Il processo di cristallizzazione frazionata può essere investigato

Il processo di cristallizzazione
frazionata può essere investigato
anche attraverso lo studio degli
elementi in traccia.
I componenti chimici di una roccia vengono
comunemente espressi in:
Elementi maggiori (presenti in percentuali superiori
all’1% in peso). Tali elementi vengono misurati con
l’ossido di riferimento (es. Si = SiO2);
Elementi minori (presenti in percentuali comprese
tra l’1% in peso e lo 0,1% in peso). Tali elementi
vengono misurati con l’ossido di riferimento (es.
Mn = MnO) oppure in parti per milione (ppm);
10.000 ppm = 1 wt.%.
Elementi in traccia (presenti in percentuali inferiori
allo 0,1%). Tali elementi vengono misurati in parti
per milione (ppm).
Gli elementi in traccia sono un importante
strumento petrologico che serve a descrivere i
principali processi petrogenetici.
Durante il raffreddamento di un magma, gli elementi
in traccia con controllano il processo di
cristallizzazione dei diversi minerali a causa della
loro scarsa abbondanza. Quindi, gli elementi in
traccia sono ospitati nelle strutture cristalline.
Nelle rocce le concentrazioni assolute degli
elementi in traccia sono 3-4 ordini di grandezza
inferiori a quelle degli elementi maggiori, ma le
loro variazioni relative durante il processo di
cristallizzazione frazionata sono di almeno 1
ordine di grandezza superiori.
Il comportamento geochimico degli elementi in traccia è
controllato dal valore del loro raggio e della loro carica.
Il rapporto carica/raggio si definisce potenziale ionico.
pm
Il comportamento geochimico degli elementi in traccia è
controllato dalle regole di Goldschmidt (che si applicano a tutti
gli elementi chimici, inclusi gli elementi maggiori):
1- Se 2 ioni hanno stesso raggio e carica, allora potranno essere
incorporati entrambi nel reticolo cristallino di un minerale con
la stessa facilità.
2- Se 2 ioni hanno simile raggio ma identica carica, lo ione con il
raggio più piccolo sarà più facilmente incorporato nel reticolo
cristallino di un minerale.
3- Se 2 ioni hanno simile raggio, lo ione con la carica più grande
sarà più facilmente incorporato nel reticolo cristallino di un
minerale.
Mg2+ ha un raggio ionico di 0.89 Angstrom.
Fe2+ ha un raggio ionico di 0.92 Angstrom.
Gli elementi che, in un processo di
cristallizzazione, si concentrano nel solido che si
forma sono definiti Elementi Compatibili.
Gli elementi che, in un processo di
cristallizzazione, preferiscono restare nel fuso
residuo sono definiti Elementi Incompatibili.
La compatibilità/incompatibilità di un
elemento si esprime SEMPRE rispetto ad
un certo minerale IN EQUILIBRIO con
un certo fuso.
Gli elementi in traccia vengono raggruppati secondo il rapporto
carica/raggio e il grado di compatibilità/incompatibilità
Large Ion Lithophile Elements (LILE): elementi con un grande
raggio ionico. Tendono a concentrarsi nel fuso e sono quindi
incompatibili (rispetto ai minerali che cristallizzano o fondono).
Ma sono trasportati facilmente dai fluidi.
Rare Earth Elements (REE): elementi lantanidi da La a Lu, a cui si
aggiunge Y che è un elemento actinide (anche U e Th sono
actinidi). A causa della loro alta carica (+3) e grande raggio,
questi elementi sono incompatibili.
La concentrazione delle REE con numero atomico pari nel Cosmo è
maggiore di quella delle REE con numero atomico dispari
(stabilità nucleare, legge di Oddo-Harkins).
Condrite “CI” rappresenta la composizione indifferenziata del
Sistema Solare.
L’abbondanza degli elementi chimici nel Cosmo diminuisce
all’aumentare del numero atomico. Ovvero, all’aumentare del
tempo che passa dal momento della loro creazione
(nucleosintesi).
Elem
ent
o
più
in
c om
pat
ibile
Contrazione lantanoidea. Il raggio ionico
diminuisce molto velocemente all’aumentare
del numero atomico per una scarsa
schermatura elettronica negli orbitali esterni.
In petrologia, le REE si studiano sempre normalizzate al valore
delle REE della condrite. Si chiama SPIDER DIAGRAM
High Fields Strenght Elements (HFSE): elementi ad alta forza di
campo dovuta ad un alta carica (+4 o +5, +6 per U). Sono
elementi incompatibili e sono immobili, ovvero non sono
trasportati dai fluidi o da processi metamorfici
Transition Elements (TE): sono i metalli di transizione. Sono
elementi incompatibili (Cu, Zn) e compatibili (Cr, Ni, Co). Il loro
comportamento geochimico dipende molto dallo stato di
ossidazione del magma.
