Magma

Un magma è un materiale naturale parzialmente o totalmente fuso, che costituisce un sistema chimico-fisico complesso, multicomponente, caratterizzato da composizioni chimico-mineralogiche differenti e da temperature e contenuto in volatili estremamente variabili.

In un magma è possibile distinguere una fase liquida, generalmente silicatica, una fase solida ed una fase gassosa. La fase solida è costituita dai cristalli che si formano nel corso del raffreddamento del magma e da xenoliti di natura cristallina o rocciosa.
La fase gassosa è costituita prevalentemente da acqua allo stato di vapore e CO2, e subordinatamente da composti dell’idrogeno, dello zolfo e dell’ossigeno, e da elementi rari.

Dal momento in cui un magma viene generato in seguito a processi di fusione parziale che avvengono generalmente nel mantello superiore (magmi primari), ma anche nella crosta (magmi di anatessi), esso sarà soggetto, durante la risalita verso la superficie o durante lo stazionamento all'interno di camere magmatiche superficiali, ad una serie di fenomeni di frazionamento, mescolamento e contaminazione, che tenderanno a variarne la composizione.

Tramite numerosi studi è stato possibile stabilire che il mantello superiore è costituito da rocce a composizione peridotitica e, più in particolare, da lherzoliti composte da Ortopirosseno, Clinopirosseno, Olivina, granato, spinello e raro plagioclasio, a seconda della profondità cui esse si trovano. Queste rocce ,sia al di sotto della crosta continentale che di quella oceanica, sono allo stato solido.

Quali sono quindi, le cause che possono determinare un elevato grado di fusione parziale (5-30%) del mantello Iherzolitico, in grado di generare la vasta gamma di magmi?.

• Un'anomala perturbazione del gradiente geotermico (Hot spots).
• Abbassamento della temperatura di solidus (e di liquidus) causata dall'aggiunta di volatili al sistema.
• Decompressione adiabatica.


La decompressione adiabatica E' il meccanismo responsabile della formazione della maggior parte dei magmi che raggiunge la superficie in corrispondenza delle dorsali medio-oceaniche.

Il fenomeno può essere riassunto nel seguente modo: se un determinato volume di mantello, che si trova, per via del gradiente geotermico, ad una temperatura prossima a quella del solidus, viene a trovarsi in corrispondenza di una cella convettiva e risale adiabaticamente (senza scambio di calore con l’esterno) verso la superficie, la pressione su questo volume di lherzolite si riduce rapidamente.
La sua temperatura diviene pertanto tale, per le nuove condizioni di pressione raggiunte, da innescare l'inizio del fenomeno di fusione parziale.

La fusione per decompressione adiabatica oltre ad essere il principale responsabile della formazione di magmi al di sotto delle dorsali oceaniche, avviene anche in zone di bacini di retro-arco e probabilmente anche in zone di vulcanismo intraplacca.

L'abbassamento della temperatura di solidus (e di liquidus) è il meccanismo tramite il quale si rende possibile la fusione parziale di estese regioni del mantello al di sotto delle zone di subduzione. L'abbassamento del solidus avviene per aggiunta di fluidi provenienti dalla placca in subduzione.

La fusione parziale delle rocce mantelliche può avvenire in due modi:

- in condizioni di equilibrio, il cosiddetto "batch melting".

- oppure in condizioni di frazionamento, o di cosiddetto "Rayleigh melting”.

Nel caso del "batch melting” il fuso generatosi reagisce e si riequilibra continuamente con il residuo cristallino fino a che non sia possibile la segregazione di una delle due fasi. Finché ciò non si verifica la composizione totale del sistema rimane invariata.

Nel caso del "Rayleigh melting”, il fuso generato, viene immediatamente allontanato dal sistema così che nessuna reazione è possibile con il residuo. In questo caso la composizione totale del sistema cambia in modo continuo e graduale al procedere della segregazione della fase liquida da quella ancora solida.


Nelle prime fasi del processo di fusione parziale, la frazione liquida forma come una rete di canali interconnessi all'interno delle rocce mantelliche e, grazie alla differenza di densità può spostarsi in altre regioni, fino a raggiungere la superficie.

Il contrasto di densità tra un fuso di composizione basaltica ed i principali minerali costituenti il mantello quali: diopside, enstatite e forsterite, diminuisce all'aumentare della pressione di confinamento e tale contrasto è tanto minore quanto maggiore è la profondità a cui avviene la fusione parziale.
Questo fatto implica che deve esistere un limite di profondità, all'interno del mantello, oltre il quale non è più possibile che un magma sia libero di muoversi verso la superficie.

