Appunti di Vulcanismo e Petrogenesi - CARATTERISTICHE FISICHE DEI MAGMI

Fonte: http://www.blogalileo.com/nel-cuore-del-pianeta/ (28.12.2011 ore 13.34)

Le caratteristiche fisiche dei magmi sono strettamente dipendenti dalle caratteristiche chimiche del magma.

Due sono i principali parametri che governano il movimento del magma: viscosità e densità del magma. T e P sono considerati intensivi.

DENSITA'

La densità del magma è sempre inferiore alla densità del suo prodotto di consolidazione, ossia la roccia. Infatti il processo di consolidazione di un magma determina una diminuzione di volume sia perchè si perdono i volatili, sia in seguito ai giunti di raffreddamento.

Ma è vero anche che un magma ha una densità inferiore alla Peridotite da cui si genera, perchè più ricco in Si e Al rispetto alla peridotite.

• Densità basalto: 2,7 – 2,8 g/cm³ (il Fe pesa di pià che il Mg, man mano che tolgo MG, si sostituisce con Fe);
• Densità Olivina: 2,9 – 3,3 g/cm³;
• Densità Opx-Cpx: 2,7 – 2,8 g/cm³;
• Densità Plg: 2,4 . 2,5 g/cm³ (più ricca in Si e Al).

Bisogna specificare però che con la differenziazione il basalto diminuisce la sua densità: difatti la densità è prima di tutto legata al chimismo del fuso.

• Densità basalto alcalini-tholeitico: 2,7 – 2,8 g/cm³;
• Densità Riolite: 2,2 g/cm³.

La densità rispetto a:

• temperatura → correlazione negativa con la T; La densità diminuisce con l'aumentare della T, perchè d = Peso/V, aumentando la T, il V della cella elementare aumenta, e quindi la d diminuisce;
• pressione → correlazione positiva con la pressione; la densità aumenta con la pressione.

VISCOSITA' (unità di misura Kg/m sec POISIE)

Non ha niente a che vedere con la densità, e tra le due non esiste una correlazione. La viscosità è la capacità di un mezzo di fluire, o meglio detto, la resistenza allo scorrimento.

La viscosità è funzione di 3 fattori: la composizione chimica (chimismo) del magma, la temperatura e la pressione e il contenuto in volatili.

• Acqua = 10^-2 POISIE;
• basalti = 10³ POISE;
• carbonatite = 10^-2 POISE;
• rioliti = 10⁷ POISE (alta percentuale di duomi).

Viscosità e chimismo del magma

I complessi chimici che influiscono sulla viscosità del magma sono SiO₄ ^4-, (H₂O e CO₂).

La Silice nel magma si struttura in tetraedri, secondo l'unità fondamentale SiO₄ ^4-: il legame che lega l'ossigeno con il Silicio è il legame covalente, un legame molto forte, difficile da spezzare. Questi tetraedri (che nel caso di tetraedri isolati costituiscono l'Olivina) possono poi legarsi l'un con l'altro a costruire strutture più complesse, legati tra loro da un legame chiamato ossigeno-ponte. In generale, maggiore è il numero di raggruppamenti di tetraedri legati tra loro tramite ossigeno-ponte, e maggiore è la viscosità. Quindi maggiori tetraedri di SiO₄ ^4- ho, tanto più sarà viscoso il magma.

Possiamo definire quindi il Silicio come un “catione costruttore”, perchè più aumenta Si, più sono i tetraedri che si legano.

Esistono però altri elementi chimici, detti “cationi modificatori”, che tendono a legarsi agli anioni ossigeno, interrompendo la catena silicatica, diminuendo quindi la viscosità del magma; questi il K⁺, il Na⁺, i cationi bivalenti Mg₂⁺ e Ca₂⁺, e infine il Fe bivalente ₂⁺ (non trivalente).

L'Al può svolgere sia funzione di costruttore (sostituendo il Si in tetraedri) che di modificatore, in funzione del suo numero di coordinazione ambiguo, che può essere 4 (coordinazione tetraedrica) oppure 6 (coordinazione ottaedrica). Se ha NC = 4, sostituisce il Si; se ha NC = 6, diventa modificatore. La pressione del magma regola questo comportamento: si ha Al con NC = 4, quando il magma si trova a bassa pressione e le moli percentuali di Al₂O₃ sono < alla somma delle moli percentuali dei metalli mono e bivalenti (K, Na, Mg, Ca … ); si ha Al con NC = 6, quando la pressione forza gli O² a stare vicino al catione, e quindi può aumentare il numero di coordinazione del catione. Ciò spiega perchè la viscosità diminuisce con la pressione.

