Le rocce magmatiche

Le rocce magmatiche

Il magma

Le rocce ignee hanno origine dal raffreddamento di un fuso ad alta temperatura detto magma. I magmi sono dei sistemi chimico-fisici naturali allo stato fuso contenenti una certa quantità di fasi cristalline e una fase liquida comunemente a composizione silicatica. Un magma è dunque un sistema eterogeneo che può contenere oltre alla fase liquida, una o più fasi solide ed una gassosa. Le temperature dei magmi primitivi possono raggiungere 1300°C.

La miglior definizione viene fornita da Best: “mobile mixtur of solid, liquid, gaseous phases”.

Per definire lo stato in cui si trova un magma, o i cambiamenti che può subire un sistema è necessario conoscere i valori assunti da alcune variabili, quali:

• Variabili di stato del sistema: pressione (P), temperatura (T), entropia (S) e potenziali chimici (μ)
• Variabili intensive: P, T e la composizione chimica (x), in quanto non dipendono dalle dimensioni del sistema.
• Variabili estensive: massa, densità, energia interna e volume.

In linea generale distingueremo il numero e la natura delle fasi costituenti il magma, in condizioni stabili di equilibrio, in base alle variabili intensive. Essenzialmente si distinguono sistemi aventi una sola fase, e sistemi che ne hanno due o più di due. Quando la temperatura è molto elevata, il sistema è interamente fuso formando un liquido omogeneo, che prende il nome di melt. I più comuni melt della Terra sono costituiti da Si e O.

Qualche esempio delle tipologie di magmi:

• Quando abbiamo una singola fase, cioè quella liquida, abbiamo il melt che contiene gas disciolti.
• Due fasi: il liquido contiene gas in bolle. Il gas si è separato dalla fase liquida.

Lo stesso ragionamento può essere fatto per liquidi, solidi (che sia un solo solido o più di uno, ognuno rispettivamente è una fase a sé stante), due liquidi immiscibili o sistemi con liquido, gas e solidi. I magmi, anche se dotati di una elevata mobilità, presentano già un certo ordine interno molto simile alla struttura dei minerali che andranno a formare in seguito.

Nel magma gli anioni [ ]₄²⁻ si ritrovano organizzati in tetraedri collegati tra loro a dare origine a polimeri. Anche Al₄³⁺ può svolgere la funzione di coordinatore. Il grado di polimerizzazione di un fuso silicatico è un parametro che influenza le proprietà fisiche della materia, quali: viscosità, conducibilità elettrica, etc.

Si distinguono cationi costruttori (Si e Al) e modificatori di struttura (Ca, Mg, Na, K, etc.), quest’ultimi sono quelli che interrompono i legami tra le unità tetraedriche. Maggiore sarà il contenuto in silice tanto maggiore sarà la viscosità, dunque meno fluibile.

Gli elementi costituenti il magma hanno un ruolo di fondamentale importanza, in quanto da essi si è in grado di comprendere la viscosità del magma. Dal rapporto più grande è il valore ottenuto e tanto più elevata la viscosità. Basta prendere l’esempio di un magma costituito da quarzo e uno di diopside. Anche la presenza di costituenti volatili, in soluzione, influenza la viscosità in quanto tendono a depolimerizzare il magma.

La densità è un parametro fisico fondamentale, dipendente dalla composizione chimica del magma, dalle condizioni di pressione e temperatura. La densità è un fattore alquanto importante per la messa in posto di un magma, perché regola gran parte dei meccanismi di risalita del fuso tra rocce incassanti, nonché i processi di differenziazione che possono verificarsi nelle camere magmatiche. La densità mette in moto i magmi; in via del tutto teorica, un magma meno denso tende a risalire in superficie più velocemente. Tuttavia, la possibile risalita di un magma è legata a una combinazione di densità e viscosità.

La temperatura della solidificazione di un magma (così come la fusione), non va indicata con un numero fisso, ma da un intervallo; cioè l’intervallo di cristallizzazione, compreso tra la comparsa della prima fase solida (si tocca la curva del liquidous) e la scomparsa dell’ultima goccia di liquido (curva del solidous).

Componente volatile dei magmi

Nei magmi sono presenti, in quantità tra loro differente, quasi tutti gli elementi chimici. Alcuni di questi, o loro combinazioni, sono presenti come gas disciolti nel fuso rappresentando la componente volatile. I volatili sono prevalentemente costituiti da H₂ a cui si aggiungono però CO₂, SO₂, H₂S, N₂, S₂, Ar, HCl, HF e B. Questi vengono definiti componenti volatili dei magmi in quanto a pressioni prossime a quella atmosferica, e temperature elevate come quella magmatica, esistono come fase gassosa. Tali componenti, seppur presenti in modeste quantità, influenzano, talvolta in modo decisivo, la temperatura di liquidous, l’ordine di cristallizzazione delle fasi ed anche l’attività vulcanica.

La solubilità di un determinato elemento volatile, cioè la concentrazione uniformemente distribuita nel fuso, dipende da P, T e la composizione chimica. La solubilità dei volatili nel magma decresce al decrescere della pressione.

