Le Rocce Vulcaniche

Le rocce Vulcaniche si originano ad alta temperatura per raffreddamento di un sistema fuso, generalmente di composizione silicatica, detto Magma.

Il principale fattore esterno che determina la solidificazione del fuso magmatico è la diminuzione di temperatura, controllata dal meccanismo di risalita del magma verso porzioni più esterne e più fredde della crosta terrestre e, nell'eventualità di effusione, dalla interazione termica con la superficie terrestre, l'aria, l'acqua:
in quest'ultimo caso il raffreddamento risulta repentino, se non immediato e avremo la formazione di Pillow, Pomici, Ossidiane, Tachiliti ecc ecc).

Questo fenomeno di repentino "congelamento" del fuso viene detto Quenching e dà origine a rocce costituite essenzialmente da vetro.

Gli elementi costituenti il liquido magmatico possono passare nello stato solido ordinandosi in reticoli cristallini (minerali) oppure conservando una struttura simile a quella del liquido e formando così del materiale amorfo (vetro).

L'evoluzione del sistema è dunque controllata essenzialmente dalla velocità di raffreddamento, dalla viscosità e dalle caratteristiche termodinamiche del magma.

Il processo di cristallizzazione inizia con la nucleazione di germi cristallini e procede con la loro crescita: il ruolo combinato di nucleazione e crescita determina il tipo di struttura della roccia.

Le rocce vulcaniche sono spesso caratterizzate da una tessitura micro-cripto cristallina (Afanitica) che è indice di un veloce raffreddamento, mentre se si è avuto un "congelamento" del fuso la tessitura risulterà Vitrofirica o Afirica. Molto più comunemente le rocce vulcaniche presentano una tessitura Porfirica, in cui si ha un certo numero di fenocristalli immersi in una matrice (Pasta di fondo) che può essere Afanitica o Vitrofirica.

I Fenocristalli rappresentano la prima generazione di cristalli che si sono segregati dal fuso durante la risalita (Intratellurici) mentre i micro-cripto cristalli della pasta di fondo rappresentano le generazioni successive (eruttive).
La crescita dei cristalli è condizionata da vari fattori quali:

- Velocità di raffreddamento.
- Velocità di nucleazione.
- Caratteristiche reologiche del magma.
- Diffusione degli elementi nel fuso.

La tessitura finale della roccia è data essenzialmente dalla velocità di nucleazione, dalla crescita dei cristalli e dall'ordine di segregazione delle fasi dal Liquido (ordine di cristallizzazione). L'ordine di comparsa delle fasi sul Liquidus viene desunto tramite lo studio di:

- Rapporti di inclusione: cristalli inclusi sono comparsi prima di quelli includenti. Questo non è vero per essoluzioni e compenetrazioni tra varie specie.

- Dimensioni: cristalli più grandi sono comparsi prima e hanno avuto più tempo di crescere. Questo vale di solito per cristalli delle stessa fase in quanto fasi diverse hanno velocità di crescita anche considerevolmente diverse tra loro.

- Euedralità: cristalli euedrali sono comparsi prima di cristalli anaedrali in quanto hanno avuto modo di crescere liberamente fino ad acquisire una forma cristallina regolare. Questo non vale per cristalli che hanno reagito col Liquido perdendo la loro euedralità.


Struttura dei liquidi silicatici

La struttura atomica dei liquidi silicatici è un fattore estremamente importante poichè determina la maggior parte delle caratteristiche delle rocce ignee come:

- Velocità di scorrimento del magma.
- Esplosività delle eruzioni vulcaniche.
- Tasso di cristallizzazione e quindi la grana dei cristalli.

Studi teorici e analisi a raggi-X hanno permesso di stabilire che la struttura dei liquidi silicatici è costituita da complessi legami atomici (Polimerizzazione).

Gli atomi di un magma sono uniti da forze simili a quelle tra gli atomi di un cristallo, ma mancano della periodicità a lungo raggio e della simmetria.

I magmi sono formati da tetraedri coordinati dal silicio (e alluminio) connessi (o polimerizzati) in strutture tridimensionali in cui atomi di ossigeno (bridging oxygens) sono condivisi da due o più tetraedri; I cationi Si e Al sono detti "network-forming cations" (Costruttori di struttura).

Gli altri cationi entrano nel liquido in quantità limitate come ioni indipendenti che occupano le posizioni tra i tetraedri, modificando la struttura e le sue proprietà fisiche.

