A.A. 2012-2013
Corso di PETROGRAFIA
Laurea Triennale in Geologia
Angelo Peccerillo
tel: 075 5852608
e-mail: [email protected]
home page: www.unipg.it/pecceang/
Lezione del 23 Ottobre 2012
RICAPITOLAZIONE
Composizione chimica fondamentale di alcuni magmi
Basalto
Subalcalino
SiO2 peso %
Basalto
Alcalino
Andesite
Riolite
48.10
46.01
57.41
70.14
TiO2
1.08
1.81
0.79
0.41
Al2O3
17.40
14.00
19.47
14.67
Fe2O3
3.39
2.11
6.17
2.12
FeO
7.90
7.22
0.00
0.00
MnO
0.19
0.13
0.13
0.00
MgO
7.10
7.00
1.73
0.40
CaO
10.41
10.13
7.58
1.48
Na2O
2.89
4.72
4.52
4.17
K2O
0.70
6.17
1.37
4.02
P2O5
0.17
0.50
0.26
0.09
H2O
variabile
variabile
variabile
variabile
Classificazione dei magmi
•
•
•
•
Magmi ultrabasici
Magmi basici
Magmi intermedi
Magmi acici
SiO2 < 46%
SiO2 = 46-52%
SiO2 = 52-63%
SiO2 > 63%
Variazione degli ossidi principali nei magmi
peso % ossidi
MgO
Al2O3
15
CaO
10
FeOt
K2O
Na2O
5
P2O
50
60
SiO2 %
70
I Magmi (composizione)
0,1 GPa (GigaPascal)
= 1 kbar
= 1000 bar
= 10000 m di H2O
=  3.5 km
Solubilità di H2O e CO2 nei magmi in funzione della
pressione. La solubilità di CO2, è molto più bassa
rispetto a quella dell'acqua e raggiunge valori
significativi soltanto ad alta pressione, all’interno del
mantello. Esiste anche una certa variabilità della
solubilità dell’acqua in funzione della composizione dei
magmi.
Per sciogliere i volatili nei magmi sono necessarie
elevate pressioni; se queste diminuiscono, come
avviene quando il magma si avvicina alla
superficie, i volatili essolvono dal fuso [si
liberano formando una fase separata] generando
vescicole.
TEMPERATURA
Temperatura
Temperatura
di Solidus
Tutto solido
Roccia
Temperatura
di Liquidus
Cristalli + Liquido
Tutto liquido
Magma
surriscaldato
Temperature di solidus e liquidus vs. Pressione
RIOLITE
BASALTO
0.4
Liquidus anidro
Solidus anidro
0.6
Liquidus idrato
0.6
Solidus idrato
0.8
Presione (GPa)
Solidus idrato
Presione (GPa)
0.8
1.0
Liquidus idrato
1.0
0.4
0.2
0.2
solidus
liquidus
0.0
0.0
600
800
1000
1200
Temperatura (°C)
1400
600
800
1000
1200
Temperatura (°C)
1400
VISCOSITA’
Viscosità dei magmi anidri
Effetto di H2O sulla viscosità in un liquido riolitico
10
Log10 
8
6
4
2
0
2
4
+
O°
+
(O bridging)
6
H2O %
8
=
H2 O
(vapore)
=
2 OH
Effetto della temperatura sulla viscosità
10
Log10 
8
Riolite
6
4
Basalto
2
1000
1200
1400
T °C
DENSITA’
Densità
r = SMiXi/SViXi
•
•
•
•
Dove
– Mi = peso molecolare del componente i
– Xi = frazione molare del componente I
– Vi = volume molare del componente i
Gli ossidi principali possono essere considerati come i componenti
I vari ossidi hanno simimi volumi molari
Ma i pesi molecolari sono molto diversi (es., Mi ~30 g/mol per Si1/2O
and ~72 g/mol for FeO), e, pertanto, essi controllano la densità dei
magmi
• I magmi hanno in genere una densità pari al 90% della
roccia solida equivalente
Basici
SiO2
Intermedi
Acidi
La viscosità diminuisce dai magmi basici a quelli acidi
Schema sinottico di alcune caratteristiche fondamentali dei magmi
Mobilità degli elementi = Capacità di formare minerali
I Minerali Magmatici
I minerali che cristallizzano nei magmi possono avere sia abito ben formato
(cristalli IDIOMORFI o EUEDRALI) sia presentare forme irregolari (cristalli
ALLOTRIOMORFI o ANEDRALI), sia forme parzialmente sviluppate
(SUBIDIOMORFI o SUBEDRALI)
A seconda del momento in cui essi
si formano nel corso del raffreddamento del
Temperatura
magma
Allotriomorfo
Subidiomorfo
Idiomorfo
I Minerali Magmatici
I minerali che formano le rocce magmatiche vengono distinti in
- Primari  cristallizzati direttamente dal magma;
- Secondari  formati per alterazione delle fasi primarie.
