Vulcanologia

Il vulcanismo parte II: Il magma e le sue proprietà

Introduzione 

Il magma è una sostanza naturale parzialmente o totalmente fusa, che costituisce un sistema chimico fisico complesso, multicomponente, caratterizzato da composizioni chimico-mineralogiche differenti e da temperature e contenuto in volatili estremamente variabili.

In un magma è possibile distinguere una fase liquida, generalmente silicatica, una fase solida ed una fase gassosa. La fase solida è costituita dai cristalli che si formano nel corso del raffreddamento del magma e da xenoliti (Dal greco κsènos, straniero, e lìthos, pietra. Brandelli di rocce inclusi in un ammasso magmatico. Vengono strappati alle rocce circostanti dal magma in risalita e rimangono “inglobati” nelle rocce che si formano con la cristallizzazione) di natura cristallina o rocciosa. La fase gassosa è costituita prevalentemente da acqua allo stato di vapore e anidride carbonica, e subordinatamente da composti dell’idrogeno, dello zolfo e dell’ossigeno, e da elementi rari. La composizione chimica, la temperatura, il contenuto in cristalli e in volatili sono molto variabili e di conseguenza diverse saranno le densità, la viscosità e le modalità di rilascio dei gas, fattori che condizionano fortemente la salita dei magmi e l’attività eruttiva.

Formazione e migrazione dei magmi

I magmi sono generati principalmente per fusione parziale del mantello astenosferico, ma possono formarsi anche per fusione parziale di rocce della crosta. In particolare, se la fusione avviene nel mantello, essa porta alla formazione di un magma primario, ad alta temperatura ( La temperatura di fusione per le rocce del mantello è 1.200 – 1.400 °C) e molto fluido, tanto da poter risalire fino in superficie prima di cristallizzarsi. Diverso è il risultato se il processo avviene all’interno della crosta continentale, dove già a qualche decina di km di profondità, la temperatura, in aumento verso l’interno della Terra, è abbastanza elevata (tra i 600 e i 700 °C) da provocare, almeno in certe condizioni, la fusione di minerali sialici, ampiamente presenti in tale tipo di crosta: attraverso questo processo, chiamato anatessi, si formano perciò fusi acidi (cioè ricchi in silice) detti magmi anatettici. Tali magmi sono fortemente viscosi, poiché costituiti da una porzione fusa che avvolge e permea molti residui ancora solidi (perché più refrattari, ossia fatti di minerali a più alto punto di fusione): essi si muovono perciò con notevole difficoltà e non risalgono entro la crosta, tendono cioè a cristallizzarsi in profondità. 

In definitiva, mentre i magmi basici risalgono da zone profonde, al limite tra crosta e mantello, e sono una specie di “distillato” del mantello, i magmi acidi rappresentano una rielaborazione locale delle rocce della crosta continentale. In realtà questo schema dell’origine dei due tipi di magmi, concettualmente semplice, si complica e si arricchisce nelle fasi che vedono l’evoluzione dei fusi e verso la cristallizzazione. Infatti, dopo la formazione i magmi, prima di arrivare in superficie, possono fermarsi per tempi anche molto lunghi in camere magmatiche più o meno superficiali dove si raffreddano e modificano la loro composizione chimica per cristallizzazione e separazione dei cristalli formati (frazionamento o differenziazione dei magmi), o per reazione con le rocce incassanti (contaminazione o assimilazione).

Inoltre, molte camere magmatiche possono essere periodicamente rifornite e svuotate e, di conseguenza, tra magmi di nuovo arrivo e magma residente si realizzano processi di mescolamento. Tali fenomeni, a cui può andare soggetto il magma, tenderanno a variarne la composizione nel tempo, dando così origine via via a magmi diversi.

Tuttavia sappiamo che all’interno della Terra la temperatura cresce con la profondità, fino a oltre 4.000 °C: abbastanza da far fondere tutte le rocce che conosciamo, se non fosse per la pressione, che, crescendo con la profondità, fa innalzare il punto di fusione dei materiali e ne impedisce il passaggio allo stato liquido. Quali sono, quindi, le cause che possono determinare un elevato grado di fusione parziale tale da giustificare la genesi dei diversi magmi eruttati in superficie?

I principali meccanismi, connessi a specifiche condizioni geodinamiche (Figura segente), attraverso i quali si formano i magmi primitivi sono due:

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• Fusione per decompressione adiabatica (vulcanismo dei margini divergenti, dei punti caldi e dei bacini di retro-arco)
• Fusione per idratazione (vulcanismo dei margini convergenti)

Nel primo caso, la fusione parziale di un mantello normale (secco), è causata da una diminuzione di pressione connessa alla risalita di masse calde profonde. Il fenomeno può essere rapidamente schematizzato come segue: se un determinato volume di mantello, che si trova, in virtù del gradiente geotermico, ad una temperatura prossima a quella del solidus, viene a trovarsi in corrispondenza del ramo ascendente di una cella convettiva e risale diabaticamente verso la superficie, la pressione totale su tale volume di mantello si riduce rapidamente. La sua temperatura diviene pertanto tale, per condizioni di pressione raggiunte, da determinare l’inizio del fenomeno di fusione parziale. 

