Un magma è una massa fusa, di dimensioni grandi o enormi, che si forma a profondità variabili, entro la crosta o la parte superiore del sottostante mantello (in genere tra i 15 e i 100 km). Tale massa fusa è una miscela complessa di silicati ad alta temperatura, ricca di gas in essa disciolti.
Il magma è inserito all'interno di altro materiale che ha temperatura inferiore alla sua e perciò tende a risalire verso la superficie terrestre, dove può arrivare se le fratture delle rocce superficiali lo permettono.
A notevole profondità tutto il materiale presente ha una temperatura così alta che dovrebbe essere allo stato fuso ma la pressione delle rocce sovrastanti di solito gli impedisce di fondere. In queste condizioni esso non si comporta come un liquido vero e proprio ma piuttosto come un materiale molto viscoso. La risalita di questo materiale dalle zone profonde verso le zone più superficiali, dove la pressione è molto inferiore ma la temperatura è ancora elevata, può essere seguita da fusioni più o meno estese, con formazione di magmi che possono eventualmente arrivare in superficie attraverso un condotto vulcanico sotto forma di lava. Nella foto si vede il cono vulcanico dell'isola di Fogo.
Origine dei magmi
Per ottenere la fusione della crosta o del mantello è necessario o alzare la temperatura o diminuire la pressione. Quest'ultima condizione avviene in prossimità delle dorsali medio-oceaniche, dove la litosfera e la sottostante astenosfera sono sottoposte a forze di distensione che causano una diminuzione locale di pressione. Essa induce il passaggio allo stato liquido della parte più superficiale dell'astenosfera e quindi la formazione di lave basaltiche. Poiché il punto di fusione del magma basico diminuisce con il diminuire della pressione, quando si avvicina alla superficie, avendo una temperatura di formazione abbastanza elevata, incontra condizioni che ne facilitano il mantenimento allo stato liquido. Sui magmi acidi la pressione ha un effetto opposto, giacché, per mantenere lo stato fuso la temperatura deve aumentare anziché diminuire, per questo solidifica prima di giungere in superficie.
Un secondo fattore è la presenza di acqua, la cui concentrazione influisce abbassando il punto di fusione della roccia. Sotto le dorsali parte dell'acqua può derivare direttamente dal magma, ma la maggior parte proviene dalle acque profonde circolanti.
Terza condizione è un notevole aumento di temperatura, che può avvenire in due condizioni. Può verificarsi quando masse rocciose sono trasportate in profondità lungo le zone di subduzione dove le temperature progressivamente più elevate, non controbilanciate dalla pressione, provocano la fusione. Una seconda condizione che dà origine ad un aumento della temperatura è dovuta al calore trasportato verso l'alto in prossimità di correnti convettive presenti nel mantello.
Secondo le conoscenze attuali, se la fusione avviene nel mantello (ultrabasico) si forma un magma primario di composizione prossima a quella del basalto, ad alta temperatura (1200-1400°C) e molto fluido, tanto da poter risalire in superficie prima di cristallizzarsi. Esso dà origine a gran parte delle rocce effusive ed ipoabissali.
Se avviene all'interno della crosta continentale, dove, già a qualche decina di km di profondità, la temperatura è elevata abbastanza (600-700°C) da provocare, almeno in certe condizioni, la fusione dei minerali sialici, si formano fusi acidi, detti magmi anatettici attraverso un processo chiamato anatessi. Questi magmi sono molto viscosi poiché sono costituiti da una porzione fusa che contiene molti residui ancora solidi che hanno un punto di fusione più alto. Essi si muovono perciò con notevole difficoltà e non risalgono molto entro la crosta, e tendono a cristallizzarsi in profondità formando i batoliti granitici.
In realtà le cose non sono così semplici. Un magma basaltico, per esempio, dopo la sua formazione per la fusione della parte superiore del mantello, può risalire direttamente attraverso fessure profonde ed estese, fino ad espandersi come lava sul fondo degli oceani o nel cuore di un continente, dando origine a rocce che rispecchiano la composizione originaria del magma; ma può anche risalire lentamente o per tappe successive, e allora il fuso comincia a frazionarsi, cioè cambia composizione nel tempo dando origine a magmi diversi. Il fenomeno è la cristallizzazione frazionata.
Durante il raffreddamento, infatti, i minerali che si formano non si separano tutti insieme, ma secondo un ordine che dipende dalla temperatura di fusione di ognuno. Se il raffreddamento avviene regolarmente, al diminuire della temperatura si susseguono di volta in volta varie reazioni chimiche, in cui i cristalli del minerale formatosi a temperatura più alta, diventando instabili al diminuire della temperatura, perciò reagiscono con la porzione di magma rimasta ancora fusa entro cui essi galleggiano; il minerale è dunque totalmente riassorbito, mentre si cristallizza un nuovo minerale in equilibrio con la temperatura più bassa; a una temperatura ancora inferiore, anche il nuovo minerale reagisce con il fuso e così via.
Bowen ha identificato due diverse sequenze, dette serie di Bowen, secondo le quali, per diminuzione della temperatura, si formano i minerali fondamentali delle rocce magmatiche.
La serie continua, così detta perché si ha un passaggio graduale da un minerale ad un altro, porta alla separazione dal fuso dei plagioclasi. Si tratta di un gruppo di minerali costituiti da miscele solide, in tutte le proporzioni, di due termini “puri”: l'albite (silicato ricco di sodio) e l'anortite (silicato ricco di calcio).
