Laurea Triennale in Geologia A.A. 2012-2013 Corso di PETROGRAFIA Laurea Triennale in Geologia Angelo Peccerillo tel: 075 5852608 e-mail: angelo.peccerillo@unipg.it home page: www.unipg.it/pecceang/ Lezione del 23 Ottobre 2012

RICAPITOLAZIONE

Composizione chimica fondamentale di alcuni magmi Basalto Subalcalino Alcalino Andesite Riolite SiO2 peso % 48.10 46.01 57.41 70.14 TiO2 1.08 1.81 0.79 0.41 Al2O3 17.40 14.00 19.47 14.67 Fe2O3 3.39 2.11 6.17 2.12 FeO 7.90 7.22 0.00 MnO 0.19 0.13 MgO 7.10 7.00 1.73 0.40 CaO 10.41 10.13 7.58 1.48 Na2O 2.89 4.72 4.52 4.17 K2O 0.70 1.37 4.02 P2O5 0.17 0.50 0.26 0.09 H2O variabile

Classificazione dei magmi Magmi ultrabasici SiO2 < 46% Magmi basici SiO2 = 46-52% Magmi intermedi SiO2 = 52-63% Magmi acici SiO2 > 63%

Variazione degli ossidi principali nei magmi MgO Al2O3 15 CaO 10 FeOt peso % ossidi K2O Na2O 5 P2O 50 60 70 SiO2 %

I Magmi (composizione) 0,1 GPa (GigaPascal) = 1 kbar = 1000 bar = 10000 m di H2O =  3.5 km 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 vescicole. Solubilità di H2O e CO2 nei magmi in funzione della pressione. La solubilità di CO2, è molto più bassa rispetto a quella dell'acqua e raggiunge valori significativi soltanto ad alta pressione, all’interno del mantello. Esiste anche una certa variabilità della solubilità dell’acqua in funzione della composizione dei magmi.

TEMPERATURA

Temperatura Temperatura di Solidus Temperatura di Liquidus Cristalli + Liquido Tutto solido Tutto liquido Magma surriscaldato Roccia

Temperature di solidus e liquidus vs. Pressione BASALTO 600 800 1000 1200 1400 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 Presione (GPa) Temperatura (°C) 1.0 RIOLITE Solidus idrato Solidus anidro Liquidus anidro Liquidus idrato 1.0 Solidus idrato Liquidus idrato 0.8 Solidus anidro Liquidus anidro 0.6 Presione (GPa) 0.4 0.2 solidus liquidus 0.0 600 800 1000 1200 1400 Temperatura (°C)

VISCOSITA’

Viscosità dei magmi anidri Hess, Origins of Igneous Rocks

Effetto di H2O sulla viscosità in un liquido riolitico 10 8 Log10  6 4 2 Stolper (1982) 2 4 6 8 H2O % + = O ° H O 2 O H + 2 = (O bridging) (vapore)

Effetto della temperatura sulla viscosità 1000 1200 1400 2 4 6 8 10 T °C Riolite Basalto Log10 

DENSITA’

Densità r = SMiXi/SViXi Dove Mi = peso molecolare del componente i Xi = frazione molare del componente I Vi = volume molare del componente i Gli ossidi principali possono essere considerati come i componenti I vari ossidi hanno simimi volumi molari Ma i pesi molecolari sono molto diversi (es., Mi ~30 g/mol per Si1/2O and ~72 g/mol for FeO), e, pertanto, essi controllano la densità dei magmi I magmi hanno in genere una densità pari al 90% della roccia solida equivalente volumes per oxygen in anorthite, diopside, and fayalite melts are all ~13.5-13.7 cm3/mol; surprisingly, oxygen atoms in the anorthite liquid are more closely packed than in the diopside liquid

SiO2 Basici Intermedi Acidi La viscosità diminuisce dai magmi basici a quelli acidi

Schema sinottico di alcune caratteristiche fondamentali dei magmi Mobilità degli elementi = Capacità di formare minerali

I Minerali Magmatici I minerali che cristallizzano nei magmi possono avere sia abito ben formato (cristalli IDIOMORFI o EUEDRALI) sia presentare forme irregolari (cristalli ALLOTRIOMORFI o ANEDRALI), sia forme parzialmente sviluppate (SUBIDIOMORFI o SUBEDRALI) A seconda del momento in cui essi si formano nel corso del raffreddamento del magma Temperatura Allotriomorfo Subidiomorfo Idiomorfo

I Minerali Magmatici I minerali che formano le rocce magmatiche vengono distinti in Primari  cristallizzati direttamente dal magma; Secondari  formati per alterazione delle fasi primarie. I minerali Primari vengono suddivisi in Principali  presenti in quantità dell’ordine di % in peso; Accessori  presenti in quantità dell’ordine di frazioni di % in peso; La quasi totalità dei minerali magmatici principali è costituita da SILICATI. Alcuni rari magmi sono formati da carbonati (carbonatiti) I minerali accessori hanno composizioni più variabili, da silicati a ossidi (es. magnetite), fosfati (apatite), etc.

