Come viene classificato il magma

Materiale semifluido caldo trovato sotto la superficie della Terra

Per altri usi, vedi Magma (disambigua).

Il magma (dal greco antico μάγμα ( mágma ) 'unguento spesso') ^[1] è il materiale naturale fuso o semi-fuso da cui si formano tutte le rocce ignee. ^[2] Magma (a volte colloquialmente ma erroneamente indicato come lava ) si trova sotto la superficie terrestre, e prove di magmatismo sono state scoperte anche su altri pianeti terrestri e su alcuni satelliti naturali. ^[3] Oltre alla roccia fusa, il magma può contenere anche cristalli sospesi e bolle di gas. ^[4]

Il magma è prodotto dalla fusione del mantello o della crosta in vari contesti tettonici, che sulla Terra includono zone di subduzione, zone di rift continentale, ^[5] Dorsali e punti caldi in mezzo all'oceano. I fusi del mantello e della crosta terrestre migrano verso l'alto attraverso la crosta, dove si pensa che siano immagazzinati in camere magmatiche ^[6] o in zone di poltiglia ricche di cristalli transcrostali. ^[7] Durante lo stoccaggio del magma nella crosta, la sua composizione può essere modificata dalla cristallizzazione frazionata, dalla contaminazione con fusi crostali, dal rimescolamento del magma e dal degassamento. A seguito della sua risalita attraverso la crosta, il magma può alimentare un vulcano ed essere estruso sotto forma di lava, oppure può solidificarsi nel sottosuolo per formare un'intrusione, ^[8] come un dico, un davanzale, un laccolite, un plutone o un batolite. ^[9]

Mentre lo studio del magma si è basato sull'osservazione del magma dopo la sua transizione in una colata lavica, il magma è stato incontrato in situ tre volte durante progetti di perforazione geotermica, due volte in Islanda e una volta alle Hawaii. ^{[10] [11] [12] [13]}

Proprietà fisiche e chimiche

Il

magma è costituito da roccia liquida che di solito contiene cristalli solidi sospesi. ^[14] Quando il magma si avvicina alla superficie e la pressione di copertura diminuisce, i gas disciolti fuoriescono dal liquido, in modo che il magma vicino alla superficie sia costituito da materiali solidi, liquidi, e fasi gassose. ^[15]

La

maggior parte del magma è ricco di silice. ^[8] Il magma raro non silicato può formarsi per fusione locale di depositi minerali non silicatici ^[16] o per separazione di un magma in fasi liquide separate di silicati immisciti e non silicati. ^[17]

I magmi silicati sono miscele fuse dominate da ossigeno e silicio, gli elementi chimici più abbondanti nel La crosta terrestre, con quantità minori di alluminio, calcio, magnesio, ferro, sodio e potassio e quantità minori di molti altri elementi. I petrologi esprimono abitualmente la composizione di un magma silicatico in termini di peso o frazione di massa molare degli ossidi dei principali elementi (diversi dall'ossigeno) presenti nel magma.

Poiché si osserva che molte delle proprietà di un magma (come la viscosità e la temperatura) sono correlate al contenuto di silice, i magmi silicati sono divisi in quattro tipi chimici in base al contenuto di silice: felsico , intermedio , mafico e ultramafico . ^[20]

Magmi felsici

felsici o magmi silicici hanno un contenuto di silice superiore al 63%. Includono magmi di riolite e dacite. Con un contenuto di silice così elevato, questi magmi sono estremamente viscosi, variando da 10 ⁸ cP (10 ⁵ Pa⋅s) per magma di riolite caldo a 1.200 °C (2.190 °F) a 10 ¹¹ cP (10 ⁸ Pa⋅s) per magma di riolite freddo a 800 °C (1.470 °F). Per fare un confronto, l'acqua ha una viscosità di circa 1 cP (0,001 Pa⋅s). A causa di questa viscosità molto elevata, le lave felsiche di solito eruttano in modo esplosivo per produrre depositi piroclastici (frammentari). Tuttavia, le lave riolitiche occasionalmente eruttano in modo effusivo per formare spine di lava, cupole di lava o "coulees" (che sono colate laviche spesse e corte). Le lave tipicamente si frammentano durante l'estrusione, producendo colate di lava a blocchi. Questi spesso contengono ossidiana.

Le lave felsiche possono eruttare a temperature fino a 800 °C (1.470 °F). Le lave di riolite insolitamente calde (>950 °C; >1.740 °F), tuttavia, possono fluire per distanze di molte decine di chilometri, come nella pianura del fiume Snake negli Stati Uniti nordoccidentali. ^[25]

Magmi

intermedi I magmi intermedi o andesitici contengono dal 52% al 63% di silice, e sono più poveri di alluminio e di solito un po' più ricchi di magnesio e ferro rispetto ai magmi felsici. Le lave intermedie formano cumuli di andesite e blocchi di lave, e possono verificarsi su vulcani compositi ripidi, come nelle Ande. Sono anche comunemente più caldi, nell'intervallo da 850 a 1.100 °C (da 1.560 a 2.010 °F)). A causa del loro minor contenuto di silice e delle temperature eruttive più elevate, tendono ad essere molto meno viscosi, con una viscosità tipica di 3,5 × 10 ⁶ cP (3.500 Pa⋅s) a 1.200 °C (2.190 °F). Questo è leggermente maggiore della viscosità del burro di arachidi liscio. I magmi intermedi mostrano una maggiore tendenza a formare fenocristalli. ^[28] Il ferro e il magnesio più elevati tendono a manifestarsi come una pasta di fondo più scura, compresi i fenocristalli di anfibolo o pirosseno.