(Il gradiente geotermico medio, ossia il ritmo con cui la temperatura aumenta con la profondità, è pari a circa 30 °C ogni 1.000 m. questo valore, però, varia a seconda delle aree: può aumentare, per esempio, anche di 10 volte per la presenza a breve profondità di camere magmatiche, o può risultare molto minore ( anche 10 °C/km o meno) in aree di forte sprofondamento della crosta (es. Pianura Padana) )

Nel secondo caso, invece, si tratta di fusione parziale di un mantello modificato da fluidi che, idratandolo, ne abbassano la temperatura di fusione. In particolare l’abbassamento di temperatura del solidus avviene per aggiunta di fluidi provenienti dalla placca in subduzione.

Nella figura sopra è riportato un diagramma semplificato che mostra come l’aumento di temperatura con la profondità (geoterma) non sia compatibile con l’inizio della fusione (solidus) di un mantello normale (cioè anidro). La generazione di magma può avvenire per fusione da decompressione in seguito a risalita del mantello (freccia nera) o per fusione di mantello modificato da fluidi che ne abbassano la temperatura di solidus (solidus idratato). La curva di liquidus corrisponde alla fusione totale (modificato da Perfit e Davidson, 2000) (da “Terra pericolosa”- Barberi et al., 2006)

Vediamo ora come un magma appena formato, o in via di formazione, può allontanarsi dalla regione sorgente, migrando verso l’alto fino a raggiungere eventualmente la superficie dando luogo ad un’eruzione vulcanica.

Quando si è prodotto sufficiente fuso, esso migra verso la superficie mentre la matrice solida si deforma e richiude gli spazi lasciati dal fuso. Il magma si sposta con una velocità tanto maggiore quanto minori sono la sua viscosità e densità.

Quando il magma incontra rocce a densità minore, rallenta e può accumularsi; analogo rallentamento si ha per aumento di viscosità alla testa della colonna, quando questa incontra rocce più fredde. Raggiunti gli strati superiori dell’involucro terrestre (litosfera), l’ascesa del magma è condizionata dalla rigidità del mezzo attraversato. Comunque, ci sono vari meccanismi per la risalita dei magmi, ma il più frequente è la migrazione del magma all’interno di fratture, di cui sono evidenza i dicchi che tagliano i fianchi erosi di molti vulcani.

L’accumulo di magma alla base della litosfera può creare una sovrapressione sufficiente a originare una frattura che si apre dal basso verso l’alto. Il magma riempie la frattura e la espande fino a che essa raggiunge una lunghezza critica superata la quale, la frattura, e con essa il magma, migra verso l’alto con una velocità che dipende dal contrasto di densità tra magma e rocce incassanti. Al passaggio tra mantello litosferico e crosta ( discontinuità di “Moho”) la densità delle rocce si abbassa e ai magmi (in genere più densi) è preclusa la risalita per contrasto di densità. Ma l’apertura della frattura comporta la depressurizzazione del magma alla base della frattura stessa, con conseguente abbassamento della solubilità dei volatili e liberazione di bolle di gas.

Queste “gonfiano” il fuso, ne riducono la densità complessiva e lo trascinano verso l’alto. La propagazione delle fratture è facilitata e accelerata dai volatili liberati dal magma alla punta della frattura: essi sono chimicamente aggressivi e riducono significativamente la resistenza meccanica dell’incassante: ne consegue che la frattura può propagarsi anche senza aver raggiunto la sua lunghezza critica. Ovviamente, come già detto, durante il trasporto verso la superficie, il magma cambia la propria composizione a causa di vari processi chimico-fisici che vanno sotto il nome di differenziazione.

Composizione dei magmi

La variabilità chimica riflette la diversità e complessità della storia evolutiva dei magmi. I principali fattori che, con il loro diverso combinarsi, controllano la composizione dei magmi sono:

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• la natura della “sorgente”, cioè della roccia che, fondendo parzialmente, genera il magma
• il grado di fusione parziale della sorgente
• il grado di cristallizzazione del magma, la composizione dei minerali formati e l’entità del loro frazionamento
• l’entità della “contaminazione” subita dal magma al contatto con le rocce incassanti
• l’entità del mescolamento tra magmi e la loro composizione

Per tali fattori i magmi possono avere composizioni assai diverse. Il costituente più abbondante è la silice (SiO2) che varia dal 35-40%  - si parla quindi di magma basico -  a valori massimi superiori al 75% in peso  - si parla in questo caso di magma acido.

Il frazionamento dei cristalli produce di regola un aumento della silice accompagnato da diminuzioni di tutti gli altri componenti tranne gli alcali (Na2O e K2O). Questi e la silice sono quindi i parametri chimici che permettono di definire le composizioni dei principali tipi di magmi (e delle rocce prodotte dal loro raffreddamento). In altre parole tutti i magmi e le rocce cadono in un campo relativamente ristretto di variabilità di SiO2 (Na2O+K2O).

