rocce ignee - Dipartimento di Ingegneria e Geologia

ROCCE IGNEE
Derivano da cristallizzazione di una massa fusa fluida costituita da tre componenti (o fasi):
 liquido ad alta temperatura (650-1200°C) chiamato fuso che è composto di ioni mobili
 solido costituito da minerali già cristallizzati dal magma stesso
 volatili, fasi gassose disciolte nel fuso:
o vapore aqueo (H2O),
o anidride carbonica (CO2),
o biossido di zolfo (SO2),
o metano, cloruri, fluoruri, ecc.
Le rocce ignee si distinguono in:
Rocce ignee INTRUSIVE:
rocce che solidificano completamente prima di
arrivare in superficie originando una roccia
completamente cristallina si formano a:
Pressione > di Pressione atmosferica.
In figura un corpo intrusivo di granito.
Rocce ignee ESTRUSIVE:
rocce che solidificano in superficie, subendo
brusco raffreddamento a:
Pressione = Pressione atmosferica.
Sono costituite da cristalli e materiale amorfo:
vetro.
In figura un deposito di cineriti (ceneri vulcaniche)
stratificate (tufo).
Rocce vulcaniche o effusive:
raffreddamento veloce/molto veloce
P=Patm
ROCCE IGNEE: AMBIENTI
Rocce filoniane:
raffreddamento veloce
P>Patm
Rocce plutoniche o intrusive:
raffreddamento lento / molto lento,
P> Patm
Da uno stesso magma (fuso) al variare delle condizioni di raffreddamento si possono formare
rocce con tessitura e mineralogia diversa: se il raffreddamento avviene entro la crosta terrestre
avremo una roccia intrusiva (es. sienite, fig. 1); se invece il magma viene eruttato si formerà una
roccia estrusiva (es. trachite, fig. 2).
1
1a
sienite
Entrambe le rocce hanno stessa
composizione chimica. La loro
tessitura varia perché le rocce
intrusive
si
raffreddano
lentamente ed hanno quindi la
possibilità
di
cristallizzare
completamente
(rocce
olocristalline). Le rocce estrusive
invece
raffreddandosi
velocemente non hanno tempo di
cristallizzare completamente e
quindi una parte del fuso viene
sovraraffreddato e rimane come
sostanza amorfa, generalmente
vetro.
Tale
situazione
è
visualizzata nelle foto delle
sezioni sottili (1a – 2a in basso).
La sienite è completamente
cristallizzata, la trachite contiene
cristalli di diverse dimensioni ed
ha una massa di fondo costituita
da cristalli molto piccoli in massa
vetrosa (amorfa).
2
2a
trachite
Altro esempio di un magma basico che raffredda in condizioni diverse
1
2
1a
2a
Basalto
oxides wt%
#1
SiO2
50,93
TiO2
1,89
Al2O3
15,29
FeO
11,73
MnO
0,21
MgO
5,86
CaO
9,96
Na2O
3,11
K2O
0,74
P2O5
0,28
pl
pl
gl
cpx
cpx
gabbro
basalto
totale
100,00
PROCESSI DI DIFFERENZIAZIONE MAGMATICA
I magmi, e quindi i prodotti del
raffreddamento, si differenziano tra
essenzialmente per tre tipi di processi:
loro
loro
 CRISTALLIZZAZIONE FRAZIONATA
 CONTAMINAZIONE
 IMMISCIBILITÀ
Per evidenziare le variazioni spazio-temporali
della composizione delle rocce appartenenti ad
una stesso complesso vulcanico od intrusivo,
per confrontare rocce appartenenti a rocce (o
serie) magmatiche diverse prodotte dall’attività
vulcanica (o ignea intrusiva) in ambienti
geologici
simili,
bisogna
caratterizzare
geochimicamente le rocce. Questo implica che
per ogni roccia bisogna valutare il suo grado di
differenziazione e valutare le variazioni
chimiche che ha subito per poter quindi
determinare:
 processi di differenziazione,
 caratteristiche chimiche della sorgente.
CRISTALLIZZAZIONE D’EQUILIBRIO
a) CRISTALLIZZAZIONE D’EQUILIBRIO.
Processo in cui i cristalli che si separano dal fuso sono in equilibrio chimico con il fuso, cioè
reagiscono continuamente con il fuso cambiando composizione in risposta alla variazione
composizionale del fuso. Non è un processo diffuso ed avviene solo in alcuni sistemi magmatici
ultramafici.
