25 maggio 2023
Rocce ignee
Le rocce ignee possono essere suddivise in intrusive ed effusive. L'attribuzione di una roccia ad una delle sue categorie è basata sulla tessitura.
La tessitura è l'espressione del grado di cristallinità e della dimensione dei cristalli presenti in una roccia .
Quando il raffreddamento si protrae per lungo tempo e sotto forte pressione litostatica, il magma riesce a conservare i suoi componenti volatili, come ad esempio gas vari che favoriscono la cristallizzazione.
Le rocce intrusive sono completamente cristalline, hanno una grana più grossolana, potendo vedere anche i diversi cristalli ad occhio nudo.
Quando invece il magma fuoriesce in superficie data la rapidità del raffreddamento, si formano invece cristalli molto piccoli o addirittura rocce vetrose cioè prive di cristalli.
Nelle rocce effusive vi possono essere anche cristalli isolati di maggiore dimensione, distinguibili ad occhio nudo, i fenocristalli. Questa tessitura è detta tessitura porfirica.
Le rocce ignee inoltre si suddividono in chiare o scure :
- le rocce chiare sono dette sialiche e sono ricche di quarzo e feldspato.
- le rocce scure invece sono dette femiche e sono ricche di anfiboli, pirosseni e olivina. Tutti minerali a base di magnesio e ferro.
Si dicono invece ultrafemiche le rocce costituite solamente da pirosseni e olivina
Le rocce ignee nel sottosuolo
I corpi magmatici che si sono consolidati nel sottosuolo sono detti plutoni.
I plutoni hanno forma e dimensioni variabili e possono inserirsi in vario modo tra le rocce preesistenti.
I batoliti invece sono i plutoni maggiori e si estendono per centinaia o migliaia di kilometri quadrati, nel caso di dimensioni minori si parla di ammassi o masse satelliti.
I batoliti costituiti da graniti e granodioriti formano l'ossatura dei continenti e si trovano al centro delle grandi catene montuose. Le rocce che derivano dal processo di anatessi sono chiamate graniti anatettici.
L'anatessi è un fenomeno molto importante e riguarda la spiegazione della grande abbondanza di rocce granitiche.
Alcuni corpi plutonici di dimensioni medio-piccole possono solidificare a bassa profondità quando il magma riesce ad aprirsi fino alla superficie. Questi corpi plutonici iniettati possono infilarsi nelle rocce incassanti in modo concordante ovvero parallelo con gli strati delle rocce sedimentarie oppure in modo discordante.
L'intrusione dei corpi concordanti può avvenire in due modi:
I filoni-strato sono corpi concordanti di forma tabulare.
Essi si distinguono da una normale colata lavica per due caratteristiche:
Anche i laccoliti si formano come i filoni-strato, ma invece di essere tabulari sono convessi verso l'alto.
I tipici laccoliti italiani sono quelli dei Colli Euganei.
I corpi discordanti, detti dicchi o filoni , sono di forma tabulare e tagliano secondo vari angoli la stratificazione delle rocce incassanti. Si inseriscono lungo fessure aperte dell'iniezione magmatica o nelle fratture già esistenti. Lo spessore dei dicchi varia da pochi centimetri a parecchie decine di metri
Link foto:
https://images.app.goo.gl/98P6N59k2tZbXhSE6
https://images.app.goo.gl/Qo2SEEAcNVhFswKt9
https://images.app.goo.gl/NQ8F7p1CDCH48XSCA
https://images.app.goo.gl/Q4hgsbuLucJiVCoe9
https://images.app.goo.gl/zWhSK191NfbndcRNA
https://images.app.goo.gl/UaAf1fKDxWH633Xs5
https://images.app.goo.gl/xiotR7z1xm7LuZj49
https://images.app.goo.gl/53r5tJCuB8wv8Gyh7
https://images.app.goo.gl/tuBvm1guSfPse6FZ7
https://images.app.goo.gl/nyjJctvnFYwmj1Bs9
24 maggio 2023
Dal magma alla roccia
4,5 miliardi di anni fa: la terra è nelle fasi iniziali della propria storia. Grazie alla forza di gravità, un’ammasso di materiale allo stato fuso , piano piano diventa il nostro mondo. I materiali si disposero in base alla loro densità : i più leggeri in superficie. Questi furono i primi a raffreddarsi e dal quel momento inizió il processo di solidificazione , che determinò l’associazione di materiali simili tra loro. Così si crearono le rocce più antiche della terra. Queste rocce sono chiamate ignee (dal latino ignis = fuoco) o magmatiche o eruttive , formati dal raffreddamento di magma incandescente, caratterizzato da una temperatura tra i 650° e 1300°.
