RENDICONTI SocIet4 ltOUOIlO di Mfn~ologfo e Petrologio, 34 (I l. 243-248 (l1l78)

RAFFAELLO TRIGILA •

PETROGENES I I GNEA E PETROLOGIA SPERIMENTALE

È opinione comune che la gran parte delle conoscwze che noi abbiamo sui processi petrogenetici fondamentali sia il frutto di ricerche a carattere petrologico sperimentale. Ciò malgrado, questo settore delle discipl ine geologiche non ha g0-

duto, in tempi recenti o recentissimi, di quella espansione che, per motivi di sviluppo sociale ed economico, ha caratterizzato altri settori. Il numero dei suoi cultori, concentrato in poco più di una decina di laboratori in lulto il mondo, risulta sempre più sproporzionato se paragonato a quello degli omologhi petrografi e petrologi. Le conseguenze sono serie: di fatto si approfondisce il solco tra il cosiddetto approccio chimico-fisico e quello descrittivo tradizionale. Diminuisce, quindi, il grado di interazione t ra i due campi; sia a livello delle scelte degli obiettivi di ricerca, che a quello della elaborazione ed imerpretazione dei risultati. Scrive BAILEY (1976): c Un carattere sorprendente dei diagrammi di fase è l'autorità che essi assumono quando pubblicati. I petrologi, che sono sempre scettici e con· sapevoli delle difficoltà che si incontrano nell'i nterpretare le r~lazioni di fau in una roccia, sembra no convinti dell'infallibilità dei loro colleghi sperimentalisti nell'eli· minare le ambiguità o nell'interpretare i prodotti degli esperimenti , . D'altro canto, sappiamo bene, ma questo non è stato mai sottolineato abbastanza, che il grado di corrispondenza tra i fenomeni riprodotti in laboratorio e quelli che avvengono in natura è basso, a volte inesistente. La comprensione globale degli eventi petro­genetici non si è, fino ad ora, verificata a causa del grande numero di variabili che controllano i diversi processi. Tuttavia, dalla petrologia sperimentale tradizionale, e cioè da quella degli stati di equilibrio in sistemi chiusi, sono emersi proprio i risultati che, inseriti in un contesto termodinamico, hanno consentito una prima caratterizzazione quantitativa di alcuni processi petrogenetici fondamentali quali, ad esempio, determinazione di T e P di formazione di fus i magmatici ( CARlI.lICHAEL

et al., 1974); andamenti del processo di cristallizzazione nei magmi basaltici ( Y ODER e Tru.EY, 1962); relazioni di fase (GJU.EN e RINCWOOO, 1967; KUSHIIlO, 1975) ecc. Per al· tre ambientazioni (dove, ad esempio, prevalgono i fenomeni di diffusione) non tener conto delle velocità di reazione, non aiuta nemmeno ad ottenere un quadro appena approssimato della rcaltà naturale. Si deve, così, pa~sa re, con la lrattazione degli aspetti cinetici, alla petrologia sperimentale degli stati di disequilibrio, spesso in

• Istituto di Mineralogia e Pctrogral1.a dell'Univenità, Città Univenitaria, Roma.

244 Il. TRIC1LA

sistemi aperti. Analogamente, dai primi esperimenti su sistemi sintetici a 2 o 3 componenti e che offrivano, quindi, risultati di interpretazione relativamente sem­plice, si è giunti a quelli su sistemi naturali, ca ratterizzati da relazioni di fase molto più complesse, ma senz'altro più aderenti alla realtà naturale.