Platinum Group Elements (PGE): sono i metalli (TE) chiamati
“nobili” perchè rari e nativi (Rh, Ru, Pd, Os, Ir, Pt, Au). Sono
elementi incompatibili (Au, Pd, Pt) e compatibili (Ru, Os, Ir,
Rh). Il loro comportamento dipende dallo stato di ossidazione.
Quando si comparano
elementi in traccia con
diverso comportamento
geochimico (ad esempio LILE,
HFSE e REE), spesso si usano
queste tre tipi di rocce come
elementi di normalizzazione.
La condrite si usa quasi
esclusivamente per la
normalizzazione delle REE.
SPIDER DIAGRAM normalizzato al MORB.
SPIDER DIAGRAM normalizzato al Primitive Mantle.
Discontinuità di
Mohorovicic
80
220
Mantello Superiore
410
Zona di transizione
660
Mantello
Profondità (km)
Lo studio di uno SPIDER DIAGRAM
offre informazioni sul tipo di
sorgente mantellica che fondendo
ha dato origine al fuso primitivo di
una certa serie magmatica.
Mantello
Inferiore
Le rocce che costituiscono il mantello
superiore sono chiamate:
PERIDOTITI
Si tratta di rocce composte da Olivina, Ortopirosseno, Clinopirosseno ed un minerale
di Al. A seconda delle profondità questo
minerale di Al è:
‐ Plagioclasio (<25‐30 km) CaAl2Si2O8
‐ Spinello (~30‐80 km) MgAl2O4
‐ Granato (>80‐90 km) Mg3Al2Si3O12
2900
Discontinuità
di Gutenberg
Nucleo
Esterno
(liquido)
Nucleo
5145
Nucleo
Interno
(solido)
Il granato che è stabile ad alta pressione “cattura” nel suo
reticolo cristallino le HFSE ma non l’Eu. Invece, il plagioclasio
che è stabile a pressioni che corrispondono a meno di 40 km,
“cattura” solo l’Eu.
Rb
Sr
Ba
Ni
Cr
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Dy
Er
Yb
Lu
Rare Earth Elements
Table 9-1. Partition Coefficients (CS/CL) for Some Commonly Used Trace
Elements in Basaltic and Andesitic Rocks
Olivine
0.01
0.014
0.01
14.0
0.7
0.007
0.006
0.006
0.007
0.007
0.013
0.026
0.049
0.045
Opx
0.022
0.04
0.013
5.0
10.0
0.03
0.02
0.03
0.05
0.05
0.15
0.23
0.34
0.42
Data from Rollinson (1993).
Cpx
Garnet
0.031
0.042
0.06
0.012
0.026
0.023
7.0
0.955
34.0
1.345
0.056
0.001
0.092
0.007
0.23
0.026
0.445
0.102
0.474
0.243
0.582
3.17
0.583
6.56
0.542 11.5
0.506 11.9
Plag
Amph Magnetite
0.071
0.29
1.83
0.46
0.23
0.42
0.01
6.8
29.
0.01
2.0
7.4
0.148
0.544
2.
0.082
0.843
2.
0.055
1.34
2.
0.039
1.804
1.
0.1/1.5*
1.557
1.
0.023
2.024
1.
0.02
1.74
1.5
0.023
1.642
1.4
0.019
1.563
* Eu3+/Eu2+
Italics are estimated
10.00
67% Ol
sample/chondrite
8.00
17% Opx
17% Cpx
6.00
4.00
2.00
0.00
56
58 La
Ce60
64
Nd62 Sm Eu
Tb66
68
Er
Yb70Lu
72
10.00
10.00
60% Ol 15% Opx 15% Cpx 10%Plag
57% Ol
8.00
14% Opx
14% Cpx 14% Grt
sample/chondrite
sample/chondrite
8.00
6.00
4.00
6.00
4.00
2.00
2.00
0.00
0.00
La Ce Nd Sm Eu
Tb
Er
Yb Lu
56
58
La
64
Ce60 Nd 62Sm Eu
Tb66
68
Er
70 Lu
Yb
72
La compatibilità o meno di un elemento in un
minerale si esprime tramite un numero che va
da ~0 a >10.
Coefficiente di Distribuzione
(o di Partizione)
i
KD =
S
i
i
CS
CL
CS = Concentrazione di un elemento i nel
i
minerale S.
CL = Concentrazione dell’elemento i nel fuso
(liquido) L in equilibrio con quel certo
minerale.
i
Poichè gli elementi in traccia hanno basse concentrazioni
rispetto a quelle degli elementi maggiori, il valore del KD è
costante (per P-T-X-H2O costanti) e indipendente dalla
concentrazione degli elementi in traccia nel magma e nel
minerale (Legge di Henry).
Coefficiente di Distribuzione
(o di Partizione)
i
KD =
S
i
CS
i
CL
Un certo elemento può avere differenti Kd in
vari minerali.
(es. KdLaCpx ≠ KdLaOl ≠ KdLaPl)
Un certo minerale può avere differenti Kd per
vari elementi.
