Le Rocce Vulcaniche

Le rocce vulcaniche (o estrusive) sono rocce magmatiche che si originano in seguito al raffreddamento del magma sulla superficie terrestre. La struttura delle rocce magmatiche è fortemente influenzata dal passaggio del sistema dallo stato di magma (fuso silicatico contenente cristalli e/o frammenti rocciosi in sospensione e gas disciolti) allo stato solido. Il principale fattore esterno che determina la solidificazione del fuso magmatico è la diminuzione di temperatura, controllata dal meccanismo di risalita del magma verso porzioni più esterne e più fredde della crosta terrestre e, nell'eventualità di effusione, dalla interazione termica con la superficie terrestre, l'aria,
Gli elementi costituenti il liquido magmatico possono passare nello stato solido ordinandosi in reticoli cristallini oppure conservando una struttura simile a quella del liquido e formando così del materiale amorfo (vetro). L'evoluzione del sistema è dunque controllata essenzialmente dalla velocità di raffreddamento, dalla viscosità e dalle caratteristiche termodinamiche del magma. Il processo di cristallizzazione inizia con la nucleazione di germi cristallini e procede con la loro crescita: il ruolo combinato di nucleazione e crescita determina il tipo di struttura della roccia.

Nucleazione
La velocità di raffreddamento determina il tempo disponibile per la nucleazione. Se la velocità di raffreddamento è sufficientemente bassa, si instaurano le condizioni per la nucleazione di germi cristallini. Il centro di nucleazione è un’entità materiale più o meno grande (di solito microscopica) dalla quale prende il via la nucleazione, ovvero la formazione del primo nucleo cristallino. La nucleazione può essere omogenea (spontanea) o eterogenea (influenzata): La nucleazione omogenea (Fig.1) è la formazione spontanea di configurazioni interatomiche o intermolecolari costituenti embrioni cristallini ed è causata da fluttuazioni termiche casuali in un mezzo isotropo e omogeneo (magma). La nucleazione eterogenea è un processo di ordinamento facilitato dalla presenza di un'altra fase in contatto con il liquido (nuclei cristallini precedentemente formatisi, particelle solide presenti nel magma ecc.). La nucleazione eterogenea, a differenza di quella omogenea, è caratterizzata da una minore energia di attivazione.

Fig.1: Esempio di nucleazione omogenea. Formazione di un piccolo raggruppamento di atomi (cluster); sviluppo di legami tra le molecole e formazione di un embrione; perfezionamento dei legami tra gli atomi, in funzione degli angoli e delle distanze caratteristici della forma cristallina specifica; sviluppo del cristallo.

L'energia di attivazione richiesta per la nucleazione eterogenea è sensibilmente ridotta rispetto a quella richiesta per la nucleazione omogena, in quanto l'energia dell'interfaccia solido-solido è minore dell'energia dell'interfaccia solido-liquido. Poiché un magma naturale non è praticamente mai privo di materiale solido in sospensione, la nucleazione eterogenea assume rilevante importanza nel processo di cristallizzazione dei magmi. I nuclei di fasi preesistenti costituiscono nuclei favorevoli soprattutto per le specie cristallograficamente simili.

Crescita dei cristalli
La crescita di un cristallo è subordinata al movimento (diffusione) delle particelle dei suoi componenti i dal sistema liquido (magma) verso il solido (cristallo). Questo movimento può verificarsi se il potenziale chimico μ del componente i nel solido è minore del potenziale chimico del componente i nel liquido (μ solido < μ liquido), e avviene quindi lungo gradienti di potenziale chimico con una intensità approssimativamente regolata dalla prima legge di Fick:

dove J_i rappresenta il flusso di particelle del componente i (in cm² s^-1) attraverso una superficie perpendicolare alla direzione z; D_i è il coefficiente di diffusione del componente _i nella fase considerata (liquido magmatico); dxi/dz invece è il gradiente della concentrazione molare di _i lungo la direzione

La velocità di crescita di un minerale dipende dalla velocità alla quale gli appropriati ioni, atomi o molecole possono diffondere nel liquido verso il cristallo per poi attaccarsi alla sua superficie. L'adesione dei componenti è fortemente favorita dalla presenza di imperfezioni, gradini o comunque discontinuità superficiali del cristallo. Un cristallo perfettamente liscio crescerà meno di un cristallo ricco di imperfezioni o asperità.