Condizioni di cristallizzazione dei minerali magmatici Un qualsiasi minerale magmatico si forma soltanto quando nel magma esistono condizioni di sovrassaturazione per quella determinata specie minerale. Con un certo grado di approssimazione, possiamo dire che le condizioni di sovrassaturazione per un determinato minerale vengono raggiunte quando nel magma esistono elevate concentrazioni dei componenti di quel minerale. Esempio 1  il minerale olivina (ricco in Mg e Fe) può cristallizzare soltanto nei magmi in cui esistono elevate concentrazioni di Mg e Fe che consentono il raggiungimento delle condizioni di sovrassaturazione per questo minerale, cioè nei magmi basici o ultrabasici Esempio 2  il quarzo, che è formato da silice (SiO2) pura può cristallizzare soltanto nei magmi molto ricchi in silice, specialmente nei magmi acidi. Esempio 3  alcuni minerali alcalini come la leucite (ricca in K) o la nefelina (ricca in Na) cristallizzano soltanto dai magmi alcalini ricchi in K2O o Na2O (magmi alcalini). Da quanto detto, appare evidente come la composizione mineralogica di una roccia magmatica dipende strettamente dalla composizione chimica del magma

Minerali magmatici principali Sialici o chiari (Si, Al, alcali) Mafici o femici o scuri (Fe, Mg) Da quanto detto prima, appare evidente che i minerali mafici si formano prevalentemente nei magmi basici (ricchi in Fe, Mg), mentre quelli chiari si formano prevalentemente nei magmi acidi (ricchi in Si, K, Na) Rocce basiche (scure) e acide (chiare)

Relazioni chimismo-mineralogia Roccia Basica Intermedia Acida SiO2 peso % 48.10 57.41 70.14 TiO2 1.08 0.79 0.41 Al2O3 17.40 19.47 14.67 FeOtotale 11.30 6.17 2.12 MnO 0.19 0.13 0.00 MgO 7.10 1.73 0.40 CaO 10.41 7.58 1.48 Na2O 2.89 4.52 4.17 K2O 0.70 1.37 4.02 P2O5 0.17 0.26 0.09 Molti minerali FEMICI o scuri Roccia basica Molti minerali SIALICI o chiari Roccia acida

Minerali chiari Quarzo: SiO2. Tectosilicato costituito da silice pura; cristallizza da magmi acidi; non si trova mai in associazione di equilibrio (paragenesi) con olivina magnesiaca e feldspatoidi (leucite, nefelina, haüyna, etc.). Feldspati: importante gruppo di minerali magmatici (tectosilicati). I termini più importanti sono ortoclasio, microclino, sanidino e plagioclasi Ortoclasio e Microclino: KAlSi3O8. Tectosilicati tipici di magmi acidi o intermedi ricchi di potassio. Si trovano in rocce intrusive. Ortoclasio e microclino differiscono per la diversa struttura cristallina. Sanidino: ha composizione analoga all'ortoclasio, ma è presente solo in rocce effusive. Plagioclasi [(Ca,Na)Al1-2Si3O8): minerali costituiti da una miscela di due termini estremi: anortite (CaAl2Si2O8) e albite (NaAlSi3O8). I plagioclasi calcici cristallizzano da magmi basici, ricchi di CaO. L'albite cristallizza da magmi acidi, ricchi di Na2O. I plagioclasi a composizione intermedia cristallizzano da magmi intermedi. Pertanto, i plagioclasi si trovano in quasi tutti i tipi di rocce magmatiche. Feldspatoidi o Foidi: gruppo di tectosilicati alcalini presenti in rocce basiche e intermedie ricche di alcali. I termini più importanti sono leucite e nefelina. Non si trovano mai associati al quarzo. Nefelina: NaAlSi2O6. Si trova in rocce basiche e intermedie ricche di Na (es., basalti alcalini). Non si trova mai in paragenesi con quarzo e ortopirosseno (enstatite e iperstene). Leucite: KAlSi2O3. Feldspatoide potassico tipico di rocce basiche e intermedie ricche di K2O. Non si trova mai in paragenesi con quarzo e ortopirosseni.