Fusi generati a grandi profondità, in regioni in cui il contrasto di densità è molto piccolo se non nullo o negativo, possono rimanere a contatto con il residuo solido in condizioni di batch melting.
Questo potrebbe spiegare il fatto che vaste regioni del mantello non risultino impoverite nel corso delle ere geologiche. Solo quando questo mantello non impoverito risale al di sopra della profondità critica grazie a movimenti convettivi, allora il magma potrà essere segregato.


Durante la sua migrazione verso l'alto, a partire dalla zona sorgente che può trovarsi a profondità variabili a seconda del diverso ambiente geodinamico (da più di 100 km a meno di 50), un magma comincia lentamente a raffreddare e a cristallizzare fin quando:

- Si ferma ad una determinata profondità cedendo lentamente calore fino alla completa cristallizzazione, generando un corpo intrusivo.
- Raggiunge la superficie terrestre in condizioni eruttive quando ancora è solo parzialmente cristallizzato, generando colate laviche o prodotti piroclastici a seconda delle modalità eruttive.

Un magma solidifica lungo un range di temperatura più o meno ampio, e la temperatura a cui la cristallizzazione ha inizio è detta temperatura di liquidus, mentre quella al di sotto della quale il corpo è completamente cristallizzato è detta temperatura di solidus. liquidus e solidus sono influenzati principalmente dalla pressione, e dalla presenza o meno di fasi fluide o volatili.

Nel caso che un magma arresti la sua risalita e stazioni in zone più o meno profonde della crosta, sarà soggetto a fenomeni di differenziazione magmatica quali:

- Cristallizzazione frazionata.
- Mixing.
- Contaminazione crostale.
- immiscibilita allo stato liquido.

Cristallizzazione frazionata

Il termine Cristallizzazione frazionata comprende tutti quei meccanismi in grado di separare la fase solida da quella liquida (residuale). La cristallizzazione frazionata porterà alla formazione di diversi tipi di rocce per segregazione ed accumulo dei cristalli che si formano durante il raffreddamento (rocce cumulitiche).

Il progressivo accumulo e allontanamento dei cristalli formatisi genera un continuo e graduale cambiamento della composizione del magma residuo. Pertanto le rocce cumulitiche hanno composizione chimica che non rappresenta necessariamente un liquido magmatico: ad esempio da un fuso basaltico si possono avere accumuli di sola olivina o solo pirosseno che non rappresentano per questo la cristallizzazione di un magma dunitico o pirossenitico.

I meccanismi responsabili di fenomeni di Cristallizzazione frazionata sono:

- Frazionamento gravitativo.
- Separazione per flusso.
- Frazionamento convettivo.
- Trasporto gassoso.


Oltre a tutti questi processi bisogna aggiungere l'effetto della velocità di raffreddamento di un magma.
Se la velocità di raffreddamento risulta essere troppo elevata, i cristalli formatisi in precedenza non avranno il tempo di riequilibrarsi con il sistema.
Questa impossibilità sta nel fatto che i cristalli per potersi riequilibrare con il sistema hanno bisogno di tempo, tempo necessario affinché gli elementi chimici si possano diffondere all’interno dei cristalli.

Accade comunemente che fasi stabili a più alte temperature non riescano ad riomogeneizzarsi con il sistema prima che dal liquido cristallizzi la fase stabile alle nuove condizioni di temperatura.
Questo fatto determina l’alternanza di bordi (zonature) attorno al cristallo preformato.
Tipico caso sono le zonature dei Plagioclasi che, presentano generalmente nuclei ricchi in calcio (altofondente) e bordi via via sempre più ricchi in Sodio (bassofondente). in questo modo vengano sottratti ed isolati dal sistema grandi quantità di elementi che non potranno più rientrare nel sistema stesso, determinando una vera e propria differenziazione del magma.


Frazionamento gravitativo.
Il frazionamento gravitativo si origina quando da un magma, di solito poco viscoso, cominciano a essere segregati cristalli caratterizzati da un elevato contrasto di densità con il liquido.

Sotto l’azione della forza di gravità, i cristalli cominceranno a spostarsi all’interno del liquido.
Quelli a maggior peso specifico rispetto al fuso tenderanno ad affondare e andranno ad accumularsi nelle parti profonde della camera magmatica, mentre quelli con minor peso specifico rispetto al fuso potranno galleggiare e accumularsi nelle parti alte della camera.

La mobilità e la velocità di spostamento dei cristalli all’interno del fuso è influenzata da vari parametri quali:

- Dimensioni dei cristalli.
- contrasto di densità tra fuso e cristalli.
- Viscosità del magma.

La mobilità dei cristalli sarà tanto più efficace quanto più la viscosità del magma risulterà bassa.
Magmi con contenuto di Silice elevati ostacoleranno il movimento dei cristalli dato che per potersi muovere i cristalli devono superare la soglia di snervamento del magma.

