Roccia ignea - Igneous rock

Province geologiche del mondo ( USGS )

La roccia ignea (derivata dalla parola latina ignis che significa fuoco), o roccia magmatica , è uno dei tre principali tipi di roccia , gli altri sono sedimentari e metamorfici . La roccia ignea si forma attraverso il raffreddamento e la solidificazione di magma o lava .

Il magma può essere derivata da masse fuse parziali di rocce esistenti sia in un pianeta 's manto o crosta . Tipicamente, la fusione è causata da uno o più di tre processi: un aumento della temperatura, una diminuzione della pressione o un cambiamento nella composizione. La solidificazione in roccia avviene sotto la superficie come rocce intrusive o in superficie come rocce effusive . La roccia ignea può formarsi con la cristallizzazione per formare rocce granulari e cristalline o senza cristallizzazione per formare vetri naturali .

Le rocce ignee si trovano in un'ampia gamma di ambienti geologici: scudi, piattaforme, orogeni, bacini, grandi province ignee, crosta estesa e crosta oceanica.

Le eruzioni vulcaniche di lava sono le principali fonti di rocce ignee. ( Vulcano Mayon nelle Filippine, in eruzione nel 2009)
Colonne naturali di roccia ignea separate l'una dall'altra da giunti colonnari , a Madeira

significato geologico

Le rocce ignee e metamorfiche costituiscono il 90-95% dei primi 16 chilometri (9,9 miglia) della crosta terrestre in volume. Le rocce ignee formano circa il 15% dell'attuale superficie terrestre. La maggior parte della crosta oceanica terrestre è costituita da roccia ignea.

Le rocce ignee sono anche geologicamente importanti perché:

  • i loro minerali e la chimica globale forniscono informazioni sulla composizione della crosta inferiore o del mantello superiore da cui è stato estratto il loro magma genitore, e le condizioni di temperatura e pressione che hanno permesso questa estrazione;
  • le loro età assolute possono essere ricavate da varie forme di datazione radiometrica e possono essere confrontate con strati geologici adiacenti , permettendo così la calibrazione della scala temporale geologica ;
  • le loro caratteristiche sono solitamente caratteristiche di uno specifico ambiente tettonico, consentendo ricostruzioni tettoniche (vedi tettonica a placche );
  • in alcune circostanze particolari ospitano importanti giacimenti minerari ( minerali ): ad esempio, tungsteno , stagno e uranio sono comunemente associati a graniti e dioriti , mentre i minerali di cromo e platino sono comunemente associati ai gabbri .

Ambiente geologico

Formazione di roccia ignea

Le rocce ignee possono essere sia intrusive ( plutoniche e ipabissali) che estrusive ( vulcaniche ).

Invadente

Tipi di base di intrusioni:

Le rocce ignee intrusive costituiscono la maggior parte delle rocce ignee e sono formate da magma che si raffredda e si solidifica all'interno della crosta di un pianeta. I corpi di roccia intrusiva sono conosciuti come intrusioni e sono circondati da roccia preesistente (chiamata country rock ). La roccia di campagna è un ottimo isolante termico , quindi il magma si raffredda lentamente e le rocce intrusive sono a grana grossa ( faneritica ). I grani minerali in tali rocce possono essere generalmente identificati ad occhio nudo. Le intrusioni possono essere classificate in base alla forma e alle dimensioni del corpo intrusivo e alla sua relazione con l' allettamento della roccia campestre in cui si intromette. Tipici corpi intrusivi sono batoliti , ceppi , laccoliti , davanzali e dighe . Le rocce intrusive comuni sono il granito , il gabbro o la diorite .

I nuclei centrali delle principali catene montuose sono costituiti da rocce ignee intrusive. Quando esposti dall'erosione, questi nuclei (chiamati batoliti ) possono occupare vaste aree della superficie terrestre.

Le rocce ignee intrusive che si formano in profondità all'interno della crosta sono chiamate rocce plutoniche (o abissali ) e sono generalmente a grana grossa. Le rocce ignee intrusive che si formano vicino alla superficie sono chiamate rocce subvulcaniche o ipabissali e di solito sono a grana molto più fine, spesso simili a rocce vulcaniche. Le rocce ipobissali sono meno comuni delle rocce plutoniche o vulcaniche e spesso formano dighe, davanzali, laccoliti, lopoliti o facoliti .