Quando inizia la cristallizzazione, cominciano a formarsi cristalli a composizione ricca di anortite ma, col progredire del raffreddamento, i cristalli già formati cominciano a reagire col fuso, trasformandosi in altri cristalli via via più ricchi di albite. La composizione della miscela finale dipende dalla composizione del fuso iniziale: più questo è acido, più il plagioclasio che alla fine si forma è ricco in albite.
Contemporaneamente alle reazioni della serie continua si svolgono, in modo del tutto indipendente, le reazioni della serie discontinua, con passaggio repentino da un minerale ad un altro, che portano alla separazione del fuso dei minerali femici. In un basalto, per esempio, il minerale che si forma per primo è l'olivina, silicato ricco di ferro e magnesio. Cristalli di olivina rimangono sparsi nel fuso per un certo intervallo di temperatura, al termine del quale reagiscono tutti con una parte del liquido per formare i pirosseni, silicati più ricchi di silicio e contenenti calcio, potassio e magnesio; anche questi ultimi, a temperatura inferiore, reagiscono con il liquido residuale per formare gli anfiboli, silicati contenenti acqua. E così via. Anche per la serie discontinua quanto più il fuso iniziale è acido, tanto più avanti si spinge la serie di reazioni, fino alla biotite, che è l'ultimo minerale che si può formare in tale serie.
Al termine delle due serie, un'ulteriore diminuzione della temperatura porta la formazione di feldspato potassico, muscovite e quarzo.
Solo a solidificazione completa la roccia mostrerà una composizione corrispondente a quella del magma iniziale; se il magma è acido ne risulterà una roccia a composizione granitica, mentre se è basaltico le reazioni si arrestano prima, formando rocce femiche.
Tutto questo si verifica se la cristallizzazione avviene in modo continuo; tuttavia, se qualche fenomeno interrompe la regolarità della cristallizzazione, come per esempio se ad un certo punto movimenti nella crosta fanno allontanare il fuso residuale, molto fluido, dalla massa già cristallizzata, quando il fuso migrato riprenderà a cristallizzare, non potendo più reagire con i minerali già formati, darà origine a minerali più sialici. Poiché i minerali che si separano per primi (a più alte temperature) sono quelli più femici, il fuso residuale risulterà indirettamente sempre più arricchito in silice e alcali, cioè sempre più differenziato in senso acido.
Solidificazione del magma
Quando la temperatura del magma è superiore ai 1300 - 1400°C (t1), la miscela di silicati è costituita da un insieme di tetraedri [SiO4]4-, singoli o riuniti in piccoli gruppi, che si muovono liberamente mossi dall'agitazione termica e che riescono a stabilire pochi legami chimici stabili con gli ioni metallici presenti nel magma.
In questo primo stadio, detto ortomagmatico, esiste soltanto il fuso (curva a) nel quale è presente una certa quantità S (curva b) di gas.
Se, dopo la sua formazione, il magma subisce un raffreddamento, inizia un processo di cristallizzazione: cominciano a formarsi i primi legami stabili tra i tetraedri e gli ioni metallici e nella massa magmatica compaiono i primi cristalli, quelli che hanno il punto di fusione superiore alla temperatura del magma in quel momento. L'ulteriore diminuzione della temperatura fa sì che cristallizzino nuovi minerali e che si riduca sempre più la parte liquida del magma finché, dall'aggregazione finale dei minerali, sarà formata una nuova roccia magmatica.
I minerali che cristallizzano per primi hanno la possibilità di assumere il proprio abito cristallino e sono detti idiomorfi; gli ultimi, costretti ad occupare gli spazi vuoti residui, hanno invece una forma qualsiasi, e sono detti allotriomorfi.
La cristallizzazione di un magma raggiunge il 90% (curva a) alla fine dello stadio ortomagmatico, a temperature (t2) non inferiori a 650°C, quando rimangono ancora in circolazione molti fluidi in origine sciolti nel magma (curva b), caldissimi e ricchi di numerose specie ioniche: queste, raffreddandosi, danno origine a un insieme di ammassi minerali.
Durante lo stadio pegmatitico, che inizia a circa 700°C, il magma non è più viscoso ma un fluido molto mobile per l'elevata pressione parziale dei componenti. Per questo può insinuarsi in ogni frattura. Si formano così grossi filoni di minerali utili.
Nello stadio pneumatolitico, con temperatura inferiore ai 500°C, si ha la possibilità di deposizione di cristalli degli ultimi minerali delle rocce, come quarzo e feldspati, e di minerali di elementi rari che non hanno trovato ospitalità nel primo stadio di cristallizzazione. In questo stadio si ha la possibilità di formazione delle pegmatiti, costituite in prevalenza da feldspati, muscovite, quarzo, aventi cristalli di dimensioni eccezionali.
Nello stadio idrotermale (t3 < 372°C), infine, si ripristinano le due fasi, gassosa e liquida, ma ormai quest'ultima, per la scomparsa dei componenti silicati e la bassa temperatura, è costituita da una soluzione acquosa molto acida ed estremamente diluita. Essa, circolando all'interno delle rocce ormai quasi completamente solidificate, porta in soluzione i metalli presenti a bassissima concentrazione nelle rocce magmatiche e poi li deposita dando origine a giacimenti minerari sfruttabili, costituiti prevalentemente da solfuri metallici.