I minerali Primari vengono suddivisi in
- Principali  presenti in quantità dell’ordine di % in peso;
- Accessori  presenti in quantità dell’ordine di frazioni di % in peso;
La quasi totalità dei minerali magmatici principali è costituita da SILICATI.
Alcuni rari magmi sono formati da carbonati (carbonatiti)
I minerali accessori hanno composizioni più variabili, da silicati a ossidi (es.
magnetite), fosfati (apatite), etc.
Condizioni di cristallizzazione dei minerali magmatici
Un qualsiasi minerale magmatico si forma soltanto quando nel magma esistono
condizioni di sovrassaturazione per quella determinata specie minerale.
Con un certo grado di approssimazione, possiamo dire che le condizioni di
sovrassaturazione per un determinato minerale vengono raggiunte quando nel
magma esistono elevate concentrazioni dei componenti di quel minerale.
Esempio 1  il minerale olivina (ricco in Mg e Fe) può cristallizzare soltanto nei
magmi in cui esistono elevate concentrazioni di Mg e Fe che consentono il
raggiungimento delle condizioni di sovrassaturazione per questo minerale, cioè nei
magmi basici o ultrabasici
Esempio 2  il quarzo, che è formato da silice (SiO2) pura può cristallizzare soltanto
nei magmi molto ricchi in silice, specialmente nei magmi acidi.
Esempio 3  alcuni minerali alcalini come la leucite (ricca in K) o la nefelina (ricca
in Na) cristallizzano soltanto dai magmi alcalini ricchi in K2O o Na2O (magmi
alcalini).
Da quanto detto, appare evidente come la composizione mineralogica di
una roccia magmatica dipende strettamente dalla composizione chimica
del magma
Minerali magmatici principali
Sialici o chiari (Si, Al, alcali)
Mafici o femici o scuri (Fe, Mg)
Da quanto detto prima, appare evidente che i minerali mafici si formano
prevalentemente nei magmi basici (ricchi in Fe, Mg), mentre quelli chiari si
formano prevalentemente nei magmi acidi (ricchi in Si, K, Na)
Rocce basiche (scure) e acide (chiare)
Relazioni chimismo-mineralogia
Roccia
Basica
Roccia
Intermedia
48.10
57.41
70.14
TiO2
1.08
0.79
0.41
Al2O3
17.40
19.47
14.67
FeOtotale
11.30
6.17
2.12
MnO
0.19
0.13
0.00
MgO
7.10
1.73
0.40
CaO
10.41
7.58
1.48
Na2O
2.89
4.52
4.17
K2O
0.70
1.37
4.02
P2O5
0.17
0.26
0.09
SiO2 peso %
Molti minerali SIALICI o chiari
Roccia acida
Roccia basica
Molti minerali FEMICI o scuri
Roccia
Acida
Minerali chiari
Quarzo: SiO2. Tectosilicato costituito da silice pura; cristallizza da magmi acidi; non si trova
mai in associazione di equilibrio (paragenesi) con olivina magnesiaca e feldspatoidi (leucite,
nefelina, haüyna, etc.).