Separazione per flusso.
Si ritiene che il frazionamento per flusso agisca maggiormente in zone dove gli sforzi di taglio sono più forti, come per esempio nelle zone basali di colate laviche o nelle zone esterne delle camere magmatiche al contatto con le rocce incassanti.
Questo processo origina rocce in cui si ha un Layering di minerali, generalmente femici e molto spesso orientati.

Frazionamento convettivo.
Per frazionamento convettivo è quel fenomeno che si instaura per l’azione di moti convettivi all'interno di una camera magmatica.
Questi moti convettivi sono determinati da differenze di densità dovute a variazioni di temperatura e di composizione.
Il risultato di questi moti convettivi, anche molto turbolenti, è quello di generare un Layering composizionale osservabile in moltissimi complessi stratificati.

Trasporto gassoso.
Quando un magma risale verso la superficie il gas disciolto al suo interno tende a liberarsi per Essoluzione dando luogo a una fase gassosa.
Il trasporto gassoso consiste nel fatto che il gas essolto può legarsi ai cristalli presenti nel magma e trasportarli per flottazione verso le parti superiori della camera magmatica.
Questo meccanismo opera una differenziazione del magma, allontanando dal sistema i cristalli che così non hanno più la possibilità di riomogeneizzarsi col liquido.
Anche l’essoluzione stessa è un meccanismo di differenziazione in quanto impoverisce il magma di tutti quegli elementi volatili quali: H2O, CO2, H2SO4, H2S ecc ecc.

Mescolamento di magmi.

Un magma che risale verso la superficie o che permane in una camera magmatica non può essere considerato come un sistema chiuso in quanto, durante la risalita esso può incontrare altre masse magmatiche risalite in precedenza, o può a sua volta essere raggiunto da altre masse di provenienza più profonda.
In questo caso i due magmi venuti a contatto possono miscelarsi tra loro in maniera più o meno completa, dando origine ai processi di mixing e Mingling.

Il Mixing è il processo di mescolamento efficace che porta alla formazione di un magma ibrido per completo miscelamento di due magmi venuti a contatto. La composizione del magma ibrido è intermedia tra quella dei due magmi.

Il Mingling invece è un processo di mescolamento inefficace, in quanto i due magmi, per via delle loro caratteristiche estremamente diverse, non riescono a miscelarsi completamente.

I fattori che inibiscono il Mixing sono principalente:

- Contrasto termico tra i due magmi.
Magmi Riolitici e Basaltici hanno temperature estremamente diverse tra loro. Se un magma basaltico viene a trovarsi a contatto con un magma riolitico, esso comincerà a raffreddare e cristallizzare cedendo calore al magma riolitico che, riscaldandosi, tenderà a riassorbire le fasi cristalline precedentemente segregate.

- Contrasto di densità.
Magmi basaltici hanno densità dell'ordine di 2600-2700 Kg/m3 mentre magmi riolitici hanno densità inferiori con valori dell'ordine di 2300-2500Kg/m3.
Questo forte contrasto di densità implica che, il magma a densità minore tenderà a "galleggiare" sul magma più denso senza che si possa avere un miscelamento.

- Contrasto di Viscosità.
Magmi basaltici e riolitici hanno valori di viscosità molto dissimili tra loro. Per avere mescolamento occorre che si abbia una forte spinta che faciliti il processo. Questa spinta è data dalla convezione generata dal calore del magma più caldo che così riesce a iniettarsi in quello più freddo.

- Velocità di iniezione del magma in arrivo in quello stazionario.
A parità di viscosità masse magmatiche che vengono iniettate a bassa velocità possono mescolarsi in maniera limitata, mentre ad alte velocità di iniezione si può generare una sorta di fontana ad elevata turbolenza, che determinerà un mescolamento particolarmente efficiente.

Spesso è possibile riconoscere nelle rocce l'evidenza del mescolamento tra magmi considerando:

- Zonatura dei cristalli.

Quando un cristallo viene a trovarsi in un ambiente diverso da quello in cui si è formato esso tenderà a reagire con il liquido per poter raggiungere un nuovo stato di equilibrio.
Minerali costituenti soluzioni solide possono presentare zonature inverse. Ad esempio minerali che formano soluzioni solide di Fe-Mg, normalmente presentano una zonatura costituita da nuclei ricchi in Mg e bordi ricchi in Fe.
Se un cristallo, di Olivina o di Pirosseno ferriferi,viene a trovarsi in un liquido ricco in Mg, sul cristallo precipiterà un bordo ricco in Mg determinando così una zonatura inversa.
Lo stesso vale per i Plagioclasi che possono mostrare zonature con nuclei sodici e bordi calcici.
Spesso però le nuove condizioni si traducono in un riassorbimento, parziale o totale, dei cristalli da parte del magma.

- Concomitanza di fasi non compatibili.

