Roccia ignea (Igneous rock)

La roccia ignea, detta anche roccia magmatica, costituisce una delle tre categorie principali di roccia, insieme ai tipi sedimentari e metamorfici. Il termine igneo deriva dal latino igneus, che significa 'ardente'. Queste rocce sono generate dal raffreddamento e dalla successiva solidificazione del magma fuso o della lava.

Roccia ignea (ignea dal latino igneus 'ardente'), o roccia magmatica, è uno dei tre principali tipi di roccia, gli altri sono sedimentari e metamorfici. Le rocce ignee si formano attraverso il raffreddamento e la solidificazione del magma o della lava.

Il magma ha origine dalla fusione parziale delle rocce preesistenti all'interno del mantello o della crosta di un pianeta terrestre. Questo processo di fusione è generalmente indotto da uno o una combinazione di tre fattori: temperatura elevata, pressione ridotta o composizione chimica alterata. La successiva solidificazione in roccia avviene o sotto la superficie terrestre, formando rocce intrusive, o in superficie, dando luogo a rocce effusive. Le rocce ignee possono svilupparsi con la cristallizzazione, producendo strutture granulari e cristalline, o senza cristallizzazione, producendo vetri naturali.

Le rocce ignee si trovano in diversi ambienti geologici, inclusi scudi, piattaforme, orogeni, bacini, grandi province ignee, regioni crostali estese e crosta oceanica.

Significato geologico

In volume, le rocce ignee e metamorfiche costituiscono collettivamente il 90-95% dei 16 chilometri (9,9 miglia) più superficiali della crosta terrestre. Le rocce ignee da sole coprono circa il 15% dell'attuale superficie terrestre della Terra e costituiscono la componente predominante della crosta oceanica terrestre.

Inoltre, le rocce ignee possiedono un'importanza geologica significativa a causa di diversi fattori:

• La loro composizione mineralogica e chimica di massa forniscono informazioni sulla composizione della crosta inferiore o del mantello superiore, da cui deriva il magma genitore, nonché sulle condizioni termobariche che facilitano questa estrazione;
• Le loro età assolute sono accertabili attraverso varie tecniche di datazione radiometrica, consentendo la correlazione con strati geologici adiacenti e, di conseguenza, la calibrazione della scala temporale geologica;
• Le loro caratteristiche distintive caratterizzano tipicamente ambienti tettonici specifici, consentendo così ricostruzioni tettoniche;
• In determinate condizioni specifiche, fungono da ospiti per importanti depositi minerari (minerali); ad esempio, tungsteno, stagno e uranio si trovano spesso in associazione con graniti e dioriti, mentre i minerali di cromo e platino sono comunemente collegati ai gabbro.

Ambiente geologico

Le rocce ignee sono classificate come intrusive (che comprendono i tipi plutonici e ipabissali) o effusive (vulcaniche).

Rocce intrusive

Le rocce ignee intrusive costituiscono la proporzione predominante di tutte le rocce ignee e si formano dal magma che si raffredda e si solidifica sotto la crosta di un pianeta. Questi corpi rocciosi sono chiamati intrusioni e sono avvolti da rocce preesistenti, note come country rock. A causa delle eccellenti proprietà di isolamento termico della roccia rurale, il magma si raffredda gradualmente, dando luogo a rocce intrusive a grana grossa (phaneritiche). I singoli granelli minerali all'interno di queste rocce sono generalmente distinguibili senza ingrandimento. Le intrusioni vengono classificate in base alla loro morfologia, dimensioni e al loro rapporto con i piani di stratificazione della roccia del paese invaso. I corpi intrusivi caratteristici includono batoliti, ceppi, laccoliti, davanzali e dicchi. Esempi comuni di rocce intrusive sono granito, gabbro e diorite.

I nuclei centrali di catene montuose significative sono composti da rocce ignee intrusive. Dopo l'esposizione attraverso processi di erosione, questi nuclei, designati come batoliti, possono comprendere vaste distese della superficie terrestre.

Le rocce ignee intrusive che si solidificano in profondità all'interno della crosta sono chiamate rocce plutoniche (o abissali), caratterizzate dalla loro tipica consistenza a grana grossa. Al contrario, le rocce ignee intrusive che si formano più vicino alla superficie sono designate come rocce subvulcaniche o ipabissali; questi sono generalmente a grana molto più fine e spesso somigliano alla roccia vulcanica. Le rocce ipabissali sono meno diffuse rispetto ai tipi plutonici o vulcanici e si manifestano comunemente come dicchi, davanzali, laccoliti, lopoliti o facoliti.