Le rocce ignee costituiscono circa l’80% della crosta terrestre e possono essere distinte in due grandi categorie:
- Le rocce effusive, o vulcaniche, sono originate dalla solidificazione di un magma che fuoriesce sulla superficie terrestre. Per le rocce effusive esiste una classificazione che vede da una parte le rocce effusive sialiche ossia ricche di SiO2 (silice), in una percentuale intorno al 65% e dall'altra le rocce effusive femiche con un contenuto più basso di SiO2 (tra il 42% e il 55%).
- Le rocce intrusive, o plutoniche, sono originate dalla solidificazione per lento raffreddamento di un magma che ristagna all’interno della crosta. Le intrusive si dividono in:
- Rocce soprassature o granitoidi: In questo campo le rocce contengono una percentuale minima di quarzo del 20%, come : alicaligranito, granito, granodiorite, tonalite
- Rocce sature: percentuale di quarzo compresa tra lo 0 e il 5%. Come: alcalisienite, sienite, monzonite, monzodiorite e monzogabbro, diorite e gabbro
- Rocce sottosature: contengono feldspatoidi ( I feldspatoidi sono una famiglia di silicati comuni specialmente nelle rocce effusive). Non contengono invece quarzo. Queste sono: nefelinsienite,plagiosenite,theralite.
- Le rocce filoniane o ipoabissali o subvulcaniche sono un tipo di rocce magmatiche che cristallizzano interamente o in gran parte a modesta profondità, in corpi di varia forma ma quasi sempre di ridotte dimensioni
Info point : definizione di magma : una massa di materiali rocciosi allo stato fuso, contenente in soluzione anche sostanze allo stato gassoso.
Magma
La temperatura è variabile tra 650 e 1300 °C. I valori più bassi delle temperature si registrano solitamente nei magmi ricchi in silice SiO2 , quelli più elevati nei magmi poveri si SiO2 ( lava dei vulcani). Quando il magma arriva in superficie , questo perde i gas e diventa lava.
Quindi in magma presenta caratteristiche diverse quando fuoriesce dalla crosta terrestre , ma anche durante la risalita subisce vari cambiamenti chimici e fisici. Infatti oltre alla diminuzione della pressione litostatica , si ha anche un raffreddamento che porta alla separazione e alla cristallizzazione di alcuni elementi chimici mentre altri elementi possono essere prelevati dalle rocce della crosta terrestre.
I principali fattori fisici che portano alla formazione delle rocce sono:
- aumento di temperatura
- riduzione della pressione
- aumento del contenuto di acqua
Info point: ancora oggi sotto lo strato roccioso in cui noi poggiamo i nostri piedi si estende materiale allo stato solido per circa 3000 km. Man mano che si procede al di sotto della superficie terrestre, la temperatura aumenta. Ma oltre alla temperatura aumenta anche la pressione dovuta al peso esercitato dagli strati rocciosi sovrastanti.
La pressione esercitata dalle rocce in tutte le direzioni dello spazio è detta pressione litostatica.
Nella astenosfera, (sottile strato fluido-viscoso, situato al disotto della crosta terrestre, ad una profondità compresa tra 100 e 300 km. )le temperature sono comprese fra 1000o e i 1500° ma ogni minerale ha un suo punto di fusione influenzato da molti fattori ad esempio l’olivina fonde 1600o e 1800° ma per effetto delle rocce sovrastanti la temperatura di fusione aumenta : quindi se la pressione aumenta si alza di conseguenza il punto di fusione. Al contrario una piccola quantità d’acqua nel magma può far abbassare la temperatura alla quale silicati rimangono allo stato fuso. questo vuol dire che i magmi contenenti acqua possono avvicinarsi di più alla superficie terrestre sotto forma di lava. Quindi i volatili del magma sono l’acqua e gli altri gas presenti come il diossido di carbonio, lo zolfo ,l’azoto, l’idrogeno, il cloro, il fluoro.