Il diagramma TAS (Total Alkali /Silica) qui riportato, è un semplice grafico bidimensionale in cui l’asse x è costituito dalla percentuale in peso di silice (SiO2), mentre l’asse y è costituito dalla percentuale in peso di ossido di sodio (Na2O) + ossido di potassio (K2O). L’analisi viene fatta togliendo dal materiale da classificare il CO2 e H2O presenti, quindi calcolando le percentuali, sul totale del peso residuo del materiale, di SiO2 e Na2O+K2O e ponendole nel grafico TAS, la cui leggenda è la seguente:

1 = foiditi ; 2 = basalti picritici; 3 =  basaniti e tefriti; 4 = tefriti fonolitiche; 5 = fonoliti tefritiche;   6 =  fonoliti; 7 = basalti; 8 = andesiti basaltiche; 9 = andesiti; 10 = daciti; 11 = rioliti; 12 = trachibasalti (K) e hawaiti (Na); 13 = shoshoniti (K) e mugeariti (Na); 14 = trachiandesiti, latiti (K), benmoreiti (Na); 15 = trachiti.

(da “Terra pericolosa”- Barberi et al., 2006)

I volatili

La natura dei gas magmatici può essere studiata attraverso l’analisi delle fumarole di alta temperatura e dei “pennacchi” gassosi emessi dai crateri attivi, o anche attraverso l’analisi di piccole porzioni di fuso rimaste intrappolate nei cristalli (inclusioni vetrose e fluide). L’ordine di abbondanza dei gas magmatici è il seguente (in ordine decrescente): acqua (H2O), anidride carbonica (CO2), anidride solforosa (SO2), acido cloridico (HCl), idrogeno (H2), idrogeno solforato (H2S), acido fluoridrico (HF), ossido di carbonio (CO), azoto (N2), ossisolfuro di carbonio (COS), metano (CH4).

Sono inoltre presenti piccole quantità di numerose altre specie gassose tra le quali vale la pena di ricordare i gas rari elio (He), argon (Ar), e radon (Rn), di origine radioattiva. Al diminuire della temperatura e all’aumentare del grado di evoluzione del magma quasi tutte le specie volatili tendono ad aumentare la loro concentrazione nel fuso. Di fondamentale importanza nel processo eruttivo è la solubilità dei volatili nel liquido magmatico che è diversa per ogni componente e diminuisce al diminuire della pressione, cioè della profondità alla quale si trova il magma, e all’aumentare della quantità degli altri volatili.

Temperatura e densità

A pressione atmosferica, i magmi hanno temperature comprese tra i 700 e i 1.200 °C e densità tra 2.300 e 2.700 kg/m³. Temperatura e densità diminuiscono dai magmi primitivi a quelli evoluti e aumentano con l’aumentare della pressione.

La viscosità

È una proprietà intrinseca della materia e può essere definita come la resistenza opposta da una sostanza a deformarsi sotto l’azione di una sollecitazione meccanica applicata. Le  sostanze per cui esiste una relazione lineare tra sollecitazione applicata e velocità di deformazione vengono definite sostanze Newtoniane e si deformano nel momento stesso in cui viene applicato uno sforzo infinitesimale. Viceversa, sostanze in cui lo sforzo applicato non è in relazione lineare con la velocità di deformazione vengono definite sostanze non Newtoniane o pseudo-plastiche. Quando, invece, una relazione lineare tra sforzo e velocità di deformazione esiste a partire da un determinato valore di sforzo applicato che deve essere superato prima che si abbia un’apprezzabile deformazione, si parla di comportamento non Newtoniano di tipo Bingham, e le sostanze caratterizzate da questo tipo di comportamento, vengono definite sostanze di Bingham.

In un fluido la deformazione corrisponde a un flusso. Quindi in un flusso newtoniano, come l’acqua, la velocità di flusso (dv/dz) esprime il tasso di deformazione ed è sempre proporzionale allo sforzo applicato (σ) attraverso un fattore η che è appunto la viscosità:

A bassi valori di forza applicata i fluidi hanno invece un comportamento non newtoniano e sono assimilabili ai fluidi di Bingham. Affinché i fluidi di questo tipo possano deformarsi (cioè scorrere) occorre superare una soglia minima di sforzo applicato σ0detto yield strenght o limite di capacità di flusso o limite di plasticità (Nella maggior parte delle lave la forza di gravità è inferiore a questa soglia, e perché si formi una colata che scende lungo il pendio del vulcano occorre uno sforzo aggiuntivo che è fornito dalla spinta del magma che esce dalla bocca eruttiva).

La viscosità dei magmi comunque dipende dalla composizione chimica del liquido: aumenta all’aumentare del contenuto di silice (perché si formano forti legami tra il silicio e l’ossigeno) e diminuisce all’aumentare del contenuto negli elementi o sostanze che interrompono questi legami, come i volatili disciolti, gli elementi alcalini, il ferro e il magnesio. La viscosità inoltre cresce al diminuire della temperatura e all’aumentare del contenuto in cristalli del liquido magmatico.

Nunzia Cristiano

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