Estrusivo

La roccia ignea estrusiva è costituita dalla lava rilasciata dai vulcani
Campione di basalto (una roccia ignea estrusiva), trovato in Massachusetts

La roccia ignea estrusiva, nota anche come roccia vulcanica, si forma dal raffreddamento del magma fuso sulla superficie terrestre. Il magma, che viene portato in superficie attraverso fessure o eruzioni vulcaniche , solidifica rapidamente. Quindi tali rocce sono a grana fine ( afanitiche ) o addirittura vetrose. Il basalto è la roccia ignea estrusiva più comune e forma colate laviche, lastre laviche e altipiani lavici. Alcuni tipi di basalto si solidificano formando lunghe colonne poligonali . Il Giant's Causeway ad Antrim, nell'Irlanda del Nord, ne è un esempio.

La roccia fusa, che tipicamente contiene cristalli sospesi e gas disciolti, è chiamata magma . Sorge perché è meno densa della roccia da cui è stata estratta. Quando il magma raggiunge la superficie, si chiama lava . Le eruzioni dei vulcani nell'aria sono chiamate subaeree , mentre quelle che si verificano sotto l'oceano sono chiamate sottomarine . I fumatori neri e il basalto della dorsale oceanica sono esempi di attività vulcanica sottomarina.

Il volume di roccia estrusiva eruttata annualmente dai vulcani varia con l'impostazione tettonica delle placche. La roccia estrusiva viene prodotta nelle seguenti proporzioni:

Il comportamento della lava dipende dalla sua viscosità , che è determinata dalla temperatura, dalla composizione e dal contenuto di cristalli. Il magma ad alta temperatura, la maggior parte del quale è di composizione basaltica, si comporta in modo simile all'olio denso e, mentre si raffredda, la melassa . Sono comuni colate di basalto lunghe e sottili con superfici pahoehoe . Il magma a composizione intermedia, come l' andesite , tende a formare coni di cenere di cenere , tufo e lava mescolati e può avere una viscosità simile alla melassa densa e fredda o persino alla gomma quando erutta. Il magma felsico , come la riolite , viene solitamente eruttato a bassa temperatura ed è fino a 10.000 volte più viscoso del basalto. I vulcani con magma riolitico eruttano comunemente in modo esplosivo e le colate laviche riolitiche sono tipicamente di estensione limitata e hanno margini ripidi perché il magma è così viscoso.

I magmi felsici e intermedi che eruttano spesso lo fanno violentemente, con esplosioni guidate dal rilascio di gas disciolti, tipicamente vapore acqueo, ma anche anidride carbonica . Il materiale piroclastico eruttato in modo esplosivo è chiamato tefra e comprende tufo , agglomerato e ignimbrite . Viene anche eruttata fine cenere vulcanica che forma depositi di cenere di tufo, che spesso possono coprire vaste aree.

Poiché le rocce vulcaniche sono per lo più a grana fine o vetrosa, è molto più difficile distinguere tra i diversi tipi di rocce ignee estrusive che tra i diversi tipi di rocce ignee intrusive. Generalmente, i costituenti minerali delle rocce ignee estrusive a grana fine possono essere determinati solo mediante l'esame di sezioni sottili della roccia al microscopio , quindi di solito è possibile effettuare solo una classificazione approssimativa sul campo . Sebbene l' IUGS preferisca la classificazione per composizione minerale , ciò è spesso poco pratico e la classificazione chimica viene invece eseguita utilizzando la classificazione TAS .

Classificazione

Close-up di granito (un intrusivo roccia ignea) esposto a Chennai , India

Le rocce ignee sono classificate in base a modalità di occorrenza, tessitura, mineralogia, composizione chimica e geometria del corpo igneo.