Inoltre sono elementi che rimangono allo stato liquido e gassoso a temperature inferiori di quelle di silicati perciò a temperature inferiori questi si separano, mentre i silicati si cristallizzano.
Importanti caratteristiche fisiche del magma sono:
⁃ viscosità : è la proprietà più importante di un magma. Esprime la resistenza che ogni corpo oppone alle forze che ne vogliono modificare la forma Quindi in parole povere, la viscosità non altro “la resistenza che ha un determinato flusso allo scorrimento”. La viscosità, come le altre proprietà fisiche dei magmi, dipende dalla composizione chimica del magma. Infatti aumenta all’aumentare del contenuto in silice (perché all’interno di un fluido magmatico si vanno a formano legami forti tra il silicio e l’ossigeno), e diminuisce all’aumentare del contenuto di elementi o sostante che vanno ad interrompere tali legami, come ad esempio i volatili disciolti (l’acqua), gli elementi alcalini, il Fe ed il Mg. La viscosità inoltre è inversamente proporzionale alla temperatura, ciò vuol dire che cresce al diminuire della stessa e all’aumentare del contenuto dei cristalli presenti nel fuso magmatico. La presenza di acqua e/ o di fluoro nei liquidi magmatici ne riduce la viscosità.
-Densità: La densità di un corpo, è il rapporto tra la massa ed il volume.La densità di un magma controlla i meccanismi di risalita di un fuso tra le rocce incassanti, nonché i fenomeni di differenziazione e frazionamento che possono verificarsi nella camera magmatica. Questa è in funzione della temperatura, della composizione chimica, della pressione e dal contenuto di gas presenti in un magma. varia da circa
2,2 g/cm3 per i magmi acidi (ricchi di silicio) a circa 2,9 g/cm3 per i magmi basaltici ( poveri di silicio) ;
L’EVOLUZIONE DEI MAGMI
La genesi dei magmi
Il processo fondamentale che porta alla genesi dei magmi, e quindi alle rocce magmatiche, è la fusione parziale di rocce preesistenti.
Per ottenere la fusione della crosta o del mantello è necessario:
•diminuire la pressione; questa condizione avviene in prossimità delle dorsali medio-oceaniche, dove la litosfera e la sottostante astenosfera sono sottoposte a forze di distensione che causano una diminuzione locale di pressione. Essa induce il passaggio allo stato liquido della parte più superficiale dell'astenosfera e quindi la formazione di lave basaltiche. Poiché il punto di fusione del magma basico diminuisce con il diminuire della pressione, quando si avvicina alla superficie, avendo una temperatura di formazione abbastanza elevata, incontra condizioni che ne facilitano il mantenimento allo stato liquido. Sui magmi acidi la pressione ha un effetto opposto, giacché, per mantenere lo stato fuso la temperatura deve aumentare anziché diminuire, per questo solidifica prima di giungere in superficie;
• presenza di acqua, la cui concentrazione influisce abbassando il punto di fusione della roccia( dunque l’abbassamento dei limiti critici di pressione P e temperatura T) .Sotto le dorsali parte dell'acqua può derivare direttamente dal magma, ma la maggior parte proviene dalle acque profonde circolanti;
• aumento di temperatura, che può avvenire in due condizioni. Può verificarsi quando masse rocciose sono trasportate in profondità lungo le zone di subduzione dove le temperature progressivamente più elevate, non controbilanciate dalla pressione, provocano la fusione. Una seconda condizione che dà origine ad un aumento della temperatura è dovuta al calore trasportato verso l'alto in prossimità di correnti convettive presenti nel mantello.
Se la fusione avviene nel mantello (ultrabasico) si forma un magma primario di composizione prossima a quella del basalto, a elevate profondità e ad alta temperatura (1200-1400°C) e molto fluido, tanto da poter risalire in superficie prima di cristallizzarsi. Esso dà origine a gran parte delle rocce effusive ed ipoabissali. I magmi primari derivano da processi di fusione parziale (non oltre il 30%) di rocce del mantello superiore , le cosiddette peridotiti, costituire essenzialmente di olivina e pirosseni, con l'aggiunta di minerali accessori quali spinello, granato, anfibiolo e mica flogopipe.