Questi cationi (es. Ca, Mg, Fe, Mn, Ti, Na, e K), sono detti "network-modifying cations" (Modificatori di struttura). Essi possono essere contenuti in quantità fino al 20% fino a che la struttura si rompa in più piccole unità geometriche.

Interrompendo la continuità della struttura del liquido in unità più piccole, la struttura cambia da una estesa rete di tetraedri, tutti legati dalla condivisione di atomi di ossigeno, a unità più piccole con più bassi rapporti Si:O finché, quando più del 66% dei cationi sono modificatori di struttura, il liquido consiste di tetraedri separati non direttamente connessi l’uno con l’altro.



Rappresentazione schemetica della struttura di un fuso magmatico. Si nota come gli elementi "network-modifying cations" interrompano le catene si Silicio-Alluminio.

Liquidi con un alto rapporto O:Si (magmi basaltici) sono costituiti da gruppi tetraedrici isolati [SiO4]4-.

Liquidi poco polimerrizzati risultano poco viscosi come evidenziato dalla grande copertura areale delle lave basaltiche, inoltre risultano poco esplosivi dato che i gas magmatici hanno un alta mobilità.

Liquidi altamente polimerizzati posseggono molti più legami O-Si, così che si ha la formazione di lunghe catene tetraedriche.
Ne risulta che i liquidi polimerizzati siano più viscosi, fluiscano con più difficoltà e impediscano la libera fuoriuscita di gas con conseguente alta esplosività delle eruzioni.

Effetto dei volatili

I componenti volatili presenti nel magma tendono generalmente a distruggere le catene tetraedriche e a far diminuire il grado di polimerizzazione.

Questo è dovuto al fatto che Ioni come (OH)- e F- vanno in sostituzione degli ossigeni ponte.
Ogni atomo di O2- lega due Ioni Si4+ mentre (OH)- o F- sono in grado di legare soltanto un solo Ione Si4+.

Ciò causa sia l'interruzione delle catene tetraedriche che la diminuzione della viscosità poichè i gruppi Si-O rimanenti diventano liberi di muoversi con più facilità.

Le serie magmatiche

Le rocce ignee presentano nel loro insieme una ampia variabilità chimica e mineralogica; tale variabilità non è casuale, ma è controllata dalla natura della sorgente e dai meccanismi di fusione parziale, e dai fenomeni di differenziazione/interazione con i materiali attraversati.

In ogni ambiente geologico caratterizzato, in un determinato intervallo temporale, da specifiche condizione geodinamiche e strutturali, possono prodursi solo magmi con definite caratteristiche, le cui ulteriori variazioni sono regolate dai particolari processi di differenziazione imposti dalle situazioni geologiche della zona.

In questo modo si generano associazioni spazio-temporali di rocce ignee ("associazioni magmatiche") che vengono anche definite con il termine di "province petrografiche" o magmatiche.
Spesso si utilizza anche il termine "comagmatico" per indicare semplicemente la stretta relazione genetiche delle rocce della provincia considerata.

Se si considerano le varie associazioni ignee di differente età e di diversi ambianti geodinalìmici, è possibile riconoscere delle variazioni petrografiche sistematiche che sono state riunite in "serie magmatiche".
Il concetto di "serie" è basato sull’ipotesi che l’associazione ignea considerata sia in qualche modo derivata da un magma iniziale detto magma "capostipite"; esso è il primo termine della serie.

Le varie serie magmatiche vengono suddivise essenzialmente sulla base del contenuto in alcali; su questa base possiamo distinguere due gruppi principali:

1) serie subalcalina;
2) serie alcalina e fortemente alcalina;



Diagramma classificativo TAS (Total Alcali Vs Silica); sono rappresentati i principlai campi, Subalcalino (in blu) e Alcalino (in arancione) e le relative serie, separate da linee blu. La linea rossa tratteggiata è la linea di separazione tra il campo subalcalino e il campo alcalino (linea di Irvine e Baragar 1971). Modificato da da Le Bas et al. (1986) e Le Maitre (1989)

Serie Subalcalina

Nel campo delle serie sub alcaline possiamo ulteriormente distinguere due principali tipi di serie, le serie Tholeiitiche e quelle Calcalcaline.