Magmi mafici I

magmi mafici o basaltici hanno una silice contenuto compreso tra il 52% e il 45%. Sono caratterizzati dal loro alto contenuto di ferromagnesiaco e generalmente eruttano a temperature comprese tra 1.100 e 1.200 °C (da 2.010 a 2.190 °F). Le viscosità possono essere relativamente basse, da 10 ⁴ a 10 ⁵ cP (da 10 a 100 Pa⋅s), anche se questo è ancora di molti ordini di grandezza superiore a quello dell'acqua. Questa viscosità è simile a quella del ketchup. Le lave basaltiche tendono a produrre vulcani a scudo a basso profilo o basalti alluvionali, perché la lava fluida scorre per lunghe distanze dalla bocca. Lo spessore di una lava basaltica, in particolare su un basso pendio, può essere molto maggiore dello spessore del flusso di lava in movimento in qualsiasi momento, perché le lave basaltiche possono "gonfiarsi" per apporto di lava sotto una crosta solidificata. La maggior parte delle lave basaltiche sono di tipo 'A'ā o pāhoehoe, piuttosto che lave a blocchi. Sott'acqua, possono formare lave a cuscino, che sono piuttosto simili alle lave pahoehoe di tipo interiore sulla terraferma.

Magmi ultramafici

I magmi ultramafici, come il basalto picritico, la komatiite e i magmi altamente magnesiaci che formano la boninite, portano la composizione e le temperature all'estremo. Tutti hanno un contenuto di silice inferiore al 45%. Le komatiiti contengono oltre il 18% di ossido di magnesio e si pensa che siano eruttate a temperature di 1.600 °C (2.910 °F). A questa temperatura non c'è praticamente polimerizzazione dei composti minerali, creando un liquido altamente mobile. ^[33] Si ritiene che la viscosità dei magmi di komatiite fosse compresa tra 100 e 1000 cP (da 0,1 a 1 Pa⋅s), simile a quella dell'olio motore leggero. La maggior parte delle lave ultramafiche non sono più giovani del Proterozoico, con alcuni magmi ultramafici noti dal Fanerozoico in America Centrale che sono attribuiti a un pennacchio di mantello caldo. Non sono note lave komatiitiche moderne, poiché il mantello terrestre si è raffreddato troppo per produrre magmi altamente magnesiaci.

Magmi alcalini

Vedi anche: Serie di magmi alcalini

Alcuni magmi silicici hanno un elevato contenuto di ossidi di metalli alcalini (sodio e potassio), in particolare nelle regioni di rifting continentale, nelle aree sovrastanti le placche profondamente subdotte o nei punti caldi intraplacca. Il loro contenuto di silice può variare da ultramafici (nefeliniti, basaniti e tefriti) a felsici (trachiti). È più probabile che vengano generati a profondità maggiori nel mantello rispetto ai magmi subalcalini. I magmi di olivina nefelinitica sono sia ultramafici che altamente alcalini, e si pensa che provengano da molto più in profondità nel mantello terrestre rispetto ad altri magmi. ^[37]

Componente Nefelinite Picrite tholeiitica Basalto tholeiitico Andesite Riolite SiO 2 39,7 46,4 53,8 60,0 73,2 TiO 2 2,8 2,0 2,0 1,0 0,2 Al 2 O 3 11,4 8,5 13,9 16,0 14,0 Fe 2 O 3 5,3 2,5 2,6 1,9 0,6 FeO 8,2 9,8 9,3 6,2 1,7 MnO 0,2 0,2 0,2 0,2 0,0 MgO 12,1 20,8 4,1 3,9 0,4 CaO 12,8 7,4 7,9 5,9 1,3 Na 2 O 3,8 1,6 3,0 3,9 3,9 K 2 O 1,2 0,3 1,5 0,9 4,1 P 2 O 5 0,9 0,2 0,4 0,2 0,0	Magma basaltico tholeiitico SiO 2 (53,8%) Al 2 O 3 (13,9%) FeO (9,3%) CaO (7,9%) MgO (4,1%) Na 2 O (3,0%) Fe 2 O 3 (2,6%) TiO 2 (2,0%) K 2 O (1,5%) P 2 O 5 (0,4%) MnO (0,2%)	Magma riolite SiO 2 (73,2%) Al 2 O 3 (14%) FeO (1,7%), CaO (1,3%), MgO (0,4%), Na 2 O (3,9%), Fe 2, O 3 (0,6%), TiO 2 (0,2%), K, 2 O (4,1%), P 2, O 5 (0,%), MnO (0,%),