Se avviene all'interno della crosta continentale, dove, già a qualche decina di km di profondità, la temperatura è elevata abbastanza (600-700°C) da provocare, almeno in certe condizioni, la fusione dei minerali sialici, si formano fusi acidi, detti magmi anatettici attraverso un processo chiamato anatessi ( dal greco anatexis= fusione) con il quale si designa il processo di fusione parziale delle rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche. Questi magmi sono molto viscosi poiché sono costituiti da una porzione fusa che contiene molti residui ancora solidi che hanno un punto di fusione più alto. Essi si muovono perciò con notevole difficoltà e non risalgono molto entro la crosta, e tendono a cristallizzarsi in profondità formando i batoliti granitici.
Se si esaminano le rocce magmatiche che costituiscono la crosta terrestre , è evidente la larghissima prevalenza di due tipi di rocce: i graniti (rocce intrusive) e i basalti ( rocce effusive).
Non si tratta di una semplice coincidenza che tra le rocce intrusive siano dominanti quelle sialiche ,cioè quelle in cui il silicio è abbondante, e che tra quelle effusive prevalgano quelle con un elevato contenuto di ferro e magnesio .
Magma granitico : Dati sperimentali hanno dimostrato che i minerali più ricchi di silice fondano a circa 700 °C: dunque quando la crosta raggiunge queste temperature (tra i 30 e i 40 Kmdi profondità) si verifica il processo di anatessi , le rocce fondono parzialmente e danno origine al magma granitico.
Magma basaltico: Invece per ottenere magma basaltico occorre fondere rocce ricche di olivina e pirosseni che si trovano nel mantello o nelle parti più profonde della crosta , fondono tra i 1200 e i 1400 °C , a circa 100 km di profondità
figura: le diverse provenienze dei 2 magmi; quello granitico nasce da una parziale fusione in situ di rocce esistenti, quello basaltico è composto da materiali del mantello o della crosta profonda che salgono per la prima volta in superficie.
Il diverso comportamento dei magmi basaltici e granitici deriva anche dalla diversa influenza che la pressione ha sulla temperatura di fusione:
- la temperatura di fusione del magma granitico aumenta quando diminuisce la pressione
- al contrario, la temperatura di fusione del magma basaltico diminuisce con la diminuzione della pressione .
La diminuzione di pressione produce effetti opposti sui magmi granitici e su quelli basaltici: per i primi la temperatura necessaria per mantenere lo stato fluido aumenta, per i secondi diminuisce. La maggior parte dei magmi granitici non giunge in superficie perché solidifica prima, i magmi basaltici giungono allo stato fluido fino alla superficie .
Cristallizzazione magmatica e differenziazione
Un magma basaltico dopo la sua formazione per la fusione della parte superiore del mantello, può risalire direttamente attraverso fessure profonde ed estese, fino ad espandersi come lava sul fondo degli oceani o nel cuore di un continente, dando origine a rocce che rispecchiano la composizione originaria del magma; ma può anche risalire lentamente o per tappe successive, e allora il fuso comincia a frazionarsi, cioè cambia composizione nel tempo dando origine a magmi diversi. Il fenomeno è la cristallizzazione frazionata.
Durante il raffreddamento, infatti, i minerali che si formano non si separano tutti insieme, ma secondo un ordine che dipende dalla temperatura di fusione di ognuno. Se il raffreddamento avviene regolarmente, al diminuire della temperatura si susseguono di volta in volta varie reazioni chimiche, in cui i cristalli del minerale formatosi a temperatura più alta, diventando instabili al diminuire della temperatura, perciò reagiscono con la porzione di magma rimasta ancora fusa entro cui essi galleggiano; il minerale è dunque totalmente riassorbito, mentre si cristallizza un nuovo minerale in equilibrio con la temperatura più bassa; a una temperatura ancora inferiore, anche il nuovo minerale reagisce con il fuso e così via.
Bowen ha identificato due diverse sequenze, dette serie di Bowen, secondo le quali, per diminuzione della temperatura, si formano i minerali fondamentali delle rocce magmatiche.
• La serie continua, così detta perché si ha un passaggio graduale da un minerale ad un altro, porta alla separazione dal fuso dei plagioclasi. Si tratta di un gruppo di minerali costituiti da miscele solide, in tutte le proporzioni, di due termini “puri”: l'albite (silicato ricco di sodio) e l'anortite (silicato ricco di calcio).Quando inizia la cristallizzazione, cominciano a formarsi cristalli a composizione ricca di anortite ma, col progredire del raffreddamento, i cristalli già formati cominciano a reagire col fuso, trasformandosi in altri cristalli via via più ricchi di albite. La composizione della miscela finale dipende dalla composizione del fuso iniziale: più questo è acido, più il plagioclasio che alla fine si forma è ricco in albite.