Struttura liquidi silicatici
La struttura dei liquidi silicatici (Fig.2), così come quella dei minerali, è costituita da un network di tetraedri collegati gli uni agli altri. Nei magmi, tuttavia, la struttura è molto più disordinata. I liquidi silicatici sono costituiti essenzialmente da due unità elementari, che in base alla loro funzione vengono definiti costruttori di struttura e modificatori di struttura. I primi sono rappresentati da tetraedri di silicio e ossigeno (SiO₄)^4-, collegati tra loro in polimeri di varia struttura (polimerizzazione); gli elementi modificatori sono i cationi metallici che tendono a legarsi agli anioni ossigeno interrompendo la catena silicatica. Tali elementi sono ad esempio: K⁺, Na⁺ Ca²⁺ e Mg²⁺.
L'alluminio può svolgere sia la funzione di costruttore, sostituendo il silicio nei tetraedri, che di modificatore, assumendo una coordinazione ottaedrica. Le condizioni che regolano la posizione di Al³⁺ sono la composizione chimica del magma e la pressione: a parità di moli% di SiO₂ e in condizioni di bassa pressione Al³⁺ assume preferibilmente coordinazione tetraedrica se le moli% di Al₂O₃ sono minori della somma delle moli% dei metalli mono e bivalenti (Na₂O, K₂O, CaO, MgO, ecc.). La coordinazione ottaedrica di Al³⁺ è favorita dall'aumento della pressione.

Fig.2: Rappresentazione schematica della struttura di un fuso magmatico. Bridging oxygens (ossigeni condivisi), Non-bridging oxygen (ossigeni non legati), Network-forming ion (elementi costruttori di struttura), Network-modifying ion (elementi distruttori di struttura).

Effetto della temperatura
L’aumento di temperatura causa una depolimerizzazione del magma, a causa dell’aumento dell’energia cinetica degli atomi, che favorisce la rottura dei legami. All’aumentare della temperatura e della depolimerizzazione si ha una diminuzione della densità (per espansione termica) e della viscosità. Al contrario, la diminuzione di temperatura causa una maggior polimerizzazione con conseguente aumento della viscosità.

Contenuto in silice
L’aumento del contenuto in silice causa l’aumento del grado di polimerizzazione, in quanto una maggior presenza di tetraedri (SiO₄)^4- permette la formazione di catene silicatiche. Magmi ricchi in silice saranno quindi più viscosi di magmi poveri in silice.

Presenza di volatili
I volatili sono sostanze gassose disciolte all’interno del magma. I più comuni sono H₂O e CO₂ (Fig.3). La presenza di volatili gioca un ruolo fondamentale nella reologia dei magmi, possono infatti cambiare il punto di fusione dei magmi e cambiarne le proprietà

Fig.3: I volatili presenti nel magma.

Acqua
In Fig.4 è rappresentato, in maniera schematica, il meccanismo mediante cui l’acqua influenza la reologia di un magma. Gli idrogeni della molecola d’acqua tendono a legarsi con gli ossigeni condivisi tra i vari tetraedri, a formare gruppi (OH). Questo causa l’interruzione delle catene silicatiche, con conseguente depolimerizzazione del magma. Il grado di polimerizzazione del magma influenza sensibilmente la quantità di acqua che può essere disciolta al suo interno, magmi molto polimerizzati (acidi) possono contenere quantitativi di acqua maggiori di magmi poco polimerizzati (basici). Al diminuire della pressione diminuisce drasticamente la solubilità dell’acqua. Il vulcanismo esplosivo che caratterizza i magmi acidi è il risultato di questo comportamento, poiché durante la risalita nel condotto vulcanico, la pressione diminuisce fino a quando l'acqua non può più essere dissolta nel magma ed essolve, espandendosi, come vapore acqueo.

Fig.4: Rappresentazione schematica dell’interazione tra magma e molecole di acqua.

