RICERCA ITALIANA     

Cinetiche di cristallizzazione e scale temporali dei processi magmatici come testimoniati dalle tessiture delle rocce vulcaniche

Università degli Studi di Camerino

Abstract

I cristalli presenti nelle rocce ignee e le loro variazioni in composizione e dimensioni riflettono la storia del campione in termini di Pressione (P)- Temperatura (T)- Composizione (X)- Tempo(t). Poiche' nucleazione e crescita dei cristalli avvengono in un tempo finito (con velocita' dipendenti da dT, grado di sottoraffreddamento, composizione ecc), le variazioni di composizione, taglia e distribuzione di taglia, dei cristalli, permettono di capire i processi magmatici responsabili, e la scala temporale con cui si sono manifestati. Le variazioni tessiturali possono essere usate per comprendere e quantificare i processi magmatici ma per fare cio' dobbiamo anzitutto acquisire informazioni quantitative su velocita' di nucleazione (J) e crescita (G) in funzione del grado di sottoraffreddamento (dT) per i cristalli ed i fusi di interesse. Sfortunatamente dati sperimentali su cinetica di Nucleazione e Crescita sono piuttosto scarsi (inesistenti per fusi shoshonitici e trachitici, cui noi siamo interessati in questa proposta) mentre i dati esistenti, per i vari tipi di magmi finora studiati, differiscono per vari ordini di grandezza, a causa della diversita' in composizione chimica del fuso, tipo di cristalli e grado di sottoraffreddamento. Inoltre non esistono modelli teorici capaci di stimare velocita' di nucleazione e crescita senza prima conoscere alcuni vincoli sperimentali. Con questa proposta intendiamo acquisire delle conoscenze di base sulle cinetiche di Nucleazione e Crescita in fusi Shoshonitici, Trachibasaltici e Trachitici, da applicare su campioni naturali di Stromboli, Etna e Campi Flegrei. Studieremo la Nucleazione e la Crescita indotte per raffreddamento e, per diminuzione della P(H2O) a T costante. Il primo caso simula il raffreddamento del magma in prossimita' della superficie, il secondo, il raffreddamento indotto dalla risalita di un magma contenete acqua disciolta, verso la superficie. Questo secondo caso e' di particolare interesse in quanto il 2-3 % wt di acqua disciolta puo' diminuire la T di liquidus del magma di 100-200 °C; con la diminuzione in P l’acqua essolve e si avvia un processo di cristallizzazione anche a T costante. Recenti studi hanno evidenziato come questo processo sia un importante promotore della cristallizzazione per molti sistemi vulcanici, includendo in questi Etna, Stromboli, Campi Flegrei, Pinatubo, Mt. St. Helens, Montserrat, Unzen (vedere bibliografia). Questo processo di cristallizzazione ha grande influenza sulle proprieta' fisiche del magma (viscosita') e quindi sullo stile eruttivo; la scala temporale di tali processi e' simile a quella delle eruzioni ( da ore a mesi, in relazione allo stile eruttivo), e le relazioni tra velocita' di risalita, cinetica di cristallizzazione del magma, e velocita' di effusione risultano fortemente non-lineari. Dimensione e composizione dei cristalli formatisi durante la risalita del magma sono fortemente controllate da fattori quali la velocita' di risalita e percio' costituiscono una chiave di lettura, in termini di tempo, per il processo di migrazione del magma dentro la crosta. Comunque, per determinare questa scala temporale, abbiamo bisogno di dati sperimentali riguardanti velocita' di nucleazione (J) e crescita (G) per fusi e cristalli di interesse, in relazione ad un prestabilito intervallo di sottoraffreddamento. Il principale obiettivo del lavoro qui descritto e' di acquisire informazioni sperimentali su J e G in funzione di vari gradi di sottoraffreddamento, per fusi shoshonititci, trachibasaltici e trachitici e combinare questi dati con analisi dimensionali sui cristalli ( Taglia e Crystal Size Distribution eseguite sui campioni naturali) e modelli teorici, per trarre valutazioni sulla dinamica eruttiva delle recenti eruzioni di Stromboli ed Etna, ma anche su eruzioni passate dei Campi Flegrei (e.g. Monte Nuovo, Agnano Monte Spina) <<<

