Le rocce magmatiche derivano dalla solidificazione di un magma che è un fuso silicatico ad alta temperatura, contenente vapor d'acqua e gas, quali: acido cloridrico, a. solforico, anidride solforosa, con una temperatura che va dai 600 ai 1300 °C circa. Essi tendono a risalire in quanto meno densi dei materiali circostanti e possono solidificare o in condizioni intrusive o in condizioni effusive.
La struttura di una roccia magmatica è condizionata dalla modalità di solidificazione del magma., quindi possiamo distinguere le seguenti tipologie di rocce:
- Rocce intrusive: cristallizzano in profondità in tempi lunghissimi, prima si formano i minerali con temperature di solidificazione maggiore e via via gli altri. Queste rocce hanno una strutura olocristallina, ipidiomorfa e granulare (Olocristallina significa che è completamente cristallizzata e non sono presenti strutture vetrose, granulare significa che presenta cristalli visibili ad occhio nudo e ipidiomorfa che vi è un ordine di cristallizzazione. I cristalli che si sono formati per primi vengono detti idiomorfi, quelli che occupano gli spazi residui sono detti allotriomorfi);
- Rocce effusive: solidificano da lave eruttatte da vulcani sulla superficie terrestre e il processo di solidificazione è molto rapido. Hanno una struttura microcristallina o vetrosa (es. Ossidiana o Pomice). A volte la solidificazione avviene vicino alla superficie terrestre e presentano una struttura porfirica, quest'ultima è caratterizzata da cristalli visibili ad occhio nudo detti fenocristalli, immersi in una pasta di fondo microcristallina o vetrosa.
- Rocce ipoabissali: derivano da solidificazione di piccoli corpi intrusivi che formano filoni, in cui si concentrano gas. Possono presentare una struttura porfirica; aplitica (con cristalli piccoli ma di uguale dimensione) o pegmatitica (con cristalli di grandi dimensioni e talvolta rari).
La composizione di una roccia magmatica dipende dal magma da cui deriva; in ogni roccia possiamo riconoscere minerali essenziali che sono sempre silicati, minerali accessori, presenti in piccole percentuali e non influiscono sulle proprietà della roccia e minerali accidentali che non sempre sono presenti.
I silicati si distinguono in sialici (con un'elevata % in silice) come ad esempio il quarzo e i feldspati, o, femici (con bassa % in silice) come ad esempio: olivine, anfiboli e pirosseni. Essi sono presenti in associazioni particolari: se c'è l'ortoclasio, ci sarà anche il quarzo, mentre l'olivina può essere associata ai pirosseni, ma non con il quarzo.Le rocce magmatiche vengono classificate in base al tenore in silice in:
- rocce acide o sialiche: % in silice maggiore al 65 %
- rocce intermedie: % in silice tra il 65 % e il 52 %
- rocce basiche o femiche: % in silice tra il 52 % e il 45 %
- rocce ultrafemiche : % in silice inferiore al 45 %
DIAGRAMMA PER CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE MAGMATICHE
In questo diagramma, notiamo che la percentuale in silice diminuisce andando verso destra, inoltre in basso è idicata la % in volume dei diversi minerali in modo da rispettare le associazioni realmente possibili. Tracciando una linea orizzontale in corrispondenza di ciascun tipo di roccia si legge la sua composizione percentuale. Ad esempio il granito è costituito da quarzo, ortoclasio, plagioclasio e miche.
La serie di Bowen
La cristallizzazione di un magma avviene a temperature diverse: intorno ai 1250 °C e alla pressione di 1 bar per i magmi basaltici e, tra i 900 °C e i 650°C per i magmi granitici.
L'ordine di cristallizzazione dei minerali è determinato dalle temperature di fusione delle sostanze presenti nel magma. Nei primi decenni dello scorso secolo, Bowen riuscì a dimostrare che in un magma in progressivo rafreddamento, avvengono reazioni chimiche tra i cristalli che si formano per primi e la massa fusa residua nella quale si trovano.