• Contemporaneamente alle reazioni della serie continua si svolgono, in modo del tutto indipendente, le reazioni della serie discontinua, con passaggio repentino da un minerale ad un altro, che portano alla separazione del fuso dei minerali femici. In un basalto, per esempio, il minerale che si forma per primo è l'olivina, silicato ricco di ferro e magnesio. Cristalli di olivina rimangono sparsi nel fuso per un certo intervallo di temperatura, al termine del quale reagiscono tutti con una parte del liquido per formare i pirosseni, silicati più ricchi di silicio e contenenti calcio, potassio e magnesio; anche questi ultimi, a temperatura inferiore, reagiscono con il liquido residuale per formare gli anfiboli, silicati contenenti acqua. E così via. Anche per la serie discontinua quanto più il fuso iniziale è acido, tanto più avanti si spinge la serie di reazioni, fino alla biotite, che è l'ultimo minerale che si può formare in tale serie.
Al termine delle due serie, un'ulteriore diminuzione della temperatura porta la formazione di feldspato potassico, muscovite e quarzo.
Solo a solidificazione completa la roccia mostrerà una composizione corrispondente a quella del magma iniziale; se il magma è acido ne risulterà una roccia a composizione granitica, mentre se è basaltico le reazioni si arrestano prima, formando rocce femiche. Tutto questo si verifica se la cristallizzazione avviene in modo continuo; tuttavia, se qualche fenomeno interrompe la regolarità della cristallizzazione, come per esempio se ad un certo punto movimenti nella crosta fanno allontanare il fuso residuale, molto fluido, dalla massa già cristallizzata, quando il fuso migrato riprenderà a cristallizzare, non potendo più reagire con i minerali già formati, darà origine a minerali più sialici. Poiché i minerali che si separano per primi (a più alte temperature) sono quelli più femici, il fuso residuale risulterà indirettamente sempre più arricchito in silice e alcali, cioè sempre più differenziato in senso acido. Tutto questo si verifica se la cristallizzazione avviene in modo continuo; tuttavia, se qualche fenomeno interrompe la regolarità della cristallizzazione, come per esempio se ad un certo punto movimenti nella crosta fanno allontanare il fuso residuale, molto fluido, dalla massa già cristallizzata, quando il fuso migrato riprenderà a cristallizzare, non potendo più reagire con i minerali già formati, darà origine a minerali più sialici. Poiché i minerali che si separano per primi (a più alte temperature) sono quelli più femici, il fuso residuale risulterà indirettamente sempre più arricchito in silice e alcali, cioè sempre più differenziato in senso acido.
sitografia:
https://it.wikipedia.org/wiki/Roccia_magmatica
https://manualedelgeologo.it/sienite/
https://it.m.wikipedia.org/wiki/Roccia_effusiva
https://it.m.wikipedia.org/wiki/Roccia_filoniana
https://it.m.wikipedia.org/wiki/Roccia_intrusiva
https://it.m.wikipedia.org/wiki/Feldspatoide
https://tinyurl.com/539m8rt2
https://www.intrageo.it/geologia/vulcanologia/le-proprieta-fisiche-dei-magmi/
Elaborato di Fontana Giulia, Fazzino Giorgia 4D 2022/2023.
22 maggio 2023
Un vulcano è un'apertura naturale della crosta terrestre attraverso la quale il magma sale fino a riversarsi in superficie tramite un eruzione. È costituito sia da elementi morfologici al di sopra della superficie terrestre ( edificio vulcanico ) sia da strutture all’interno della crosta ( camera magmatica ).
I vulcani vengono distinti in:
- attivi = vulcani che hanno eruttato in epoca storica
- quiescenti = vulcani che hanno avuto eruzioni negli ultimi 10mila anni, ma che attualmente si trovano in una fase di riposo
- estinti = vulcani cui l’ultima eruzione è avvenuta oltre 10 mila anni fa
I vulcani attivi sulla terra sono circa 500-600 e non sono distribuiti in modo uniforme. La maggior parte si trova al centro degli oceani lungo le dorsali oceaniche o in corrispondenza dei margini tra le placche in cui è suddivisa la litosfera terrestre.