La classificazione dei molti tipi di rocce ignee può fornire importanti informazioni sulle condizioni in cui si sono formate. Due importanti variabili utilizzate per la classificazione delle rocce ignee sono la dimensione delle particelle, che dipende in gran parte dalla storia del raffreddamento, e la composizione minerale della roccia. Feldspati , quarzo o feldspatoidi , olivine , pirosseni , anfiboli e miche sono tutti minerali importanti nella formazione di quasi tutte le rocce ignee e sono fondamentali per la classificazione di queste rocce. Tutti gli altri minerali presenti sono considerati non essenziali in quasi tutte le rocce ignee e sono chiamati minerali accessori . I tipi di rocce ignee con altri minerali essenziali sono molto rari, ma includono le carbonatiti , che contengono carbonati essenziali .

In una classificazione semplificata, i tipi di rocce ignee sono separati in base al tipo di feldspato presente, presenza o assenza di quarzo , e nelle rocce prive di feldspato o quarzo, il tipo di minerali di ferro o magnesio presenti. Le rocce contenenti quarzo (silice nella composizione) sono sovrasature di silice . Le rocce con feldspatoidi sono sottosature di silice , perché i feldspatoidi non possono coesistere in un'associazione stabile con il quarzo.

Le rocce ignee che hanno cristalli abbastanza grandi da essere viste ad occhio nudo sono chiamate phaneritiche ; quelli con cristalli troppo piccoli per essere visti sono chiamati afanitici . In generale, il faneritico implica un'origine intrusiva; afanitico uno estrusivo.

Una roccia ignea con cristalli più grandi e chiaramente distinguibili incorporati in una matrice a grana più fine è chiamata porfido . La tessitura porfirica si sviluppa quando alcuni dei cristalli raggiungono dimensioni considerevoli prima che la massa principale del magma si cristallizzi come materiale uniforme a grana più fine.

Le rocce ignee sono classificate in base alla tessitura e alla composizione. La trama si riferisce alla dimensione, alla forma e alla disposizione dei grani minerali o dei cristalli di cui è composta la roccia.

Struttura

Esemplare di Gabbro che mostra una tessitura faneritica , dal Rock Creek Canyon, Sierra Nevada orientale , California

La tessitura è un criterio importante per la denominazione delle rocce vulcaniche. La tessitura delle rocce vulcaniche, comprese le dimensioni, la forma, l'orientamento e la distribuzione dei grani minerali e le relazioni tra i grani, determinerà se la roccia è definita tufo , lava piroclastica o semplice lava . Tuttavia, la tessitura è solo una parte subordinata della classificazione delle rocce vulcaniche, poiché molto spesso devono esserci informazioni chimiche raccolte da rocce con una massa di fondo a grana estremamente fine o da tufi aerodinamici, che possono essere formati da cenere vulcanica.

I criteri strutturali sono meno critici nella classificazione delle rocce intrusive in cui la maggior parte dei minerali sarà visibile ad occhio nudo o almeno utilizzando una lente a mano, una lente d'ingrandimento o un microscopio. Le rocce plutoniche tendono anche ad essere meno variate dal punto di vista strutturale e meno inclini a mostrare tessuti strutturali distintivi. I termini tessiturali possono essere usati per differenziare diverse fasi intrusive di grandi plutoni, per esempio margini porfirici a grandi corpi intrusivi, ceppi di porfido e dighe subvulcaniche . La classificazione mineralogica è più spesso utilizzata per classificare le rocce plutoniche. Le classificazioni chimiche sono preferite per classificare le rocce vulcaniche, con specie di fenocristalli usate come prefisso, ad esempio "picrite olivina" o "riolite ortoclasio-firica".

Schema di classificazione di base per le rocce ignee in base alla loro composizione minerale. Se si conoscono le frazioni volumetriche approssimative dei minerali nella roccia, dal diagramma è possibile leggere il nome della roccia e il contenuto di silice. Questo non è un metodo esatto, perché la classificazione delle rocce ignee dipende anche da altri componenti, ma nella maggior parte dei casi è una buona prima ipotesi.