CaO
Na2O
Mappa degli elementi al microscopio elettronico di due cristalli zonati di plagioclasio. Nella figura di sinistra
l’elemento indagato è il calcio, nell’altra il sodio. In questo caso l’accrescimento rapido dei cristalli nel fuso non
ha consentito il riassorbimento dei cristalli e la completa omogeneizzazione chimica. Al variare della
composizione del fuso i cristalli si sono accresciuti cambiando la loro composizione chimica, che è testimoniata
dalle variazioni di colore .
CRISTALLIZZAZIONE FRAZIONATA
b) CRISTALLIZZAZIONE FRAZIONATA O FRAZIONAMENTO DI RAYLEIGH
I cristalli vengono rimossi dal sito di cristallizzazione. Non è un
processo di equilibrio perché i cristalli vengo rimossi dal liquido
per gravità. I cristalli neoformati affondano velocemente verso il
fondo della camera magmatica e vengono sottratti al processo
magmatico.
L’evoluzione chimica del magma quindi procederà con
sottrazione di elementi dal sistema da parte dei minerali
cristallizzati.
c) CRISTALLIZZAZIONE IN SITU
Il fuso viene rimosso dal miscuglio di cristalli che si accrescono
lungo le pareti della camera magmatica. Questa zona in
solidificazione si muove verso il centro della camera magmatica
fino a che tutto il fuso è cristallizzato.
La composizione chimica del magma varierà per sottrazione
degli elementi per cristallizzazione. I minerali reagiranno
parzialmente con il liquido magmatico residuale.
CONTAMINAZIONE
Processo AFC. Il fuso può assimilare fondendo (o
per diffusione) il materiale che costituisce le pareti
della camera magmatica o del condotto.
La composizione
del
fuso cambia
per
incorporazione nel fuso di elementi esotici di cui è
costituito l’incasso. Si origineranno così magmi
ibridi.
Magma from partial
melt of a wall rock
mixes with magma
rising from below: tis
process
is
a
contamination.
Blocks of rock fall
into the magma
and dissolve: this
process
is
assimilation.
Deep magma
rises
Calatrava: intrusione di una breccia basaltica
in quarzite
Heat transfer from
deep magma melts
wall
rock
and
creates
another
magma source.
IMMISCIBILITÀ
Da un fuso silicatico si formano due fusi con composizione diversa. Abbastanza comune è
l’occorrenza di immiscibilità da un fuso silicatico ricco in carbonato che si smescola originando un
fuso silicatico ed un fuso carbonatitico (immiscibilità tipo acqua e olio).
Sferule
di
composizione
carbonatitica,
essenzialmente CaCO3, in un lapillo di vetro
silicatico (Tectite da Ries Crater – Germany).
Inclusione di carbonato (CaCO3) in un vena di
vetro silicatico che si sviluppa all’interno un nodulo
di mantello (Mt. Vulture).
LA SERIE DI BOWEN
Bowen osservò sperimentalmente che in un fuso, al diminuire della temperatura, cristallizzavano due serie di
minerali in successione. Man mano che la cristallizzazione procedeva i cristalli formatisi precedentemente
venivano riassorbiti nel fuso. Definì così una sequenza di cristallizzazione tipica dei minerali Femici (ricchi di Fe,
Mg) e dei minerali Felsici (ricchi Na-K-Si).
Olivina
Ortopirosseno
Clinopirosseno
Anfibolo
Biotite
Mg2 SiO4
Mg SiO3
Ca (Mg, Fe) Si2O6
(NaCa)2 Mg4 Al Si6Al2O22 (OH,F,Cl)2
K(Mg,Fe)(AlSi3O10)(OH)2
K-Feldspato
Muscovite
Quarzo
KAlSi3O8
KAl2(Si3Al)O10(OH,F)2
SiO2
Anortite
Labradorite
Albite
CaAl2Si2O8
(Na, Ca)(Al,Si)4O8
NaAlSi3O8
1200°C
1000°C
In questo modo è possibile spiegare la grande
varietà di rocce ignee, senza supporre
un’altrettanto vasta varietà di magmi.
