mix tra muscovite e annite: KFe2Al[Al2Si2O10](OH)2 Siderofillite Muscovite (Sericite) KAl2Si3AlO10(OH)2 Paragonite NaAl2Si3AlO10(OH)2 Margarite CaAl2Si2Al2O10(OH)2 Diottaedriche Solo in R. Metamorfiche Un mix di queste due miche (con Mg e Fe) e variabile Al è definita Biotite Triottaedriche Flogopite KMg3Si3AlO10(OH)2 Annite KFe3Si3AlO10(OH)2

Miche Mg Al Fe Flogopite Annite Eastonite Siderofillite La mica che chiamiamo “biotite” in realtà non ha una composizione ben definita, quindi non è apprezzata dai mineralogisti Biotite

Anfiboli Formula generale: AB2C5T8O22W2 A = [], Na, K, Ca, Pb, Li B = Na, Ca, Mn2+, Fe2+, Mg, Li C = Mg, Fe2+, Mn2+, Al, Fe3+, Mn3+, Ti4+, Li T = Si, Al, Ti4+, Be W = (OH), F, Cl, O2– [] = vacanza (questo sito può essere non riempito) La classificazione si basa sull’occupazione del sito [B].

Anfiboli Esistono 4 gruppi principali: AB2C5T8O22W2 Mg-Fe-Mn Ca Ca-Na []Mg2Mg5Si8O22(OH)2 Antofillite/Cummingtonite []Mg2(Mg3Al2)(Si6Al2)O22(OH)2 Gedrite Ca []Ca2Mg5Si8O22(OH)2 []Ca2(Mg3Al2)(Si6Al2)O22(OH)2 Tremolite (Actinolite con Fe) Tschermakite NaCa2Mg5(Si7Al)O22(OH)2 Edenite NaCa2(Mg4Al)(Si6Al2)O22(OH)2 Pargasite []Ca2(Mg4Fe3+)(Si7Al)O22(OH)2 Orneblenda NaCa2(Fe2+4Fe3+)(Si6Al2)O22(OH)2 Hastingsite Ca-Na Na(Na,Ca)Mg5Si8O22(OH)2 Richterite Na(Na,Ca)(Mg4Al)(Si7Al)O22(OH)2 Katoforite Na []Na2(Mg3,Al2)Si8O22(OH)2 Glaucofane []Na2(Fe2+3,Fe3+2)Si8O22(OH)2 Riebeckite NaNa2(Fe2+4,Fe3+)Si8O22(OH)2 Arfvedsonite

Classificazione basata sull’occupazione del sito [B] degli anfiboli. AB2C5T8O22W2 Esistono 4 gruppi principali: Anfiboli di Na-Ca-Mg-Fe-Mn-Li Anfiboli di Ca Anfiboli di Na-Ca Anfiboli di Na Mg-Fe-Mn-Li Na2 Ca2 (Mg,Fe,Mn,Li)2 Classificazione basata sull’occupazione del sito [B] degli anfiboli. Hawthorne F.C., Oberti R., 2006. On the classification of amphiboles. Can. Mineral., 44, 1–21.

Granati R2+3R3+2[SiO4]3 Granati di Al: Granati di Ca: [SiO4]3 Al in posizione ottaedrica Pir Piropo Mg3Al2Si3O12 Gruppo PirAlSpite Al Almandino Fe3Al2Si3O12 Sp Spessartina Mn3Al2Si3O12 Ricordate la formula della Majorite? Granati di Ca: Mg4Si4O12 MgSiO3 U Uvarovite Ca3Cr2Si3O12 Gruppo UGrAndite Gr Grossularia Ca3Al2Si3O12 Andradite And Ca3Fe2Si3O12

Ma quali caratteristiche ha un minerale? Solido naturale caratterizzato da un elevato ordinamento a scala atomica ed una definita (ma non fissa) composizione chimica. Si forma generalmente per processi inorganici. Dovreste già saperlo ma è meglio rinfrescare la memoria:

Definiamo meglio… - Solido – esclude i gas e i liquidi. - Naturale – le versioni sintetiche delle sostanze naturali (es. diamanti artificiali) non sono considerate minerali. - Elevato ordinamento a scala atomica – reticolo strutturale interno di atomi (o ioni) disposti secondo un modello geometrico regolare. - Definita composizione chimica – la sua composizione può essere espressa da una specifica formula chimica. - Formato generalmente per processi inorganici – il “generalmente” permette di includere anche i composti di origine organica che comunque soddisfano tutte le caratteristiche richieste a un minerale (es. gusci di organismi).