Classificazione mineralogica

Lo IUGS raccomanda di classificare le rocce ignee in base alla loro composizione minerale quando possibile. Questo è semplice per la roccia ignea intrusiva a grana grossa, ma può richiedere l'esame di sezioni sottili al microscopio per la roccia vulcanica a grana fine e può essere impossibile per la roccia vulcanica vetrosa. La roccia deve quindi essere classificata chimicamente.

La classificazione mineralogica di una roccia intrusiva inizia determinando se la roccia è ultramafica, una carbonatite o un lamprofiro . Una roccia ultramafica contiene più del 90% di minerali ricchi di ferro e magnesio come l'orneblenda, il pirosseno o l'olivina e tali rocce hanno il loro schema di classificazione. Allo stesso modo, le rocce contenenti più del 50% di minerali di carbonato sono classificate come carbonatiti, mentre i lamprofiri sono rare rocce ultrapotassiche. Entrambi sono ulteriormente classificati in base alla mineralogia dettagliata.

Nella grande maggioranza dei casi, la roccia ha una composizione minerale più tipica, con significativi quarzi, feldspati o feldspatoidi. La classificazione si basa sulle percentuali di quarzo, feldspato alcalino, plagioclasio e feldspatoide sulla frazione totale della roccia composta da questi minerali, ignorando tutti gli altri minerali presenti. Queste percentuali collocano la roccia da qualche parte sul diagramma QAPF , che spesso determina immediatamente il tipo di roccia. In alcuni casi, come il campo diorite-gabbro-anortite, devono essere applicati criteri mineralogici aggiuntivi per determinare la classificazione finale.

Laddove è possibile determinare la mineralogia di una roccia vulcanica, questa viene classificata utilizzando la stessa procedura, ma con un diagramma QAPF modificato i cui campi corrispondono ai tipi di roccia vulcanica.

Classificazione chimica e petrologia

Schema di classificazione degli alcali totali rispetto alla silice (TAS) come proposto in Rocce ignee di Le Maitre del 2002 - Una classificazione e un glossario dei termini L'area blu è approssimativamente il punto in cui le rocce alcaline tracciano; l'area gialla è dove tracciano le rocce subalcaline.

Quando non è pratico classificare una roccia vulcanica in base alla mineralogia, la roccia deve essere classificata chimicamente.

Sono relativamente pochi i minerali importanti nella formazione delle rocce ignee comuni, perché il magma da cui i minerali cristallizzano è ricco solo di alcuni elementi: silicio , ossigeno , alluminio, sodio , potassio , calcio , ferro e magnesio . Questi sono gli elementi che si combinano per formare i minerali di silicato , che rappresentano oltre il novanta per cento di tutte le rocce ignee. La chimica delle rocce ignee si esprime in modo diverso per elementi maggiori e minori e per oligoelementi. I contenuti degli elementi maggiori e minori sono convenzionalmente espressi come percentuale in peso di ossidi (ad esempio, 51% SiO 2 e 1,50% TiO 2 ). L'abbondanza di oligoelementi è convenzionalmente espressa come parti per milione in peso (ad es. 420 ppm Ni e 5,1 ppm Sm). Il termine "elemento in traccia" è tipicamente usato per elementi presenti nella maggior parte delle rocce ad abbondanze inferiori a 100 ppm o giù di lì, ma alcuni oligoelementi possono essere presenti in alcune rocce ad abbondanze superiori a 1.000 ppm. La diversità delle composizioni rocciose è stata definita da un'enorme massa di dati analitici: è possibile accedere a oltre 230.000 analisi delle rocce sul web attraverso un sito sponsorizzato dalla National Science Foundation degli Stati Uniti (vedere il collegamento esterno a EarthChem).

Il singolo componente più importante è la silice, SiO 2 , sia presente come quarzo sia combinata con altri ossidi come feldspati o altri minerali. Sia le rocce intrusive che quelle vulcaniche sono raggruppate chimicamente in base al contenuto di silice totale in ampie categorie.