800°C
GALAPAGOS
Basalto
#1
Andesite
#2
#3
18
Riolite
#4
#5
Al2O3
#6
16
FeO
14
MgO
SiO2
50.93
51.45
54.82
58.53
71.2
75.53
TiO2
1.89
2.92
2.76
1.83
0.6
0.28
Al2O3
15.29
13.8
13.16
13.44
12.41
12.72
FeOt
11.73
11.38
12.48
12.16
6.32
2.08
MnO
0.21
0.2
-
-
-
-
MgO
5.86
4.64
3.33
2.7
0.47
0.02
6
CaO
9.96
8.07
7.16
7.23
3.09
0.97
4
Na2O
3.11
3.17
3.59
3.39
4.46
4.8
2
K2 O
0.74
1.62
1.19
0.52
1.38
3.39
P 2 O5
0.28
0.75
0.83
0.2
0.07
0.04
totale
100.00
98.00
99.32
100.00
100.00
99.83
CaO
12
wt% ossidi
Na2O
10
K2O
8
0
45 48 51 54 57 60 63 66 69 72 75 78
SiO2 wt%
ELEMENTI MAGGIORI: CLASSIFICAZIONE E STUDIO ROCCE IGNEE
I processi di differenziazione determinano una variazione della composizione chimica del magma
durante la sua risalita verso la superficie. Quindi il magma che arriva in superficie, e noi
analizziamo, è generalmente il prodotto della differenziazione magmatica. Per cui la roccia può
non rappresentare la composizione iniziale del magma. Questa evoluzione composizionale può
essere visualizzata attraverso DIAGRAMMI di VARIAZIONE, che ci consentono di stabilire
quanto la roccia che campioniamo si è allontanata dalla composizione del possibile magma
primario (sorgente).
Diagramma di variazione generale dei componenti chimici rispetto alla silice nelle rocce magmatiche.
In generale all’aumentare di Si, quindi all’aumentare della differenziazione, diminuisce Mg, Fe, Ca, Ti, ed
aumenta Al, Na, K. Questo riflette la differenziazione per cristallizzazione frazionata che inizia dai minerali
femici, e continua con i minerali felsici.
HARKER VARIATION DIAGRAM
Nei diagrammi in figura gli elementi
maggiori espressi
in
ossidi sono
confrontati con la silice. I dati proiettati si
riferiscono alle rocce vulcaniche del Crater
Lake (Oregon).
Da notare il decremento lineare di MgO,
FeO, CaO, TiO2 all’aumentare del SiO2. Al
contrario Na2O e K2O mostrano un
incremento lineare consistente con
l’aumento in SiO2.
Sia Al2O3 che P2O5 mostrano un
incremento iniziale e poi un decremento
che si verifica a valori di circa 55wt% di
SiO2.
Nel complesso queste variazioni sono
riferibili alla cristallizzazione sequenziale di
minerali femici e poi felsici dal magma
capostipite, simile alla serie di Bowen.
Harker variation diagram for 310 analyzed volcanic
rocks from Crater Lake (Mt. Mazama), Oregon
Cascades.
Data compiled by Rick Conrey , from Winter (2001)
An Introduction to Igneous and Metamorphic
Petrology. Prentice Hall.
CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE IGNEE
Le rocce ignee possono essere classificate su base:

MINERALOGICA

CHIMICA

TESSITURALE
ELEMENTI MAGGIORI: sono quegli elementi che compongono una roccia. Le loro concentrazioni sono espresse in Percentuale in
Peso del loro ossido (wt.%). Le concentrazioni devono essere > 0.1 wt.% altrimenti sono elementi in traccia.
CLASSIFICAZIONE MINERALOGICA
le rocce ignee si classificano in funzione della
percentuale in volume (reale) delle varie specie minerali
presenti. Questa percentuale è chiamata MODA.
Esistono due diagrammi basati sulle percentuali modali
relative di quattro minerali fondamentali: quarzo (Q),
feldspato alcalino (A), plagioclasio (P), foidi (F). Un
diagramma è per le rocce intrusive e l’altro per le rocce
estrusive (vulcaniche).
Tale diagramma chiamato QAPF si fonda sul diagramma
proposto da Streckeisen (1976).
DIAGRAMMA - QAPF
La porzione superiore del diagramma QAPF è la porzione ch contiene le
rocce sature o sovrassature in Si. Il vertice Q corrisponde al 100% di
quarzo. Il quarzo cristallino è generalmente costituito per la quasi totalità
da SiO2 (> 97 wt%). Il vertice A è il vertice ove il K-feldspato raggiunge il
100% modale, mentre in P solo plagioclasio è presente. Da notare la
variabilità della composizione dei minerali che appartengono alla serie dei
K-feldspati e plagioclasi.