Quando/Perchè si formano i minerali? Cristallizzazione da un magma per raffreddamento Precipitazione da soluzioni a basse temperature Ricristallizzazione (allo stato solido) Una caratteristica essenziale dei minerali è la loro struttura cristallina. Il vetro vìola la definizione di minerale perchè: non ha nè struttura cristallina nè specifiche composizioni chimiche. Il termine “Cristallo” non indica qualcosa di grande o necessariamente bello esteticamente.

Quando/Perchè si formano i minerali? Esempio di un bicchiere realizzato in CRISTALLO DI BOEMIA Domanda: Ma è veramente un cristallo?

Quando/Perchè si formano i minerali? Genesi dei minerali Un minerale si forma per: - cristallizzazione da una fase gassosa, liquida o solida; - reazione di più fasi solide; - reazione di un solido con un liquido; - reazione di un solido con un una fase gassosa.

Quando/Perchè si formano i minerali? Genesi dei minerali Derivazione da: - Fase gassosa  genesi pneumatolitica. - Fase liquida  genesi magmatica, idrotermale, sedimentaria. - Fase solida  genesi metamorfica.

Definizione di roccia. Considerazioni 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 naturale di più minerali (quindi roccia) Arenaria: aggregato naturale di più minerali (quindi roccia) Nei termini comuni però in genere ci si riferisce alla materia coerente (dura) quando si parla di rocce.

Definizione di roccia. Considerazioni 2) Ci sono rocce composte quasi interamente da vetro (ossidiane). Ma allora non sono rocce! (aggregato di più minerali). Invece no. Anche le ossidiane sono considerate rocce. Per questo motivo si parla anche di mineraloidi. = sostanza amorfa inorganica senza struttura cristallina.

Definizione di roccia. Considerazioni 3) Ci sono rocce composte anche da materiale organico (carboni oppure rocce sedimentarie con fossili). Ma allora non sono rocce! (minerale = sostanza non organica). Invece no. Anche sostanze formate in seguito a processi organici possono formare una roccia. Anche per questo motivo si parla anche di mineraloidi.

Silicati che costituiscono le rocce Più del 95% della crosta è composta da silicati. I più diffusi sono: Quarzo (tectosilicato) Feldspati (tectosilicati) mica (e min. argillosi) (fillosilicati) Anfiboli (inosilicati a catena doppia) Pirosseni (inosilicati a catena singola) Olivine (nesosilicati) Granati (nesosilicati) Tra i non-silicati, i minerali più abbondanti sulla superficie terrestre sono i carbonati e gli ossidi di Fe e Ti.

I processi petrogenetici Le rocce si formano attraverso processi definiti petrogenetici che, nella maggior parte dei casi, si verificano nella litosfera. I parametri che controllano tali processi sono: - Temperatura (T) - Pressione (P) - Composizione chimica (X)

- Magmatico (o igneo) - Sedimentario - Metamorfico I processi petrogenetici vengono tipicamente 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, duniti, charnokiti, etc.).

Il processo magmatico magmi Comprende la formazione di tutte le rocce la cui genesi è correlata al raffreddamento in superficie o nei più superficiali 30-40 km di masse fuse definite magmi Questi possono provenire dal sottostante mantello o formarsi direttamente nella crosta per fenomeni di anatessi crostale.

Il processo sedimentario Implica la formazione di rocce in ambienti in prossimità della superficie del pianeta, fondali marini compresi. Tipicamente i sedimenti si formano per degradazione, eventuale trasporto e successiva sedimentazione di rocce sia magmatiche che metamorfiche o già sedimentarie. In alcuni casi si possono formare per accumulo di materiale organogeno o materiale di precipitazione chimica.

Il processo metamorfico Trasforma rocce preesistenti in altre che posseggono connotati da parzialmente a totalmente diversi da quelli originari. Avviene sotto l’effetto di variazioni termiche e bariche (di pressione). Le trasformazioni si realizzano nella crosta continentale senza formazione di fusi. Questo vuol dire che è un processo che avviene sostanzialmente allo stato solido.

Il processo metamorfico In alcuni casi le rocce metamorfiche possono avere un’origine molto simile a quella delle rocce ignee, ossia in seguito a raffreddamento di masse fuse. Questo avviene quando magmi cristallizzano ad elevate profondità (>30-40 km). In queste condizioni (elevata P) un fuso basaltico cristallizzando formerà un’eclogite (r. metamorfica) non un basalto (r. ignea).