  • Le rocce felsiche hanno il più alto contenuto di silice e sono composte prevalentemente dai minerali felsici quarzo e feldspato. Queste rocce (granito, riolite) sono generalmente di colore chiaro e hanno una densità relativamente bassa.
  • Le rocce intermedie hanno un contenuto moderato di silice e sono prevalentemente composte da feldspati. Queste rocce (diorite, andesite) sono tipicamente di colore più scuro delle rocce felsiche e un po' più dense.
  • Le rocce mafiche hanno un contenuto di silice relativamente basso e sono composte principalmente da pirosseni , olivine e plagioclasio calcico. Queste rocce (basalto, gabbro) sono generalmente di colore scuro e hanno una densità maggiore rispetto alle rocce felsiche.
  • La roccia ultramafica è molto povera di silice, con oltre il 90% di minerali mafici (komatiite, dunite ).

Questa classificazione è riassunta nella seguente tabella:

Composizione
Modalità di accadimento Felsica
(> 63% SiO 2 )
Intermedio
(52% al 63% SiO 2 )
Mafiche
(45% al 52% SiO 2 )
Ultramafic
(<45% SiO 2 )
Invadente Granito Diorite Gabbro peridotite
Estrusivo riolite andesite Basalto Komatiite

La percentuale di ossidi di metalli alcalini ( Na 2 O più K 2 O ) è seconda solo alla silice nella sua importanza per la classificazione chimica delle rocce vulcaniche. Le percentuali di silice e ossido di metalli alcalini vengono utilizzate per posizionare la roccia vulcanica sul diagramma TAS , che è sufficiente per classificare immediatamente la maggior parte delle rocce vulcaniche. Le rocce in alcuni campi, come il campo della trachiandesite, sono ulteriormente classificate in base al rapporto tra potassio e sodio (in modo che le trachiandesite potassiche siano latiti e le trachiandesite sodiche siano benmoreiti). Alcuni dei campi più mafici sono ulteriormente suddivisi o definiti dalla mineralogia normativa , in cui viene calcolata una composizione minerale idealizzata per la roccia in base alla sua composizione chimica. Ad esempio, la basanite si distingue dalla tefrite per l'elevato contenuto normativo di olivina.

Altri perfezionamenti alla classificazione TAS di base includono:

  • Ultrapotassico – rocce contenenti K 2 O/Na 2 O molare >3.
  • Peralkaline – rocce contenenti molare (K 2 O + Na 2 O)/Al 2 O 3 >1.
  • Peralluminoso – rocce contenenti molare (K 2 O + Na 2 O + CaO)/Al 2 O 3 <1.

Nella terminologia più antica, le rocce sovrasature di silice erano chiamate siliciche o acide dove il SiO 2 era maggiore del 66% e il termine di famiglia quarzolite era applicato al più silicico. Un feldspatoide normativo classifica una roccia come sottosatura di silice; un esempio è la nefelinite .

Diagramma ternario AFM che mostra le proporzioni relative di Na 2 O + K 2 O (A per metalli alcalino-terrosi ), FeO + Fe 2 O 3 (F) e MgO (M) con frecce che mostrano il percorso di variazione chimica in tholeiitic e calc -magmi della serie alcalina

I magmi sono ulteriormente suddivisi in tre serie:

La serie alcalina è distinguibile dalle altre due sul diagramma TAS, essendo più alta negli ossidi alcalini totali per un dato contenuto di silice, ma le serie tholeiitica e calc-alcalina occupano approssimativamente la stessa parte del diagramma TAS. Si distinguono confrontando gli alcali totali con il contenuto di ferro e magnesio.

Queste tre serie di magma si verificano in una gamma di impostazioni tettoniche a placche. Le rocce della serie magmatica tholeiitica si trovano, ad esempio, sulle dorsali medio-oceaniche, sui bacini di retroarco , sulle isole oceaniche formate da hotspot, sugli archi insulari e sulle grandi province ignee continentali .