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MgO
MnO
CaO
Na2O
K2O
BaO
H2O+
CO2
SO3
Cltotale
Feldspati alcalini
(K,Na)[AlSi3O8]
ortoclasio microclino sanidino
65.76
63.68
63.62 SiO2
0.08
0.01
0.08 TiO2
20.23
19.57
19.12 Al2O3
0.18
0.29
0.47 Fe2O3
0.24
- FeO
0.10
0.05
0.05 MgO
- MnO
1.19
0.40
0.56 CaO
8.44
1.56
2.66 Na2O
3.29
14.21
12.09 K2O
0.63
0.34
1.56 BaO
0.10
- H2O+
- CO2
- SO3
- Cl100.00
100.35
100.21 totale
Plagioclasio
Na[AlSi3O8]-Ca[Al2Si2O8]
albite
oligoclasio anortite
67.84
64.10
44.17
19.65
22.66
34.95
0.03
0.14
0.56
0.02
0.17
0.01
0.04
0.25
3.26
18.63
11.07
9.89
0.79
0.29
0.05
0.05
0.2
0.42
98.94
100.52
99.58
DIAGRAMMA - QAPF
La porzione inferiore del diagramma QAPF si utilizza per la classificazione
delle rocce al limite della saturazione in Si o sottosature in Si. Il vertice F
corrisponde al 100% di foidi o feldspatoidi. In tabella sono riportati i
principali minerali che rientrano in questa categoria.
Nefelina Na3(Na,K)[Al4Si4O16]
Kalsilite K[AlSiO4]
nefelina
kalsilite
SiO2
44.65
38.48
TiO2
0.05
Al2O3
32.03
31.01
Fe2O3
0.59
1.12
FeO
MgO
MnO
0.03
CaO
0.71
0.30
Na2O
17.75
28.33
K2O
3.66
0.67
BaO
+
H2O
CO2
SO3
Cl-
Feldspatoidi
Leucite
gruppo Sodalite
K[AlSi2O6]
(Na,Ca)8[Al6Si6O24](Cl,SO3,H2O)
leucite
sodalite
noseana
haüina
54.62
37.61
35.94
34.42
0.03
22.93
29.60
23.94
26.16
0.26
0.22
2.79
0.36
0.26
0.04
0.39
0.15
0.01
0.08
0.57
3.43
8.00
0.66
23.64
16.56
16.07
21.02
0.05
2.59
0.56
0.69
4.24
0.51
1.43
0.90
1.07
8.79
12.19
6.69
1.34
0.64
ROCCE ESTRUSIVE - DIAGRAMMA QAPF
La classificazione con il diagramma QAPF è possibile
se nella roccia sono presenti almeno il 10% di
minerali che corrispondono ai vertici del rombo:
quarzo (Q), feldspato alcalino (A), plagioclasi (P),
feldspatoidi, (F).
Le abbondanze relative devono essere normalizzate
a 100%.
Le rocce che cadono entro il triangolo APQ con
Q<5% sono sature in silice e non contengono
foidi: trachite a feldspato – trachite – latite basalto
o andesite. Le rocce che hanno Q>5% sono
soprassature in silice e contengono quarzo ma
non foidi. Le rocce nel triangolo APF sono
generalmente sottosature in silice e non
contengono quarzo.
Tabella riepilogativa della composizione modale delle rocce del Mt. Vulture (Basilicata).
Da Stoppa F., Rosatelli G., Principe C. (2006). CLASSIFICAZIONE MODALE DELLE VULCANITI DEL MONTE VULTURE. IN LA
GEOLOGIA DEL MOTE VULTURE (ed. Claudia Principe). Regione Basilicata –Dipartimento Ambiente, Territorio e Politiche della
Sostenibilità; pp. 73-103.
L’utilizzo del diagramma classificativo
modale QAPF è dato in figura. Nel
diagramma
sono
riportate
le
composizioni modali di rocce ignee
estrusive campionate al Mt. Vulture
(Basilicata), vedi tabella precedente.
La freccia indica l’evoluzione del
magma.
Quale sarà il trend evolutivo?