Anidride carbonica
La CO₂, a differenza dell’acqua, tende a legarsi con gli ossigeni non condivisi dei tetraedri che formano le catene silicatiche (Fig.5), andando a formare gruppi (CO₃)^2- e favorendo quindi la polimerizzazione del magma. Poiché la CO₂ si lega con gli ossigeni non condivisi, la sua presenza sarà maggiore in magmi poco polimerizzati (con molti ossigeni non condivisi) che non in magmi molto polimerizzati.

Fig.5: Rappresentazione schematica dell’interazione tra magma e CO₂.

Le serie magmatiche

Le varie rocce magmatiche presenti sulla Terra non si trovano posizionate a caso; esse sono geneticamente legate e accomunate da caratteri di parentela che definiscono le serie magmatiche. Una serie magmatica è un insieme di rocce ignee diverse, ma unite tra loro dall’origine comune e dal rapporto silice/alcali. Il parametro chimico fondamentale utilizzato per la definizione delle varie serie magmatiche è il grado di alcalinità, misurato come abbondanza degli alcali (Na₂O + K₂O). Rispetto al contenuto in silice è possibile avere una classificazione più completa delle rocce ignee e distinguere le seguenti tre principali serie magmatiche.

Serie subalcalina
Le rocce della serie subalcalina sono particolarmente diffuse in ambiente orogenico; si distinguono due sequenze o serie (calcalcalina e tholeiitica), differenziate utilizzando un diagramma triangolare (diagramma AFM) che mette in relazione gli alcali (K₂O+Na₂O=A), il ferro totale (FeO+Fe₂O₃=F) e il magnesio (MgO=M).
La serie calcalcalina (chiamata anche alcali-calcica o pacifica), presenta una sequenza vulcanica che da basalti, attraverso termini andesitici, dacitici e riodacitici, perviene a rocce di tipo riolitico. È caratterizzata da incrementi continui di SiO₂ con il procedere del processo di differenziazione e decrementi nel contenuto di alcali che si traducono in valori più bassi del rapporto alcali/silice; contemporaneamente si ha anche una diminuzione di FeO. Il contenuto di TiO₂ è generalmente basso, mentre i tenori di Al₂O₃ sono relativamente alti tanto che i basalti di questa serie vengono anche chiamati basalti alti in allumina. Questa serie è particolarmente diffusa lungo i margini continentali attivi delle zolle litosferiche (zone di subduzione) e degli archi insulari che bordano l’Oceano Pacifico. Le rocce della serie calcalcalina, al progredire della cristallizzazione, tendono a formare inizialmente fasi ricche in Fe e Mg e questo causa un aumento del contenuto in alcali. Le rocce della serie tholeiitica invece tendono a formare inizialmente fasi ricche in magnesio, con conseguente aumento del contenuto in ferro, e successivamente fasi ricche in ferro, che causa un aumento progressivo del contenuto in alcali (Fig.6).

Fig.6: Diagramma AFM, (A)Na₂O + K₂O; (F) FeO + Fe₂O₃; (M) MgO, in cui è rappresentata l’evoluzione delle rocce della serie tholeiitica e calcalcalina.

Serie alcaline
La serie alcalina sulla base dei rapporti alcali/silice, nonché in funzione del contenuto in alcali e del rapporto K2O/Na2O, viene distinta in una fortemente alcalina e in una normale alcalina. Se inoltre prevale quantitativamente Na₂O su K₂O la serie è definita sodica, mentre viceversa se è K₂O a prevalere su Na₂2O la serie si definisce potassica. Le rocce della serie alcalina in generale non sono presenti in ambientazione orogenica, tuttavia esistono alcuni tipi di queste rocce, generalmente potassiche, che invece si possono riscontrare in tale ambientazione e che costituiscono le cosiddette serie shoshonitiche. La serie normale alcalina sodica è molto diffusa; questa sequenza comprende termini che dai basalti alcalini, leggermente sottosaturi, passano attraverso termini mugearitici e trachitici a rocce di tipo fonolitico. La serie normale alcalina potassica è invece caratterizzata da elevati valori del rapporto K₂O/Na₂O e mostra una sequenza di rocce che sempre dai basalti alcalini attraverso trachibasalti e tristaniti perviene a termini trachitici. Entrambe le due serie sono diffuse nelle aree interne delle zolle oceaniche dove possono costituire isole vulcaniche.