Il ciclo delle rocce Rocce Ignee Risalita Alterazione ed erosione Deposizione negli oceani e sui continenti Sedimenti Seppellimento e litificazione Calore e Pressione Rocce Metamorfiche Fusione MAGMA Aumento di temperatura e pressione Raffreddamento Rocce Sedimentarie Il ciclo delle rocce

Ambienti P-T Limite VARIABILE

Minerali caratteristici R. IGNEE R. SEDIMENTARIE R. METAMORFICHE feldspati, pirosseni, quarzo, olivine, miche, ossidi di Fe-Ti, anfiboli, feldspatoidi, etc. quarzo, carbonati (specialmente calcite e dolomite), minerali argillosi, solfati, selce (quarzo microcristallino), halite, etc. quarzo, miche, anfiboli, andalusite, cordierite, epidoti, feldspati, granati, grafite, cianite, sillimanite, staurolite, tremolite-actinolite, wollastonite, etc.

ABBONDANZE RELATIVE DELLE ROCCE SULLA SUPERFICIE TERRESTRE - La superficie terrestre è coperta per circa il 63% da rocce sedimentarie. La restante parte è costituita da rocce ignee e rocce metamorfiche. - La crosta è lo strato più esterno della Terra (al di sopra della discontinuità di Mohorovicic). - La crosta rappresenta circa lo 0,5% del volume della Terra. Tuttavia questa è l’unica parte della terra che è direttamente esposta per lo studio petrografico.

Hartmann e Moosdorf (2012) G3, 13, 12, doi doi:10.1029/2012GC004370 13% 13,6% 63,3% Hartmann e Moosdorf (2012) G3, 13, 12, doi doi:10.1029/2012GC004370

Hartmann e Moosdorf (2012) G3, 13, 12, doi doi:10.1029/2012GC004370

I MAGMI - DEFINIZIONE - CARATTERI CHIMICI e FISICI

DEFINIZIONE I magmi sono materiali naturali allo stato fuso che possono contenere una quantità variabile di componenti volatili e cristalli. Per oltre il 99,99% in volume, i fusi sono a composizione silicatica e raggiungono temperature massime di circa 1200 ºC. Solo in rarissimi casi i magmi sono composti in prevalenza da carbonati e raggiungono temperature massime molto più basse (intorno a 600-800 °C).

Il magma può anche non raggiungere mai la superficie. Quando il magma raggiunge la superficie terrestre si verifica un’eruzione vulcanica. Tipica colata mediamente viscosa di un magma silicatico. Monte Etna Il magma perde gran parte dei volatili e si trasforma in lava (se l’eruzione è effusiva) o piroclastite (se l’eruzione è esplosiva). Il magma può anche non raggiungere mai la superficie.

OLDOINYO LENGAI L’unico vulcano al mondo con lave a composizione carbonatitica, non silicatica (ultima eruzione 2010)

OLDOINYO LENGAI La lava più recente ha un colore grigio scuro, mentre quella più vecchia (di qualche settimana) assume un colore biancastro.

Velocità di risalita dei magmi? ~100 km/h ~0,02-4 km/h Zero il magma non raggiunge la superficie Solo il 10-20% del magma raggiunge la superficie Ogni anno prodotti ~70-90*109 Ton di magma (~25-35 km3)

Velocità di risalita dei magmi? Il carico di un TIR è ~100 m3 Il magma prodotto ogni anno sulla Terra riempirebbe 250-350 milioni di TIR… …In fila farebbero 100 volte il giro dell’Equatore… Ogni anno prodotti ~70-90*109 Ton di magma (~25-35 km3)

Natura dei magmi Ultrabasiche SiO2 <45% Nei magmi sono presenti pressoché tutti gli elementi esistenti nella Terra; alcuni di questi (anche legati in molecole) rappresentano la cosiddetta componente volatile, vale a dire i gas disciolti nella fase fusa. I magmi, dopo la solidificazione, daranno origine a rocce: Ultrabasiche SiO2 <45% Basiche 45% <SiO2 <52% Intermedie 52% <SiO2 <63% Acide SiO2 >63%

Non ho detto contenuto in Quarzo! Natura dei magmi Quindi ricordate: Il concetto di BASICITA’ di una roccia si basa sul suo contenuto in SiO2 ATTENZIONE: Non ho detto contenuto in Quarzo! La SiO2 di una roccia è data dalla somma della SiO2 (sìlice) presente nei vari silicati. Nell’analisi chimica di una roccia, gli elementi più abbondanti (Si, Ti, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K e P) vengono espressi in ossidi, quindi anche il Si viene espresso come SiO2.

La COMPONENTE VOLATILE dei magmi La componente volatile o, più semplicemente, i volatili, come mostrano le emanazioni vulcaniche, sono costituiti, per la massima parte (>95%), da Anak Krakatua (foto Robert e Barbara Decker) H2O, CO2 ,CO, SO2, H2S, H2, S, O Le abbondanze di questi gas sono spesso correlate al tipo di magma. L’ H2O e la CO2 sono di gran lunga i volatili più abbondanti disciolti nei magmi.