ROCCE INTRUSIVE - DIAGRAMMA QAPF
Analogamente a quanto detto per il diagramma QAFP
per le rocce intrusive la porzione AQP classifica le
rocce sature ed sovrassature in Si, mentre la porzione
inferiore APF si utilizza per la classificazione delle
rocce sottosature.
Gabbro paragenesi =Pl+Cpx
Diorite paragenesi = Pl+Amp+Biot ± Na Cpx
Anortosite paragenesi =Pl ± Cpx
CLASSIFICAZIONE NORMATIVA
Bulk Rock
La composizione NORMATIVA è
una
composizione
virtuale
mineralogica della roccia ottenuta
partendo dall’analisi chimica (bulk
rock) e sottraendo (frazionando)
minerali a composizione standard,
seguendo regole fisse. Si ottiene
così una percentuale dei minerali
che teoricamente da quella roccia
potrebbero cristallizzare.
Non necessariamente la Norma
CIPW di una roccia corrisponde alla
Moda reale.
Nell’esempio riportato si nota che
una roccia sovrassatura in silice
(rhyolite) contiene quarzo normativo
(Q). Mentre una foidite quale la
nefelinite non contiene Q, ma
nefelina (Ne) e leucite (Lc)
normative.
Composizione Normativa
CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA
SATURAZIONE IN SIO2
In base alla classificazione TAS, Normativa e all’osservazione delle rocce possiamo distinguere
le rocce in funzione del loro contenuto in SiO2 (o grado di saturazione) in:




Rocce Sottosature con SiO2<45 wt.% sono classificate come ultrabasiche. Queste rocce
contengono essenzialmente minerali mafici quali Ol, Cpx, Amp, Flo, Ossidi.
Le rocce Sottosature in SiO2 (rocce basiche SiO2<52 wt.%) saranno Ol normative, non
conterranno Qz, ne feldspati, ma conterranno feldspatoidi.
Le rocce Sature (rocce intermedie 52<SiO2<63 wt.%) non contengono Qz normativo, ne
Qz cristallino, possono contenere feldspati e feldspatoidi insieme, oltre che clinopirosseno
anfibolo e miche.
Le rocce Sovrassature in SiO2 (rocce acide SiO2>63 wt.%) saranno Qz normative e
conterranno Qz, feldspati, miche, pirosseni e anfiboli.
CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA
SATURAZIONE IN SIO2
Bulk Rock
CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA
Il diagramma total alkalies - silica (TAS) è il più utilizzato tra i diagrammi classificativi per rocce
ignee. Nel diagramma si riportano direttamente i valori di SiO2, Na2 O, K2O in ossidi. L’unico
accorgimento è che le analisi devono essere ricalcolate al 100%, non considerando H2O e CO2.
Suddivide le rocce basiche da quelle intermedie ed acide. Non è utilizzabile per le rocce ricche in
Mg e K.
Nel diagramma TAS sono distinguibili due tipi di rocce: quelle sub-alcaline e quella alcaline. La distinzione è
basata sulla posizione delle rocce nel diagramma: se cadono sotto la curva 1 [(Kuno,1966)] o 2 [Irvine & Baragar
(1971)] sono subalcaline (povere in Na+K) ed invece se cadono sopra la curva 1 e/o 2 sono definite rocce alcaline
(ricche in Na+K).
ALCALINITÀ
Vi è una correlazione positiva tra contenuto in SiO2 e alcali. Esiste anche una variazione tra
rocce con molti alcali e rocce povere di alcali. Irvine & Baragar (1971) hanno stabilito i limiti tra
rocce alcaline (ricche in Na+K) e rocce subalcaline (povere in Na+K). Le rocce alcaline
particolarmente ricche in alcali sono chiamate rocce peralcaline. Le rocce appartenenti a queste
tre serie generalmente definiscono dei trend evolutivi come rappresentato con le frecce in figura.
Campi e trends (frecce) di variazione delle serie subalcaline, alcaline e peralcaline su TAS,
come esempio son o riportate le ultime colate laviche dell’Etna.
Le rocce alcaline possono essere suddivise
inoltre in rocce potassiche e rocce sodiche
in funzione della prevalenza di K su Na o Na
su K. In tal caso avremo serie magmatiche che
possono
essere
sodiche,
transizionali,
potassiche o alte in potassio.
Un ulteriore suddivisione delle rocce alcaline
viene effettuata in funzione della quantità
relativa di Na2O e K2O.
