Appunti di Vulcanismo e Petrogenesi - MECCANISMI DI FUSIONE DEL MANTELLO

Fonte: http://www.asianworld.it/forum/index.php?showtopic=6522 (28.12.2011 ore 13.58)

Il mantello è essenzialmente un involucro solido che separa il nucleo metallico, parzialmente fuso, dalle rocce fredde della crosta.

Può essere suddiviso in 2 zone concentriche principali: il mantello superiore e il mantello inferiore. È nel mantello superiore che si originano la maggior parte dei magmi subcrostali, attraverso il processo di anatessi, ossia di fusione parziale del mantello (fusione parziale perchè la roccia non è un composto puro, ma ogni minerale della roccia ha un proprio punto di fusione). Questo processo di formazione di fusi all'interno del mantello terrestre (peridotitico) non si sviluppa ovunque sotto la superficie, in quanto il mantello è solido, ma necessita di particolari condizioni “anomale” all'interno del mantello.

La curva che indica la temperatura a cui inizia a fondersi una roccia col variare della profondità è la “curva di SOLIDUS”.

Anche la peridotite pertanto possiede una curva di solidus. Se mettiamo a paragone, in uno stesso diagramma T-profondità, la curva di solidus della peridotite con la curva di gradiente geotermico terrestre, noteremmo alcune paritcolarità. La curva geoterma indica la distribuzione della temperatura nel mantello (e nella Terra in generale).

Il gradiente geotermico terrestre è funzione della situazione tettonica locale e può essere condizionato da intrusioni locali (come camere magmatiche). È stato evidenziato che in ambiente di avantiarco (TREWCH), quindi in ambiente “freddo”, il gradiente geotermico è di 10-15° a Km. In un ambiente di bacino di retroarco, quindi in un aera vulcanica, il gradiente raggiunge 10-50° a Km. Infine in un ambiente cratonico è di circa 20 ° a Km (per tutti e 3 i casi si parla di entro i primi 30 Km di profondità).

In linea generale il gradiente geotermico terrestre è quello espresso in figura 1; a livello litosfera/astenosfera c'è un cambio del gradiente geotermico in quanto cambia il meccanismo di conduzione del calore.

Se nella figura 1 compariamo la curva generale del gradiente geotermico terrestre con la curva di fusione (SOLIDUS) delle peridotite, è subito evidente che la curva di solidus della peridtotie è sempre più alta della curva geoterma. Ciò spiega perchè il mantello, in condizioni normali, è allo stato solido, in quanto per iniziare a fondersi necessita di una T maggiore rispetto alla distribuzione di T nel mantello.

È chiaro quindi che, per generare un fuso nel mantello, è necessario:

1. aumentare il gradiente geotermico (e quindi la T) nel mantello, così che si sovrapponga alla curva di solidus della peridotite, e si avvii la fusione parziale;
2. ridurre la T di solidus della peridotite, facendo si che si vada ad incrociare con la curva geoterma, e inizi la fusione parziale.

Di seguito le condizioni che possono generare una delle due situazioni sopra descritte:

1. Come aumentare il gradiente geotermico?
   1. calore radioattivo → esistono elementi come U, Th, k e Rb che subiscono dei processi di decadimento: gli isotopi generati si muovono fino a collidere con altre particelle atomiche; a quel punto, la loro energia cinetica si converte in calore. C'è da precisare tuttavia, che, nonostante molto del calore interno alla Terra sia generato da decadimento radioattivo, ciò non sembra attuarsi nel mantello, e quindi il decadimento radioattivo non è comunemente una causa di fusione. È possibile avere rari metamorfismi da calore radioattivo nella crosta;
   2. calore frizionale → il calore può generarsi tramite frizione, in corrispondenza ad esempio della base della litosfera, o in zone di subduzione. Se questo calore non trovasse via di fuga, si concentrerebbe producendo un picco localizzato sul gradiente geotermico;
   3. decompressione dovuta alla convezione: è il metodo più accreditato per segnalare un aumento del gradiente geotermico che permette l'avvio dell'anatessi, nonché il più efficace per fondere la roccia di mantello. Questa condizione, detta anche “fusione per decompressione” (decompression melting) si realizza in corrispondenza di aree di distensione litosferica, soprattutto al di sotto delle dorsali medio-oceaniche. La convezione è un processo di trasporto di calore ove il caore si muove col materiale. La convezione viene indotta da un gradiente di temperatura tra una zona alta, più fredda, e una zona bassa, più calda. Laddove la T è più alta, il materiale si espande e con esso diminuisce la densità del materiale, rispetto al materiale freddo, più denso. La diminuzione di densità fa si che il materiale caldo salga verso l'alto (in seguito al gradiente di pressione con le rocce circostanti), e venga rimpiazzato dal materiale più freddo e più denso, che scenderà per effetto della forza di gravità. Si generano così le celle convettive.
      Nelle dorsali medio oceaniche si assiste ad una risalita adiabtica, ossia con senza o pochi scambi di calore con l'esterno, di materiale peridotitico molto caldo proveniente dal mantello intermedio o profondo (laddove le T sono > 1500 °C). La risalita è adiabatica in quanto il materiale sale velocemente, tanto da essere più veloce della conduttività di calore delle rocce (che sono cattive conduttrici). All'arrivo nel mantello superiore, il materiale profondo appena risalto subisce una decompressione, che lo porta a fondersi. Se utilizziamo il grafico T-profondità (o Pressione), facendo risalire un corpo che sta sulla geoterma, seguendo una lieve retta (quindi mantenendo costante la T), prima o poi il corpo incontra la curva del solidus e fonderà.