La COMPONENTE VOLATILE dei magmi I volatili esercitano un ruolo fondamentale nella generazione, evoluzione ed modalittà eruttiva dei magmi. In particolare l’H2O influsce su: Temperatura alla quale una roccia comincia a fondere; Temperatura alla quale un magma comincia a formare cristalli; Viscosità dei magmi; Tipi di minerali che si formano dai magmi; Tipo di eruzione magmatica (quindi pericolosità di un vulcano).

Come si sciolgono i volatili Ad elevate pressioni i volatili possono essere disciolti nella fase fusa dei magmi. Quando la pressione diminuisce (es. quando il magma si avvicina alla superficie), i volatili essolvono dal fuso (si liberano formando una fase separata). Qualcosa di simile avviene anche quando si stappano le bottiglie di birra.

Pressione e Gradiente Geobarico In un qualsiasi punto dell’interno della Terra il peso delle rocce soprastanti esercita una certa pressione. Questa viene definita Pressione Litostatica. Il suo valore ad una data profondità è uguale a: P(Pa) = rgZ Dove: r = densità (variabile da ~2500 a ~3500 kg/m3); (o g/cm3) g = accelerazione di gravità (~10 m/sec2); Z = spessore degli strati di rocce (m). 1 (Pa) = 1 N/m2

Pressione e Gradiente Geobarico Quale sarà la pressione alla base di una sequenza di rocce dello spessore di 1 km e una densità media di 3 ton/m3? 3 ton/m3 = 3000 kg/m3 P(Pa) = rgZ P (Pa) = 3.000* 10* 1.000 P (Pa) = 30.000.000 Pa 30 MPa = 0,03 GPa

Pressione e Gradiente Geobarico Quale sarà la pressione alla base di una sequenza di rocce dello spessore di 10 km e una densità media di 3 ton/m3? 3 ton/m3 = 3000 kg/m3 P(Pa) = rgZ P (Pa) = 3.000* 10* 10.000 P (Pa) = 300.000.000 300 MPa = 0,3 GPa

Pressione e Gradiente Geobarico Quale sarà la pressione alla base della crosta continentale (con uno spessore medio di 33 km ed una densità media di 3 ton/m3? 3 ton/m3 = 3000 kg/m3 P(Pa) = rgZ P (Pa) = 3.000* 10* 33.000 P (Pa) = 990.000.000 Pa 990 MPa = ~1 GPa

Pressione e Gradiente Geobarico Quale sarà la pressione alla base della crosta continentale (con uno spessore medio di 33 km ed una densità media di 3 ton/m3? 3 ton/m3 = 3000 kg/m3 P(Pa) = rgZ Anche se non corretto, tipicamente la pressione è espressa in bar (1 bar = 10 N/cm2) 1 bar = 105 Pa = 100.000 Pa 1 GPa = 10 kbar Alla base della crosta continentale la pressione litostatica raggiunge valori di circa 10 kbar.

% di H2O in un fuso riolitico H2O disciolta nel fuso H2O come fase separata dal fuso Da: De Vivo et al., 2005 (Episodes, 1, 19-24) % di H2O in un fuso riolitico Pressione (bar) 1000 bar = 1 kbar = 0,1 GPa (GigaPascal) = ~1000 atm = ~10.000 m di H2O = ~1000 kg/cm2 Siccome la densità media delle rocce (negli strati più esterni della Terra) è ~3 g/cm3 = 1 kbar = Pressione esercitata da un pacco di rocce di 3 km di spessore Alla diminuzione della pressione (quando un magma si avvicina alla superficie) si raggiunge un punto oltre il quale i volatili essolvono.

Tonnellate di CO2/giorno Etna Stromboli Solfatara Ischia Pantelleria Ustica Vulcano Colli Albani >44mila Ton/giorno! Da: Inguaggiato et al., 2012, G3, doi:10.1029/2011GC003920

Tonnellate di CO2/giorno Etna Stromboli Solfatara Ischia Pantelleria Ustica Vulcano Colli Albani >44mila Ton/giorno! L’etna contribuisce per circa il 10% alle emissioni naturali di CO2 naturali della Terra! In media le vetture di ultima generazione emettono 100 g CO2/km 44.000.000.000/100 = CO2 rilasciata dopo ~440 milioni di km. Ipotizzando che ogni auto percorra 30 km al giorno, la CO2 rilasciata dai vulcani italiani è uguale a 440.000.000/30 = CO2 rilasciata da circa 15 milioni di vetture (solo in Italia)

Tonnellate di CO2/giorno ...sapete trasformare le moli di CO2 in grammi (o, meglio, in tonnellate)? Da: Caracausi et al., 2015 (Earth Planet. Sci. Lett., 411, 268-280)