Magmi non silicatici

Alcune lave di composizione insolita hanno eruttato sulla superficie della Terra. Questi includono:

• Le lave carbonatitiche e natrocarbonatitiche sono note dal vulcano Ol Doinyo Lengai in Tanzania, che è l'unico esempio di vulcano carbonatitico attivo. ^[39] Le carbonatiti nella documentazione geologica sono tipicamente minerali carbonatici al 75%, con quantità minori di minerali silicatici sottosaturi di silice (come miche e olivina), apatite, magnetite, e pirocloro. Questo potrebbe non riflettere la composizione originale della lava, che potrebbe aver incluso carbonato di sodio che è stato successivamente rimosso dall'attività idrotermale, anche se gli esperimenti di laboratorio dimostrano che è possibile un magma ricco di calcite. Le lave carbonatitiche mostrano rapporti isotopici stabili che indicano che derivano dalle lave siliciche altamente alcaline con le quali sono sempre associate, probabilmente per separazione di una fase immiscibile. Le lave natrocarbonatitiche di Ol Doinyo Lengai sono composte principalmente da carbonato di sodio, con circa la metà del carbonato di calcio e la metà del carbonato di potassio, e quantità minori di alogenuri, fluoruri e solfati. Le lave sono estremamente fluide, con viscosità solo leggermente superiori a quelle dell'acqua, e sono molto fredde, con temperature misurate da 491 a 544 °C (da 916 a 1.011 °F). ^[41]
• Si pensa che i magmi di ossido di ferro siano la fonte del minerale di ferro a Kiruna, Svezia, che si è formata durante il Proterozoico. ^[17] Lave di ossido di ferro di età pliocenica si trovano nel complesso vulcanico di El Laco, al confine tra Cile e Argentina. ^[16] Si ritiene che le lave di ossido di ferro siano il risultato della separazione immiscibile del magma di ossido di ferro da un magma parentale di composizione calc-alcalina o alcalina. ^[17] Quando erutta, la temperatura del magma di ossido di ferro fuso è di circa 700-800 °C (da 1.292 a 1.472 °F). ^[42]
• Flussi di lava sulfurea lunghi fino a 250 metri (820 piedi) e larghi 10 metri (33 piedi) si verificano al vulcano Lastarria, in Cile. Si sono formati dalla fusione di depositi di zolfo a temperature fino a 113 °C (235 °F). ^[16]

Articolo

principale: Gas vulcanico

Le concentrazioni di diversi gas possono variare considerevolmente. Il vapore acqueo è tipicamente il gas magmatico più abbondante, seguito dall'anidride carbonica ^[43] e dall'anidride solforosa. Altri principali gas magmatici includono l'idrogeno solforato, l'acido cloridrico e l'acido fluoridrico.

La solubilità dei gas magmatici nel magma dipende dalla pressione, dalla composizione del magma e dalla temperatura. Il magma estruso sotto forma di lava è estremamente secco, ma il magma in profondità e sotto grande pressione può contenere un contenuto di acqua disciolta superiore al 10%. L'acqua è un po' meno solubile nel magma a basso contenuto di silice rispetto al magma ad alto contenuto di silice, così che a 1.100 °C e 0,5 GPa, un magma basaltico può dissolvere l'8% di H ₂ O mentre un magma pegmatitico di granito può sciogliere l'11% di H ₂ O. Tuttavia, i magmi non sono necessariamente saturi in condizioni tipiche.

Composizione del magma H 2 O concentrazione in peso % MORB (tholeiiti) 0,1 – 0,2 Tholeiite insulare 0,3 – 0,6 Basalti alcalini 0,8 – 1,5 Basalti ad arco vulcanico 2–4 Basaniti e nefeliniti 1,5–2 Andesiti e daciti ad arco insulare 1–3 Andesiti e daciti del margine continentale 2–5 Rioliti fino a 7

L'anidride carbonica è molto meno solubile nei magmi rispetto all'acqua, e spesso si separa in una fase fluida distinta anche a grandi profondità. Questo spiega la presenza di inclusioni fluide di anidride carbonica nei cristalli formatisi nei magmi a grande profondità.

Reologia

La viscosità è una proprietà chiave del fuso nella comprensione del comportamento dei magmi. Mentre le temperature nelle lave silicatiche comuni variano da circa 800 °C (1.470 °F) per le lave felsiche a 1.200 °C (2.190 °F) per le lave mafiche, la viscosità delle stesse lave varia su sette ordini di grandezza, da 10 ⁴ cP (10 Pa⋅s) per la lava mafica a 10 ¹¹ cP (10 ⁸ Pa⋅s) per i magmi felsici. La viscosità è determinata principalmente dalla composizione, ma dipende anche dalla temperatura. La tendenza della lava felsica ad essere più fredda della lava mafica aumenta la differenza di viscosità.

Lo ione silicio è piccolo e molto carico, e quindi ha una forte tendenza a coordinarsi con quattro ioni ossigeno, che formano una disposizione tetraedrica attorno allo ione silicio molto più piccolo. Questo è chiamato tetraedro di silice . In un magma povero di silicio, questi tetraedri di silice sono isolati, ma all'aumentare del contenuto di silicio, i tetraedri di silice iniziano a polimerizzare parzialmente, formando catene, fogli e grumi di tetraedri di silice legati da ioni di ossigeno a ponte. Questi aumentano notevolmente la viscosità del magma.