2. Come ridurre la temperatura del solidus?
   1. In un sistema a più componenti, l'aggiunta di un terzo componente riduce sia la temperatura di solidus che la temperatura di liquidus. Questo suggerisce che anche nel mantello, aggiungendo qualcosa, si possa abbassare la T di solidus della peridotite fino a diventare inferiore al gradiente geotermico, e quindi fondere a T più basse.
      I componenti volatili, come H₂O e CO₂, possono essere facilmente aggiunti nel mantello, soprattutto nelle zone di subduzione. L'area del mantello appena sotto la zona di subduzione non è anidro (nonostante la peridotite è anidra, cioè non contiene volatili); questo perchè tramite la subduzione avviene anche immissione di volatili dalla placca che subduce, provocando quindi una veloce riduzione della T di fusione (di solidus) del mantello.
      Ciò determina T più basse in prossimità di zone di subduzione (T di 500-700 °C) ma pressioni elevatissime (10-30 kbars), tanto che si può parlare di fluido ipercritico. È ovvio che tale fluido non viaggia nella peridotite tranquillamente, ma viene incorporato nei minerali, genereando due minerali idrati per eccellenza che sopravvivono a quelle condizioni di T e P, ossia anfibolo e flagopite. Quindi quando si parla di aggiunta di volatili, si deve pensare a reazioni limite in cui il pirosseno si modifica catturando il fluido volatile e diventando anfibolo.
      Tra i bacini di zone convergenti, i margini intraplacca (es.: Etna) e le dorsali medio-oceancihe, è nei primi quindi che abbiamo un contenuto in volatili maggiore (dal 2% al 6%), seguito dai margini intraplacca (1-2,5% di volatili) e infine nelle dorsali (0,5-0,8 di volatili), dove sono praticamente assenti. Qui, infatti, i MORB (o ofioliti) non contengono anfiboli in quanto i magmi che escono dalle dorsali, si generano per anatessi al 20% del mantello, quindi ad altissime T (> 1500 °C), e a tali T l'anfibolo (minerale idrato) non esiste (si fonde già a 1000 °C).

Quindi, riassumendo, la maggior parte dei magmi vengono prodotti in ambienti divergenti, alias MORB (70%), secondariamente nei convergenti (30%) e infine un 1% nei margini inter-placca (es.: Etna).

I fenomeni di fusione parziale possono interessare ovviamente anche la crosta continentale (“anatessi crostale”). L'anatessi crostale può avvenire per risalita di magmi basaltici generati nel mantello che portano calore risalendo verso la crosta, oppure attraverso intrusioni di rocce peridotitiche nella crosta.

Gli studi petrologici eseguiti su rocce crostali hanno evidenziato che i primi fusi che si formano per anatessi della crosta continentale hanno composizione acida (rioliti). Con l'aumento del grado di fusione parziale si possono ottenere liquidi intermedi (andesiti).

Ad oggi, i limiti di fusione parziale di una roccia registrati sono:

• 50% come limite massimo di fusione parziale (genera magmi komatitici, magmi archeani, 30% di MgO) → T molto più elevate, che mi giustificano gradi di fusione più elevati. I MORB si generano per 20%-25% di anatessi;
• 1/2% come limite inferiore di fusione parziale. In generale, tanto più basso il grado di fusione, tanto più è ricco in volatili.

La primissima parte a fondere in una roccia peridotitica è il punto dove i minerali sono a contatto. Aumentando il grado di fusione si comincia a fondere lungo i vertici. Questo punto si chiama “punto triplo”. 

Gli Hot Spot sono dei vulcani che rappresentano il raro caso in cui si ha una risalita di magma in zone di entroplacca. Gli hot spot rimangono stazionari nel mantello mentre la placca si muove, generando queste file di vulcani uni di seguito all'altro. Il motivo per cui si generano questi vulcani è legato sempre alla fusione parziale di mantello per decompressione, che genera dei “plume” ascendenti che si infilano nella litosfera (di solito oceanica) fino in superficie.

Fonte: appunti del dott. Gilberto Cerasuolo