Na2O-2 ≥ K2O
Na2O-2≤ K2O
Le rocce eruttate in archi insulari in zone di
subduzione sono in genere sub-alcaline e
possono essere anche classificate in funzione
della quantità di K2O per le classi definite in
funzione di SiO2.
Come si vede in figura si suddividono in:
 rocce della serie bassa in K tholeiiti di arco (1);
 serie calcalcalina (2);
 serie calcalcalina alta in K (3);
 serie shoshonitica (4).
Le rocce della serie calcalcalina hanno anche
valori elevati di CaO e bassi di FeO.
serie bassa in K
Da http://ladyguendalin.altervista.org
SATURAZIONE IN Al2O3
In base al contenuto in Al2O3 rapportato al contenuto in
alcali le rocce possono essere classificate:
oxides
SiO2
 Peralluminose
Al2O3 > (Na2O+K2O+CaO). Tali rocce
generalmente acide, contengono miche.
TiO2
sono Al2O3
Fe2O3
FeO
 Alluminosature
MnO
Al2O3 = (Na2O+K2O+CaO). Sono rocce acide e più MgO
raramente intermedie o basiche. Contengono CaO
Qz, Feld, minerali femici privi di Ca, quali Ol, Na2O
Bio, Opx.
K2O
P2O5
 Metalluminose
totale
Al2O3 < (Na2O+K2O+CaO). Sono rocce basiche, più Al/(Na+Ca+K)
raramente intermedie. Contengono Pl, minerali Al/(Na+K)
femici calcici quali Amp, Cpx.
#1
#2
50.93 51.45
1.89
2.92
15.29
13.8
3.06
11.73 10.32
0.21
0.2
5.86
4.64
9.96
8.07
3.11
3.17
0.74
1.62
0.28
0.75
100.00 100.00
1.11
1.07
4.0
2.9
#4
62.53
1.83
4.7
15.5
2.7
7.23
3.39
1.52
0.2
99.60
0.39
1.0
 Suballuminose
Al2O3 = (Na2O+K2O). Rocce intermedie-acide con
feldspati alcalini, Cpx, e/o Amp non contengono
Pl.
 Peralcaline
Al2O3 < (Na2O+K2O). Rocce intermedio-acide (ma
non solo), contengono Na-Cpx, Na-Amp.
Pantelleriti - Comenditi
#5
71.2
0.6
5.41
6.32
0.47
3.09
7.46
4.38
0.07
99.00
0.36
0.5
NUMERO DI MAGNESIO (Mg#),
La variazione del contenuto di Fe e Mg è un’utile indicatore del grado di differenziazione di un magma.
Le prime fasi minerali che cristallizzano, olivina e pirosseni, sono minerali femici (es. olivina,
clinopirosseno, melilite), cioè contenenti Mg e Fe (+/- Ca). Questo determina un progressivo
impoverimento in Mg, e successivamente alle prime fasi di cristallizzazione anche di Fe nel magma
residuale. Per questo la quantità di Fe e Mg nella roccia è un buon indice di differenziazione. In generale
l’ossido che durante la differenziazione magmatica decresce all’aumentare di SiO2 è il MgO. Quindi si
può utilizzare una relazione contenete Mg da utilizzare come indice di differenziazione delle rocce di una
stessa serie magmatica:
Mg# = Mg/(Mg+Fe2+)
indice chiamato numero di magnesio
Mg#=(MgO/40.3)/[(MgO/40.3)+(FeO/71.84)]
VARIAZIONE COMPOSIZIONALE IN MINERALI
Anche nei minerali si osserva una diminuzione di
MgO con il procedere della cristallizzazione: nei
minerali zonati al centro, di solito, vi è una
quantità maggiore di MgO.
Le variazioni osservate nella composizione del
cristallo di olivina registrano la variazione della
composizione
del
magma
durante
la
cristallizzazione.