Tutte e tre le serie si trovano relativamente vicine l'una all'altra nelle zone di subduzione dove la loro distribuzione è correlata alla profondità e all'età della zona di subduzione. La serie tholeiitica del magma è ben rappresentata sopra le giovani zone di subduzione formate da magma da profondità relativamente basse. Le serie calc-alcaline e alcaline sono visibili nelle zone di subduzione mature e sono correlate a magma di maggiore profondità. L'andesite e l'andesite basaltica sono la roccia vulcanica più abbondante nell'arco insulare che è indicativa dei magmi calcareo-alcalini. Alcuni archi insulari hanno serie vulcaniche distribuite come si può vedere nel sistema di archi insulari giapponese in cui le rocce vulcaniche cambiano da tholeiite-calc-alcaline-alcaline con l'aumentare della distanza dalla trincea.

Storia della classificazione

Alcuni nomi di rocce ignee risalgono a prima dell'era moderna della geologia. Ad esempio, il basalto come descrizione di una particolare composizione di roccia di origine lavica risale a Georgius Agricola nel 1546 nella sua opera De Natura Fossilium . La parola di granito risale almeno al 1640 e deriva sia dal francese granito o italiano granito , che significa semplicemente "rock granulato". Il termine riolite fu introdotto nel 1860 dal viaggiatore e geologo tedesco Ferdinand von Richthofen. La denominazione di nuovi tipi di roccia accelerò nel XIX secolo e raggiunse il picco all'inizio del XX secolo.

Gran parte della prima classificazione delle rocce ignee si basava sull'età geologica e sulla presenza delle rocce. Tuttavia, nel 1902, i petrologi americani Charles Whitman Cross , Joseph P. Iddings , Louis V. Pirsson e Henry Stephens Washington proposero che tutte le classificazioni esistenti delle rocce ignee dovessero essere scartate e sostituite da una classificazione "quantitativa" basata sull'analisi chimica. Hanno mostrato quanto fosse vaga, e spesso non scientifica, gran parte della terminologia esistente e hanno sostenuto che, poiché la composizione chimica di una roccia ignea era la sua caratteristica più fondamentale, dovrebbe essere elevata al primo posto.

La presenza geologica, la struttura, la costituzione mineralogica - i criteri finora accettati per la discriminazione delle specie rocciose - sono stati relegati in secondo piano. L'analisi della roccia completata deve essere prima interpretata in termini di minerali che formano la roccia che ci si potrebbe aspettare che si formino quando il magma cristallizza, ad esempio feldspati di quarzo, olivina , akermannite, feldspatoidi , magnetite , corindone e così via, e il le rocce sono divise in gruppi rigorosamente in base alla proporzione relativa di questi minerali tra loro. Questo nuovo schema di classificazione ha creato scalpore, ma è stato criticato per la sua mancanza di utilità nel lavoro sul campo e lo schema di classificazione è stato abbandonato negli anni '60. Tuttavia, il concetto di mineralogia normativa ha resistito e il lavoro di Cross e dei suoi coinvestigatori ha ispirato una raffica di nuovi schemi di classificazione.

Tra questi c'era lo schema di classificazione di MA Peacock, che divideva le rocce ignee in quattro serie: le serie alcaline, le alcali-calciche, le calc-alcaline e le serie calciche. La sua definizione della serie alcalina, e il termine calc-alcali, continuano ad essere utilizzati come parte della diffusa classificazione di Irvine-Barager, insieme alla serie tholeiitica di WQ Kennedy.

Nel 1958, c'erano circa 12 schemi di classificazione separati e almeno 1637 nomi di tipi di roccia in uso. In quell'anno, Albert Streckeisen scrisse un articolo di revisione sulla classificazione delle rocce ignee che alla fine portò alla formazione della IUGG Subcommission of the Systematics of Igneous Rocks. Nel 1989 era stato concordato un unico sistema di classificazione, che è stato ulteriormente rivisto nel 2005. Il numero di nomi di roccia consigliati è stato ridotto a 316. Questi includevano un numero di nuovi nomi promulgati dalla Sottocommissione.

Origine dei magmi

La crosta terrestre ha una media di circa 35 chilometri (22 miglia) di spessore sotto i continenti , ma in media solo circa 7-10 chilometri (4,3-6,2 miglia) sotto gli oceani . La crosta continentale è composta principalmente da rocce sedimentarie che poggiano su un basamento cristallino formato da una grande varietà di rocce metamorfiche e ignee, tra cui granuliti e graniti. La crosta oceanica è composta principalmente da basalto e gabbro . Sia la crosta continentale che quella oceanica poggiano sulla peridotite del mantello.

