La nucleazione e crescita dei cristalli

La nucleazione e crescita dei cristalli Il magma èun sistema chimico a tre componenti (liquido, solido, gas) Il liquido èla roccia fusa (fuso silicatico) Il gas può essere disciolto nel fuso oppure essolto sotto forme di bolle Il solido è rappresentato dai cristalli

Il processo di cristallizzazione inizia con la nucleazione Nucleazione significa che alcuni atomi iniziano ad aggregarsi in modo casuale formando dei nuclei di cristalli che poi inizieranno a crescere. La nucleazione inizia sempre come omogena (i nuclei non interagiscono tra di loro) ma, nel tempo, può diventare eterogenea (nuovi nuclei si formano su nuclei pre esistenti) Nucleazione omogenea Nucleazione eterogenea

Il processo di cristallizzazione termina con la crescita I nuclei dei cristalli prendono nutrimento dal fuso ed iniziano a crescere. Il nutrimento è rappresentato dagli elementi chimici di cui è fatto il cristallo che si trasferiscono dal fuso alla superfice del cristallo (diffusione chimica). Se la composizione chimica del fuso cambia nel tempo, il cristallo non cresce in modo omogeneo ed appare zonato. Plagioclasio Clinopirosseno

Il tasso di raffreddamento consiste nella diminuzione di temperatura nel tempo (dt/dt) ed èil principale meccanismo che controlla la cristallizzazione del magma. Il raffreddamento determina il rapporto tra nucleazione e crescita dei cristalli: 1- Raffreddamento lento = Crescita di cristalli di grandi dimensioni (fenocristalli >0.3 mm) 2- Raffreddamento intermedio = Nucleazione e crescita di cristalli di medie dimensioni (0.03 mm <microfenocristalli <0.3 mm) 3- Raffreddamento veloce = Nucleazione di cristalli di piccole dimensioni (mesostasi della pasta di fondo <0.03 mm) Tasso di crescita Crescita Nucleazione Raffreddamento Tasso di nucleazione

Se il tasso raffreddamento èmolto veloce. Il magma può NON cristallizzare e quindi si trasforma in un vetro (vetrifica) Gli atomi del fuso hanno bisogno di TEMPO per organizzarsi in un allineamento regolare di atomi nello spazio a distanze fisse, che si ripete a intervalli regolari lungo più direzioni. Proto-nucleo nucleo crescita

(molto veloce) Tasso di raffreddamento (molto lento) secondi-minuti minuti-ore ore-giorni anni vetro microfenocristalli mesostasi (chiamati anche microliti) fenocristalli microfenocristalli mesostasi fenocristalli

I minerali delle rocce si distinguono in PRIMARI e SECONDARI. Minerali PRIMARI sono i costituenti principali della roccia e la loro cristallizzazazione è direttamente controllata dal processo petrogenetico che ha formato la roccia Minerali SECONDARI sono i costituenti minori di una roccia e la loro cristallizzazione è legata a fenomeni di alterazione successivi al processo petrogenetico che ha formato la roccia

I minerali PRIMARI

I minerali SECONDARI

Rocce plutoniche Il tasso di raffreddamento è molto lento perchè avviene all interno della crosta terrestre in tempi che vanno da migliaia a centinaia di migliaia anni Il fuso ha il tempo di cristallizzare completamente Il vetro è sempre assente I cristalli sono di grandi dimensioni e si vedono ad occhio nudo

Rocce vulcaniche Il tasso di raffreddamento è medio-alto (da decine/migliaia di anni a alcuni minuti) ma soprattutto avviene in 2 intervalli di tempo molto diversi. Condotto vulcanico (minuti/ore) Microfenocristalli mesostasi Fenocristalli Camera magmatica (decine/migliaia di anni)

Colata di lava (minuti/mesi) Il vetro può essere presente o assente Microfenocristalli mesostasi

Ossidiana (minuti/ore) Roccia vetrosa Rari cristalli

Le eruzioni esplosive producono ceneri e flussi piroclastici che originano dei depositi denominati ignimbriti. Le ceneri si possono compattare e consolidare formando delle rocce denominate tufi.

Colata piroclastica

Rocce filoniane o ipoabissali Il tasso di raffreddamento è intermedio tra quello delle rocce plutoniche e vulcaniche perchè avviene a basse profondità

Dicco: magma con geometria tabulare che si intrude tagliando la giacitura delle formazioni pre-esistenti

Sill: magma con geometria tabulare che si intrude parallelamente alla giacitura delle formazioni pre-esistenti

Laccolite: intrusione di magma con geometria lentiforme

Batolite: intrusione di grandi dimensioni che si estende per centinaia di km 2 Plutone: intrusione di medie dimensioni che si estende per decine di km 2

Diabase = roccia filoniana = complesso intreccio di fenocristalli e microfenocristalli di plagioclasio e pirosseno

La struttura di una roccia descrive: 1- Dimensioni assolute e relative dei minerali 2- Grado di cristallinità della roccia (volume dei cristalli rispetto al vetro) 3- Morfologia dei cristalli (riconoscimento di superfici planari ben sviluppate): a) euedrale o idiomorfo b) anedrale o allotriomorfo c) subedrale

Plagioclasio euedrale

Plagioclasio subedrale

Plagioclasio anedrale

Strutture delle rocce plutoniche e ipoabissali

Struttura faneritica: i costituenti della roccia si distinguono ad occhio nudo o con l ausilio di una lente da campagna (misura delle dimensioni assolute)

Struttura granulare: i costituenti della roccia hanno dimensioni simili o diverse, rispettivamente, equigranulari o inequigranulari (misura delle dimensioni relative).