• Un singolo tetraedro

di silice

• Due tetraedri di silice uniti da uno ione ossigeno a ponte (colorato in rosa)

  La tendenza alla polimerizzazione è espressa come NBO/T, dove NBO è il numero di ioni ossigeno non a ponte e T è il numero di ioni che formano la rete.

Il silicio è il principale ione che forma la rete, ma nei magmi ad alto contenuto di sodio, l'alluminio agisce anche come formatore di rete, e il ferro ferrico può agire come formatore di rete quando mancano altri formatori di rete. La maggior parte degli altri ioni metallici riduce la tendenza a polimerizzare e sono descritti come modificatori di rete. In un ipotetico magma formato interamente da silice fusa, NBO/T sarebbe 0, mentre in un ipotetico magma così basso nei formatori di rete da non aver luogo alcuna polimerizzazione, NBO/T sarebbe 4. Nessuno dei due estremi è comuni in natura, ma i magmi basaltici hanno tipicamente NBO/T tra 0,6 e 0,9, i magmi andesitici hanno NBO/T da 0,3 a 0,5 e i magmi riolitici hanno NBO/T da 0,02 a 0,2. L'acqua funge da modificatore della rete e l'acqua disciolta riduce drasticamente la viscosità del fuso. L'anidride carbonica neutralizza i modificatori di rete, quindi l'anidride carbonica disciolta aumenta la viscosità. I fusi a temperatura più elevata sono meno viscosi, poiché è disponibile più energia termica per rompere i legami tra l'ossigeno e i formatori di reti. ^[15]

La maggior parte dei magmi contiene cristalli solidi di vari minerali, frammenti di rocce esotiche note come xenoliti e frammenti di magma precedentemente solidificato. Il contenuto cristallino della maggior parte dei magmi conferisce loro proprietà tissotropiche e di assottigliamento a taglio. ^[48] In altre parole, la maggior parte dei magmi non si comporta come i fluidi newtoniani, in cui la velocità di flusso è proporzionale allo sforzo di taglio. Invece, un magma tipico è un Fluido di Bingham, che mostra una notevole resistenza al flusso fino al superamento di una soglia di sollecitazione, chiamata sollecitazione di snervamento. Ciò si traduce in un flusso di magma parzialmente cristallino. Un esempio familiare di flusso a spina è il dentifricio spremuto da un tubetto di dentifricio. Il dentifricio esce come un tappo semisolido, perché la cesoia è concentrata in uno strato sottile nel dentifricio accanto al tubetto, e solo qui il dentifricio si comporta come un fluido. Il comportamento tissotropico impedisce anche ai cristalli di depositarsi fuori dal magma. Una volta che il contenuto cristallino raggiunge circa il 60%, il magma cessa di comportarsi come un fluido e inizia a comportarsi come un solido. Una tale miscela di cristalli con roccia fusa è talvolta descritta come poltiglia di cristallo .

Il magma è tipicamente anche viscoelastico, il che significa che scorre come un liquido sotto basse sollecitazioni, ma una volta che lo stress applicato supera un valore critico, il fuso non può dissipare lo stress abbastanza velocemente attraverso il rilassamento da solo, con conseguente propagazione transitoria della frattura. Una volta che le sollecitazioni sono ridotte al di sotto della soglia critica, il fuso si rilassa viscosamente ancora una volta e guarisce la frattura. ^[52]

Le

temperature della lava fusa, che è magma estruso sulla superficie, sono quasi tutte comprese tra 700 e 1.400 °C (1.300-2.600 °F), ma i magmi carbonatitici molto rari possono essere freddi fino a 490 °C (910 °F), ^[53] e i magmi komatiitici possono essere stati caldi fino a 1.600 °C (2.900 °F). Il magma è stato occasionalmente incontrato durante la perforazione in campi geotermici, tra cui la perforazione alle Hawaii che ha penetrato un corpo di magma dacitico a una profondità di 2.488 m (8.163 piedi). La temperatura di questo magma è stata stimata a 1.050 °C (1.920 °F). Le temperature dei magmi più profondi devono essere dedotte dai calcoli teorici e dalle gradiente. ^[13]

La maggior parte dei magmi contiene alcuni cristalli solidi sospesi nella fase liquida. Ciò indica che la temperatura del magma si trova tra il solidus, che è definito come la temperatura alla quale il magma si solidifica completamente, e il liquidus, definito come la temperatura alla quale il magma è completamente liquido. ^[14] I calcoli delle temperature dei solidi a probabili profondità suggeriscono che il magma generato sotto le aree di rifting inizia a una temperatura di circa 1.300-1.500 °C (2.400-2.700 °F). Il magma generato dai pennacchi del mantello può essere caldo fino a 1.600 °C (2.900 °F). La temperatura del magma generato nelle zone di subduzione, dove il vapore acqueo abbassa la temperatura di fusione, può essere fino a 1.060 °C (1.940 °F).