In questo difficile contesto di adeguamento della realtà di laboratorio a quella naturale, la crisi energetica apre Of a nuove frontiere e pone fra gli obieuivi, quello di un'eventuale utilizzazione dell 'energia termica e meccanica sviluppata da alcuni

. "

Energia mecc.rErgs km"31(j23) processi pctrogenctici. Da stime effettua-0.' 1.0 I.S 2.0 U l .O te, risulta ad esempio, che circa il 40 %

s-v

;; • •

, L.V dell 'energia prodotta per cause naturali S. L·· ,vé..,.f:~ ..... _ , è legata a fenomeni magmatici. Nelle

I i · ~. L eruzioni vulcaniche, ad esempio, la quan •

4: ti tà di energia liberata in un singolo even· -<t'V; to può raggiu ngere valori dell'ordine di

• Hf 6 ergs, con volumi di materia emessa E 2DOO ~ • che superano i 100 kmB

• Consideran • do esclusivamente l'energia me<:canica •

II) (PL1V.) ri i:1sciata dal magma durante il processo di cristallizzazione, B URNHAM

600 100 toO ?CO 1000 l iDO

. T ( · C) I. - Schema dell" rdniom lIi lusione e di

Il (1972) ha calcolato un aumento di volu­me del sistema, pari al S3 'fo , a livello della transizione ipomagma-piromagma, per un fuso andesitico contenente il 2,8 % di H 20 a 100 km di profon­dità. Fra 1,5 e 5 km l'energia mec­camca rilasciata durante le reazioni magma ~ roccia + vapore supera di molto quella media stimata per una

energia pcr un magma di natura ande$itica conte­nen te il 2,8 % H,o all"origine. Simboli: S - fasi cri~t alline; L • fuso; V . fase vola tile; pt,. V. - energia mcccanica in erg! , r;13~iata per Km" di magma E" •. (E.V.E.) - energia cin<:tica media rilasciata in eru:tioni vulcaniche espl.mve (da SU."H .. "', 1972).

si ngola eruzione vulcanica (YOKOHAMA, 1957) (Fig. 1). In questo, ed in altri pro­cessi petrogenetici, il ruolo di primaria importanza esercitato dai volatili può essere valutato in modo operativo su oose pc.trologica sperimentale. La quasi totalità degli studi di laboratorio riguarda il comportamento di H 20 e COz. di cui appunto si rifer isce in questa sede, bcnchè dall 'a nalisi delle fasi solide, liquide e vapore dei prodotti, lo gamma compositiva dei volati li risulti molto più vasta.

I sistemi silicato-acqua si comportano in modo assai diverso a seconda del chimismo del magma e della quantità di H 20.

R08ERTSON e WVUIE (1971), sulla base delle paragenesi subsolid us, hanno pro­posto la seguente nomenclatura:

a) tipo I : (water abscm) paragenesi di minerali silicatici anidri, senza fase vapore;

b) tipo 1/ : (water deficient and vapour absent) paragenesi di minerali silicatici con termi ni idrati, ma senza fase vapore;

PETIlOGEHESI ICNEA E PETROLOCIA SPERIMENTALE 245

c) ripo lIl : (water deficient and vapour present) paragenesi di minerali silicatici con o senza termini idrati e con fase vapore. L'H~ è insufficiente a saturare il fuso se T = liquidusj

d) tipo IV: (water eJ\:cess) paragenesi di minerali silicatici con o senza termini idrati e con fase vapore. L'H 20 è sufficiente a saturare il fuso per T = liquidus.

La massima parte dei sistemi studiati per via petrologica sperimentale è di tipo l odi tipo IV, benchè in natura è più probabile si verifichino condizioni corrispondenti ai tipi intermedi. Anche i casi di consolidazione a giorno di una colata lavica, o in profondità di un batolite, cui ci si riferisce come esempi di con­solidazione magmatica in sistemi di tipo I e IV, si possono tranquillamente realiz,­zare al di fuori delle condizioni sopracitate.

Il ••

, ""

. \

"o ,_ •.••

,

f ".0"·

""L-t;-----;';--'---:;---;'.----,,.-----'i.-~, ,~ u ,. ' .0 M

Fig. 2. - ReI~zioni di fa~ ~t il ,U.tcma leuc1t;te lefrit;ta·H"o a P, ••. = 2 kl».r (da DOl.FI e TaKlll.A, 1978).