Quando un magma si avvicina alla superficie si raggiunge un punto oltre il quale i volatili essolvono. La solubilità dell’H2O nei fusi silicatici aumenta proporzionalmente alla pressione. Fuso basaltico (B), andesitico (A), albitico (Ab), e di una pegmatite granitica (P)

La concentrazione di H2O in un magma è quindi funzione di: % H2O in fuso riolitico % CO2 in fuso riolitico La concentrazione di H2O in un magma è quindi funzione di: 1. Pressione; 2. Composizione del magma; 3. Composizione dei minerali che si formano; 4. Temperatura 5. Presenza di un altro volatile Da: De Vivo et al., 2005 (Episodes, 1, 19-24)

ORGANIZZAZIONE INTERNA dei MAGMI STRUTTURA DEI FUSI SILICATICI

Silicio Ossigeno Ricordate che i silicati sono minerali costruiti dall’unione di unità tetraedriche [SiO4]4- che rappresentano i mattoni delle strutture. Perché [SiO4]4-? Si = 4+ O = 2- (quindi 4 ossigeni = 8-) Sommando (4+) con (8-) si ottiene una valenza del gruppo anionico = 4-

I magmi si formano dalla fusione dei silicati. Silicio Ossigeno Ricordate che i silicati sono minerali costruiti dall’unione di unità tetraedriche [SiO4]4- che rappresentano i mattoni delle strutture. Tali tetraedri formano catene nello spazio nel piano I magmi si formano dalla fusione dei silicati.

Modelli concettuali di struttura atomica di fusi silicatici confrontati con quello della silice cristallina.

Modelli concettuali di struttura atomica di fusi silicatici confrontati con quello della silice cristallina. Quindi un fuso silicatico (che è diverso da un fuso di silice) è organizzato, come i minerali, in una sequenza di strutture ordinate (es. tetraedri di silice) con altri ioni. A differenza dei minerali, nei fusi silicatici queste strutture ordinate non si ripetono regolarmente nello spazio.

SIGNIFICATO FISICO dei TETRAEDRI che formano CATENE In un fuso che possiede unità tetraedriche tra loro collegate dagli ossigeni ponte (si dice 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 la mobilità degli ioni al suo interno.

Conoscete il significato fisico della viscosità? La viscosità è una quantità che descrive la resistenza di un fluido allo scorrimento. In termini più generici esprime la resistenza di un materiale a cambiare forma. I solidi possono essere considerati come dei fluidi dotati di elevatissima viscosità. La viscosità delle rocce di mantello è circa 1023-1025 volte superiore a quella dell’H2O a P e T ambiente. La viscosità dei magmi è da 103 a 109 volte superiore a quella dell’H2O. L’unità di misura della viscosità è espressa dal simbolo  (eta) e si misura in poise.

Conoscete il significato fisico della viscosità? La viscosità è una quantità che descrive la resistenza di un fluido allo scorrimento. Aria Acetone Acqua Olio d’oliva Olio motore Burro d’arachidi Ketchup Vetro 0,02 0,3 1 80-90 100-500 5*104 2*105 1*1020 Valori medi di viscosità (in centipoise a 20 °C) Peridotite 1023-1025 F. basaltico 5*103 @1200 °C F. riolitico 1*109 F. carbonatitico 6-10 @900 °C @1200 °C

10 poise = 1 kg/(m*s) 1 Pa = 1 N/m2 = 1 kg/(m*s2) = 1 [(kg*m)/s2]/m2 1 poise = 0,1 kg/(m*s) (kg*m)/s2 10 poise = 1 kg/(m*s) 108 106 104 102 1 Viscosità (Pa*s) 800 1200 1600 Temperatura (°C) Riolite (>69% SiO2) dacite (~63-70% SiO2) andesite (57-63% SiO2) basalto (45-52% SiO2) komatiite (~40-50% SiO2) (20-30% MgO)

I VOLATILI riducono la viscosità dei magmi H2O (vapore) + O (fuso) = 2 OH- (fuso) questa è una reazione di idrolisi che spiega la dissoluzione dell’acqua nei fusi. Il gruppo ossidrile OH- ha una sola valenza negativa e non due come l’ossigeno ponte. Questo permette il distacco di due tetraedri adiacenti (effetto de-polimerizzante). Ossigeno ponte

Pressione anidra e idrata La presenza dei volatili disciolti in un magma favorisce la diminuzione della viscosità. Poiché i volatili sono rappresentati essenzialmente dall’H2O, la pressione che agisce sul sistema è comunemente definita pressione idrata o, più brevemente, PH2O. Bassa T Da: Dingwell, 2006 (Episodes, 2, 281-286) Alta T

Pressione anidra e idrata Se la pressione è esercitata in mancanza di volatili, si chiama pressione anidra (o pressione secca) e gli effetti sono 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 (N.C. = 4) diventa ottaedrica (N.C. = 6). Si O Ricordate cosa vuol dire numero di coordinazione?