Tornando ai cationi costruttori, ossia alla Si, quindi, una maggiore presenza di Si comporta una maggiore complessità del sistema, con tetraedri che si legano in forme più complesse fino ai cosiddetti tettosilicati. Questa complessità del magma si esprime anche come “aumento del grado di polimerizzazione”, ossia l'aumento del numero di unità rispettive presenti nella struttura di un polimero. Ciò, nel caso di tetraedri silicatici, comporta un aumento della viscosità.

Ciò che lega le varie unità tetraidriche sono legami dell'ossigeno-ponte, quindi possiamo definire il grado di polimerizzazione di un magma in funzione dei legami che può realizzare con l'ossigeno:

• BRYDING OXYGEN (BR) → è il legame più forte. È un legame covalente che si genera tra l'ossigeno e 2 tetraedri SiO₄ ^4-. Si può indicare come O° (Si = O = Si); disegno
• NON BRYDING OXYGEN → è il legame che si genera quando un ossigeno si lega ad un catione modificatore e a un tetraedro Si. È anche detto “ossigeno semi-libero” e ha un legame meno forte del precedente. Si può indicare come O^- (Si = O = Ca); disegno
• FREE OXYGEN → è il legame più debole, che lega un ossigeno a due cationi modificatori (caso della carbonatite). Si può indicare come O^-2 (Ca = O = Ca); disegno

Esistono quindi 3 tipologie di legami con l'ossigeno, dipendenti dalla presenza di Silicio, che ci permettono di capire quel'è il grado di polimerizzazione del magma.

Il grado di polimerizzazione, esprimibile in funzione dei legami dell'ossigeno, si esprime con il parametro NBO/T, che ha sempre un valore compreso tra 0 e 4.

Il valore T è il numero de catione Si, quindi sempre uguale a 1.

• Per l'SiO₄ ^4- (tetraedro isolato), l'NBO è uguale a 4 (ci sono 4 NBO).
• Per l'Si₂O₇ ^6- (dimero), l'NBO/T = 3, perchè ci sono 3NBO e un ossigeno condiviso (1BR).
• Per l'Si₂O₆ ^4- (catena isosilicatica), l'NBO/T = 2.
• Per l'Si₂O₅ ^2- (foglio fillosilicato), l'NBO/T = 1.
• Per l'SiO₂ (tettosilicato), l'NBO/T = 0.

Quindi il valore di NBO/T è inversamente proporzionale al grado di polimerizzazione.

Nei magmi basici l'NBO/T ha valori più alti rispetto ai magmi acidi.

I liquidi meno polimerizzati, ossia i basalti, hanno comunque un valore NBO/T < 1, che vuol dire che anche se meno polimerizzati, sono già molto strutturati. Questo spiega perchè un liquido basaltico ha 4 ordina di grandezza di viscosità maggiore rispetto all'acqua.

Viscosità e temperatura

Anche la temperatura influisce sulla viscosità. La viscosità varia inversalmente alla temperatura, infatti maggiore è la temperatura, minore è la viscosità. Ciò è dipeso dal fatto che una temperatura elevata fornisce sufficiente energia calorica per indebolire e quindi spezzare i legami che sono all'interno del fuso. Viceversa, se la temperatura si abbassa, si favorisce la formazione dei cristalli e quindi la viscosità si alza.

Di solito, l'abbassamento di temperatura si ha durante la risalita del condotto vulcanico, per cui il fuso raffreddandosi, passa da un sistema monofase (ossia solo fuso) ad un sistema polifase (fuso più cristalli). Si passa quindi da un fuso “di tipo Newtoniano” (fuso fluido) ad un fuso “di tipo Binghamiano”, cioè un fuso plastico, più viscoso, perchè composto da più fasi, che, per essere messo in moto, lo sforzo applicato a questo fuso deve superar una certa soglia, detta soglia di snervamento.