Serie Tholeiitiche (dal nome della città di Tholey nel Saarland, Germani dell’Est)
Una delle caratteristiche peculiari di queste serie è che le rocce mediamente evolute (andesiti, daciti) presentano dei caratteristici arricchimenti in FeO rispetto a MgO.
Questa caratteristica è ben osservabile nel diagramma AFM (Alcali-Ferro-Magnesio) in cui le rocce Tholeiitiche a diverso grado di evoluzione, disegnano un tipico andamento ad arco, caratterizzato da una pronunciata convessità verso il vertice F, dovuta appunto all’arricchimento in FeO. Questo andamento è detto "trend di fenner".

Oltre a tale caratteristica le rocce Tholeiitiche presentano bassi tenori in K2O; le rocce a grado di evoluzione basso e intermedio contengono comunemente pirosseni subcalcici (Pigeonite) e olivina solo in fenocristalli.

Serie Calcalcaline

Sono costituite generalmente da rocce soprasature, con grado di soprasaturazione maggiore delle rocce tholeiitiche. A differenza delle serie tholeiitiche, le rocce calcalcaline mostrano contenuti in FeO/MgO molto minori.

Nel diagramma AFM, queste rocce definiscono un andamento che punta direttamente al vertice A, dove solo localizzati graniti e rioliti; tale andamento è detto "trend di bowen".
Questo andamento è ipotizzato essere dovuto al frazionamento precoce di minerali femici (magnetite), il cui frazionamento produrrebbe un marcato arricchimento in SiO2 accompagnato da un impoverimento in FeO.2

Le rocce calcalcaline sono tipicamente ricche in Al2O3, tanto che i termini meno evoluti vengono spesso detti basalti ricchi in allumina (Al2O3 > 18%). In generale le serie calcalcaline sono dominate da termini intermedi (andesiti).
In queste rocce sono comuni sia gli orto che i clinopirosseni mentre l’olivina è relegata solo nei termini meno evoluti della serie, e mostra evidenti segni di instabilità in termini più evoluti (bordi di riassorbimento) dovuti alla sua trasformazione in ortopirosseno (Ol + SiO2 = OPX).

In queste rocce inoltre, a parità di contenuto in SiO2, molto variabile è il contenuto in K2O; ciò consente di distinguere ulteriormente le rocce calcalcaline in calcalcaline normali, e calcalcaline ricche in potassio.
Le roccie calcalcaline ricche in potassio sono inoltre associate spesso a rocce ancor più ricche in potassio, dette rocce shoshonitiche, che appartengono di fatto alla serie alcalina.



Diagramma AFM (A = Na2O + K2O; F = FeOtot; M = MgO) in cui si notano i due distinti "trend" delle serie Tholeiitiche e Calcolacalina.

Serie Alcaline

Le rocce delle serie alcaline vengono generalmente distinte in base al contenuto in Na o K; possono così essere distinte rocce alcalino sodiche e rocce alcalino potassiche, in base al rapporto KO2/Na2O.

Tre la due serie, quella con un volume dei prodotti maggiori è senza dubbio la serie alcanino sodica; più del 90% delle rocce alcaline appartengono a tale serie, sono rocce di solito al limite della saturazione o sottosature, contengono comunemente nefelina e altri foidi. Tettonicamente sono di solito associate a riting continentale e a contesti di intraplacca continentale e/o oceanico.

Per quanto riguarda le rocce appartenenti la serie alcalino potassica, le cose si complicano:

- Sono rocce volumetricamente insignificanti se paragonate a quelle delle altre serie;
- Da fortemente sottosature a fortemente sovrasature;
- Tipiche di zone di intraplacca e di margini attivi;
- Associate spesso con depositi a carattere economico;
- Ricche in elementi incompatibili;

Per spiegare la loro "potassicità" è stato ipotizzato che derivino da una sorgente mantellica estremamente arricchita da materiale ricco in potassio (Flogopite).
Inoltre all’interno del gruppo delle rocce potassiche è possibile distinguere diversi gruppi particolari di rocce, dette rocce ultrpotassiche:

Rocce a Kalsilite;
Kimberliti;
Rocce a Leucite;
Lamprofiri.
Per maggiori informazioni sulle rocce alcaline vedi al pagina Le rocce alcaline

Microstrutture

Porfirica Glomerofirica Ofitica Setaccio Dendritica Zonatura Rapakivi-Antirapakivi Pseudomorfosi Sferuliti Palagonite Oloialina Ipocristallina Ialopilitica Eutassitica Trachitica Intergranulare Intersertale vitrofirica pilotassitica petroselciosa amigdale
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