(es. KdLaCpx ≠ KdNiCpx ≠ KdScCpx)
Se il solido che fraziona è mono-minerale, allora il
Coefficiente di Distribuzione Totale del solido (D)
= KD.
Più comunemente i minerali che cristallizzano (e
frazionano) sono più di uno. In quel caso come si
calcola il D?
D = %KD
D rappresenta la media pesata dei
coefficienti di distribuzione individuali
delle singole fasi
Esercizio:
Ni
KDOl
Ni
KDPl
Ni
KDCpx
Ni
KDMt
3
0,001
0,8
0,5
Immaginiamo che da un fuso basaltico
cristallizzano Ol, Pl e Cpx in rapporto
50:20:30
D=
0,50*3 + 0,20*0,001 + 0,30*0,8 = 1,74
Esercizio:
Ni
KDOl
Ni
KDPl
Ni
KDCpx
Ni
KDMt
3
0,001
0,8
0,5
Immaginiamo che da un fuso basaltico
cristallizzano Ol, Pl e Cpx in rapporto
10:50:40
D=
0,10*3 + 0,50*0,001 + 0,40*0,8 = 0,62
I valori dei KD si ottengono sperimentalmente.
http://earthref.org/KDD/
KD per sistemi
basaltici
Il KD di un minerale varia in funzione del raggio ionico
dell’elemento. La variazione ha sempre un andamento
parabolico. Gli elementi vicini al vertice della parabola sono
quelli che sono incorporati più facilmente nel minerale.
Equazione di Shaw (1970) o più in generale
Rayleigh equation in cui diversi minerali si
separano da un fuso di partenza per
cristallizzazione frazionata:
CL =
(D
1)
C0*F
CL = Concentrazione nel fuso residuo
C0 = Concentrazione nel liquido iniziale
F = Frazione di fuso residuo
D = Coefficiente di distribuzione totale
Esercizio:
Ni
Ni
KDOl
KDPl
3
0,001
Ni
KDCpx
0,8
Concentrazione di Ni nel fuso primitivo: 500 ppm
Percentuale di solido frazionato: 30%
Composizione del solido frazionato: 50% Ol, 20% Pl,
30% Cpx.
D = 3*0.5 + 0.001*0.2 + 0.8*0.3 = 1.5 + 0.0002 + 0.24
Calcolare la concentrazione di Ni nel fuso residuo
500*0,7(1,74-1)
= 384 ppm
Esercizio:
Ni
Ni
KDOl
KDPl
3
0,001
Ni
KDCpx
0,8
Concentrazione di Ni nel fuso primitivo: 500 ppm
Percentuale di solido frazionato: 30%
Composizione del solido frazionato: 10% Ol, 50% Pl,
40% Cpx.
D = 3*0.1 + 0.001*0.5 + 0.8*0.4 = 0.3 + 0.0005 + 0.32
Calcolare la concentrazione di Ni nel fuso residuo
500*0,7(0,62-1)
= 573 ppm
CL / C0 =
(D
1)
F
Solido frazionato(S) + Fuso residuo(F) = 1
F=Fuso residuo
Solido frazionato=S
CL / C0 =
(D
1)
F
Solido frazionato(S) + Fuso residuo(F) = 1
Solido frazionato(S)=10%  Fuso residuo(F)=90%
Solido frazionato(S)=20%  Fuso residuo(F)=80%
Solido frazionato(S)=30%  Fuso residuo(F)=70%
E’ possibile modellizzare il comportamento degli
elementi in traccia anche durante i processi di
fusione parziale di una roccia (BATCH MELTING):
CL = C0/[D*(1-F)+F]
CL = Concentrazione nel fuso prodotto
C0 = Concentrazione nel solido di partenza
F = Frazione di fuso prodotto = [wt.% di
fuso/ (wt.% di fuso + wt.% di roccia)]
D = Coefficiente di distribuzione totale
Esercizio:
Una basalto contiene 18% Ol, 37% Cpx, 45% Pl
Rb
KDOl
KDPl
0,071
0.01
KDOl
Rb
Sr
0.014
Sr
KDPl
1.83
Rb
KDCpx
0,031
Sr
KDCpx
0,06
D Rb = 0.01*0.18 + 0.07*0.37 + 0.03*0.45 = 0.045
D Sr = 0.01*0.18 + 1.8*0.37 + 0.06*0.45 = 0.848
Grado di
fusione
parziale
di una roccia
basaltica
F
0.05
0.1
0.15
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
0.8
0.9
C L/C O = 1/(D(1-F)+F)
D Sr
D Rb
0.045
0.848
9.35
1.14
6.49
1.13
4.98
1.12
4.03
1.12
2.92
1.10
2.29
1.08
1.89
1.07
1.60
1.05
1.39
1.04
1.23
1.03
1.10
1.01
Rb/Sr
8.19
5.73
4.43
3.61
2.66
2.11
1.76
1.52
1.34
1.20
1.09
CL = C0/[D*(1-F)+F]