Le lave sono vescicolate, mentre le rocce plutoniche no; ciò suggerisce la separazione della componente volatile dal fuso in cristallizzazione proprio a causa di un decremento di solubilità. In funzione della presenza o meno e del comportamento dei volatili nel magma, si adotta una certa terminologia:

• Ipomagma: ad alte profondità il magma contiene sostanze volatili.
• Piromagma: in condizioni superficiali si ha la liberazione delle sostanze volatili e la formazione di un sistema polifase = magma + gas in svolgimento (vescicolazione).
• Epimagma: i gas abbandonano il liquido magmatico che solidifica.

Depositi idrotermali

Grazie alla forte capacità solvente ad alte temperature, le soluzioni idrotermali attraversano grandi volumi di roccia riuscendo a trasportare significative quantità di ioni metallici dalle rocce incassanti. I metalli dissolti possono precipitare dando origine a depositi metalliferi; questo è possibile se il flusso idrotermale è accompagnato da un meccanismo di precipitazione che operi in uno spazio ristretto (dettagli che variano da deposito a deposito).

Consolidazione dei magmi

Il passaggio da liquido a solido dei magmi può avvenire in profondità o in superficie, ed è innescato da perdite di calore che sottoraffreddano la massa fusa. Il sottoraffreddamento rappresenta la differenza tra la temperatura di cristallizzazione di un materiale e quella inferiore a quest’ultima in cui il materiale si trova ancora allo stato di liquido. Per intenderci, il passaggio dell’acqua da liquido a solido avviene a 0°C; se l’acqua da una temperatura iniziale di 10°C passa repentinamente a -15°C subisce un sottoraffreddamento. Questo sottoraffreddamento del fuso magmatico genera rocce cristalline ed amorfe.

Le rocce cristalline possiedono dei cristalli che presentano un ordine strutture ben definito. Gli amorfi, invece, sono ancora liquidi che presentano una struttura atomica disordinata. Questa differenza avviene a causa del fatto che il magma cerca di contrastare la perdita di calore formando cristalli che forniranno il cosiddetto calore latente di solidificazione.

La formazione dei cristalli prevede però lo spostamento, all’interno del fuso, di tutti gli elementi chimici necessari a formare il nucleo del cristallo presente. Questi spostamenti sono facilitati se la viscosità del fuso resta bassa, e perciò anche il sottoraffreddamento. Quando la temperatura si abbassa velocemente si compromette la capacità di crescita dei cristalli. Questa capacità di cristallizzazione è, essenzialmente, alta in ambiente plutonico, diminuisce in ambiente ipoabissale e ancora di più in quello vulcanico. Un amorfo deriva da un magma, con elevata temperatura, che arriva in superficie e si raffredda in tempi rapidissimi.

In base alla frazione di cristalli e vetro presenti si distingue la struttura in: olocristallina (100% cristallo), oloialina (100% vetro), e la struttura intermedia tra queste due viene definita ipocristallina o ipoialina. Si distinguono rocce plutoniche e rocce effusive. Le prime sono rocce che iniziano e terminano la cristallizzazione all’interno della crosta terrestre (le curve di liquidous e solidous vengono intersecate all’interno della crosta). Le rocce effusive, invece, possono cominciare la cristallizzazione all’interno della crosta terrestre o in superficie, di certo però la completano in ambiente subaereo.

Strutture e terminologie delle rocce magmatiche

• Struttura faneritica o fanerocristallina: cristalli distinguibili ad occhio nudo o mediante lente d’ingrandimento
• Struttura afanitica: cristalli non distinguibili. Questi termini vengono utilizzati solo per osservazioni mesoscopiche.

Una roccia plutonica avrà una struttura olocristallina granulare.

• Olocristallina: totalmente cristallizzata.
• Granulare: presenza di cristalli con dimensioni mesoscopiche (sinonimo di faneritico).

La grana si distingue in base alle dimensioni dei minerali costituenti la roccia:

• Grana grossa >5 mm
• Grana media dimensioni comprese tra 5 ed 1 mm.
• Grana minuta <1 mm

• Omeogranulare: roccia i cui granuli presentano dimensioni simili
• Eterogranulare: roccia i cui granuli presentano dimensioni differenti

Forma dei cristalli

Al microscopio è possibile riconoscere una sequenza di cristallizzazione. Prima cristallizza un minerale e più sviluppata sarà la sua faccia. Minerali eudrali o idiomorfi sono ben formati ed hanno un contorno che ripete l’abito cristallino. I minerali anedrali o autollotriomorfi non hanno un contorno regolare, bensì cristallizzano negli spazi residui.

• Struttura ipidiomorfa: struttura in cui è possibile riconoscere la sequenza di cristallizzazione. Presenza di cristalli eudrali, sub-eudrali ed anedrali.
• Struttura autollotriomorfa: struttura in cui non è possibile riconoscere un ordine di cristallizzazione, dunque i minerali si sono cristallizzati nello stesso momento.

In una roccia magmatica effusiva si possono individuare, talvolta, una specie cristallina (cristalli sviluppati) immersi in una pasta di fondo, che può essere anch’essa cristallizzata, in tal caso si distingue in microcristallina (visibile al microscopio) e criptocristallina (non visibile perché più piccola dell’ingrandimento del microscopio). Questo è possibile ammettendo che il magma in risalita formi una prima specie cristallina, dunque intersechi la curva del liquidous in profondità, e successivamente questo magma contenente cristalli viene eruttato in superficie dove subisce un rapido raffreddamento e solidifica.