Rocce estrusive

La roccia ignea effusiva, chiamata anche roccia vulcanica, ha origine dal raffreddamento del magma fuso sulla superficie terrestre. Il magma, trasportato in superficie tramite fessure o eruzioni vulcaniche, subisce una rapida solidificazione. Di conseguenza, queste rocce presentano una struttura a grana fine (afanitica) o addirittura vetrosa. Il basalto rappresenta la roccia ignea effusiva più onnipresente, formando estese colate laviche, lastre e altipiani. Alcune formazioni basaltiche si solidificano in colonne poligonali allungate, come esemplificato dal Giant's Causeway ad Antrim, Irlanda del Nord.

La roccia fusa, caratterizzata dalla presenza di cristalli sospesi e gas disciolti, è designata come magma. La sua ascesa è attribuita alla sua minore densità rispetto alla roccia circostante da cui ha avuto origine. Una volta raggiunta la superficie terrestre, il magma viene riclassificato come lava. Le eruzioni vulcaniche che si verificano in superficie sono classificate come subaeree, mentre quelle che avvengono sotto le acque oceaniche sono chiamate sottomarine. Esempi degni di nota di vulcanismo sottomarino includono i fumatori neri e le formazioni basaltiche della dorsale medio-oceanica.

Il volume annuale di roccia estrusiva espulsa dall'attività vulcanica mostra una variabilità dipendente dall'impostazione tettonica prevalente. La roccia effusiva viene generata nelle seguenti proporzioni:

• I confini divergenti rappresentano il 73%.
• I confini convergenti (zone di subduzione) contribuiscono per il 15%.
• Gli hotspot rappresentano il 12%.

Il comportamento reologico della lava dipende dalla sua viscosità, una proprietà influenzata dalla temperatura, dalla composizione chimica e dalla proporzione di cristalli sospesi. Il magma ad alta temperatura, prevalentemente di natura basaltica, mostra caratteristiche di flusso simili all'olio viscoso, somigliando progressivamente alla melassa dopo il raffreddamento. Flussi basaltici estesi e attenuati mostrano spesso superfici pahoehoe. Il magma di composizione intermedia, esemplificato dall'andesite, genera tipicamente coni di cenere composti da una miscela di cenere, tufo e lava, che possiedono potenzialmente una viscosità paragonabile alla melassa densa e fredda o addirittura alla gomma durante l'eruzione. Il magma felsico, come la riolite, viene generalmente estruso a temperature più basse e può essere fino a 10.000 volte più viscoso del basalto. I vulcani contenenti magma riolitico sperimentano spesso eruzioni esplosive e le risultanti colate di lava riolitica sono tipicamente limitate nella loro diffusione laterale e mostrano margini ripidi pronunciati a causa della viscosità eccezionalmente elevata del magma.

Le eruzioni di magmi felsici e intermedi sono spesso violente, spinte dall'essoluzione dei gas disciolti, principalmente vapore acqueo, ma anche anidride carbonica. Il materiale piroclastico espulso in modo esplosivo è chiamato tefra e comprende sostanze come tufo, agglomerato e ignimbrite. Inoltre, la cenere vulcanica fine viene espulsa, formando estesi depositi di tufo di cenere in grado di ricoprire vaste regioni geografiche.

Dato che le rocce vulcaniche sono prevalentemente a grana fine o vetrose, distinguere tra vari tipi di rocce ignee effusive rappresenta una sfida maggiore rispetto alla distinzione delle rocce ignee intrusive. Tipicamente, l'identificazione precisa dei costituenti minerali nelle rocce ignee effusive a grana fine richiede l'esame microscopico di sezioni sottili, limitando così le classificazioni sul campo a determinazioni approssimative. Sebbene l'Unione Internazionale delle Scienze Geologiche (IUGS) sia favorevole alla classificazione basata sulla composizione mineralogica, questo approccio è spesso poco pratico; di conseguenza, la classificazione chimica, che utilizza lo schema Alcali-Silice Totale (TAS), viene spesso utilizzata come alternativa.

Classificazione

Le rocce ignee sono classificate in base alla modalità di comparsa, alle caratteristiche strutturali, alla composizione mineralogica, alla composizione chimica e alla configurazione geometrica del corpo igneo.