I magmi si formano per fusione dalle rocce tra i 30 e i 100 km di profondità. Il magma liquido si insinua nei pori delle rocce circostanti e nei piccoli spazi che trova liberi e tende a risalire. Le gocce durante lo spostamento si uniscono ad altre e formano grandi corpi di magna: i diapiri magmatici, i quali continuano a risalire finché restano meno densi delle rocce circostanti. Quando raggiungono rocce con la stessa densità si trovano in equilibrio, ma se questo equilibrio viene rotto i diapiri continuano la risalita. La rottura dell’equilibrio può essere causata da :
- apporto di nuovo magma che aumenta la temperatura \
- fusione di rocce circostanti
- cristallizzazione frazionata dei minerali più densi
Giunti in prossimità della superficie i diapiri si fermano e occupano uno spazio chiamato camera magmatica, all’interno di essa si stabilisce una condizione di equilibrio tra la pressione che esercitano le rocce sovrastanti e quella che esercitano i gas del magma.
Se questa condizione rimane stabile nel tempo il magma si raffredda e si solidifica formando rocce intrusive.
Ogni magma è caratterizzato da un contenuto di vapore acqueo e gas (idrogeno, diossido di carbonio, acido cloridrico, diossido di zolfo). Se diminuisce la pressione litostatica la solubilità dei gas diminuisce e tendono ad abbandonare il magma.
I gas e vapori che si separano dal liquido, esercitano una pressione sulle rocce sovrastanti, se la loro pressione supera un limite le rocce si frantumano e si crea il camino vulcanico. L’improvvisa diminuzione di pressione provoca l’espansione dei gas disciolti nel liquido sotto pressione.
Il magma fuoriesce in superficie sotto forma di lava dopo aver preso quasi completamente i gas che contiene.
Il cratere è l’apertura attraverso la quale la lava fuoriesce. Una volta esaurita l’espansione dei gas che hanno provocato l’eruzione il condotto vulcanico viene chiuso da magma solidificato . Quanto altri gas provenienti dall’interno della terra riportano la pressione a valori critici il fenomeno si ripeterà. Le continue eruzioni vulcaniche porteranno alla formazione di un rilievo a forma di cono ovvero l’edificio vulcanico.
L’attività vulcanica può manifestarsi con modalità diverse che dipendono soprattutto dalla quantità di gas presenti nel magma e dalla sua percentuale di silice. L’abbondanza di silice,infatti, favorisce le esplosioni, mentre la scarsità di gas e il minore contenuto in silice favoriscono la formazione di colate laviche fluide ( senza esplosioni ).
Il sistema vulcano - magma può quindi essere diviso in quattro zone:
- il mantello, dove il magma si genera tramite la parziale fusione delle rocce circostanti.
- la crosta, dove il magma è circondato da rocce incassanti che variano sia come composizione, sia come storia geologica.
- la zona in cui, attraverso il camino vulcanico, il magma sale e la camera magmatica, in cui il magma stagna per un periodo più o meno lungo e si differenzia per cristallizzazione frazionata.
- l'edificio vulcanico vero e proprio, dove avviene l'eruzione in ambiente subaereo.
Le eruzioni vulcaniche possono essere divise secondo vari criteri. Una prima divisione è in quelle che scaturiscono da un condotto centrale, chiamate eruzioni centrali, da fratture o fessure, chiamate eruzioni fessurali ( o lineari ) , e quelle distribuite su grandi aree, chiamate eruzioni areali .
Un altro modo è quello di considerare le eruzioni vulcaniche in base alla loro esplosività. Vengono distinte, per esplosività crescente: le eruzioni islandiche, hawaiiane , stromboliane , vulcaniane , peleane e pliniane.
Le eruzioni islandiche sono di tipo fessurale. Sono costituite da colate di lava basaltica fluida che costruiscono vasti campi lavici piatti. Alla fine dell'eruzione si può formare una linea di piccoli coni lungo la fessura. Queste eruzioni ripetute su larga scala hanno originato i plateau basaltici, regioni caratterizzate da successioni di colate laviche estese per chilometri di spessore.