Pressione anidra e idrata Per capire il significato del numero di coordinazione bisogna ricordare la prima regola di Pauling (che sintetizza le relazioni geometriche tra cationi e anioni in una struttura stabile, introducendo il concetto di raggio ionico): “Intorno a ciascun catione si forma un poliedro di coordinazione; la distanza tra il catione e l'anione è determinata dalla somma dei raggi, mentre il numero di coordinazione del catione è funzione del rapporto tra il raggio del catione e dell’anione .”

Cubica max impacchettamento Esagonale max impacchettamento Rapporto dei raggi N.C. Coordinazione Cubica Ottaedrica Tetragonale Triangolare Lineare <0,155 0,155-0,225 0,225-0,414 0,414-0,732 0,732-1,0 1,0 2 3 4 6 8 12

Pressione anidra e idrata L’insieme costituito da uno ione centrale (ione coordinante) e da quelli, di segno opposto, ad esso legati (ioni coordinati) prende il nome di poliedro di coordinazione. Unione tra ioni di segno opposto Il numero di ioni coordinati (cioè il numero di vertici del poliedro) prende il nome di numero di coordinazione (NC). Poliedro di coordinazione NC = 4

Pressione anidra e idrata - E’ stato stabilito che, in una struttura cristallina stabile, lo ione coordinante è il catione, il quale giace al centro di un poliedro di coordinazione di anioni. - Fra gli anioni presenti nelle strutture inorganiche il più importante è l’ossigeno (O2-). Quindi, se non si danno altre specificazioni, dire che un certo catione possiede coordinazione 6 si intende che esso è circondato da 6 ioni ossigeno.

Viscosità in funzione di: Pressione secca Temperatura Note Viscosità (h) Parametri Inversamente proporzionale L’aumento dell’energia termica aumenta l’energia cinetica dei singoli ioni (es. il Si nel tetraedro SiO4). L’aumento delle vibrazioni facilita la depolimerizzazione portando alla rottura i legami originari. Quindi abbassa la viscosità. Direttamente proporzionale La viscosità (h ) aumenta sino a quando il silicio non cambia tipo di coordinazione da tetraedrica ad ottaedrica.

Viscosità in funzione di: Note Viscosità (h) Parametri Pressione idrata Inversamente proporzionale h diminuisce sino a quando i volatili rimpiazzano tutti gli ossigeni ponte. Ulteriori aumenti di P, provocano effetti analoghi a quelli della pressione secca. SiO2 Direttamente proporzionale 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.

Alla fine di un processo di raffreddamento i magmi possono: VETRIFICARE Trasformarsi in vetri = masse solide amorfe senza fasi cristalline. CRISTALLIZZARE Formare cristalli = sostanze che hanno un preciso ordinamento strutturale. I cristalli possono avere dimensioni anche molto variabili. CRISTALLIZZARE e VETRIFICARE Solidificare formando sia cristalli che vetro.

Parametro che fa la differenza: Sottoffreddamento Questo parametro rappresenta la differenza tra la temperatura di inizio solidificazione (detta anche temperatura di LIQUIDUS) di una sostanza e quella, inferiore alla precedente, a cui la stessa si può trovare ancora allo stato liquido. Es: l’acqua liquida, portata velocemente a –30 ºC è stata sovraraffreddata di 30 gradi perché la sua temperatura di cristallizzazione vale 0 ºC [= se la pressione vale 1 atmosfera].

CALORE LATENTE di FUSIONE CRISTALLIZZAZIONE Con questo termine si fa riferimento al calore assorbito da un sistema naturale durante un processo di fusione parziale o ceduto dallo stesso durante un processo di raffreddamento.

CALORE LATENTE Bisogna ricordare che in natura ad ogni azione corrisponde una reazione uguale ma di segno opposto (Principio di Le Chatellier). Quando si fornisce calore ad una sostanza questa cerca di contrastare questo evento utilizzando il calore per rompere le strutture dei minerali (fusione): Calore Latente di Fusione. Quando si sottrae calore ad un sistema, questo cerca di contrastare la perdita formando cristalli che ridanno all’insieme il cosiddetto calore latente di solidificazione: Calore Latente di Cristallizzazione.

