I basalti oceanici non sono tutti uguali. Inizialmente erano in uso i termini di serie pacifica, atlantica e mediterranea, e questa classificazione valeva per tutte le rocce magmatiche. Nella crosta continentale prevalgono le rocce magmatiche molto ricche in silice, mentre nella crosta oceanica prevalgono quelle più basiche.
Il discriminante fondamentale è costituito dal contenuto in sodio e potassio, elementi con una certa tendenza alla fusione, che quindi tendono ad entrare nella fase fusa di una roccia, impoverendo degli stessi elementi la parte che resta solida.
In base quindi soprattutto al contenuto di potassio individuiamo le seguenti due serie (una serie si individua facendo migliaia di analisi e quindi riconoscendo un gruppo di rocce che si ordinano bene in base alle loro caratteristiche):
· La serie subalcalina. Questa si divide a sua volta in tholeitica, di cui fanno parte il basalto tholeitico (bth), l’islandite se c’è un po’ più di silice (bisl) e le rioliti se abbiamo silice ancora più abbondante. Queste rocce sono caratterizzate da un contenuto in alluminio (Al2O3) elevato, ³ 15% e in alcali (K) £ 0,2%; calcalcalina, di cui fanno parte i basalti propriamente detti (b), le andesiti e le crioliti. Il rapporto calcio – alcali è più equilibrato e le caratteristiche di queste rocce sono Al2O3 al 13% e il potassio allo 0,8%.
· La serie alcalina. Questa è ulteriormente divisa in alcalina propriamente detta, di cui fanno parte i basalti alcalini o olivinici (balk o boliv), le trachiti, che sono piene di ortoclasio (quindi aumenta il potassio) e le pantelleriti, che sono crioliti ricche di potassio. Al2O3 è al 13,6%, il potassio all’1,7%; K – alcalina, di cui fanno parte scioscioniti, latiti e lecititi, ricche di leucite che è come l’ortoclasio, ma sottosaturo in silice. È una serie alcalina in cui domina il potassio, ed è tipica dei vulcani laziali. Il contenuto in potassio può arrivare al 4%.
MORB è il basalto delle dorsali oceaniche, ovvero il basalto tholeitico. L’Islanda dovrebbe essere tutta basaltica, invece vi sono lave acide. Il basalto alcalino è tipico dei punti caldi, punti in cui risalgono materiali a temperature molto alte, ma non fusi, che quando arrivano in prossimità della litosfera la riscaldano, e in parte possono fondere (magari per una caduta di pressione a causa dell’inarcamento della crosta). Questo provoca un vulcanismo molto prolungato nel tempo. Probabilmente dovute a questo sono le grandissime eruzioni della storia geologica come quelle del Rio Paranà e del Deccan. Se trovo delle ofioliti con un basalto ricco in alcali, ho trovato la rimanenza di un punto caldo.
MANTELLO. Occupa l’80% in volume della Terra e il 68 – 70% in massa. È composto in gran parte da rocce peridotitiche, quindi ultrabasiche (45% di silice), con tantissimo magnesio. È quindi il regno delle olivine (peridoto). Gli anfiboli hanno meno importanza poiché stiamo andando in zone con sempre meno acqua. Non abbiamo il controllo diretto della maggior parte del mantello, cioè non ci arriva nulla direttamente da lì.
Le xenoliti sono blocchi di rocce estranee inseriti in altri tipi di rocce.

Dalle dorsali fuoriesce basalto tholeitico. Il materiale fuso proviene da una zona a bassa velocità sita a bassa profondità. Il materiale fonde quindi a temperature e pressioni minori e per questo contiene meno alcali rispetto al materiale che fonde più in profondità a temperature e pressioni più alte nel caso del punto caldo. Qui la fusione è più lunga, forte e persistente, allora i basalti sono più ricchi di alcali. Il punto caldo inoltre è un radiatore molto più efficiente ma meno diffuso rispetto alla dorsale, che è meno efficiente ma più diffusa. Nell’ambito di un punto caldo come le Azzorre i basalti emessi portano in superficie anche delle xenoliti di peridotite (p). Mettendo insieme il basalto alcalino e la peridotite che escono dalle Azzorre, nel rapporto di 3:1, viene fuori la pyrolite, un magma teorico, che dovrebbe darci un’idea della composizione del mantello, almeno a bassa profondità.
Nella zona di Kimberley fuoriesce ad alte temperature della peridotite ricca di magnesio la kimberlite che viene da zone ancora più profonde, con eruzioni esplosive, portando con se molte xenoliti di peridotite normale (in prevalenza forsterite) e delle eclogiti, che hanno dentro la maggior parte dei diamanti (che sono a loro volta xenoliti nell’eclogite) e del quarzo in forma di coesite. I diamanti risalgono da almeno 100 – 200 km di profondità, la coesite da sopra i 300 km e questo ci da un’idea della profondità da cui deve provenire il magma. A Kimberley il vulcanismo è recente (80 Ma), ma i diamanti sono lì dall’archeano. Il carbonio che li compone viene dall’esterno (origine biologica) e deve poi essere sceso almeno fino a 150 km di profondità. Se però pensiamo che questo deve essere avvenuto 3,5 Ga allora siamo portati ad affermare che a quell’epoca si avevano già meccanismi tipo subduzione che portavano in basso la crosta.
Al di sotto dei grandi scudi precambriani non ci si avvicina mai al solidus del mantello, e la stessa situazione la ritroviamo nelle zone abissali oceaniche e continentali come piattaforme cratoniche e orogeni antichi. Solo al di sotto delle dorsali oceaniche si tocca il solidus, e a bassa profondità. Ed è per questo che in certi punti ho le dorsali oceaniche. Se però ho un’immissione di fluidi la temperatura del solidus si abbassa è ho la fusione. L’astenosfera quindi si verifica o perché localmente ho delle temperature più alte del normale che provocano una fusione (dorsale, punto caldo) oppure, in condizioni normali, arrivano dei fluidi con la subduzione, la curva del punto di fusione cambia e le rocce iniziano a fondere.
Da questo punto i poi non abbiamo più conoscenze dirette. A 400 km c’è una della due grandi discontinuità (l’altra a 640 km) in cui il materiale o cambia o si trasforma (cosa molto più plausibile). Qui entrano in gioco i campi di esistenza dei minerali. Un minerale assume, a seconda della condizioni, la struttura di altri minerali, simulandola.
FINE TERZA PARTE...