Le eruzioni hawaiiane sono caratterizzate da alte fontane di lava e da lunghe colate fluide (simili a fiumi incandescenti). A causa della fluidità del magma, i vulcani hawaiiani assumono la forma di un cono con fianchi poco inclinati, per questo sono anche chiamati vulcani a scudo. I vulcani attivi hawaiiani (il Mauna Loa, il Kilauea e il Mauna Kea) , si trovano tutti sull'Isola di Hawaii, che dà il nome all'intero arcipelago .
Le eruzioni stromboliane sono più esplosive rispetto a quelle hawaiiane. Escono dal cratere frammenti di lava incandescente che si raffreddano in scorie. Stromboli, il vulcano da cui prende il nome questo tipo di eruzione, esplode ogni 15 - 20 minuti, ed è una montagna conica , in mezzo al Tirreno, con i fianchi molto ripidi. Questo è dovuto al fatto che le eruzioni si verificano solo in corrispondenza di un condotto centrale.
Le eruzioni vulcaniche si verificano dove ci sono lave viscose che si solidificano rapidamente. Queste esplosioni sono violente e producono molta cenere vulcanica. Dopo l’iniziale fase esplosiva vengono emesse potenti colate di lava lungo i fianchi del vulcano, in questo modo si forma un cono dai fianchi ripidi detto strato - vulcano Le eruzioni peleane prendono il nome dal vulcano la Pelée. Esse sono estremamente pericolose e distruttive perché generano le nubi ardenti .
L’eruzione pliniana è un eruzione violentissima che produce una nube alta molto chilometri, caratterizzata dalla produzione di grandi quantità di cenere (in grado di seppellire intere città come pompei ).
- Laura Russo e Emanuele Miano
21 maggio 2023
Dopo aver visitato l’Etna e aver visto con i nostri occhi esemplari di rocce basaltiche…. La visita è continuata al palazzo delle scienze dell’università di Catania, in cui l’esperienza è stata divisa in due parti:
-la prima: guidati dal dottor De Giorgio, in una delle classi dell’università, abbiamo esaminato più attentamente, a occhio nudo, dei particolari tipi di rocce: sia alcune trovate qualche ora prima in natura, sia alcuni tipi di rocce non tipiche del territorio dell’etneo.
-la seconda: guidati dal dottor Russo, in un laboratorio dell’università, abbiamo avuto l’occasione di esaminare tramite dei microscopi elettronici, delle sezioni di rocce basaltiche in cui è stato facilissimo individuare e poter ammirare i minerali presenti all’interno (è stato così semplice individuare i minerali che a occhi nudo sembravano quasi impercettibili perché il microscopio elettronico ha ingrandito l’immagine della roccia di circa 300.000 volte).
Prima parte:
le rocce che abbiamo visto sono state molteplici. A partire dalle rocce già viste precedentemente sull’Etna:
basalto: è una roccia effusiva di origine vulcanica, con questo termine s’intendono tutte quelle rocce magmatiche che vengono prodotte dalla solidificazione della lava sulla superficie terrestre. Il basalto generalmente è di colore nero o comunque scuro.
Composto da plagioclasio calcico e pirosseni, oltre che da gabbro, è caratterizzato da un aspetto che va da prolifico a microcristallino o vetroso.
Come si può notare dalle foto sopra riportate, questa roccia è di colore grigio con tante “macchioline”, queste sono i minerali che possono essere di due colori: neri, chiamati “Pirosseni” appartenenti alla classe dei silicati contenenti magnesio, ferro e calcio; o verdi che prendono il nome di “Olivina” che vengono classificati come nesosilicati (particolare classe che assume una struttura cristallina composta da tetradi Z-O)
Granito: è una roccia cristallina di origine plutonica. I minerali che compongono un granito sono soprattutto quarzo e feldspato (plagioclasio e le miche ( come la biotite) sono altri minerali contenuti in abbondanza nel granito, ma secondari ai primi due citati). Questi due minerali sono i più abbondanti nella crosta terreste, perciò il granito è la roccia più presente sulla crosta terrestre.
Questa roccia si riconosce perché ha dei cristalli grandi, e ben definiti, di quarzo, feldspato, plagioclasio o mica.
