Cristallizzazione frazionata; torbiditi; margini di placca

Cristallizzazione frazionata e differenziazione

La cristallizazione frazionata è uno dei principali processi geochimici e fisici che governano la formazione dei magmi all’interno della crosta terrestre e del mantello. È il processo nel quale i cristalli che si formano via via in un magma in raffreddamento si separano dal liquido residuale a temperature progressivamente minori.

Essa è il più potente meccanismo di 5) differenziazione magmatica (processo attraverso il quale da un liquido di composizione omogenea, si possono produrre rocce di composizione differente).Processo mediante il quale un magma capostipite può dare origine a magmi (e poi a rocce) di varia composizione. Minerali diversi cristallizzano a temperature differenti, per cui la composizione del magma in raffreddamento cambia man mano che viene impoverito degli elementi chimici sottratti che cristallizzano.

Modalità di cristallizzazione frazionata

La cristallizzazione frazionata si realizza secondo 3 modalità che riflettono le condizioni geologiche del sistema in cui ha luogo:

SEPARAZIONE GRAVITATIVA: si realizza per diversa densità tra la fase liquida e il solido (Minerale) che da esso si separa. A seconda della densità del solido si può accumulare nella bassa o alta parete della camera magmatica. In risposta a questo meccanismo si genera una zonatura (Le zonature concentriche avviene quando i nuclei sono ricchi in calcio e via via ci si allontana si hanno delle composizioni più solide)

FILTRO PRESSA: si verifica in condizioni di avanzata cristallizzazione del magma. Si verifica quando il magma fluisce in fratture e pori.EFFETTO PARETE: si verifica in sistemi eterogenei, solido-liquido. I solidi tendono a concentrarsi nella parte centrale del flusso, formando delle zone cumulitiche.

Un altro tipo di cristallizzazione è: CRISTALLIZZAZIONE ALL'EQUILIBRIO I cristalli che si sono formati reagiscono continuamente con il liquido RESIDUALE Cristalli di composizione OMOGENEA.

La cristallizzazione invece è l’ accrescimento di un solido a partire da un materiale i cui atomi costituenti possono riunirsi nei rapporti chimici appropriati e secondo una precisa configurazione cristallina; per esempio, la formazione di minerali in un magma.

Correnti di torbida e sedimenti

Correnti di torbida: corrente a elevata densità perché assai ricca di materiali in sospensione che si muove velocemente lungo la scarpata continentale; essa è capace di erodere e di trasportare materiali.

Possono essere spontanee o innescate da piccole scosse sismiche; provocano scorrimento dei sedimenti accumulatesi sul ciglio della piattaforma e sulla scarpate continentale. L’improvviso franamento sottomarino fa andare in sospensione il fango creando un livello di acqua torbida e densa in prossimità del fondo e questo livello di torbida comincia a fluire accelerando via via che si muove lungo la scarpata.

Quando il flusso rallenta, una parte dei sedimenti sabbiosi + grossolani comincia a depositarsi. I materiali accumulati da ripetute correnti di torbida formano un deposito a forma di ventaglio. Alla fine queste correnti raggiungono il fondo del bacino oceanico, cioè la piana abissale e qui si espandono e si arrestano completamente; si originano così depositi costituiti di strati gradati di sabbia, silt e fango detti torbiditi.

Teoria della tettonica a placche

Nel 1965 Wilson descrisse per la prima volta la tettonica del globo in termini di placche rigide e in movimento sulla superficie terrestre e definì o tre tipi di margini di placca lungo le quali le placche si avvicinano (convergenti dove una delle due placche viene riciclata nel mantello) si separano (divergenti che formano nuova litosfera) o scorrono(trascorrenti lasciando la superficie delle placche invariata) l’una rispetto all’altra. Verso la fine degli anni 60 si iniziò a definire la definitiva teoria.

La crosta continentale è costituita da materiali più leggeri, mentre la crosta oceanica è più pesante e quindi scivola nel mantello. I margini di placca continentali essendo costituiti da materiale più debole risultano meno netti, più larghi e più complicati di quelli delle placche oceaniche.

Margini divergenti e convergenti

I margini divergenti all’interno dei bacini oceanici sono stretti solchi (rift). I margini divergenti all’interno dei continenti sono invece, più complicati e interessanno un’area più ampia. I margini divergenti possono essere:

Separazione tra placche oceaniche sul fondo oceanico, il margine tra placche in allontanamento l’una dall’altra è contrassegnato da una dorsale oceanica che presenta vulcanismo attivo, terremoti e sprofondamenti causati da forze distensive, generate dall’allontanamento reciproco tra le due placche. Es dorsale Medio Atlantica. Mentre il materiale risale dal mantello genera nuove porzioni del fondo dell’oceano. I milioni di km2 di crosta oceanica che tappezzano attualmente i nostri oceani si sono originati in corrispondenza di questi centri di espansione.