Densità

Le densità del magma dipendono principalmente dalla composizione, il contenuto di ferro è il parametro più importante. ^[56]

Il magma si espande leggermente a una pressione più bassa o a una temperatura più alta. ^[56] Quando il magma si avvicina alla superficie, i suoi gas disciolti iniziano a fuoriuscire dal liquido. Queste bolle avevano ridotto significativamente la densità del magma in profondità e contribuito a spingerlo verso la superficie in primo luogo.

Origini

La temperatura all'interno della terra è descritta dal gradiente geotermico, che è il tasso di variazione della temperatura con la profondità. Il gradiente geotermico è stabilito dall'equilibrio tra il riscaldamento attraverso il decadimento radioattivo all'interno della Terra e la perdita di calore dalla superficie terrestre. Il gradiente geotermico è in media di circa 25 °C/km nella crosta terrestre, ma varia ampiamente da regione a regione, da un minimo di 5-10 °C/km all'interno delle fosse oceaniche e delle zone di subduzione a 30-80 °C/km lungo le dorsali medio-oceaniche o vicino ai pennacchi del mantello. ^[58] Il gradiente diventa meno ripido con la profondità, scendendo a soli 0,25-0,3 °C/km nel mantello, dove la convezione lenta trasporta in modo efficiente il calore. Il gradiente geotermico medio non è normalmente abbastanza ripido da portare le rocce al loro punto di fusione in qualsiasi punto della crosta o del mantello superiore, quindi il magma viene prodotto solo dove il gradiente geotermico è insolitamente ripido o il punto di fusione della roccia è insolitamente basso. Tuttavia, la risalita del magma verso la superficie in tali ambienti è il processo più importante per il trasporto del calore attraverso la crosta terrestre.

Le rocce possono fondersi in risposta a una diminuzione della pressione, ^a un cambiamento nella composizione (come un'aggiunta di acqua), ^a un aumento della temperatura, ^o a una combinazione di questi processi. Altri meccanismi, come la fusione dovuta all'impatto di un meteorite, sono meno importanti oggi, ma gli impatti durante l'accrescimento della Terra ha portato a un esteso scioglimento, e le diverse centinaia di chilometri esterni della Terra primordiale erano probabilmente un oceano di magma. ^[64] Gli impatti di grandi meteoriti nelle ultime centinaia di milioni di anni sono stati proposti come uno dei meccanismi responsabili dell'esteso magmatismo basaltico di diverse grandi province ignee. ^[65]

La

fusione per decompressione avviene a causa di una diminuzione della pressione. ^[66] È il meccanismo più importante per la produzione di magma dal mantello superiore.

Le temperature solide della maggior parte delle rocce (le temperature al di sotto delle quali sono completamente solide) aumentano con l'aumentare della pressione in assenza di acqua. La peridotite in profondità nel mantello terrestre può essere più calda della sua temperatura solida a un livello più basso. Se tale roccia si solleva durante la convezione del mantello solido, si raffredderà leggermente si espande in un processo adiabatico, ma il raffreddamento è solo di circa 0,3 °C per chilometro. Studi sperimentali su campioni di peridotite documentano che le temperature del solido aumentano da 3 °C a 4 °C per chilometro. Se la roccia si alza abbastanza, inizierà a sciogliersi. Le goccioline di fusione possono fondersi in volumi più grandi ed essere invase verso l'alto. Questo processo di fusione dovuto al movimento verso l'alto del mantello solido è fondamentale per l'evoluzione della Terra.

La fusione per decompressione crea la crosta oceanica in mezzo alle dorsali oceaniche, rendendola di gran lunga la più importante fonte di magma sulla Terra. Provoca anche vulcanismo nelle regioni intraplacca, come l'Europa, l'Africa e il fondo marino del Pacifico. Il vulcanismo intraplacca è attribuito all'innalzamento dei pennacchi del mantello o all'estensione intraplacca, con l'importanza di ciascun meccanismo che è un argomento di continua ricerca. ^[68]

Effetti dell'acqua e dell'anidride carbonica

Il cambiamento della composizione della roccia più responsabile della creazione del magma è l'aggiunta di acqua. L'acqua abbassa la temperatura del solido delle rocce a una data pressione. Ad esempio, a una profondità di circa 100 chilometri, la peridotite inizia a sciogliersi vicino agli 800 °C in presenza di acqua in eccesso, ma vicino ai 1.500 °C in assenza di acqua. ^[69] L'acqua viene espulsa dalla litosfera oceanica nelle zone di subduzione e provoca lo scioglimento del mantello sovrastante. I magmi idrati con composizione di basalto o andesite sono prodotti direttamente e indirettamente come risultato della disidratazione durante il processo di subduzione. Tali magmi, e quelli da essi derivati, costruiscono archi insulari come quelli dell'Anello di Fuoco del Pacifico. ^[70] Questi magmi formano rocce della serie calco-alcalina, una parte importante della crosta continentale. Con bassa densità e viscosità, i magmi idrati sono altamente galleggianti e muoversi verso l'alto nel mantello terrestre. ^[72]