La classificazione sistematica dei diversi tipi di rocce ignee fornisce informazioni cruciali sulle loro condizioni di formazione. Le variabili chiave impiegate nella classificazione delle rocce ignee includono la dimensione delle particelle, che è dettata principalmente dalla storia del raffreddamento, e la composizione minerale intrinseca della roccia. Feldspati, quarzo o feldspatoidi, olivine, pirosseni, anfiboli e miche costituiscono componenti minerali significativi nella genesi di quasi tutte le rocce ignee, costituendo la base fondamentale per la loro classificazione. Al contrario, tutti gli altri minerali presenti sono considerati non essenziali nella maggior parte delle rocce ignee e sono designati come minerali accessori. I tipi di rocce ignee contenenti altri minerali essenziali sono estremamente rari, con le carbonatiti, caratterizzate da contenuto di carbonato essenziale, che rappresentano un'eccezione degna di nota.

All'interno di un quadro di classificazione compositiva semplificato, i tipi di rocce ignee sono delineati come felsiche o mafiche, una distinzione basata sull'abbondanza relativa di minerali silicati come definita dalla serie di reazioni di Bowen. Le rocce composte prevalentemente da quarzo, plagioclasio, feldspato alcalino e muscovite sono classificate come felsiche. Al contrario, le rocce mafiche sono costituite principalmente da biotite, orneblenda, pirosseno e olivina. Tipicamente, le rocce felsiche mostrano una colorazione più chiara, mentre le rocce mafiche sono caratterizzate da tonalità più scure.

In termini di classificazione strutturale, le rocce ignee che possiedono cristalli distinguibili ad occhio nudo sono designate come phaneritiche; al contrario, quelli con cristalli troppo minuti per l'osservazione macroscopica sono detti afanitici. In generale, una tessitura faneritica suggerisce una genesi intrusiva o plutonica, indicativa di un raffreddamento prolungato, mentre una tessitura afanitica indica un'origine effusiva o vulcanica, implicando una rapida solidificazione.

Una roccia ignea caratterizzata da cristalli distintamente visibili incastonati all'interno di una matrice a grana più fine è denominata porfido. La struttura porfirica si forma quando cristalli più grandi, chiamati fenocristalli, raggiungono dimensioni sostanziali prima che la maggior parte del magma si solidifichi in un materiale omogeneo a grana fine noto come massa di fondo. La dimensione dei cristalli nelle rocce ignee è direttamente influenzata dalla durata del raffreddamento; di conseguenza, le strutture porfiriche si formano quando il magma subisce due fasi distinte di raffreddamento.

Le rocce ignee sono classificate in base alla loro struttura e composizione. La struttura comprende le dimensioni, la morfologia e la configurazione spaziale dei grani o cristalli minerali costituenti.

Trama

La tessitura costituisce un parametro significativo nella nomenclatura delle rocce vulcaniche. La tessitura delle rocce vulcaniche, che comprende le dimensioni, la morfologia, l'allineamento, la distribuzione dei grani minerali e le loro relazioni intergranulari, serve a differenziare tra tipi di roccia come tufo, lava piroclastica o lava effusiva. Tuttavia, le caratteristiche strutturali costituiscono solo un aspetto secondario nella classificazione delle rocce vulcaniche, poiché i dati chimici sono spesso richiesti, in particolare per le rocce che presentano una massa di fondo a grana eccezionalmente fine o per i tufi derivanti da ceneri vulcaniche.

I criteri strutturali sono di minore importanza nella categorizzazione delle rocce intrusive, dato che la maggior parte dei minerali costituenti sono distinguibili macroscopicamente o con l'aiuto di una lente manuale, una lente d'ingrandimento o un microscopio. Inoltre, le rocce plutoniche mostrano tipicamente una minore diversità strutturale e sono meno inclini a mostrare tessuti strutturali prominenti. I descrittori tessiturali possono, tuttavia, distinguere varie fasi intrusive all'interno di estesi plutoni, come margini porfirici di grandi corpi intrusivi, stock di porfido e dicchi subvulcanici. Per la classificazione delle rocce plutoniche vengono utilizzati prevalentemente criteri mineralogici. Al contrario, le classificazioni chimiche sono preferite per le rocce vulcaniche, spesso incorporando specie di fenocristalli come prefisso; ad esempio, "picrite contenente olivina" o "riolite ortoclasio-firica".