Nel primo caso, la presenza di fasi idrate nella pasta di fondo indica la partecipazione dei volatili; nel secondo caso, la saturazione in H~ del sistema deve veni re provata su base più solida che non sia quella della semplice pres.enza della mica o di anfibolo.

Solo in tempi recenti è stato affrontato lo studio dei sistemi petrogenetici naturali, in condizioni di sottosaturazione in H zO. Sono da segnalare i lavori di FYFE (1970) e Wn.LlE ( l974) a cui rima ndiamo per la documentazione specifica. Da tal i studi emerge chiaramente come i risultati degli esperimenti effettuati in con­dizioni di sovrassaturauone in H~O non siano estrapolabil i per PIO! > PH"oo h da tenere presente, inoltre, che durante il processo di cristallizzazione (che in natura avviene di regola a pressioni variabili) ·viene modificata drasticamente la quantità di H 20 nel fuso. Se, ad esempio, un magma, per cui P'O! > PH"oe T'C = liquidus, si trova in condizioni di tipo III, e cioè X~~ = X~ÌJ' con il procedere della cri­

stallizzazione esso può passare a cond izioni dì tipo II se la fase: dclliquidus è idrata,

246 a. TlUGILA

, , • puo"!a .. yolatile

Fig. 3. - Relazioni di fU5ione per ,m .i.tema .in_ Ictico a composizione gr~nilica in presenza di una fase \'olatil., costituita da H,o o da H,o + GOt. I diagrammi di fase ricavati dai risultati ,paimen_ uli di WI!ITN-"V (1974) e SWANSON ( 1974) metto­no in evidenza sequcnu d i cristallizzazione iden ­tiche cui però corrispondono rdazioRi di fu.ione a più alta temperatura pcr il sistema granito.H,o_ co,. Simbo/': L - fuso; V _ fase volatile; PI _ pia. gioel,..,o; Af . alkali feldspato; Q quarzo (da LUTI!, 1976).

.". ... / gtoterrria

35 conti.l'ientale i

.'

30.

25

20 / ..

15 ....

(XCO

=O.4) , 1.000

! , , ..

1.200

..

./

/ .. ~ 9eoter~a . octantca

• --, ." , • ~

1.400 1.600

Tem peratura (Oe )

Fig. 4. - AndarnclllO dei solidrll pcr XCo. = ffl Xco. = 0,4 in .111 sistema a composizione pc,;_ dOliti,a (da EooLER ct al., 1976, semplificato).

o a condizioni di tipo IV, se è anidra. Su questa base sarebbe opportuno formu­lare una classificazione dei sistemi che tenga conto della quantità di HzO nel fu­so, più che di quella totale nel sistema, anche perchè, quest'ultimo, non sempre si mostra chiuso nei riguardi dci suddet­to componente. Ciò si può verificare, ad esempio, in wne alla periferi a di masse intrusi ve. Purtroppo, non si registra al riguardo, una casistica di studi sperimen­tali, se si eccettuano quelli effettuati da BURNHAM e DAvis (1971) sul sistema al­bite-H20.

Per illustrare concretamente le modi­fiche che ~i registrano nella sequenza di cristallizzazione in fu nzione delle per­centuali di H 20 nel liquido, riportiamo, a titolo di esempio, i risultati da noi ot­tenuti sul sistema leucitice tefritica-H20 lungo l'isobara 2 kbar (DoLFI e TRIGl.l.A, 1978). Da un esame del diagramma T'c.ro ~:O (Fig. 2) che illustra le re­lazioni di fase, non solo si osserva una diminuzione della temperatura delliqui­dus in fUBzione di percentuali crescenti di H 20 Il