Coordinatore Scientifico del Programma di Ricerca

Michael Robert Carroll Università degli Studi di CAMERINO

Obiettivo del Programma di Ricerca

L’obiettivo della ricerca descritta in questa proposta è di ottenere dati sperimentali e teorici necessari a definire una scala temporale per i processi magmatici (residenza, risalita, eruzione) per i magmi alcalini prodotti da Etna, Stromboli e Campi Flegrei. Affinché dalle variazioni tessiturali osservate si possano ricavare informazioni sulla dinamica del sistema, è necessario avere dati quantitativi sulle velocità di nucleazione (J) e crescita (G) dei cristalli per composizioni (del magma) e condizioni di P-T di interesse. Dati sperimentali sulle composizioni di interesse (shoshonite, trachibasalto, trachite) non sono disponibili, ed i pochi lavori riguardanti magmi di altra composizione (basalti e rioliti calcalcaline) mostrano come J e G variano di vari ordini di grandezza e pertanto non siano modelli teorici capaci di predire tali parametri. Di particolare interesse per questo studio è la cinetica di cristallizzazione del plagioclasio e del clinopirosseno in magmi shoshonitici e trachibasaltici (Hawaiiti), la cinetica di cristallizzazione del alcalifeldspati e del plagioclasi nei magmi trachitici, e le relazioni tra dinamica di risalita, cinetica di cristallizzazione ed evoluzione tessiturale dei fenocristalli e microcristalli della pasta di fondo. Le maggiori domande cui rispondere sono perciò le seguenti:

1. come varia la velocità di crescita (G) al variare del grado di sottoraffreddamento (dT=T-Tliquidus) e della composizione
(shoshonitica, trachibasaltica o trachitica)?

2. Come la modalità di sottoraffreddamento (diminuzione di T a P costante, oppure diminuzione di P(H2O) a T costante) influenza la
relazione G-dT?

3. Come varia il meccanismo di crescita (diffusione controllato- interfaccia controllato) con dT e con la composizione del fuso?

4. Come variano la densità e la velocità di nucleazione con il dT e la composizione?

5. Come possiamo interpretare le variazioni in CSDs e cristallinità della pasta di fondo, per Etna Stromboli e Campi Flegrei in termini di dinamica di risalita e storia di degassamento? (modellizzazione da fare usando le osservazioni tessiturali combinate con i nuovi dati sperimentali sulle variazioni di G e J con dT e composizione)

Il raggiungimento di questi obiettivi richiederà misure sperimentali sulle velocità di crescita e nucleazione dei cristalli in funzione del dT per le tre composizioni citate.
Il sottoraffreddamento sarà indotto attraverso perdita di calore a P costante (simulando un processo di raffreddamento a bassa pressione) ed attraverso diminuzione della P(H2O) a T costante (simulando un processo di cristallizzazione per degassamento, durante la risalita del magma). I dati sperimentali combinati con osservazioni sui campioni naturali e modelli teorici appropriati, permetteranno di porre vincoli temporali allo stazionamento, risalita ed eruzione, per particolari eruzioni avvenute a Stromboli, Etna e Campi Flegrei. Questi sistemi vulcanici presentano importanti differenze in termini di comportamento eruttivo: Stromboli è un vulcano a condotto aperto, alimentato da magmi shoshonitici in ~continua emissione; l’ Etna è un vulcano attivo caratterizzato da frequenti eruzioni, ed i magmi recenti mostrano piccole differenze in composizione chimica (trachibasalti) degli elementi maggiori, ma grandi differenze in cristallinità; i Campi Flegrei hanno prodotto molte eruzioni trachitiche ma con ampie variazioni in stile eruttivo e magnitudo. I risultati di questo studio permetteranno lo sviluppo di un modello quantitativo che spieghi le differenze tessiturali osservate nei prodotti di queste eruzioni.
Ad oggi , gli studi petrografici hanno evidenziato significative variazioni tessiturali nei prodotti di Stromboli Etna e Campi Flegrei, ma senza dati quantitativi su velocità di nucleazione e crescita dei cristalli non è possibile usare tali osservazioni per studiare la dinamica del sistema magmatico (e.g. tempo di risalita, storia di degassamento, tempo di stazionamento). Il lavoro descritto in questa proposta permetterà di passare da una trattazione qualitativa ad una quantitativa delle caratteristiche tessiturali osservate
nelle rocce magmatiche di composizione alcalina. <<<