Classificazione mineralogica

Lo IUGS sostiene la classificazione delle rocce ignee in base alla loro composizione mineralogica, ove possibile. Questo approccio è facilmente applicabile alle rocce ignee intrusive a grana grossa, ma può richiedere l’esame microscopico di sezioni sottili per le rocce vulcaniche a grana fine e può essere impraticabile per le rocce vulcaniche vetrose. In tali casi, la classificazione chimica diventa imperativa.

La classificazione mineralogica di una roccia intrusiva inizia con l'identificazione se la roccia è ultramafica, carbonatite o lamprofira. Le rocce ultramafiche sono caratterizzate dal contenere oltre il 90% di minerali ferromagnesiaci, tra cui orneblenda, pirosseno o olivina, e sono soggette a un quadro di classificazione distinto. Allo stesso modo, le rocce che comprendono più del 50% di minerali carbonatici sono classificate come carbonatiti, mentre le lamprofire rappresentano tipi di rocce ultrapotassiche non comuni. Entrambe le categorie vengono successivamente classificate in base ai loro specifici attributi mineralogici.

Nella stragrande maggioranza dei casi, la roccia mostra una composizione mineralogica più convenzionale, con proporzioni sostanziali di quarzo, feldspati o feldspatoidi. La categorizzazione si basa sulle proporzioni relative di quarzo, feldspato alcalino, plagioclasio e feldspatoide all'interno dell'insieme minerale totale, ignorando altri minerali accessori. Questi valori proporzionali posizionano la roccia all'interno del diagramma QAPF, consentendo spesso una determinazione immediata del tipo di roccia. Tuttavia, in alcuni casi specifici, come nel campo della diorite-gabbro-anortite, criteri mineralogici supplementari sono essenziali per stabilire la classificazione definitiva.

Quando la composizione mineralogica di una roccia vulcanica è accertabile, la sua classificazione impiega una metodologia identica, sebbene utilizzi un diagramma QAPF modificato in cui i campi delineano tipi specifici di roccia vulcanica.

Classificazione chimica e petrologia

Se la classificazione mineralogica di una roccia vulcanica si rivelasse irrealizzabile, diventa necessario un approccio di classificazione chimica.

Un numero limitato di minerali è fondamentale per la formazione delle comuni rocce ignee, principalmente a causa della composizione elementare ristretta del magma cristallizzato, che è ricco di silicio, ossigeno, alluminio, sodio, potassio, calcio, ferro e magnesio. Questi elementi formano collettivamente minerali silicati, che costituiscono oltre il novanta per cento di tutte le rocce ignee. La composizione chimica delle rocce ignee viene quantificata distintamente per elementi maggiori, minori e tracce. Le concentrazioni degli elementi maggiori e minori sono tipicamente riportate come percentuali in peso dei rispettivi ossidi (ad esempio, 51% SiO₂ e 1,50% TiO₂). Le abbondanze degli elementi in traccia sono convenzionalmente presentate in parti per milione in peso (ad esempio, 420 ppm Ni e 5,1 ppm Sm). La designazione "oligoelemento" si applica generalmente agli elementi presenti nella maggior parte delle rocce a concentrazioni inferiori a circa 100 ppm, sebbene alcuni oligoelementi possano superare 1.000 ppm in specifici tipi di roccia. L'ampia diversità nelle composizioni rocciose è confermata da un vasto archivio di dati analitici; oltre 230.000 analisi delle rocce sono disponibili pubblicamente tramite una piattaforma web supportata dalla National Science Foundation degli Stati Uniti.

La silice (SiO₂) rappresenta il costituente chimico principale, presente come quarzo o integrato con altri ossidi all'interno di minerali come i feldspati. Sia le rocce ignee intrusive che quelle effusive sono classificate chimicamente in base al loro contenuto totale di silice.

• Felsiche sono caratterizzate dalle più elevate concentrazioni di silice e sono costituite principalmente dai minerali felsici quarzo e feldspato. Gli esempi includono il granito e la riolite, che tipicamente presentano una colorazione chiara e possiedono una densità relativamente bassa.
Le rocce
• intermedie contengono un moderato contenuto di silice e sono prevalentemente composte da feldspati. Esempi rappresentativi, come la diorite e l'andesite, sono generalmente più scuri delle rocce felsiche e mostrano una densità leggermente superiore.
Le rocce
• mafiche sono definite da un contenuto di silice relativamente basso e sono composte principalmente da pirosseni, olivine e plagioclasio calcico. Esempi comuni includono basalto e gabbro, che sono tipicamente di colore scuro e possiedono una densità maggiore rispetto alle rocce felsiche.
Le rocce
• ultramafiche mostrano concentrazioni di silice estremamente basse, comprendenti oltre il 90% di minerali mafici (ad esempio komatiite, dunite).