Struttura olocristallina: i costituenti della roccia sono tutti minerali (il vetro è assente)

Struttura autoallotriomorfa: tutti costituenti della roccia non hanno forma cristallina, ovvero non si distinguono in modo netto le facce del cristallo (indicazione morfologia)

Struttura panidiomorfa: tutti i costituenti della roccia hanno una forma propria (indicazione morfologica)

Struttura ipidiomorfa: alcuni costituenti della roccia hanno forma propria (indicazione morfologica)

Struttura pecilitica: alcuni costituenti della roccia includo altri minerali (indicazione della velocità di crescita cristallina) Gabbro: plagioclasio e olivina inclusi in ortopirosseno

Struttura ofitica/subofitica: alcuni costituenti della roccia includono (pirosseno) altri minerali (plagioclasio) di forma allungata (indicazione della velocità di crescita) Dolerite: plagioclasio incluso in clinopirosseno

Struttura granofirica: alcuni costituenti della roccia comprendono un complesso intreccio di quarzo e K-feldspato (indicazione della velocità di crescita) Aplite: quarzo intrecciato con K-felspato

Esempio: Gabbro (pirosseno, olivina, plagioclasio) Struttura: 1- faneritica (cristalli visibili) 2- olocristallina (vetro assente) 3- ipidiomorfa (cristalli idiomorfi e allotriomorfi) 4- inequigranulare (cristalli di dimensioni diverse)

Le rocce ipoabissali hanno strutture intermedie tra quelle delle rocce plutoniche (struttura olocristallina) e quelle delle rocce vulcaniche (struttura porfirica) Porfido (roccia filoniana): quarzo, K-felspato, biotite, muscovite, augite, ilmenite, ortopirosseno, clinopirosseno

Strutture delle rocce vulcaniche

Struttura porfirica: I fenocristalli hanno delle dimensioni molto maggiori dei minerali della pasta di fondo (microliti o mesostasi) La stessa roccia (basalto) può avere una quantità di fenocristalli molto diversa. Come posso misurarla?

Indice di porfiricità = (volume dei fenocristalli / volume totale della roccia) x 100 E uno dei parametri fondamentali per capire il grado di evoluzione del magma nella camera magmatica (cristallizzazione intratellurica) IP = 0% IP = 2% IP = 5% IP = 15% IP = 50% IP = 90%

Una roccia vulcanica ha i fenocristalli e la pasta di fondo perchè subisce un doppio stadio di raffreddamento. Condotto vulcanico (minuti/ore) Camera magmatica (decine/migliaia di anni)

Struttura porfirica seriata Risalita nel condotto lenta produce fenocristalli + microfenocristalli + mesostasi

Struttura porfirica iatale Risalita nel condotto veloce produce fenocristalli + mesostasi della pasta di fondo (pasta di fondo olocristallina)

Struttura vitrofirica Risalita nel condotto molto veloce produce fenocristalli + vetro in pasta di fondo (la pasta di fondo si definisce oloialina)

Struttura glomeroporfirica si formano degli aggregati di fenocristalli all interno della camera magmatica

La struttura glomeroporfirica è spesso il risultato di nucleazione eterogenea Nucleazione omogenea Nucleazione eterogenea

Struttura coronitica un minerale è corroso parzialmente per formare un secondo minerale (tipica di rocce intrusive ma si trova anche in rocce vulcaniche tipo dicchi superficiali) Biotite Olivina

Struttura afirica: la roccia non ha fenocristalli (compatta e massiva)

Per formare una struttura afirica il fuso nella camera magmatica non cristallizza o i cristalli non hanno il tempo di crescere Condotto vulcanico (minuti/ore) Camera magmatica (decine/migliaia di anni)

Struttura trachitica: allineamento di felspati alcalini spesso di piccole dimensioni (mesostasi) raramente di grandi dimensioni (fenocristalli e microfenocristalli)

Struttura sferulitica: l alterazione del vetro di una ossidiana (devetrificazione) produce quarzo e felspato con abito aciculare

Struttura vescicolare: il gas che si essolve forma delle bolle durante il raffreddamento di una lava

Struttura scoriacea: durante un eruzione eplosiva, il gas produce delle bolle (>50%) all interno di piccole porzioni di magma che risalgono nel condotto e si raffreddano in pochi secondi al contatto con l aria. Struttura afirica. La densità della roccia è >1

Struttura pomicea: durante un eruzione eplosiva, il gas produce delle bolle (>50%) all interno di piccole porzioni di magma che risalgono nel condotto e si raffreddano in pochi secondi al contatto con l aria. Struttura vitrofirica. La densità della roccia è <1

Struttura amigdaloide: il gas vulcanico riempie le vescicole facendo precipitare minerali secondari (cloriti, zeoliti)

Tessiture delle rocce plutoniche

La tessitura di una roccia descrive l orientazione dei minerali nello spazio: 1- Anisotropa = i minerali sono orientati secondo una direzione preferenziale 2- Isotropa = i minerali sono distribuiti in modo casuale

Tessiture delle rocce vulcaniche

Tessitura fluidale: le lave possono scorrere per ore, giorni e mesi. I minerali possono avere il tempo di allinearsi secondo la direzione del flusso lavico