Viscosità e pressione

La viscosità diminuisce con la pressione, come già spiegato precedentemente, in quanto l'aumento di pressione forza gli ossigeni e stare vicini al catione, che aumenta così il suo numero di coordinazione da 4 in su, favorendo quindi la sostituzione del catione del Si, con i cationi modificatori, che diminuiscono la viscosità del magma perchè interrompono la catena silicatica.

Viscosità e volatili

Tutti i magmi contengono gas (volatili) disciolti nel liquido alle alte profondità; questo perchè abbiamo alte pressioni ad alte profondità.

È opportuno sottolineare che i minerali del mantello (Opx, Cpx, Sp e Olivina) non contengono H₂O, sono infatti minerali normalmente anidri (NAMS). Gli unici minerali idrati nel liquido sono Anfibolo e Flagopite. Quindi, attraverso l'osservazione delle percentuali di minerali idrati nel liquido, è possibile stimare la quantità di volatili (es.: nell'anfibolo al max ha 2,5% di volatili, di cui l'H₂O tra 0,8 – 1,2%).

Come possiamo stimare la percentuale di minerali idrati, e quindi di volatili, nei magmi di eruzioni passate?

• Osservando le inclusioni fluide, ossia bolle di gas o liquido, che rimangono incastonate nei cristalli. Queste bolle (dell'ordine di 100 micron) racchiudono al loro interno tutta la composizione del magma originario e anche del contenuto in volatili originario. Ovviamente bisognerà riscaldarlo per riomogenizzarlo e quindi riportarlo alle condizioni originarie;
• il metodo indiretto è studiare i plagioclasi.

Ovviamente il contenuto in volatili è diverso per i magmi dei diversi ambienti geo-tettonici. Le dorsali medio oceaniche (MORB) sono quelle con minor contenuto di H₂O, infatti i magmi dei MORB sono quelli più anidri (0,5 – 0,8% di volatili). Nelle ofialiti infatti non ci sono anfiboli, perchè le ofioliti sono MORB, ossia magmi che si producono per anatessi al 20% del mantello, quindi ad altissime T (>1500 °C) e a tali T l'anfibolo (minerale idrato) non resiste (si fonde già a 1000 °C).

Nei magmi intraplacca (ad es.: Etna), abbiamo contenuti in volatili maggiori (1 – 2,5%, anche 3% nell'Etna).

Ma è nei magmi di arco (quindi nelle zone convergenti, ossia Ande) che il contenuto di H₂O è elevato (dal 2% al 6%), infatti è proprio qua, dove avviene la subduzione delle zolle, che si hanno tipicamente eruzioni esplosive.

Tornando alla questione della relazione tra viscosità e volatili: H₂O e CO₂ sono i principali volatili anche perchè sono rappresentativi di due comportamenti diversi, che sono poi seguiti dagli altri volatili poco influenti: i volatili che hanno molecola polare (l'H₂O) e quelli che non ce l'hanno (CO₂).

Un'altra differenza tra i due volatili è la loro diversa speciazione, ossia le diverse forme che assumono quando entrano in soluzione:

L'acqua entra sia come forma molecolare (H₂O) che come forma ossidrile (OH^- e H⁺) e la sua speciazione è funzione della pressione; l'anidride carbonica entra sia come forma molecolare (CO₂) che sotto forma di ione carbonatico (CO₃ ^2-) e la sua speciazione è dettata solo dal chimismo del magma.

La speciazione della CO₂, abbiamo detto, è regolata solo dal chimismo del magma:

• nei magmi basici entra come ione carbonatico, nei magmi acidi entra sotto forma molecolare. Ciò è dipeso dal fatto che lo ione cabonatico (CO₃ ^2-) si lega facilmente (essendo una forma instabile) con i cationi alcalini (Na) e con gli alcalini ferrosi (Ca, N …) quando questi sono facilmente staccabili dalla parte silicatica. Essendo questi cationi prevalenti nei magmi basici rispetto a quelli acidi (dove invece prevale la silice), lo ione carbonatico ha tendenza ad entrare più facilmente nei magmi basici che in quelli acidi;
• nei magmi acidi invece (magmi riolitici = ricchi in silice) la anidride carbonica entra sotto forma molecolare (CO₂), ma tutto ciò che entra in soluzione sotto forma molecolare crea legami molto deboli, quindi ha poca importanza.