Feldspati: importante gruppo di minerali magmatici (tectosilicati). I termini più importanti
sono ortoclasio, microclino, sanidino e plagioclasi
Ortoclasio e Microclino: KAlSi3O8. Tectosilicati tipici di magmi acidi o intermedi ricchi di
potassio. Si trovano in rocce intrusive. Ortoclasio e microclino differiscono per la diversa
struttura cristallina.
Sanidino: ha composizione analoga all'ortoclasio, ma è presente solo in rocce effusive.
Plagioclasi [(Ca,Na)Al1-2Si3O8): minerali costituiti da una miscela di due termini estremi:
anortite (CaAl2Si2O8) e albite (NaAlSi3O8). I plagioclasi calcici cristallizzano da magmi basici,
ricchi di CaO. L'albite cristallizza da magmi acidi, ricchi di Na2O. I plagioclasi a composizione
intermedia cristallizzano da magmi intermedi. Pertanto, i plagioclasi si trovano in quasi tutti i
tipi di rocce magmatiche.
Feldspatoidi o Foidi: gruppo di tectosilicati alcalini presenti in rocce basiche e intermedie
ricche di alcali. I termini più importanti sono leucite e nefelina. Non si trovano mai associati
al quarzo.
Nefelina: NaAlSi2O6. Si trova in rocce basiche e intermedie ricche di Na (es., basalti alcalini).
Non si trova mai in paragenesi con quarzo e ortopirosseno (enstatite e iperstene).
Leucite: KAlSi2O3. Feldspatoide potassico tipico di rocce basiche e intermedie ricche di K2O.
Non si trova mai in paragenesi con quarzo e ortopirosseni.
Minerali scuri
Olivina: (Mg,Fe)2SiO4. Nesosilicato formato da una miscela di forsterite (Mg2SiO4) e
fayalite (Fe2SiO4). L'olivina forsterica (ricca di Mg) cristallizza da magmi basici e
ultrabasici e, quindi, è un minerale principale delle rocce corrispondenti; essa non si
trova mai in paragenesi con il quarzo. La fayalite è un minerale di rocce acide molto
ricche di alcali.
Pirosseni: gruppo di inosilicati a composizione variabile, ricchi di Mg, Fe, Ca e, per
certe specie, in Na (pirosseni alcalini). Vengono suddivisi in: pirosseno rombici o
ortopirosseni e pirosseni monoclini o clinopirosseni. Tra i clinopirosseni vengono
distinti i pirosseni alcalini. I clinopirosseni più importanti sono diopside (CaMgSi2O6),
hedenbergite (CaFeSi2O6) e augite (Ca,Mg,Fe)2Si2O6. Gli ortopirosseni sono privi di
calcio; i termini più importanti sono enstatite (MgSiO3) e iperstene (Fe,Mg)(SiO3).
L'egirina (NaFeSi2O6) è il più importante pirosseno alcalino. Il diopside (ricco di Ca e
Mg) e l'enstatite (ricco di Mg) cristallizzano da magmi basici e si trovano spesso in
associazione con l'olivina forsteritica. Gli altri pirosseni cristallizzano da magmi
intermedi. I pirosseni alcalini si trovano in rocce intermedie e acide ricche di Na2O.
Anfiboli: inosilicati idrati (contenti gruppi ossidrili OH) a composizione chimica molto
complessa. Esistono numerosi tipi di anfibolo. Nelle rocce magmatiche è comune
l'orneblenda (ricca di Ca, Mg, Fe) che si trova principalmente in rocce intermedie.