Le rocce possono fondersi in risposta a una diminuzione della pressione, a un cambiamento nella composizione (come l'aggiunta di acqua), a un aumento della temperatura o a una combinazione di questi processi.

Altri meccanismi, come la fusione a causa dell'impatto di un meteorite , sono meno importanti oggi, ma gli impatti durante l' accrescimento della Terra hanno portato a un'estesa fusione e le diverse centinaia di chilometri all'esterno della nostra prima Terra erano probabilmente un oceano di magma. Gli impatti di grandi meteoriti nelle ultime centinaia di milioni di anni sono stati proposti come un meccanismo responsabile dell'esteso magmatismo basaltico di diverse grandi province ignee.

Decompressione

La fusione per decompressione si verifica a causa di una diminuzione della pressione.

Le temperature di solidus della maggior parte delle rocce (le temperature al di sotto delle quali sono completamente solide) aumentano con l'aumentare della pressione in assenza di acqua. La peridotite in profondità nel mantello terrestre può essere più calda della sua temperatura del solido a un livello più basso. Se tale roccia si solleva durante la convezione del mantello solido, si raffredderà leggermente mentre si espande in un processo adiabatico , ma il raffreddamento è solo di circa 0,3 °C per chilometro. Studi sperimentali su campioni di peridotite appropriati documentano che le temperature del solidus aumentano da 3 °C a 4 °C per chilometro. Se la roccia si alza abbastanza, inizierà a sciogliersi. Le goccioline di fusione possono fondersi in volumi più grandi ed essere intromesse verso l'alto. Questo processo di fusione dal movimento verso l'alto del mantello solido è fondamentale nell'evoluzione della Terra.

Lo scioglimento per decompressione crea la crosta oceanica sulle dorsali oceaniche . Causa anche vulcanismo nelle regioni intraplacca, come l'Europa, l'Africa e il fondale marino del Pacifico. Lì, è variamente attribuito o all'innalzamento dei pennacchi del mantello (l'"ipotesi del pennacchio ") o all'estensione intraplacca (l'"ipotesi della placca").

Effetti dell'acqua e dell'anidride carbonica

Il cambiamento della composizione della roccia maggiormente responsabile della creazione del magma è l'aggiunta di acqua. L'acqua abbassa la temperatura del solidus delle rocce a una data pressione. Ad esempio, a una profondità di circa 100 chilometri, la peridotite inizia a fondere vicino a 800 °C in presenza di acqua in eccesso, ma vicino o superiore a circa 1.500 °C in assenza di acqua. L'acqua viene espulsa dalla litosfera oceanica nelle zone di subduzione e provoca la fusione del mantello sovrastante. I magmi idrati composti da basalto e andesite sono prodotti direttamente e indirettamente come risultati della disidratazione durante il processo di subduzione. Tali magmi, e quelli che ne derivano, formano archi insulari come quelli dell'Anello di Fuoco del Pacifico . Questi magmi formano rocce della serie calcalcalina , una parte importante della crosta continentale .

L'aggiunta di anidride carbonica è una causa relativamente molto meno importante della formazione di magma rispetto all'aggiunta di acqua, ma la genesi di alcuni magmi sottosaturi di silice è stata attribuita al dominio dell'anidride carbonica sull'acqua nelle regioni di origine del mantello. In presenza di anidride carbonica, gli esperimenti documentano che la temperatura della peridotite solidus diminuisce di circa 200 °C in uno stretto intervallo di pressione a pressioni corrispondenti a una profondità di circa 70 km. A profondità maggiori, l'anidride carbonica può avere più effetto: a profondità di circa 200 km, le temperature di fusione iniziale di una composizione di peridotite gassata sono state determinate da 450 °C a 600 °C inferiori rispetto alla stessa composizione senza anidride carbonica. I magmi di tipi di roccia come nefelinite , carbonatite e kimberlite sono tra quelli che possono essere generati a seguito di un afflusso di anidride carbonica nel mantello a profondità superiori a circa 70 km.