L'aggiunta di anidride carbonica è relativamente una causa molto meno importante della formazione di magma rispetto all'aggiunta di acqua, ma la genesi di alcuni magmi sottosaturi di silice è stata attribuita al predominio dell'anidride carbonica sull'acqua nelle loro regioni di origine del mantello. In presenza di anidride carbonica, gli esperimenti documentano che la temperatura del solido della peridotite diminuisce di circa 200 °C in un intervallo di pressione ristretto a pressioni corrispondenti a una profondità di circa 70 km. A profondità maggiori, l'anidride carbonica può avere un effetto maggiore: a profondità fino a circa 200 km, le temperature di fusione iniziale di una composizione di peridotite gassata sono state determinate da 450 °C a 600 °C inferiori rispetto alla stessa composizione senza anidride carbonica. ^[73] I magmi di tipi di roccia come la nefelinite, la carbonatite e la kimberlite sono tra quelli che possono essere Generato a seguito di un afflusso di anidride carbonica nel mantello a profondità superiori a circa 70 km. ^[74]

Aumento

della temperatura L'aumento della temperatura è il meccanismo più tipico per la formazione di magma all'interno della crosta continentale. Tali aumenti di temperatura possono verificarsi a causa dell'intrusione verso l'alto di magma dal mantello. Le temperature possono anche superare il solido di una roccia crostale nella crosta continentale ispessita dalla compressione al confine di una placca. Il confine tra le masse continentali indiane e asiatiche fornisce un esempio ben studiato, poiché l'altopiano tibetano appena a nord del confine ha una crosta spessa circa 80 chilometri, circa il doppio dello spessore della normale crosta continentale. Gli studi di resistività elettrica dedotti dai dati magnetotellurici hanno rilevato uno strato che sembra contenere silicato fuso e che si estende per almeno 1.000 chilometri all'interno della crosta mediana lungo il margine meridionale dell'altopiano tibetano. ^[77] Il granito e la riolite sono tipi di roccia ignea comunemente interpretati come prodotti della fusione della crosta continentale a causa dell'aumento della temperatura. L'aumento della temperatura può anche contribuire alla fusione della litosfera trascinata verso il basso in una zona di subduzione. ^{[ citazione necessaria ]}

Il processo

di fusione Quando le rocce si sciolgono, lo fanno in un intervallo di temperatura, perché la maggior parte delle rocce sono costituite da diversi minerali, che hanno tutti punti di fusione diversi. La temperatura alla quale appare il primo fuso (il solido) è inferiore alla temperatura di fusione di uno qualsiasi dei minerali puri. Questo è simile all'abbassamento del punto di fusione del ghiaccio quando viene mescolato con il sale. Il primo fuso è chiamato eutettico e ha una composizione che dipende dalla combinazione di minerali presenti.

per ad esempio, una miscela di anortite e diopside, che sono due dei minerali predominanti nel basalto, inizia a fondere a circa 1274 °C. Questo è ben al di sotto delle temperature di fusione di 1392 °C per il diopside puro e di 1553 °C per l'anortite pura. Il fuso risultante è composto da circa il 43% in peso di anortite. ^[79] Man mano che viene aggiunto ulteriore calore alla roccia, la temperatura rimane a 1274 °C fino a quando l'anortite o il diopside non sono completamente fusi. La temperatura poi aumenta man mano che il minerale rimanente continua a sciogliersi, il che sposta la composizione del fuso lontano dall'eutettico. Ad esempio, se il contenuto di anortite è superiore al 43%, l'intera fornitura di diopside si scioglierà a 1274 °C., insieme a una quantità sufficiente di anortite per mantenere il fuso alla composizione eutettica. Un ulteriore riscaldamento provoca un lento aumento della temperatura man mano che l'anortite rimanente si scioglie gradualmente e la fusione diventa sempre più ricca di anortite liquido. Se la miscela ha solo un leggero eccesso di anortite, questa si scioglierà prima che la temperatura salga molto oltre i 1274 °C. Se la miscela è quasi tutta anortite, la temperatura raggiungerà quasi il punto di fusione dell'anortite pura prima che tutta l'anortite sia fusa. Se il contenuto di anortite della miscela è inferiore al 43%, allora tutta l'anortite si scioglierà alla temperatura eutettica, insieme a parte del diopside, e il diopside rimanente si scioglierà gradualmente man mano che la temperatura continua a salire.

A causa della fusione eutettica, la composizione del fuso può essere molto diversa dalla roccia di partenza. Ad esempio, una miscela del 10% di anortite con diopside potrebbe subire circa il 23% di fusione parziale prima che il fuso si discosti dall'eutettico, che ha la composizione di circa il 43% di anortite. Questo effetto di fusione parziale si riflette nella composizione di diversi magmi. Un basso grado di fusione parziale del Il mantello superiore (dal 2% al 4%) può produrre magmi altamente alcalini come le melilititi, mentre un maggior grado di fusione parziale (dall'8% all'11%) può produrre basalto alcalino olivinico. ^[80] I magmi oceanici probabilmente derivano dalla fusione parziale del 3-15% della roccia sorgente. ^[81] Alcuni calco-alcalinogranitoidi possono essere prodotti da un alto grado di fusione parziale, dal 15% al 30%. ^[82] I magmi ad alto contenuto di magnesio, come la komatiite e la picrite, possono anche essere il prodotto di un alto grado di fusione parziale delle rocce del mantello.