Egli identificò due diverse serie di serie di reazioni che avvengono contemporaneamente in un amgma alcali-calcico: la serie discontinua e la serie continua dei plagioclasi.
Nella serie discontinua l'ordine di cristallizzazione è di solito: olivina, pirosseni e plagioclasi. Se l'olivina cristallizzando, rimane nel magma e la temperatura si abbassa essa, reagisce con il magma trasformandosi in pirosseno. Se la temperatura continua a diminuire, i pirosseni si trasformano in anfiboli e biotite. Ogni minerale, quindi si forma in un determinato intervallo di temperatura e, rimanendo a contato con il fuso residuo, al diminuire della temperatura si trasforma in quello successivo.. Ogni passaggio comporta la trasformazione del reticolo cristallino del minerale e della sua composizione chimica: gli anfiboli contengono Calcio e Magnesio e una quantità di silice superiore a quella di pirosseni e olivine che contengono Ferro e Magnesio.
Nella serie continua si formano i plagioclasi, secondo un meccanismo simile, prima si formano i plagioclasi calcici e a temperature inferiori quelli sodici. Al termine delle due serie, al diminuire della temperatura si forma il K-feldspato (ortoclasio) , muscovite (che nelle rocce acide è di solito un minerale accessorio) ed infine il quarzo. Questi ultimi non si trasformano l'uno nell'alro, ma possono coesistere.
Se il magma è sialico la cristallizzazione procede fino ai plagioclasi sodici, la biotite e continua con ortoclasio e quarzo e la roccia finale avrà una composizione granitica. Se il magma è femico invece, le reazioni si arrestano prima in quanto non è presente silice a sufficienza così come Alluminio e Sodio. La roccia presenterà associazioni mineralogiche tipiche dei basalti.
Le reazioni della serie di Bowen possono avvenire solo se i minerali rimangono a contatto con il magma; spesso essi si separano dalla massa fusa e non possono trasformarsi in quelli successivi, quindi il fuso residuo acquista gradualmente caratteristiche più acide. Il raffreddamento proseguirà dando origine alla formazione di nuovi minerali , ssempre secondo l'ordine della serie di Bowen.
Nella serie discontinua l'ordine di cristallizzazione è di solito: olivina, pirosseni e plagioclasi. Se l'olivina cristallizzando, rimane nel magma e la temperatura si abbassa essa, reagisce con il magma trasformandosi in pirosseno. Se la temperatura continua a diminuire, i pirosseni si trasformano in anfiboli e biotite. Ogni minerale, quindi si forma in un determinato intervallo di temperatura e, rimanendo a contato con il fuso residuo, al diminuire della temperatura si trasforma in quello successivo.. Ogni passaggio comporta la trasformazione del reticolo cristallino del minerale e della sua composizione chimica: gli anfiboli contengono Calcio e Magnesio e una quantità di silice superiore a quella di pirosseni e olivine che contengono Ferro e Magnesio.
Nella serie continua si formano i plagioclasi, secondo un meccanismo simile, prima si formano i plagioclasi calcici e a temperature inferiori quelli sodici. Al termine delle due serie, al diminuire della temperatura si forma il K-feldspato (ortoclasio) , muscovite (che nelle rocce acide è di solito un minerale accessorio) ed infine il quarzo. Questi ultimi non si trasformano l'uno nell'alro, ma possono coesistere.
Se il magma è sialico la cristallizzazione procede fino ai plagioclasi sodici, la biotite e continua con ortoclasio e quarzo e la roccia finale avrà una composizione granitica. Se il magma è femico invece, le reazioni si arrestano prima in quanto non è presente silice a sufficienza così come Alluminio e Sodio. La roccia presenterà associazioni mineralogiche tipiche dei basalti.
Le reazioni della serie di Bowen possono avvenire solo se i minerali rimangono a contatto con il magma; spesso essi si separano dalla massa fusa e non possono trasformarsi in quelli successivi, quindi il fuso residuo acquista gradualmente caratteristiche più acide. Il raffreddamento proseguirà dando origine alla formazione di nuovi minerali , ssempre secondo l'ordine della serie di Bowen.
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