Durata

24 mesi

Base di partenza scientifica nazionale o internazionale

Studi sulle proprietà dei sistemi magmatici all’equilibrio hanno una lunga storia e oggi le relazioni di fase conosciute riguardano un ampia gamma di magmi sotto estese condizioni di P-T-X. Esistono inoltre dei modelli termodinamici abbastanza avanzati per calcolare le relazioni di fase in sistemi naturali (e.g. Ghiorso et al. 1983; con numerose seguenti revisioni). Lo stesso non può essere detto per fattori cinetici, come velocità di nucleazione e crescita dei cristalli, i quali controllano la formazione delle tessiture osservate. I cristalli presenti nei campioni naturali riflettono le variazioni di pressione (P)- temperatura (T)- composizione (X) -subite dal campione nel -tempo (t). Poiché nucleazione e crescita dei cristalli avvengono in un tempo finito, (con velocità dipendenti da T, grado di sottoraffreddamento, composizione, ecc) variazioni di composizione, taglia e distribuzione di taglia dei cristalli, permettono di capire i processi magmatici responsabili, e la scala di tempo con cui si sono manifestati. Questa informazione è complementare a quella estrapolabile da analisi di isotopi a vita breve (e.g “U-series” - disequilibrio) i quali forniscono informazione sulle scale temporale nell’ordine di 10^3-10^5 anni (e.g. Hawkesworth et al. 2000; Turner et al. 2000). Recenti miglioramenti nei metodi analitici riguardanti gli isotopi dell “Uranium-series” dovrebbero consentirne una sovrapposizione con le scale temporali (da ore/giorni, fino a secoli), dedotte da studi di Crystal Size Distributions (CSDs; e.g. Marsh, 1988; Cashman and Marsh, 1988; Cashman, 1990). Gli studi condotti finora sulla cristallizzazione dei magmi, hanno considerato quale promotore del processo, la perdita di calore per raffreddamento. La cristallizzazione indotta da raffreddamento è stata studiata su campioni naturali (e.g. Kirkpatrick, 1977; Cashman and Marsh, 1988; Armenti et al., 1994; Higgins, 1996 a,b), con esperimenti di laboratorio (e.g. Fenn, 1977; Swanson, 1977; Lofgren, 1980; Muncil and Lasaga, 1987,1988; Davis et al, 1997; McCoy and Lofgren, 1999) e attraverso modelli teorici (e.g. Hort, 1997; Hort and Spohn, 1991; Granasy and James, 1998). I risultati ottenuti hanno trovato grande applicabilità, nella stima dei tempi di residenza di un magma prima dell’eruzione, (Magnan, 1990); Resini and Marsh, 1995; Higgins, 1996 b) nella valutazione della scala temporale in un fenomeno di magma-mixing o di solidificazione di un magma (Ohenennestetter and Brown, 1992; Venezky and Rutherford, 1997; Crisp et al., 1999), nello sviluppo di modelli sulla dinamica di una camera magmatica (Solomatov and Stevenson, 1993; Simakin et al., 1994). Tuttavia un ulteriore processo che può influenzare fortemente la cristallizzazione in una camera magmatica è la presenza di acqua disciolta, la quale riduce la temperatura di liquidus del magma (nell’ordine di centinia di °C per poche wt% di H2O disciolta).
L’essoluzione di H2O durante la risalita determina un incremento nella T di liquidus, e ciò da luogo ad un importante fenomeno di cristallizzazione, anche se la risalita avviene in condizioni isotermali (Wilson et al., 1980). L’importanza della cristallizzazione indotta da degassamento è stata documentata per varie eruzioni, quali Mt St Helens (Cashman and Blundy, 2000; Blundy and Cashman, 2001), Mt Pinatubo (Hammer and Rutherford, 2002), Montserrat (Couch et al., 2003 a,b), Unzen (Nakada and Motomoura, 1999), Stromboli (Metriche t al 2001) Etna (Metrich and Clocchiatti, 1989; Simakin et al., 1999). Tuttavia, in relazione alla scala temporale che regola la risalita del magma, è necessario un considerevole sviluppo di microliti, affinché le proprietà reologiche del magma, e quindi lo stile eruttivo, ne risentano in modo concreto. (Papale and Dobran, 1994; Sparks, 1997; Melnik and Sparks, 1999; Nakada and Motomura, 1999; Hammer and Rutherford, 2002; Couch et al., 2003 a). Per meglio comprendere l’importanza del processo di cristallizzazione indotto da degassamento, è chiaro che velocità di risalita del magma deve essere relazionata alle velocità di nucleazione e crescita. Dai dati disponibili sulle velocità di crescita (non molti in verità), si è visto che tempi di risalita dell’ordine delle ore/minuti (eruzioni esplosive), fino a giorni/mesi (eruzioni effusive) hanno effetti meglio evidenti su cristalli di taglia variabile dalle decine alle centinaia di microns. Per questa ragione lo studio di microliti in pasta di fondo (dimensioni e tessitura) è un ottimo criterio di analisi, grazie al quale relazionare la tessitura osservata e la scala temporale dell’eruzione alla dinamica eruttiva. Da studi di CSDs sui fenocristalli è inoltre possibile ricavare vincoli temporali sul processo di cristallizzazione pre-eruttivo avvenuto nella camera magmatica.
Le osservazioni tessiturali sui campioni naturali rappresentano un passo fondamentale per la comprensione dei processi magmatici e delle scale temporali che li caratterizzano. Per fare ciò sono necessari dati quantitativi riguardanti le velocità di nucleazione e crescita dei cristalli presenti nei campioni studiati. La teoria del Crystal Size Distribution (CSDs – discussa in seguito) è un ottimo esempio di integrazione tra analisi tessiturali e dati quantitativi riguardanti la cinetica di cristallizzazione: misurando il CSD di un campione e conoscendo la velocità di crescita (G) dei cristalli considerati, è possibile stimare il tempo di residenza del magma all’interno del sistema (Marsh, 1988; Cashman and Marsh, 1988). Inoltre, osservazioni riguardanti la cristallinità della pasta di fondo, possono fornire indicazioni sulle velocità di risalita di un magma (Couch et al., 2003 a,b; Hammer and Rutherford 2002) ed anche in questo caso è fondamentale conoscere le velocità di crescita dei cristalli in relazione al grado di sottoraffreddamento (differenze tra la storia termica del campione e la temperatura di liquidus dei cristalli di interesse; senza sottoraffreddamento non esistono forze promotrici della cristallizzazione). Tuttavia bisogna tenere presente che le velocità di crescita possono variare in ordine di grandezza, a seconda del tipo di cristalli, ma anche in relazione alla composizione del magma, (includendo il contenuto in acqua) ed al grado di sottoraffreddamento. L’interesse per le velocità di nucleazione e crescita dei cristalli ha una lunga storia e molti dei lavori reperibili in letteratura vanno ben al di fuori delle scienze della terra. Dati quantitativi su velocità di crescita e nucleazione per composizioni di interesse geologico non sono molto abbondanti e molti studi si basano su composizioni sintetiche che riproducono dei sistemi molto più semplici di quelli naturali (e.g., come osservato da Kirkpatrick, 1981). Per fare il punto sullo stato dell’arte sugli studi tessiturali quantitativi condotti su rocce magmatiche, descriviamo brevemente alcuni concetti generali riguardanti nucleazione e crescita dei cristalli, e la teoria del Crystal Size Distribution (CSD).