Questo schema di classificazione è riassunto nella tabella successiva:

La percentuale combinata di ossidi di metalli alcalini (Na₂O + K₂O) ha un'importanza secondaria rispetto alla silice per la classificazione chimica delle rocce vulcaniche. Queste percentuali di silice e ossido di metalli alcalini vengono utilizzate per tracciare le rocce vulcaniche sul diagramma Total Alkali-Silica (TAS), un metodo generalmente sufficiente per la classificazione iniziale della maggior parte dei tipi di rocce vulcaniche. All'interno di campi specifici, come la trachiandesite, un'ulteriore classificazione si ottiene valutando il rapporto potassio/sodio; quindi, le trachiandesite potassiche sono chiamate latiti e le trachiandesite sodiche sono designate benmoreiti. Alcuni campi mafici subiscono un'ulteriore suddivisione o definizione attraverso la mineralogia normativa, un processo che prevede il calcolo di una composizione minerale idealizzata per una roccia basata sulla sua analisi chimica complessiva. Ad esempio, la basanite si differenzia dalla tefrite per il suo elevato contenuto normativo di olivina.

Ulteriori perfezionamenti alla classificazione TAS fondamentale comprendono:

• Le rocce ultrapotassiche sono definite da un rapporto molare K₂O/Na₂O superiore a 3.
• Le rocce peralcaline possiedono un rapporto molare (K₂O + Na₂O)/Al§4_5§O§67§ maggiore di 1.
• Le rocce peralluminose sono caratterizzate da un rapporto molare (K₂O + Na₂O + CaO)/Al§4_5§O§67§ inferiore a 1.

Storicamente, le rocce sovrasature di silice venivano designate come siliciche o acide quando il loro contenuto di SiO§45§ superava il 66%, con il termine quarzolite riservato alle varietà più altamente siliciche. Al contrario, la presenza di un feldspatoide normativo indica una roccia sottosatura di silice, esemplificata dalla nefelinite.

I magmi sono inoltre classificati in tre serie distinte:

• La serie tholeiitica, che comprende andesiti basaltiche e andesiti.
• La serie calc-alcalina, comprendente principalmente andesiti.
• La serie alcalina, che comprende sottogruppi di basalti alcalini e lave non comuni, altamente potassiche (cioè shoshonitiche).

La serie alcalina è distinguibile dalle altre due sul diagramma TAS a causa del suo elevato contenuto di ossido alcalino totale a una specifica concentrazione di silice; tuttavia, le serie tholeiitica e calc-alcalina occupano regioni in gran parte sovrapposte in questo diagramma. La loro differenziazione si ottiene confrontando il contenuto totale di alcali con le concentrazioni di ferro e magnesio.

Queste tre serie di magma sono osservate in diversi ambienti tettonici a placche. Ad esempio, le rocce appartenenti alla serie del magma tholeiitico sono tipicamente identificate in luoghi come dorsali medio-oceaniche, bacini di retroarco, isole oceaniche generate da punti caldi, archi insulari ed estese province ignee continentali.

Tutte e tre le serie coesistono in prossimità relativamente ravvicinata all'interno delle zone di subduzione, dove la loro distribuzione spaziale è correlata alla profondità e all'età della zona di subduzione. La serie di magma tholeiitico predomina sopra le nascenti zone di subduzione, originate da sorgenti di magma relativamente superficiali. Viceversa, le serie calc-alcaline e alcaline sono caratteristiche di zone di subduzione mature, associate a magmi derivati ​​da maggiori profondità. L'andesite e l'andesite basaltica costituiscono le rocce vulcaniche più diffuse negli archi insulari, a significare la presenza di magmi calco-alcalini. Alcuni archi insulari mostrano una distribuzione variata di serie vulcaniche; ad esempio, all'interno del sistema di archi insulari giapponese, le rocce vulcaniche passano da tholeiitiche a calco-alcaline e quindi a composizioni alcaline con l'aumentare della distanza dalla fossa.