La speciazione dell'acqua è invece è funzione della pressione. Con la bassa pressione (fino a 200 MegaPascal, circa 6 Km di profondità) l'acqua entra come ione ossidrile; ad alte pressioni (oltre i 200 MegaPascal) invece diventa predominante la forma molecolare.

Alle basse pressioni l'acqua che entra è sotto forma ossidrile perchè, a tali pressioni, l'acqua sotto forma molecolare è troppo grande per poter entrare nei “vuoti” che si trovano all'interno del magma, cosa che invece riesce a fare quando è compressa dalle alte pressioni in profondità.

L'acqua sotto forma molecolare forma dei legami energeticamente molto deboli, l'acqua sotto forma ossidrile invece no.

Alle basse pressioni, quando l'acqua entra sotto forma ossidrile, questa va a depolimerizzare la struttura del fuso silicatico, agendo sui cationi alcalini e rompendo i legami ad ossigeno-ponte tra i tetraedri.

Se quindi il chimsmo di una roccia è molto ricco in legami ad ossigeno-ponte (cioè nelle rocce con struttura tettosilicatica, quindi acide o alcalino alluminifere), possono essere rotti molti legami ad ossigeno-ponte e quindi può essere introdotta molta acqua. Se invece il chimismo è più basico (poca silicie, pochi alcali e poco Al) ce ne posso mettere poca d'acqua perchè ci sono pochi ossigeno-ponte. Quindi un fuso sicilatico contiene più acqua in soluzione quanto più è acido e alcalino alluminifero.

Salendo verso la superficie, l'acqua non ce la fa più a restare in soluzione, poiché depressurizzandosi l'acqua tende ad ampliarsi più veloce di quanto si ampliano i “buchi” nella struttura silicatica, e quindi inizia a uscire dal fuso. Quindi, salendo la pressione, la roccia raggiunge il suo livello di saturazione (cioè la quantità massima di H₂O che può trattenere), la supera e inizia a buttare fuori acqua (processo di essoluzione).

Una volta che però tolgo l'acqua al magma, dato che tutte le reazioni di de-volatilizzazione sono reazioni ondotermiche (cioè succhiano calore), si viene a togliere calore al magma, che quindi si raffredda e cristallizza. Questo raffreddamento durante la risalita è però lieve se l'acqua ad uscire è sotto forma molecolare, quindi avendo legami deboli questi richiedono poca energia per rompersi.

Nei magmi invece che contengono grandi quantitativi di acqua (ossia quando questa è entrata sotto forma ossidrile), salendo la pressione, sale la solubilità del magma che inizia a mandare fuori tutta questa acqua, causando un sovrano raffreddamento molto accentuato che può far aumentare la temperatura di liquidus (temperatura alla quale si è sciolto anche l'ultimo cristallino) fino a 100 °C ogni percento di H₂O liberata. Ciò naturalmente favorisce la cristallizzazione del fuso e un aumento notevole della viscosità (la viscosità aumenta con il diminuire dell'acqua disciolta in esso), causando le eruzioni esplosive tipiche di margini convergenti di zolla.

Quindi riassumendo, la viscosità diminuisce mostruosamente con la presenza di H₂O, e aumenta sensibilmente quando dal fuso si perde l'acqua invenile, ossia l'acqua (OH^-) disciolta nel fluido, che uscendo diventa gas (quindi H₂O) e determina l'eruzione esplosiva (rapida cristallizzazione del fuso).

Lo ione ossidrile (OH-) che funge da depolimerizzante dei tetraedri silicatici, lavora così: il legame OH^- è molto più forte del legame SiO₂. Quando l'ossidrile entra, rompe il legame “ossigeno-ponte” tra i tetraedri SiO₄ ^– e si lega all'ossigeno del tetraedro, creando un legame molto fragile, che si chiama “legame di VanderWalls”. Disegno

La CO₂ abbiamo visto invece che tende a polimerrizzare un fluido magmatico, in quanto tende ad accappararsi quei cationi modificatori (Ca, Mg, Fe) che andrebbero a rompere l'ossigeno-ponte. In questo modo si accentua la polimerizzazione dei tetraedri SiO₄ ^– e di conseguenza la viscosità. Quindi tra CO₂ e viscosità c'è una correlazione positiva.

Fonte: appunti del dott. Gilberto Cerasuolo