Nucleazione e crescita dei cristalli
La nucleazione è un processo di addizione di atomi o molecole, a nuclei aventi struttura di un solido. A causa del notevole dispendio energetico necessario al mantenimento di un interfaccia solido-liquido, nuclidi inferiori ad una certa taglia L difficilmente crescono in modo spontaneo. Questa taglia critica varia al variare del grado di sottoraffreddamento (dT = T(liquidus)- T(attuale)) ed è infinita per temperature sopra al liquidus mentre può divenire sensibilmente più piccola per elevati valori di dT. Nei fusi silicatici la velocità di nucleazione varia da zero ad un valore massimo per determinati valori di dT, ma, oltre una certa soglia di dT, diminuisce a causa di una velocità di diffusione non sufficientemente elevata (Fig 1).



La nucleazione è un processo omogeneo se avviene all’interno di una fase liquida, ma diviene eterogeneo, nel momento in cui si manifesta sfruttando la superficie di fasi preesistenti (che dal punto di vista energetico agevolano il processo). La modellizzazione del processo di nucleazione è per ora limitata a sistemi ad un solo componente, e tuttavia sussistono notevoli differenze tra il modello teorico e il risultato sperimentale (Kirkpatrick, 1981; Cashman, 1990). Per i sistemi naturali complessi, non esistono modelli teorici di nucleazione.
La crescita di un cristallo consiste in un aggiunta di atomi e/o molecole su di un nucleo stabile, e può essere controllata sia dalla velocità di aggiunta all’interfaccia liquido-solido, (crescita interfaccia-controllata) sia dalla velocità di diffusione di atomi e/o molecole dal liquido verso la superficie del solido in accrescimento (crescita diffusione-controllata). La crescita può inoltre essere controllata dal calore latente che si diffonde dall’interfaccia cristallo-liquido ma, per fusi relativamente viscosi, (al contrario dei fusi metallici) la diffusione di calore è di alcuni ordini di grandezza più veloce rispetto alla diffusività degli elementi che costituiscono il fuso e ciò non dovrebbe rappresentare un fattore limitante alla crescita del cristallo. Poiché la mobilità degli atomi diminuisce con la temperatura, la velocità di crescita varia da zero per temperature pari a quella di liquidus, (dT = 0) ad un massimo, e quindi diminuire, per elevati dT. In un diagramma velocità di crescita vs dT, la massima velocità di crescita si ha per piccoli valori di dT confrontabili con i valori che determinano alta velocità di nucleazione (Fig 1). Modelli di velocità di crescita nei sistemi semplici hanno dato risultati migliori rispetto ai modelli visti per la velocità di nucleazione ma, per la loro applicabilità a sistemi multicomponente, sono necessarie ulteriori indagini (e.g Lasaga, 1982; Muncill and Lasaga, 1987,1988).

La teoria del Crystal Size Distribution introdotta in campo geologico da Marsh (1988) è stata in origine sviluppata per applicazioni di ingegneria chimica (Randolph and Larson, 1971). Cashman (1990) ha rivisitato tale teoria in relazione ai suoi problemi di applicabilità ed interpretazione. L’analisi di CSD è basata sulla misurazione per una data fase mineralogica, del numero cumulativo di cristalli (N) in funzione della taglia (L); questo dato è ottenuto su una superficie planare (in genere una sezione sottile) ed è pertanto necessario introdurre un fattore stereologico di correzione, per convertire il dato areale (2D) in dato volumetrico (3D) (e.g. DeHoff and Rhines, 1972; Cashman and Marsh, 1988; Pareschi et al, 1990; Peterson 1996 ). Il numero cumulativo di cristalli (N) viene convertito in densità di popolazione (n), per determinare la pendenza della curva cumulativa in relazione alla taglia dei cristalli (i.e. n(L)=dL/dN). I dati vengono quindi riportati in un grafico Ln(n) vs L ed è stato constatato come molte rocce vulcaniche (ma non tutte) mostrino una regolare ed approssimativamente lineare relazione tra Ln(n) ed L (Fig 2).



Per un sistema aperto, ed in condizioni stazionarie, la pendenza della retta di interpolazione della curva di CSD (Ln(n) vs L) è uguale a -1/Gt dove G rappresenta la velocità di crescita (considerata costante) e t il tempo, che in questo caso può essere considerato il tempo di residenza all’interno del sistema. Un ulteriore caso limite al quale è applicabile tale modello, è rappresentato da tutti quei sistemi che per mancanza di ingresso o fuoriuscita di materiale possono essere definiti chiusi (come ad esempio intrusioni all’interno di camere magmatiche, che cristallizzano per un certo periodo di tempo al quale fa seguito una rapida eruzione). In questo caso, per un valore costante di velocità di crescita, si ha che L=Gt e perciò l’età dell’inizio della nucleazione (e quindi dell’intrusione) è data dalla massima taglia rilevata nella popolazione di cristalli. Ovviamente molte complicazioni possono insorgere in ciascuno dei due casi ideali visti finora, ma il dato fondamentale di cui dobbiamo tener conto è che il CSD fornisce una rappresentazione quantitativa dei dati petrografici che possiamo utilizzare per successive valutazioni, modellizzazioni ed interpretazioni. In particolare, il CSD può essere accuratamente descritto sulla base delle equazioni che legano il numero di cristalli e la loro taglia ai fattori cinetici di nucleazione e crescita, cosi come allo stato del sistema (mixing, crystal settling, etc) Per fare questo sono necessari dati quantitativi sulla velocità di crescita dei cristalli, per le specie mineralogiche di interesse e relativi intervalli di sottoraffreddamento. Un obiettivo finale del lavoro proposto è di poter arrivare ad integrare modelli di equilibrio termodinamico per la cristallizzazione, con modelli che tengano conto dei parametri cinetici, cosi da riuscire a modellizzare quantitativamente il processo di cristallizazione in termini di bilanci di massa ed energia, ma anche in termini temporali. <<<