Classificazione storica

Diversi nomi di rocce ignee sono antecedenti all'era geologica contemporanea. Ad esempio, il termine basalto, usato per descrivere una specifica composizione di roccia derivata dalla lava, fu documentato da Georgius Agricola nel 1546 nella sua pubblicazione De Natura Fossilium. La parola granito risale almeno al 1640 e ha origine dal francese granit o dall'italiano granito, entrambi con il significato di "roccia granulata". La denominazione riolite fu introdotta nel 1860 da Ferdinand von Richthofen, un viaggiatore e geologo tedesco. La proliferazione di nuove nomenclature dei tipi di roccia si intensificò durante il XIX secolo, raggiungendo il suo apice all'inizio del XX secolo.

Le classificazioni iniziali delle rocce ignee si basavano in gran parte sulla loro età geologica e sulla modalità di comparsa. Tuttavia, nel 1902, i petrologi americani Charles Whitman Cross, Joseph P. Iddings, Louis V. Pirsson e Henry Stephens Washington sostenevano l'abbandono di tutte le classificazioni prevalenti delle rocce ignee, proponendo la loro sostituzione con un sistema "quantitativo" fondato sull'analisi chimica. Hanno dimostrato l'imprecisione intrinseca e la natura spesso non scientifica di gran parte della terminologia esistente, affermando che la composizione chimica di una roccia ignea, essendo il suo attributo più fondamentale, dovrebbe avere la priorità.

I criteri precedentemente accettati per distinguere le specie rocciose, come la presenza geologica, la struttura e la composizione mineralogica, sono stati di conseguenza ridimensionati. Un'analisi completa delle rocce doveva essere prima interpretata identificando i minerali che formavano le rocce che si prevedeva cristallizzassero dal magma, tra cui, ad esempio, quarzo, feldspati, olivina, akermanite, feldspatoidi, magnetite e corindone. Le rocce sono state poi rigorosamente classificate in base alle proporzioni relative di questi minerali. Sebbene questo nuovo sistema di classificazione abbia suscitato un notevole interesse, è stato criticato per la sua impraticabilità nella geologia sul campo e alla fine è stato interrotto negli anni '60. Nonostante il suo abbandono, il principio della mineralogia normativa persistette e i contributi di Cross e dei suoi collaboratori stimolarono lo sviluppo di numerosi successivi quadri di classificazione.

Un quadro degno di nota fu lo schema di classificazione di M.A. Peacock, che classificò le rocce ignee in quattro serie distinte: alcaliche, alcalino-calciche, calc-alcaline e calciche. Le definizioni di Peacock per la serie degli alcali e il termine "calc-alcali" rimangono rilevanti oggi, integrate nella classificazione Irvine-Barager ampiamente adottata, insieme a W.Q. La serie tholeiitica di Kennedy.

Nel 1958, furono attivamente impiegati circa 12 schemi di classificazione distinti e un minimo di 1637 nomi di tipi di roccia. Quell'anno, Albert Streckeisen scrisse un articolo di revisione completo sulla classificazione delle rocce ignee, un lavoro che alla fine culminò con l'istituzione della sottocommissione IUGG sulla sistematica delle rocce ignee. Nel 1989 è stato formalizzato un sistema di classificazione unificato, sottoposto a ulteriore perfezionamento nel 2005. Questa standardizzazione ha ridotto il numero di nomi di rocce raccomandati a 316, incorporando diverse nuove designazioni introdotte dalla sottocommissione.

Genesi del magma

La crosta continentale della Terra presenta uno spessore medio di circa 35 chilometri (22 miglia), mentre la crosta oceanica misura tipicamente solo circa 7-10 chilometri (4,3-6,2 miglia). La crosta continentale è costituita prevalentemente da rocce sedimentarie, sostenute da un basamento cristallino comprendente una vasta gamma di rocce metamorfiche ed ignee, come granulite e granito. La crosta oceanica, al contrario, è composta principalmente da basalto e gabbro. Entrambi i tipi di crosta sono coperti dalla peridotite del mantello.

Lo scioglimento delle rocce può essere innescato da una riduzione della pressione, da un'alterazione della composizione chimica (ad esempio, dall'introduzione di acqua), da un aumento della temperatura o da un effetto sinergico di questi fattori.

Mentre meccanismi come la fusione indotta dall'impatto dei meteoriti sono attualmente meno significativi, gli impatti durante la fase di accrescimento della Terra hanno provocato una fusione diffusa, che probabilmente ha formato un oceano di magma per diverse centinaia di chilometri. nelle profondità della Terra primordiale. Inoltre, i grandi impatti di meteoriti avvenuti negli ultimi centinaia di milioni di anni sono stati ipotizzati come un fattore che contribuisce all'esteso magmatismo basaltico osservato in varie grandi province ignee.