Calore Latente di FUSIONE In pratica, durante la transizione di fase di un sistema bifasico (es. solido/liquido), l'energia fornita/sottratta al sistema non va a incrementare/diminuire la temperatura del sistema stesso, bensì agisce sulla forza dei legami intermolecolari. Es., mentre si fa bollire dell’acqua il calore fornito non innalza la temperatura dell'acqua oltre i 100 °C. Durante l’ebollizione la temperatura infatti rimane costante, ed il calore fornito al sistema servirà a indebolire i legami fra le molecole, passando dallo stato liquido allo stato vapore.

Calore Latente di FUSIONE Per ogni sostanza ci sarà bisogno di una certa quantità di energia (da fornire o sottrarre) perché questa cambi di stato (es. da solido a liquido o da liquido a solido). Ovviamente maggiore è la massa della sostanza, maggiore sarà l’energia necessaria perché il cambiamento di fase avvenga. Per questo motivo si considera la quantità di energia necessaria per far fondere una massa unitaria di una certa sostanza (1 kg).

Calore Latente di FUSIONE Per far fondere 1 kg di ghiaccio è necessaria un’energia pari a 3,34*105 J. Il Calore Latente di Fusione dell’H2O è = 3,34*105 J. Il Calore Specifico del ghiaccio è invece 2,09*103 J/(kg* °C). Cosa misura il Calore Specifico di una sostanza? La quantità di energia (sotto forma di calore) da somministrare per fare aumentare la temperatura di un kg di sostanza di 1 °C (o 1 K, è lo stesso, ovviamente). Quali sono le differenze tra Calore Latente di FUSIONE e Calore Specifico?

Calore Latente di FUSIONE Per far fondere 1 kg di ghiaccio è necessaria un’energia pari a 3,34*105 J. Il Calore Latente di Fusione dell’H2O è = 3,34*105 J. Siccome 4,18 J = 1 cal, il CLF dell’acqua è 7,99*104 cal che equivalgono a ~80 kcal/kg. Questo valore va espresso rapportato ad una certa pressione di riferimento. Ogni minerale (così come ogni sostanza in generale) ha un suo proprio valore del Calore Latente di Fusione. Lo stesso discorso vale per la cristallizzazione.

Calore Latente di FUSIONE A quanto equivale 1 J? 1 J = 1 N*m = (1 kg*m/s2)*m = 1 kg*m2/s2 Partiamo da una mela con una massa di ~100 g. Quanto pesa una mela? ~0,1 kg*~10 m/s2 = ~1 N 1 J = 0,1 kg*forza di gravità* ? m = ? m = 1 J/(0,1 kg*~10 m/s2) = 1 m 1 J equivale all’energia necessaria per alzare una mela di 100 g per l’altezza di 1 m

Scomparsa dell’ultimo pezzo di solido CALORE LATENTE Immaginiamo di avere un solido (es. ghiaccio o un minerale qualsiasi) e di fornire calore al nostro sistema. Temperatura Quantità di calore fornita al sistema Prima goccia di fuso Solo fuso Solido+fuso Solo solido Scomparsa dell’ultimo pezzo di solido Durante questo intervallo la temperatura del sistema non cambia (anche se si continua a fornire calore). La pendenza dipende dal calore specifico della sostanza

CALORE LATENTE Solo fuso Solo solido Lo stesso avviene durante un processo di raffreddamento di una massa fusa (es. acqua oppure un fuso di un minerale). Temperatura Quantità di calore sottratta al sistema Ultima goccia di fuso Solo fuso Solido+fuso Comparsa del primo pezzo di solido (es. ghiaccio o cristallo di un minerale) Solo solido Durante questo intervallo la temperatura del sistema non cambia (anche se si continua a sottrarre calore).

Come varia la temperatura di un magma che risale verso la superficie? Cosa succede se il magma contiene dei volatili? Questi cominciano ad essolvere Cosa succede ad un gas in espansione? Si raffredda. Cosa succede se il magma comincia a cristallizare? Il sistema cede calore (calore o entalpia latente di cristallizzazione) In pratica c’è una sorta di bilancio, difficile da stabilire e quantificare tra essoluzione dei gas e cessione del calore latente.

RISPOSTA del MAGMA al SOTTORAFFREDDAMENTO La NUCLEAZIONE è il passaggio iniziale critico nello sviluppo di un cristallo (microliti). Ad una data pressione ed una data composizione di un magma, ci sarà una temperatura alla quale cominceranno a formarsi i primi cristalli (microliti). I microliti sono cristalli molto piccoli. Questo vuol dire che hanno un rapporto superficie/volume elevato (grossa proporzione di ioni sulla superficie). Gli ioni sulla superficie di un cristallo sono instabili (per la presenza di cariche non bilanciate; elevata energia di superficie).