Separazione tra placche continentali: I margini divergenti in questa fase sono caratterizzati dalla presenza di rift valley, di attività vulcanica e di terremoti che si distribuiscono su un’area più ampia di quella occupata dai centri di espansione in aree oceaniche. Es Mar Rosso e Golfo della California. In certi casi, quando i rift sono in una fase più avanzata di evoluzione, i continenti sono allontanati già abbastanza da permettere la formazione di un nuovo fondo oceanico lungo l’asse di espansione e la rift valley è stata invasa dalle acque oceaniche. Talvolta la formazione di grandi fratture continentali può rallentarsi o arrestarsi prima che il continente si divida in due e apra un nuovo bacino oceanico. Es Valle del Reno (Francia – Germania).

I margini convergenti si originano dove le placche entrano in collisione, in questi margini si possono verificare una grande varietà di eventi geologici.

Convergenza e subduzione delle placche

Convergenza oceano oceano: Quando le placche coinvolte sono entrambe oceaniche, l’una (con densità maggiore) discende al di sotto dell’altra (con densità minore) con un processo noto come subduzione, dove una delle due sprofonda nell’astenosfera dove viene riciclata nel sistema connettivo del mantello. Questa incurvatura produce una lunga e stretta fossa oceanica. La fossa delle marianne (-11 km) è un esempio di fossa oceanica. L’acqua intrappolata nella crosta oceanica provoca la fusione del mantello e quindi la formazione di una catena di vulcani chiamata arco insulare.

Convergenza oceano continente: Se il margine di una delle due placche convergenti è un continente essendo più leggero della placca oceanica sale e scorre sopra la placca oceancica mandandola in subduzione. Il margine continentale viene completamente deformato e sollevato fino a costruire una catena montuosa ad andamento più o meno parallelo alla fossa basale. Le enormi forze coinvolte in questo processo generano violenti terremoti. Con il passare del tempo parte dei materiali della placca che sprofonda vengono strappati e saldati alla catena montuosa. Anche in questo caso l’acqua imprigionata nella crosta oceanica genera magmi che alimentano una serie di vulcani nella catena montuosa posta a lato della fossa. Un esempio è tra la placca di Nazca e la placca sudamericana che ha generato le Ande (lato Pacifico).

Convergenza continente continente: Prima della convergenza tra due placche continentali c'è una placca oceanica che è andata in subduzione, per esempio nel caso della placca indiana che è andata in subduzione sotto la placca continentale euroasiatica, finchè il continente indiano è entrato in collisione con il continente asiatico, da quel momento la litosfera euroasiatica ha iniziato a sovrascorrere su quella indiana, che però tende a rimanere a galla sul mantello, per cui lo spessore della crosta è raddoppiato formando la catena dell'Himalaya.

In corrispondenza di alcuni margini le placche scivolano semplicemente l'una sull'altra e la litosfera non viene ne creata ne distrutta. Tali margini, detti conservativi coincidono con faglie trasformi (fratture lungo le quali avviene lo spostamento reciproco di due faglie adiacenti). Per esempio la faglia di San Andreas dove la placca pacifica scivola lungo quella Nord Americana. Sui margini conservativi si possono verificare violenti terremoti.

Processo chimico e formazione di caolinite

Processo chimico nel quale i feldspati si trasformano in Caolinite. Le acque di precipitazione penetrano nel terreno e alterano il feldspato delle particelle rocciose lasciando come residuo la caolinite. Poiché l’unica parte di un solido che è disponibile per al reazione con un fluido è la superficie, più si aumenta l’estensione della superficie, più si accelera la reazione. Più piccoli sono i frammenti dei minerali e delle rocce maggiore è l’estensione della loro superficie. Il rapporto tra l’estensione della superficie e il volume aumenta notevolmente al diminuire delle dimensioni delle particelle. Nell’acqua si disciolgono potassio e silice (SiO2) presenti nei feldspati, quindi questa reazione lascia come residuo un nuovo minerale: la caolinite. Nella reazione è assorbita acqua, che viene incorporata nella struttura cristallina della caolinite. L’assorbimento di acqua o idratazione è uno dei principali processi di alterazione chimica.