Alcuni elementi chimici, chiamati elementi incompatibili, hanno una combinazione di raggio ionico e carica ionica che è diversa da quella degli elementi più abbondanti nella roccia sorgente. Gli ioni di questi elementi si adattano piuttosto male alla struttura dei minerali che compongono la roccia sorgente e lasciano facilmente che i minerali solidi si concentrino altamente nei fusi prodotti da un basso grado di fusione parziale. Gli elementi incompatibili includono comunemente potassio, bario, cesio e rubidio, che sono grandi e debolmente carichi (gli elementi litofili a ioni grandi, o LILE), così come gli elementi i cui ioni trasportano una carica elevata (gli elementi ad alta intensità di campo, o HSFE), che includono elementi come zirconio, niobio, afnio, tantalio, gli elementi delle terre rare e gli attinidi. Il potassio può arricchirsi a tal punto nella massa fusa prodotta da un grado molto basso di fusione parziale che, quando il magma successivamente si raffredda e si solidifica, forma rocce potassiche insolite come la lamprofiro, la lamproite o la kimberlite. ^[84]

Quando una quantità sufficiente di roccia è fusa, i piccoli globuli di fusione (che generalmente si verificano tra i grani minerali) si collegano e ammorbidiscono la roccia. Sotto pressione all'interno della terra, anche una frazione di un punto percentuale di fusione parziale può essere sufficiente per causare la spremitura del fuso dalla sua fonte. ^[85] La fusione si separa rapidamente dalla sua roccia sorgente una volta che il grado di fusione parziale supera il 30%. Tuttavia, di solito molto meno del 30% di una roccia sorgente di magma viene fuso prima che la fornitura di calore sia esaurita.

La pegmatite può essere prodotta da bassi gradi di fusione parziale della crosta. ^[87] Alcuni magmi a composizione granitica sono fusi eutettici (o cotettici) e possono essere prodotti da bassi ad alti gradi di fusione parziale della crosta, così come dalla cristallizzazione frazionata. ^[88]

Evoluzione dei magmi Articolo

principale: Differenziazione

ignea La maggior parte dei magmi sono completamente fusi solo per piccole parti della loro storia. Più tipicamente, sono miscele di fusi e cristalli, e talvolta anche di bolle di gas. ^[15] La fusione, i cristalli e le bolle di solito hanno densità diverse e quindi possono separarsi man mano che i magmi si evolvono.

Quando il magma si raffredda, i minerali in genere cristallizzano dalla fusione a temperature diverse. Questo assomiglia al processo di fusione originale al contrario. Tuttavia, poiché il fuso di solito si è separato dalla sua roccia di origine originale e si è spostato a una profondità inferiore, il processo inverso di cristallizzazione non è esattamente identico. Ad esempio, se un fuso fosse composto per il 50% da diopside e anortite, allora l'anortite inizierebbe a cristallizzare dal fuso a una temperatura leggermente superiore alla temperatura eutettica di 1274 °C. Questo sposta il fuso rimanente verso la sua composizione eutettica del 43% di diopside. L'eutettico viene raggiunto a 1274 °C, la temperatura alla quale il diopside e l'anortite iniziano a cristallizzare insieme. Se il fuso fosse composto per il 90% da diopside, il diopside inizierebbe a cristallizzare per primo fino a raggiungere l'eutettico.

Se i cristalli rimanessero sospesi nella fusione, il processo di cristallizzazione non modificherebbe l'aspetto complessivo composizione del fuso più minerali solidi. Questa situazione è descritta come cristallizzazione dell'equilibrio . Tuttavia, in una serie di esperimenti culminati nel suo articolo del 1915, Crystallization-differentiation in silicate liquids , ^Norman L. Bowen dimostrò che i cristalli di olivina e diopside che cristallizzavano da un fuso di raffreddamento di forsterite, diopside e silice affondavano attraverso il fuso su scale temporali geologicamente rilevanti. I geologi hanno successivamente trovato notevoli prove sul campo di tale cristallizzazione frazionata .

Quando i cristalli si separano da un magma, il magma residuo differirà nella composizione dal magma genitore. Ad esempio, un magma di composizione gabbrica può produrre un fuso residuo di composizione granitica se i cristalli formatisi precocemente vengono separati dal magma. Gabbro può avere una temperatura del liquido vicino a 1.200 °C, ^[93] e il Il fuso derivato della composizione granitica può avere una temperatura del liquidus fino a circa 700 °C. ^Gli elementi incompatibili sono concentrati negli ultimi residui di magma durante la cristallizzazione frazionata e nei primi fusi prodotti durante la fusione parziale: entrambi i processi possono formare il magma che cristallizza in pegmatite, un tipo di roccia comunemente arricchito in elementi incompatibili. La serie di reazioni di Bowen è importante per comprendere la sequenza idealizzata della cristallizzazione frazionata di un magma.