Calcari organogeni: si formano per lo più in ambiente marino e derivano dall'accumulo di resti di organismi unicellulari o di gusci calcarei come le conchiglie o i gusci degli invertebrati. I gusci sono formati prevalentemente da carbonato di calcio(CaCO3), minerale noto come calcite, e sono tra le rocce organogene più importanti. Questi calcari possono formarsi principalmente ad opera di due diversi tipi di organismi:
Fitoplancton: gli organismi fotosintetici che prelevano l'anidride carbonica disciolta in acqua e fanno precipitare il carbonato di calcio, il quale viene poi trattenuto ed accumulato dagli stessi cianobatteri e batteri, che formano delle strutture carbonatiche a strati chiamate stromatoliti.
Organismi costruttori: sono ad esempio i coralli e le alghe calcaree che popolano le scogliere coralline dei mari tropicali. I polipi dei coralli, durante tutta la loro vita, prelevano il carbonato di calcio disciolto in acqua e lo fissano, creando le strutture delle costruzioni coralline.
Anfibote a granato/ortoanfioboliti:
L'anfibolite è un roccia metamorfica di colore verde o grigio scuro, formata principalmente da anfibolo orneblenda e da plagioclasio (miscela di silicati di sodio e calcio in diverse proporzioni); come componenti accessori vi sono biotite, clorite, titanite, epidoto, granato.
Assai frequente, specialmente nelle anfiboliti granatifere, è una struttura diablastica, ossia di microimplicazione tra due componenti minerali, come anfibolo orneblenda e plagioclasio, e tra granato e uno dei due precedenti.
Le anfiboliti sono collegate geneticamente, alle rocce eruttive basiche dalle quali derivano per metamorfismo e allora prendono il nome di ortoanfiboliti. Le paraanfiboliti invece derivano da rocce sedimentarie in genere marnose e in tal caso hanno una composizione mineralogica più varia. Le anfiboliti possono avere anche origine metasomatica derivando da calcari o dolomie impuri che hanno reagito con soluzionicontenenti silice, magnesio e ferro.
Seconda parte:
dopo una breve descrizione sul microscopio e qualche informazione sul corretto utilizzo; abbiamo subito analizzato dei vetrini:
Basalti:
I basalti sono lave solidificate che vennero a giorno a temperature anche superiori ai 1000 gradi. Quando un vulcano erutta, i suoi prodotti sono sempre in parte liquidi, in parte solidi e in parte gassosi. Nella parte solida vi sono spesso cristalli di minerali che si formano a temperature persino più alte della lava che ha formato il basalto. Questi cristalli si sono formati ad una profondità di decine di chilometri dentro la crosta terrestre. Visti al microscopio questi grandi cristalli sono nitidi e presentano colori sgargianti. La parte liquida ci appare come un aggregato di cristalli piccolissimi, che in queste immagini fanno da contorno ai cristalli più grandi. Per gli studiosi questi micro-cristalli sono importantissimi, perché ci portano notizie da profondità che non possono essere esplorate direttamente.
Plagioclasio: sono i minerali più comuni del gruppo dei feldspati, in quanto nella crosta terrestre il calcio (3.6%) è molto più abbondante del patassio (2.8%). I plagioclasi formano una soluzione solida continua tra i termini estremi albite e anortite. I plagioclasi sono stati divisi arbitrariamente in base al contenuto anortitico (in Ab wt%) in sei membri:
albite (Ab90 - Ab100), oligoclasio (Ab70 - Ab90), andesina (Ab50 - Ab70), labradorite (Ab30 - Ab50), bytownite (Ab10 - Ab30), e anortite (Ab0 - An10).
\
Tale suddivisione, pur non avendo nessun valore strutturale, è tuttavia molto utile, in quanto i plagioclasi sono minerali estremamente comuni in tutte le rocce ignee e la loro composizione varia a seconda del tipo di roccia. Ad esempio, plagioclasi sodici (oligoclasio) sono comuni in rocce acide come i graniti, plagioclasi più calcici (labradorite) sono comuni in rocce basiche come i gabbri, e plagioclasi intermedi in rocce come le sieniti e le andesiti.
\
Infine il dottor Russo ci ha illustrato una tavola, molto utile per i geologi che lavorano spesso in laboratorio, in cui sono illustrati almeno un vetrino per ogni classe di minerale, in questo modo risulta ai dottori molto più semplice riconoscere che minerale ha davanti.
- D’Alpa Nausicaa ,Martorano Camilla, Di Raimondo Renata , Larosa Marianna