Aumento della temperatura

L'aumento della temperatura è il meccanismo più tipico di formazione del magma all'interno della crosta continentale. Tali aumenti di temperatura possono verificarsi a causa dell'intrusione verso l'alto di magma dal mantello. Le temperature possono anche superare il solidus di una roccia crostale nella crosta continentale ispessita dalla compressione in corrispondenza di un bordo di placca . Il confine della placca tra le masse continentali indiana e asiatica fornisce un esempio ben studiato, poiché l' altopiano tibetano appena a nord del confine ha una crosta spessa circa 80 chilometri, circa il doppio dello spessore della normale crosta continentale. Gli studi sulla resistività elettrica dedotti dai dati magnetotellurici hanno rilevato uno strato che sembra contenere silicato fuso e che si estende per almeno 1.000 chilometri all'interno della crosta centrale lungo il margine meridionale dell'altopiano tibetano. Granito e riolite sono tipi di roccia ignea comunemente interpretati come prodotti dello scioglimento della crosta continentale a causa dell'aumento della temperatura. L'aumento della temperatura può anche contribuire allo scioglimento della litosfera trascinata verso il basso in una zona di subduzione.

Evoluzione del magma

Diagrammi schematici che mostrano i principi alla base della cristallizzazione frazionata in un magma . Durante il raffreddamento, il magma evolve nella composizione perché diversi minerali cristallizzano dal fuso. 1 : l' olivina cristallizza; 2 : cristallizzano olivina e pirosseno ; 3 : si cristallizzano pirosseno e plagioclasio ; 4 : il plagioclasio cristallizza. Nella parte inferiore del serbatoio di magma, si forma una roccia cumulativa .

La maggior parte dei magmi sono completamente sciolti solo per piccole parti della loro storia. Più tipicamente, sono miscele di fuso e cristalli, e talvolta anche di bolle di gas. Fusione, cristalli e bolle di solito hanno densità diverse e quindi possono separarsi man mano che i magmi si evolvono.

Quando il magma si raffredda, i minerali tipicamente cristallizzano dal fuso a diverse temperature ( cristallizzazione frazionata ). Quando i minerali si cristallizzano, la composizione della massa fusa residua cambia tipicamente. Se i cristalli si separano dal fuso, il fuso residuo differirà nella composizione dal magma genitore. Ad esempio, un magma di composizione gabbroica può produrre una fusione residua di composizione granitica se i cristalli formati in anticipo vengono separati dal magma. Gabbro può avere una temperatura di liquidus vicino a 1.200 ° C e la fusione derivata di granito-composizione può avere una temperatura di liquidus a partire da circa 700 ° C. Gli elementi incompatibili sono concentrati negli ultimi residui di magma durante la cristallizzazione frazionata e nei primi fusi prodotti durante la fusione parziale: entrambi i processi possono formare il magma che cristallizza a pegmatite , un tipo di roccia comunemente arricchito di elementi incompatibili. La serie di reazioni di Bowen è importante per comprendere la sequenza idealizzata della cristallizzazione frazionata di un magma. La termobarometria del clinopirosseno viene utilizzata per determinare le condizioni di temperatura e pressione in cui si è verificata la differenziazione del magma per specifiche rocce ignee.

La composizione del magma può essere determinata mediante processi diversi dalla fusione parziale e dalla cristallizzazione frazionata. Ad esempio, i magmi interagiscono comunemente con le rocce in cui si intromettono, sia fondendo quelle rocce che reagendo con esse. Magmi di diversa composizione possono mescolarsi tra loro. In rari casi, i fusi possono separarsi in due fusi immiscibili di composizioni contrastanti.

Etimologia

La parola ignea deriva dal latino ignis , che significa "di fuoco". Le rocce vulcaniche prendono il nome da Vulcano , il nome romano del dio del fuoco. Le rocce intrusive sono anche chiamate rocce "plutoniche", dal nome di Plutone , il dio romano degli inferi.

Galleria

Guarda anche

Appunti

Riferimenti

link esterno