Minerali scuri Olivina: (Mg,Fe)2SiO4. Nesosilicato formato da una miscela di forsterite (Mg2SiO4) e fayalite (Fe2SiO4). L'olivina forsterica (ricca di Mg) cristallizza da magmi basici e ultrabasici e, quindi, è un minerale principale delle rocce corrispondenti; essa non si trova mai in paragenesi con il quarzo. La fayalite è un minerale di rocce acide molto ricche di alcali. Pirosseni: gruppo di inosilicati a composizione variabile, ricchi di Mg, Fe, Ca e, per certe specie, in Na (pirosseni alcalini). Vengono suddivisi in: pirosseno rombici o ortopirosseni e pirosseni monoclini o clinopirosseni. Tra i clinopirosseni vengono distinti i pirosseni alcalini. I clinopirosseni più importanti sono diopside (CaMgSi2O6), hedenbergite (CaFeSi2O6) e augite (Ca,Mg,Fe)2Si2O6. Gli ortopirosseni sono privi di calcio; i termini più importanti sono enstatite (MgSiO3) e iperstene (Fe,Mg)(SiO3). L'egirina (NaFeSi2O6) è il più importante pirosseno alcalino. Il diopside (ricco di Ca e Mg) e l'enstatite (ricco di Mg) cristallizzano da magmi basici e si trovano spesso in associazione con l'olivina forsteritica. Gli altri pirosseni cristallizzano da magmi intermedi. I pirosseni alcalini si trovano in rocce intermedie e acide ricche di Na2O. Anfiboli: inosilicati idrati (contenti gruppi ossidrili OH) a composizione chimica molto complessa. Esistono numerosi tipi di anfibolo. Nelle rocce magmatiche è comune l'orneblenda (ricca di Ca, Mg, Fe) che si trova principalmente in rocce intermedie. Biotite: K(Fe,Mg)3(AlSi3O10)(OH)2. Fillosilicato potassico appartenente al gruppo delle miche. Cristallizza da magmi ricchi di K2O, prevalentemente intermedi o acidi. Si trova spesso associata con anfibolo, plagioclasio sodico e quarzo.

Giacitura delle Rocce PLUTONICHE LE ROCCE MAGMATICHE Giacitura delle Rocce PLUTONICHE

Strutture delle rocce intrusive Strutture granulari Sulla base delle dimensioni, la grana dei minerali viene suddivisa in: Grana molto grossa > 50 mm Grana grossa 50 - 5 mm Grana media 5 - 1 mm Grana fine 1 – 0.1 mm Grana molto fine 0.1 – 0.01 mm Le rocce intrusive hanno struttura granulare a grana medio-grossa

STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE Struttura delle Rocce PLUTONICHE Le rocce plutoniche sono riconoscibili per la struttura a grana media, grossa o molto grossa dei minerali, con i vari granuli ben distinguibili a occhio nudo. Tale tipo di struttura è detta granulare olocristallina (formata cioè da soli cristalli). Le strutture granulari olocristalline sono il prodotto di un forte accrescimento dei minerali, in conseguenza dal lento raffreddamento dei magmi durante la cristallizzazione.

STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE Struttura delle Rocce VULCANICHE Struttura AFIRICA Le strutture afiriche sono caratterizzate da una grana molto fine dei minerali che non sono visibili a occhio nudo. Basalto con struttura afirica

STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE Struttura delle Rocce VULCANICHE Struttura VETROSA Le strutture vetrose sono costituite in gran parte o totalmente da vetro. Le strutture vetrose ( o ialine) si trovano più comunemente nelle rocce acide. Rocce a struttura vetrosa sono le ossidiane e le pomici. Pomice Scaglia di vetro Ossidiana Le strutture afiriche e vetrose si formano da magmi surriscaldati (T>liquidus) che, al loro arrivo in superficie, subiscono un rapido raffreddamento che limita fortemente o non permette la nucleazione o la crescita dei minerali.

STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE Struttura delle Rocce VULCANICHE Struttura PORFIRICA Le strutture porfiriche sono le più tipiche nelle rocce vulcaniche e sono costituite da cristalli più grossi (FENOCRISTALLI) circondati da una massa di fondo o matrice a grana molto fine o vetrosa. Andesite porfirica

STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE Struttura delle Rocce VULCANICHE Struttura PORFIRICA Le strutture porfiriche si generano quando un magma staziona in una camera magmatica e comincia a raffreddarsi lentamente per poi essere eruttato in superficie. Durante il raffreddamento in profondità si formano i cristalli di grosse dimensioni, mentre durante il rapido raffreddamento in superficie si forma la matrice. Quindi, la struttura porfirica testimonia un raffreddamento del magma in due stadi: uno lento in profondità dove si formano i fenocristalli, e uno rapido in superficie dove si forma la matrice.

STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE Struttura delle Rocce IPOABISSALI Le rocce ipabissali presentano caratteristiche strutturali comprese tra quelle vulcaniche e quelle plutoniche, come è ovvio aspettarsi dalle modalità intermedie di raffreddamento. Tipiche strutture di queste rocce sono quelle granulari a grana media o fine, e quelle porfiriche con fenocristalli circondati da matrice a grana media o fine. Le rocce ipabissali sono spesso, ma non sempre, più facilmente individuabili sul terreno dalla loro giacitura. Strutture particolari delle rocce ipoabissali sono: Struttura aplitica costituita da un aggregato di cristalli allotriomorfi equidimensionali di quarzo e feldspati a grana medio-fine; Struttura pegmatitica costituita da cristalli di grandi dimensioni (centimetriche o decimetriche).