Q, ma anche sostanziali modifi­che nelle paragencsi fondamentali. In condizioni praticamente anidre, la se­quenz.1 di cristallizz..1zione, per tempera­ture decrescenti, è data da plagioclasio­leucite-clinopirosseno. Già a valori appe­na percettibili di ro H20Hq scompare il plagioclasio dalliquidus ed il processo di cristallizzazione coinvolge, nell'ordine, leucite · clinopirosscno - plagioclasio. Per percentuali di H 20 Hq > 1,7 si ha l'in­versione nell'ordine di cristallizz..1zio­ne tra leucite e clinopirosseno ed il pia­gioclasio non è più stabile. Per H20ltQ

fra 3 e 45 precipita la mica e la se­quenza di cristalliZz..1zione diviene. allo-

PETR.OGENESI IGNEA E PETROLOGIA SPERIMENTALE 247

ra, dinopirosseno-Ieucite-mica. Infine, per ero H 201!Q ancora maggiori, ma sempre inferiori al valore di saturazione (pari a 5,5 a 1100" C) la mica precipita diretta­mente dalliquidus seguita, a più basse temperature, da dinopirosseno e poi leucite. In totale si possono contare ben cinque sequenze di cristallizzazione diverse, otte­nute luUe in un arco ristretto di condizion i sperimentali e cioè: P lot = Cast (2 kbar), tl'J"OC = 200, PH.o< PIOt. 11 q uadro si amplierebbe ulteriormente qualora si potesse disporre dei risultati sperimenta li relativi ad altre isobare. Tuttavia, da qudli sopra riportati, si può prevedere che a P1<>1 di poco superiori a quella considerata, do­vrebbero verificarsi sequenze di cristallizzazione ancora diverse a causa della brusca riduzione dd campo di stabi lità della leucite. In particolare, per H 20 llQ crescenti, dovrebbero cristallizzare: la paragenesi plagioclasio, clinopirosseno, leucite e qudla mica, dinopirosseno.

Se la casistica dei sistemi naturali più importanti risulta incompleta quando l'H~ viene considerata come una delle variabili indipendenti, quella relativa ai sistemi comprendenti anche altri volati li, è ancora più scarsa. Eccettuati gli esperi­menti di WYl.LIE e T UTILE (1964) dai quali risulta che in un sistema granitico saturo in H 20 . la presenza di HCI ed N H 3 innalza la temperatura del so/idus. al contrario di q uanto avviene per 503, P20G, NF e Li 20, la massima, parte dei lavori effettuati riguarda l'inAuenza del CO2 in sistemi sintetici ed in particolare, l'anda­mento della solubilità di questo componente in fusi silicatici di composzione varia­bile, sia anidri ehe idrati. Dagli esperimenti risulta che al di sopra di 5 kbar. il C02 entra in soluzione sotto forma di molecole di carbonato; esso, inoltre, è più solubile in miscele basiche che non in quelle acide; nei fusi silieatici idrati, inoltre, è maggiormeme solubile a causa dell 'azione depolimerizzante esercitata dall 'acqua.

Dagli studi di 5WANSON (1974) sul sistema granito-H 20-C02, a P I01 = 2 kbar (Fig. 3) risulta che l'aggiunta di modeste quantità di C02 nella fase Auida, provoca sensibil i modificazioni nella temperatura del liquidus, mentre la sequenza di cristal­lizzazione rimane invariata. Da tale diagramma si può constatare come in condi­zioni di saturazione di H~. l'aggi unta dci 4 % di C02 nella fase Auida, innalzi la temperatura del liquidus di più di 100" C. Tali differenze diminuiscono con la temperatura ed il contenuto in volatili del sistema, divenendo trascurabili in pros­simità del solidus.

Da segnalare, in ultimo, sono le ricerche di MVSEN e BOE'ITCHER (1975), di Ewt.ER (1975), EcGLER et a\. (1975) ed H OU.QWAY et al. (1975) sull'origine dei magmi ultrabasici alcalini per fusione parziale di un mantello idrato e carbonatato a com­posizione essenzialmente peridotitica. In effetti, la presenza del C02, poichè modifica le relazioni di fase fra olivina e pirosseno, non solo abbassa la temperatura del solidus (Fig. 4), ma soprattutto produce fusi fortemente sottosaturi in silice. Viene in tal modo spiegata l'origine dei magmi a composizione melilitica, kimberlitica e carbonatica la cui relativa varietà composizioDale viene ulteriormente interpretata sulla base di valori diversi del rapporto C(h/Co" + H,o.