Molte volte si rinvengono nelle rocce minerali che sono in disequilibrio e che sono mutualmente escludibili come ad esempio Quarzo ed Olivina.
Questo può essere attribuito al mescolamento tra due magmi, uno contenente Olivina e uno più evoluto contenente Quarzo. Generalmente le fasi minerali di magmi a composizione chimica estremamente diversa che si mescolano, vengono riassorbite o tendono a reagire per riequilibrarsi alle nuove condizioni.
Se il tempo necessario alla riequilibratura delle fasi è insufficente, o il magma ibrido è eruttato prima che le fasi potessero essere riassorbite o potessero reagire, si formerà una roccia con un associazione mineralogica di fasi in disequilibrio.

- Mingling.

Quando abbiamo un mescolamento inefficace tra magmi, questo si riflette sulle rocce in quanto presenteranno una struttura a "Marble cake", dovuta all'alternanza ritmica di porzioni di roccia scura (mafica) e porzioni di roccia chiara (felsica). Oltre a questo tipo di struttura, è possibile riconoscere l'evidenza del mingling quando si osserva in rocce a composizione acida (Graniti ecc ecc ) la presenza di "Blob" a contorno rotondeggiante e di colore scuro. Questi "Blob" derivano dal magma basico che non è riuscito a miscelarsi col magma acido.

- Inclusioni vetrose.

Molto spesso i cristalli, durante la loro crescita, possono inglobare gocce di liquido. Tramite analisi chimiche delle inclusioni vetrose si riesce a ricavare la composizione chimica del magma in cui i cristalli si sono formati. Anche la pasta di fondo può presentare inclusioni di vetro che rappresenta la composizione del liquido in cui i cristalli sono stati eruttati.
Confrontando la composizione del liqiudo rimasto intrappolato all'interno dei cristalli con quello della pasta di fondo, si può vedere se i cristalli si sono formati e sono rimasti nello stesso magma fino al momento dell'eruzione.
Se questo è vero allora la composizione del vetro nei cristalli risulterà ugluale a quella del vetro della pasta di fondo, ma se le due composizioni sono diverse allora vuol dire che i cristalli si sono formati in un magma ma sono stati eruttati da un magma a composizione diversa. Questo evidenzia processi di Mixing.

Contaminazione crostale.

Il processo di contaminazione crostale si ha quando un magma, nel corso della sua risalita verso la superficie, porta a fusione parziale le rocce incassanti grazie alla sua elevata temperatura.
Il processo di contaminazione crostale può spiegare le differenze che ci sono tra toleiti oceaniche (MORB e OIB) e toleiti continentali. Le toleiti continentali mostrano un arricchimento marcato in SiO2 ed in elementi incompatibili (che prediligono la fase fluida), con composizioni isotopiche simili a quelle delle rocce continentali.

I meccanismi di interazione tra un magma in risalita attraverso la crosta e le rocce incassanti possono essere principalmente:

- Interazione tra le pareti, il tetto ed il fondo di una camera magmatica o le pareti del condotto. Le rocce incassanti potranno cominciare a fondere solo quando la loro temperatura di solidus viene superata.

- Fusione totale o parziale di blocchi franati dalle pareti della roccia incassante.

In entrambi i casi occorre una grande quantità di energia termica per fondere le rocce, energia fornita dal magma stesso. Il calore ceduto dal magma per fondere le rocce incassanti ne determina un e quindi una cristallizzazione con aumento di viscosità.

I processi di contaminazione tenderanno a prediligere rocce a più bassa temperatura di fusione che in generale sono quelle con più alto contenuto in feldspati alcalini e plagioclasio. Magmi basici, avendo temperature più alte di magmi acidi, riusciranno ad assimilare in maniera più facile rocce crostali.

Immiscibilità allo stato liquido.

Questo fenomeno si verifica quando da un unico fuso si ha la separazione di due liquidi per diminuita solubilità reciproca.
Questo fenomeno può avvenire in fusi silicatici quando si hanno due liquidi, uno ricco in Fe e P ma povero in Silice, e uno ricco in Silice ma povero in Fe e P. Oppure nei fusi fortemente alcalini.
Questo fatto da origine a rocce in cui si hanno porzioni rotondeggianti di una fase immersi nelle matrice dell’altra fase.
Se tra i due liquidi sussiste un forte contrasto di densità, la fase meno densa potrà essere allontanata completamente dall’altra. Questo processo è spesso citato per spiegare l’origine di molti fusi carbonatitici.

Bibliografia



Le informazioni contenute in questa pagina sono tratte da:
- Ron H. Vernon (2004): A pratical guide to rock microstructure. Cambridge editore
- Eric A.K. (1985): Middlemost Magmas and Magmatic Rocks. Longman, London
- D’Amico C., Innocenti F. & Sassi F.P. (1987): Magmatismo e metamorfismo. UTET
- Rocchi S. (1993): Meccanismi di cristallizzazione e strutture delle rocce ignee. SEU Pisa