Biotite: K(Fe,Mg)3(AlSi3O10)(OH)2. Fillosilicato potassico appartenente al gruppo
delle miche. Cristallizza da magmi ricchi di K2O, prevalentemente intermedi o acidi.
Si trova spesso associata con anfibolo, plagioclasio sodico e quarzo.
LE ROCCE MAGMATICHE
Giacitura delle Rocce PLUTONICHE
Strutture delle rocce intrusive
Strutture granulari
Sulla base delle dimensioni, la grana dei minerali viene suddivisa in:
Grana molto grossa
Grana grossa
> 50 mm
50 - 5 mm
Grana media
5 - 1 mm
Grana fine
1 – 0.1 mm
Grana molto fine
0.1 – 0.01 mm
Le rocce intrusive hanno struttura granulare a
grana medio-grossa
STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE
Struttura delle Rocce PLUTONICHE
Le rocce plutoniche sono riconoscibili per la struttura a grana media, grossa o molto grossa dei
minerali, con i vari granuli ben distinguibili a occhio nudo. Tale tipo di struttura è detta granulare
olocristallina (formata cioè da soli cristalli). Le strutture granulari olocristalline sono il prodotto di un
forte accrescimento dei minerali, in conseguenza dal lento raffreddamento dei magmi durante la
cristallizzazione.
STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE
Struttura delle Rocce VULCANICHE
Struttura AFIRICA
Le strutture afiriche sono caratterizzate da una grana molto fine dei minerali che non sono
visibili a occhio nudo.
Basalto con struttura afirica
STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE
Struttura delle Rocce VULCANICHE
Struttura VETROSA
Le strutture vetrose sono costituite in gran parte o totalmente da vetro.
Le strutture vetrose ( o ialine) si trovano più comunemente nelle rocce acide. Rocce a
struttura vetrosa sono le ossidiane e le pomici.
Scaglia di vetro
Ossidiana
Pomice
Le strutture afiriche e vetrose si formano da magmi surriscaldati (T>liquidus) che, al loro
arrivo in superficie, subiscono un rapido raffreddamento che limita fortemente o non
permette la nucleazione o la crescita dei minerali.
STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE
Struttura delle Rocce VULCANICHE
Struttura PORFIRICA
Le strutture porfiriche sono le più tipiche nelle rocce vulcaniche e sono costituite da cristalli
più grossi (FENOCRISTALLI) circondati da una massa di fondo o matrice a grana molto fine o
vetrosa.
Andesite porfirica
STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE
Struttura delle Rocce VULCANICHE
Struttura PORFIRICA
Le strutture porfiriche si generano quando un
magma staziona in una camera magmatica e
comincia a raffreddarsi lentamente per poi
essere eruttato in superficie.
Durante il raffreddamento in profondità si
formano i cristalli di grosse dimensioni, mentre
durante il rapido raffreddamento in superficie si
forma la matrice.
Quindi, la struttura porfirica testimonia un
raffreddamento del magma in due stadi: uno
lento in profondità dove si formano i
fenocristalli, e uno rapido in superficie dove si
forma la matrice.
STRUTTURA DELLE ROCCE MAGMATICHE
Struttura delle Rocce IPOABISSALI
Le rocce ipabissali presentano caratteristiche strutturali comprese tra quelle
vulcaniche e quelle plutoniche, come è ovvio aspettarsi dalle modalità intermedie
di raffreddamento.
Tipiche strutture di queste rocce sono quelle granulari a grana media o fine, e
quelle porfiriche con fenocristalli circondati da matrice a grana media o fine. Le
rocce ipabissali sono spesso, ma non sempre, più facilmente individuabili sul
terreno dalla loro giacitura.
Strutture particolari delle rocce ipoabissali sono:
• Struttura aplitica costituita da un aggregato di cristalli allotriomorfi
equidimensionali di quarzo e feldspati a grana medio-fine;
• Struttura pegmatitica costituita da cristalli di grandi dimensioni (centimetriche o
decimetriche).