248

BI BL I OGRAF I A

BAl l EY D. K. (1976) • Exptrimental mnhods and (he ustS of phau.diagrllms. In .. The evolution of the crystallinc rocks., Ed. Bailcy e MacDonald; Acadcmic Press, London.

BURNIiAM C. WAYNI! (1972) . Tbe energy of expiosivt volcanic eruplio1fs. Earth and Minerai Sciences, 41, 69·70.

BUIl.NHAM C. W .\YNI!, DAviS N. F. ( 1971) - Tbe role 01 H,o in silicau mdts. I· P·V-T rr/Iltions in lbe sysum NaAI5i.O .. H.o IO lO kilobars and l()(}()" C. Am. ]. Sci, 270, '4-79.

WaMICHAI!.L I. S. E., TURNEl F. J., VERIlOOGEN j. (1974) - Igneou! Petr%g,y. MaGraw Hill. DoLFI D., TI.lGILA R. (1978) . The role af IIJaUr in the 1944 Vesuviu! eruption. In corso

di stampa. EGGLER D. H. (197') - Puido/;/(-(:arbona!e rdalion! in /he Jylftm CaO-MgO-SiO .. CO •. Carnegie

Inst. Wash. Yt:arbook, 74, 468-474. EcGLEJ. D. H ., KUSH IRO I., HOU.QWAY I.R. (1976) - Stability o/ carbonau minerals in a

hydroul mantle. Carnegie I nst. WlI.5h. Yearbook, 75, 631-636. FVFE W. S. (1970) - Some thougbts on granit;c ",agma!. I n « Mechanisms of ignoolls intrusions • .

Ed. Newall e RlI.5t Calley Press Liverpool. CaEEN D. H., RING""OOD A. E. (1967) - An e:tperimtn/al investigation o/ the gabbro to eelogite

tram/ormation and iu petr%gical applications. Geochim. Cosmochim. Acta, 31, 767·833. HOLLO...,AV ]. R., "EGGLEa D. H. (1976) - Fluid ahu:nt melting, 01 peridotite con/aining, phlog,opi/e

and dolomite. Carnegie Inst. Wash. Yearbook, 75, 636-640. KusHlao I . (1975) - On /he nature 01 siliCiue melI and iu sig,nificance in mag,ma gentlil:

regufarities in tbe shilt 01 the liquidus boundaries inuolving olivine, pyro:tene and lilica mintra/s. Am. J. Sci., 2", 411-43 1.

LUni W. C. ( 1976) · Granitic Rocks. In _ The evolotion .)f cryslalline rocks., Ed. Sailey e MacDonald , Academic Press, London.

MVSEN B. O., BoETTCHU A. L. (1975) - Melting o{ a hydrous mantle: I - Phast relations 01 natural peridolile al high preuurtl and temperatures with controlled ac/ivi/ies 01 water carhan dio:tide and hydrogen. J. Pelrol., 16, 520·.548.

ROBEaTsoN ].K., WVLLlE P.}. (1971) - Rock waur syst~ms with special reltrence fO the waler-deficient reg,ion. Am. J. Sci., 27 t , 2'2-277.

WVLLlE P.J. (1974) • Tbe dynamic earth. John Wilcy &" Sons. WnLlE P. J., TunLE O. F. (1964) - E:tperimental investigationl 01 silicau systems containing,

two volatile components. Am. J. Sci., 262, 9.30-939. YODER H . S., TILLEV C. E. (1962) - Origin 01 hasalt magmal: an e:tperimenta{ sluiy 01 natura!

and synthetic rocle sySUml. ]. Pelrol., 3, 342-'33. YOKOHAMA I. (Icn7) _ EnergetiCI in active volcanDeI. Second papero Bul l. Tokyo Eanhqllake

Res. I nst., 3', 75-97.