RISPOSTA del MAGMA al SOTTORAFFREDDAMENTO Quindi prima dello sviluppo di cristalli veri e propri bisogna raggiungere un grado di SOVRASATURAZIONE (o sottoraffreddamento). Ossia: i cristalli veri e propri si formano alcuni gradi al di sotto della vera temperatura di cristallizzazione di un minerale. Ora vedremo come si comporta un magma in seguito al raffreddamento (allontanamento dalla regione sorgente ed avvicinamento alla superficie).

Questo vuol dire che il sottoraffreddamento deve rimanere basso. Sottoraffreddamento (DT) Temperatura (T) Alta Bassa Per formare cristalli, tutti gli ioni necessari alla crescita dei nuclei in via di sviluppo devono potersi spostare facilmente. Questi spostamenti sono facilitati se la viscosità del fuso resta bassa. Questo vuol dire che il sottoraffreddamento deve rimanere basso. Tasso di crescita Capacità di cristallizzazione Tasso di nucleazione Velocità di crescita: Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo. Potere di cristallizzazione Numero di germi cristallini che si formano nell’unità di tempo.

Potere di cristallizzazione Sottoraffreddamento (DT) Temperatura (T) Capacità di cristallizzazione Quando il sottoraffreddamento 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 aumenta proprio per la necessità di supplire alle maggiori perdite energetiche. Tasso di crescita Tasso di nucleazione Alta Bassa Velocità di crescita: Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo. Potere di cristallizzazione Numero di germi cristallini che si formano nell’unità di tempo.

Questo perché il magma diventa troppo viscoso a basse temperature. Sottoraffreddamento (DT) Temperatura (T) Capacità di cristallizzazione Se il sottoraffreddamento è troppo elevato (c’è una brusca diminuzione di temperatura), anche il numero di germi cristallini che si formano diminuisce bruscamente. Questo perché il magma diventa troppo viscoso a basse temperature. Tasso di crescita Tasso di nucleazione Alta Bassa Velocità di crescita: Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo. Potere di cristallizzazione Numero di germi cristallini che si formano nell’unità di tempo.

Potere di cristallizzazione Sottoraffreddamento (DT) Temperatura (T) Capacità di cristallizzazione Superata una certa soglia (che dipende dalla composizione e dalla pressione), il fuso perde ogni capacità di cristallizzare e si trasforma in una massa meccanicamente solida ma amorfa cioè vetrosa. Tasso di crescita Tasso di nucleazione Alta Bassa Velocità di crescita: Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo. Potere di cristallizzazione Numero di germi cristallini che si formano nell’unità di tempo.

Potere di cristallizzazione Sottoraffreddamento (DT) Temperatura (T) Capacità di cristallizzazione Un magma può quindi dare origine ad una roccia con tanti cristalli piccoli ( s. medio) oppure con pochi cristalli grandi (s. basso) oppure una massa vetrosa (s. molto elevato). Spesso i magmi si raffreddano secondo due o più velocità di sottoraffreddamento. Tasso di crescita Tasso di nucleazione Alta Bassa Velocità di crescita: Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo. Potere di cristallizzazione Numero di germi cristallini che si formano nell’unità di tempo.

Potere di cristallizzazione Sottoraffreddamento (DT) Temperatura (T) Plutonico Ipoabissale Vulcanico Nel primo caso (raffreddamento lento) si parla di ambiente plutonico o intrusivo. Tasso di crescita Capacità di cristallizzazione Nel caso opposto (raffreddamento molto rapido) si parla di ambiente effusivo o vulcanico. Tasso di nucleazione Esistono, ovviamente valori di sottoraffreddamento intermedi (ambiente ipoabissale). Alta Bassa Velocità di crescita: Incremento di dimensioni del cristallo nell’unità di tempo. Potere di cristallizzazione Numero di germi cristallini che si formano nell’unità di tempo.

Questa è la parte più importante della Petrografia. Nella prossima lezione vedremo come rispondono i sistemi magmatici al sottoraffreddamento in termini di microstrutture delle rocce. Questa è la parte più importante della Petrografia.

Credits Alcune delle immagini e degli schemi di questa presentazione sono state presi da: Plummer, McGeary and Carlson, Physical Geology Press and Siever, Understanding Earth Blatt and Tracy, Petrology J. Winter - Lezioni per il corso di Igneous Petrology P. Tomascak - Lezioni di Geologia …Se avete dubbi su una formula di un minerale: http://rruff.info/ima/ webmineral.com www.mindat.org

Per commenti, chiarimenti o informazioni su queste slides: Ogni anno cerco di migliorare la qualità della presentazione ed aggiungo nuove informazioni. Cercate quindi su internet di scaricare sempre la versione più aggiornata di queste slides. Per commenti, chiarimenti o informazioni su queste slides: michele.lustrino@uniroma1.it