Scioglimento da decompressione

La fusione per decompressione viene avviata da una riduzione della pressione ambientale.

In assenza di acqua, le temperature solidus della maggior parte delle rocce (definite come le temperature al di sotto delle quali rimangono completamente solide) generalmente aumentano con l'aumento della pressione. La peridotite radicata in profondità nel mantello terrestre può superare la temperatura del suo solidus a profondità minori. Se questa roccia risale durante la convezione del mantello solido, subisce un leggero raffreddamento a causa dell'espansione adiabatica, ma questa diminuzione della temperatura è solo di circa 0,3 °C per chilometro. Indagini empiriche su campioni di peridotite rilevanti indicano che le temperature del solidus aumentano da 3 °C a 4 °C per chilometro. Di conseguenza, se la roccia risale sufficientemente, inizierà a sciogliersi. Le goccioline di fusione risultanti possono confluire in corpi più grandi e successivamente penetrare verso l'alto. Questo meccanismo, che coinvolge lo scioglimento del mantello solido a causa della sua migrazione verso l'alto, svolge un ruolo fondamentale nell'evoluzione geologica della Terra.

La fusione per decompressione è responsabile della formazione della crosta oceanica sulle dorsali medio-oceaniche. Inoltre, istiga il vulcanismo nelle aree intraplacca, comprese parti dell’Europa, dell’Africa e del fondale marino del Pacifico. In queste posizioni, questo fenomeno viene alternativamente attribuito alla risalita dei pennacchi del mantello (definita "ipotesi del pennacchio") o alle forze estensionali intraplacca (nota come "ipotesi della placca").

Influenza dell'acqua e dell'anidride carbonica

Tra le alterazioni compositive, l'introduzione di acqua è il fattore principale che guida la generazione del magma. L'acqua riduce significativamente la temperatura del solidus delle rocce in specifiche condizioni di pressione. Ad esempio, a circa 100 chilometri di profondità, la peridotite inizia a sciogliersi intorno agli 800 °C quando è presente abbondante acqua, ma richiede temperature vicine o superiori a 1.500 °C in condizioni anidre. Nelle zone di subduzione, l'acqua viene espulsa dalla litosfera oceanica, inducendo la fusione nel cuneo del mantello sovrastante. I magmi idrati, comprendenti basalto e andesite, vengono generati sia direttamente che indirettamente attraverso reazioni di disidratazione che si verificano durante la subduzione. Questi magmi, insieme ai loro derivati, contribuiscono alla formazione di archi insulari, esemplificati da quelli all'interno dell'Anello di Fuoco del Pacifico. Alla fine, questi magmi cristallizzano in rocce della serie calc-alcalina, che costituiscono una componente significativa della crosta continentale.

Mentre l'introduzione di anidride carbonica è un fattore considerevolmente meno significativo nella generazione di magma rispetto all'acqua, la formazione di alcuni magmi sottosaturi di silice è stata collegata a una prevalenza di anidride carbonica sull'acqua nelle regioni di origine del mantello. Dati sperimentali indicano che, in presenza di anidride carbonica, la temperatura del peridotite solidus si riduce di circa 200 °C entro un intervallo di pressione ristretto, equivalente ad una profondità di circa 70 km. All'aumentare della profondità, l'anidride carbonica esercita un'influenza più pronunciata; in particolare, a profondità fino a circa 200 km, si è riscontrato che l'inizio della fusione per una composizione di peridotite carbonatata avviene a temperature da 450 °C a 600 °C inferiori rispetto a quelle di una composizione identica priva di anidride carbonica. Tipi di rocce come nefelinite, carbonatite e kimberlite rappresentano magmi potenzialmente generati a seguito di un afflusso di anidride carbonica nel mantello a profondità superiori a circa 70 km.

