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

Gli ambienti PETROGENETICI Eventi CICLICI nella petrogenesi Le ROCCE Gli 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 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: Feldspati Quarzo Biotite

Ma quali caratteristiche ha un minerale? Materiale naturale Composto inorganico Specifica composizione chimica Struttura cristallina definita Proprietà fisiche ben definite

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.

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.

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 feldspati mica (e argille) anfiboli pirosseni olivine granati Tra i non-silicati, i minerali più abbondanti sulla superficie terrestre sono i carbonati

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)

- Magmatico o igneo - Sedimentario - Metamorfico 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.)

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.

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 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 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.

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

Caratteristiche di terreno e strutture 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

Tessiture Caratteristiche generali delle rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche R. IGNEE R. SEDIMENTARIE R. METAMORFICHE Tessiture Porfiritiche, vetrose, vescicolari, amigdaloidi, grafiche, piroclastiche, cumulitiche, etc. Fossilifere, oolitiche, pisolitiche, stratificate, clastiche, etc. Brecciate, granoblastiche, lepidoblastiche, nematoblastiche, porfiroblastiche, hornfels, etc.

Minerali caratteristici 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. 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.

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

I MAGMI - DEFINIZIONE - CARATTERI CHIMICI e FISICI

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). Colata di lava basaltica (Kilauea, Hawaii)

Colata di lava basaltica (Kilauea, Hawaii)

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 SiO2 < 52% Intermedi 52% < SiO2 < 66% Acidi SiO2 > 66%

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 H2O, CO2 ,CO, SO2, H2S, H2, S e O Anak Krakatua (foto: Robert e Barbara Decker) cui si aggiungono altri costituenti presenti in quantità minori quali N2, 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’H2O e della CO2 presenti in tenori variabili, rispettivamente, dal 30 all’80% e dal 10 al 40% delle moli della fase vapore.

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.

0,1 GPa (GigaPascal) = 1 kbar = 1000 bar = 10000 m di H2O =  3 km di roccia La solubilità dell’H2O nei fusi silicatici aumenta proporzionalmente alla pressione. Fuso basaltico (B), andesitico (A), albitico (Ab), e di una pegmatite granitica (P)

ORGANIZZAZIONE INTERNA dei MAGMI = STRUTTURA DEI FUSI SILICATICI

I magmi si formano dalla fusione dei silicati Silicio Ossigeno 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.

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

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. 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

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’H2O, la pressione che agisce sul sistema è definita pressione idrata o, più brevemente, PH2O. 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

Parametri Viscosità (h) Note 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 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. SiO2 in % elevata (magmi acidi) Alta 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. SiO2 in % bassa (magmi basici) Bassa 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.

I MAGMI possono CONSOLIDARE CRISTALLIZZARE Trasformarsi in vetri = masse solide amorfe che, sotto il profilo termodinamico, sono ancora liquidi sopraraffreddati CRISTALLIZZARE Formare cristalli = sostanze che hanno un preciso ordinamento strutturale ed un identico chimismo in ogni loro porzione

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].

CALORE LATENTE Fuso riscaldato Solido riscaldato fusione di FUSIONE Temperatura Quantità di calore fornita al sistema CALORE LATENTE Solido riscaldato fusione Fuso riscaldato [= calore assorbito dalla fusione o ceduto durante la cristallizzazione] Durante questo intervallo la temperatura del sistema non cambia (anche se si continua a fornire calore) di FUSIONE di CRISTALLIZZAZIONE

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].

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.

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.

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.

Alcune figure e schemi da: 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 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