La composizione del magma può essere determinata da processi diversi dalla fusione parziale e dalla cristallizzazione frazionata. Ad esempio, i magmi interagiscono comunemente con le rocce che si intromettono, sia fondendo quelle rocce che reagendo con esse. L'assimilazione vicino al tetto di una camera magmatica e la cristallizzazione frazionata vicino alla sua base possono anche avvenire contemporaneamente. Magmi di diverse composizioni possono mescolarsi tra loro. In In rari casi, i fusi possono separarsi in due fusi immiscibili di composizioni contrastanti.

Magmi primari

Quando la roccia si scioglie, il liquido è un magma primario . I magmi primari non hanno subito alcuna differenziazione e rappresentano la composizione di partenza di un magma. ^[96] In pratica, è difficile identificare in modo univoco i magmi primari, anche se è stato suggerito che la boninite sia una varietà di andesite cristallizzata da un magma primario. ^[98] La Grande Diga dello Zimbabwe è stata anche interpretata come roccia cristallizzata da un magma primario. ^[99] L'interpretazione dei leucosomi delle migmatiti come magmi primari è contraddetta dai dati dello zircone, che suggeriscono che i leucosomi siano un residuo (una roccia cumulitica) lasciato dall'estrazione di un magma primario. ^[100]

Magma parentale

Quando è impossibile trovare il primitivo o Composizione primaria del magma, è spesso utile tentare di identificare un magma parentale. Un magma parentale è una composizione magmatica da cui è stata derivata la gamma osservata di sostanze chimiche magmatiche mediante processi di differenziazione ignea. Non è necessario che si tratti di una fusione primitiva.

Ad esempio, si presume che una serie di colate basaltiche siano correlate tra loro. Una composizione da cui potrebbero ragionevolmente essere prodotti per cristallizzazione frazionata è definita magma parentale . Sarebbero stati prodotti modelli di cristallizzazione frazionata per testare l'ipotesi che condividano un magma parentale comune. ^[102]

Migrazione e solidificazione

Il

magma si sviluppa all'interno del mantello o della crosta dove le condizioni di temperatura e pressione favoriscono lo stato fuso. Dopo la sua formazione, il magma sale in modo vivace verso la superficie terrestre, a causa della sua densità inferiore rispetto alla roccia sorgente. Durante la migrazione attraverso il crosta, il magma può raccogliersi e risiedere in camere magmatiche (anche se lavori recenti suggeriscono che il magma possa essere immagazzinato in zone di poltiglia ricche di cristalli transcrostali piuttosto che in camere magmatiche prevalentemente liquide ^[7] ). Il magma può rimanere in una camera fino a quando non si raffredda e cristallizza per formare una roccia intrusiva, erutta come un vulcano o si sposta in un'altra camera magmatica. ^{[ citazione necessaria ]}

Plutonismo

Quando il magma si raffredda inizia a formare fasi minerali solide. Alcuni di questi si depositano sul fondo della camera magmatica formando cumuliti che potrebbero formare intrusioni stratificate mafiche. Il magma che si raffredda lentamente all'interno di una camera magmatica di solito finisce per formare corpi di rocce plutoniche come gabbro, diorite e granito, a seconda della composizione del magma. In alternativa, se il magma viene eruttato forma rocce vulcaniche come basalto, andesite e riolite (gli equivalenti estrusivi di gabbro, diorite e granito, rispettivamente). ^{[ citazione necessaria ]}

Vulcanismo

Articolo principale: Vulcanismo

Il

magma che viene estruso sulla superficie durante un'eruzione vulcanica è chiamato lava. La lava si raffredda e si solidifica in modo relativamente rapido rispetto ai corpi magmatici sotterranei. Questo rapido raffreddamento non permette ai cristalli di crescere e una parte del fuso non cristallizza affatto, diventando vetro. Le rocce in gran parte composte da vetro vulcanico includono ossidiana, scorie e pomice.

Prima e durante le eruzioni vulcaniche, sostanze volatili come CO ₂ e H ₂ O lasciano parzialmente il fuso attraverso un processo noto come dissoluzione. Il magma a basso contenuto d'acqua diventa sempre più viscoso. Se si verifica un'essoluzione massiccia quando il magma si dirige verso l'alto durante un'eruzione vulcanica, l'eruzione risultante è solitamente esplosiva. ^[104]

Uso in energia L'Iceland

Deep Drilling Project, mentre perforava diversi fori di 5.000 m nel tentativo di sfruttare il calore nel substrato vulcanico sotto la superficie dell'Islanda, ha colpito una sacca di magma a 2.100 m nel 2009. Poiché questa era solo la terza volta nella storia che il magma veniva raggiunto, l'IDDP decise di investire nel buco, chiamandolo IDDP-1. ^[105]

Nel foro è stata costruita una cassa di acciaio cementato con una perforazione sul fondo vicino al magma. Le alte temperature e la pressione del vapore di magma sono state utilizzate per generare 36 MW di potenza, rendendo IDDP-1 il primo sistema geotermico potenziato dal magma al mondo. ^[105]

Riferimenti