Innalzamento della temperatura

Le temperature elevate rappresentano il meccanismo principale per la generazione del magma all'interno della crosta continentale. Questi aumenti di temperatura possono derivare dall’intrusione verso l’alto del magma derivato dal mantello. In alternativa, le temperature possono superare il solidus della roccia crostale nella crosta continentale che è stata ispessita dalle forze di compressione al confine della placca. Un esempio importante è la placca di confine tra le masse continentali indiana e asiatica, dove l'altopiano tibetano, situato immediatamente a nord di questo confine, presenta uno spessore della crosta di circa 80 chilometri, circa il doppio di quello della tipica crosta continentale. Le indagini sulla resistività elettrica, derivate da dati magnetotellurici, hanno identificato uno strato all'interno della crosta media lungo il margine meridionale dell'altopiano tibetano che sembra contenere silicato fuso e si estende per almeno 1.000 chilometri. Il granito e la riolite sono tipi di rocce ignee spesso interpretati come prodotti della fusione della crosta continentale indotta dall'aumento della temperatura. Inoltre, temperature elevate possono contribuire allo scioglimento della litosfera subdotta all'interno di una zona di subduzione.

Evoluzione del magma

La maggior parte dei magmi esistono in uno stato completamente fuso solo per brevi periodi nel corso della loro storia geologica. Più comunemente, comprendono miscele eterogenee di fusione, cristalli e, occasionalmente, bolle di gas. Date le loro diverse densità, la fusione, i cristalli e le bolle possono subire la separazione man mano che i magmi si evolvono.

La maggior parte dei magmi sono completamente fusi solo per piccole parti della loro storia. Più tipicamente si tratta di miscele di fusione e cristalli, e talvolta anche di bolle di gas. La fusione, i cristalli e le bolle solitamente hanno densità diverse e quindi possono separarsi man mano che i magmi si evolvono.

Durante il raffreddamento del magma, i minerali tipicamente cristallizzano dalla fusione a temperature variabili, un processo noto come cristallizzazione frazionata. La cristallizzazione dei minerali altera tipicamente la composizione della massa fusa residua. Se i cristalli dovessero separarsi dalla massa fusa, la composizione della massa fusa residua divergerà da quella del magma genitore. Ad esempio, un magma con composizione gabbroica può produrre una massa fusa residua di composizione granitica se vengono rimossi i cristalli che si formano precocemente. Il Gabbro mostra tipicamente una temperatura del liquidus che si avvicina a 1.200 °C, mentre la fusione della composizione di granito risultante può possedere una temperatura del liquidus fino a circa 700 °C. Gli elementi incompatibili si concentrano nei residui finali del magma durante la cristallizzazione frazionata e nelle fusioni iniziali generate durante la fusione parziale; entrambi i processi possono produrre magma che cristallizza in pegmatite, una roccia spesso arricchita di questi elementi. La serie di reazioni di Bowen è fondamentale per comprendere la sequenza idealizzata della cristallizzazione frazionata all'interno di un magma. La termobarometria del clinopirosseno viene utilizzata per accertare le condizioni di temperatura e pressione alle quali è avvenuta la differenziazione del magma per particolari rocce ignee.

La composizione del magma può essere influenzata da processi oltre la fusione parziale e la cristallizzazione frazionata. Ad esempio, i magmi spesso interagiscono con le rocce ospiti in cui si intromettono, sia attraverso la fusione che attraverso la reazione chimica. Anche i magmi di varia composizione sono in grado di mescolarsi. In casi rari, le fusioni possono separarsi in due liquidi immiscibili con composizioni distinte.

Etimologia

• Il termine igneo significa composto da fuoco, e deriva dalle radici latine igni-, che significa fuoco, e -eous, che denota composto da.
• La denominazione roccia vulcanica deriva dalla radice latina Vulcano, la divinità romana del fuoco, combinata con -ic, il che implica avere alcune caratteristiche di.
• L'appellativo roccia plutonica deriva dalla radice latina Plutone, il dio romano degli inferi, e dal suffisso -ic, che significa avente alcune caratteristiche di.

Galleria

Classificazione dei tipi di rocce.

• Elenco dei tipi di roccia
• Roccia metamorfica: tipo di roccia formatosi attraverso l'alterazione di rocce preesistenti mediante calore e pressione.
• Migmatite: una roccia composita costituita da componenti sia metamorfici che ignei.
• Petrologia: disciplina geologica dedicata allo studio delle rocce.
• Roccia sedimentaria: un tipo di roccia generato dalla deposizione e successiva cementazione di materiale particolato.

Note

Riferimenti

• USGS Igneous Rocks Archiviato il 21 febbraio 2013 in Internet Archive.
• Igneous Rocks Tour, un'introduzione alle Igneous Rocks
• Testo corsivo

Testo corsivo