ANALISI DI ROCCIA TOTALE: CONCENTRAZIONI MOLARI E NORMALIZZAZIONE
località
campione
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2 O
P 2 O5
LOI
Total
Total-LOI
analisi di laboratorio
Vulsini
MMU371 BOL306
47.16
53.91
0.74
0.56
12.46
19.05
3.60
1.73
3.89
2.92
0.11
0.11
9.22
2.57
15.41
5.87
0.68
2.15
4.67
9.57
0.22
0.26
1.46
1.30
99.62
100.00
98.16
98.70
calcolo frazioni molari
peso
Vulsini
molecolare MMU371 BOL306
60.08
0.7850
0.8973
79.87
0.0093
0.0070
101.96
0.1222
0.1868
159.69
0.0225
0.0108
71.84
0.0541
0.0406
70.93
0.0016
0.0016
40.30
0.2288
0.0638
56.07
0.2748
0.1047
61.98
0.0110
0.0347
94.20
0.0496
0.1016
141.94
0.0015
0.0018
Mg#
0.81
calcolo normalizzazione a 100
località
Vulsini
campione
MMU371 BOL306
SiO2
48.04
54.62
TiO2
0.75
0.57
Al2O3
12.69
19.30
Fe2O3
3.67
1.75
FeO
3.96
2.96
MnO
0.11
0.11
MgO
9.39
2.60
CaO
15.70
5.95
Na2O
0.69
2.18
K2 O
4.76
9.70
P 2 O5
0.22
0.26
Totale
100.00 100.00
0.61 SiO2
TA
Al2O3-TA
Al2O3-(TA+CaO)
48.04
5.45
7.24
-8.46
54.62
11.87
7.43
1.48
I parametri così ricalcolati possono essere utilizzati per i diagrammi di variazione o
per i diagrammi classificativi (es. TAS)
DIAGRAMMA R1-R2 DI DE LA ROCHE
Il diagramma classificativo TAS ha come limite l’utilizzo di soli tre degli ossidi maggiori.
Il diagramma di De La Roche utilizza tutti gli elementi maggiori per la classificazione delle rocce.
È applicabile a tutti i tipi di rocce ignee, ed inoltre è possibile diagrammare anche i minerali quindi
avere un confronto diretto tra la moda e la composizione di roccia totale. Il diagramma R1-R2 è
molto utilizzato per le rocce ignee estrusive perché più facile da realizzare rispetto ai diagrammi
normativi.
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2 O
P 2 O5
total
Recalculation of de La Roche parameters
OW
MW
MF
NC
CP
55.5
60.09
0.92
1
0.924
1.36
79.90
0.02
1
0.017
13.4 101.96
0.13
2
0.263
0.78 159.69
0.00
2
0.010
5.08
71.85
0.07
1
0.071
0.1
70.94
0.00
1
0.001
9.36
40.30
0.23
1
0.232
4.7
56.08
0.08
1
0.084
1.18
61.98
0.02
2
0.038
7.46
94.20
0.08
2
0.158
0.54 141.95
0.00
2
0.008
99.46
R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti)
R2 = 6Ca + 2Mg + Al
Ri = 2 (Fe + Ti) + 7 (Na + K)
Rs = 4 (Si - Na - K)
Rm = Al + 6Ca + 2Mg
R1 =
R2 =
Ri =
Rs =
Rm =
1338.4
1230.2
1570.2
2908.6
1230.2
MC
923.61
17.02
262.85
9.77
70.70
1.41
232.26
83.81
38.08
158.39
7.61
OW = % Oxyde Weight
MW = Molecular Weigth
MF = Molar Fraction = OW/MW
NC = Number of Cations
CP = Cationic Proportion =MF x NC
MC = Millications= CP x 1000
DIAGRAMMI TERNARI
Diagrammi Ternari vengono utilizzati per visualizzare
contemporaneamente le variazioni di tre ossidi (o
cationi). Questi diagrammi oltre ha mettere in
evidenza
variazioni
spazio-temporali
della
composizione chimica di serie magmatiche vengono
utilizzati per la classificazione: ad esempio il Jensen
plot (1976) (a destra) utilizzato per la classificazione
delle rocce sub-alcaline e particolarmente utile per la
classificazione delle komatiti (rocce ricche di Mg).
In questo diagramma vengono riportati i dati
di roccia totale, e nello specifico la Fe+Ti,
Mg, Al espressi come frazione molare.
Diagramma AFM
E’ il diagramma triangolare più utilizzato per visualizzare variazioni composizionali delle rocce
ignee. I suoi apici sono Na2O+K2O [A]; FeOt = (Fe2O3 x 0.8998) + FeO [F]; MgO [M].
Il problema riguardante questo tipo di grafico
e tutti i diagrammi ternari, è inerente all’uso
di soli 3-4 elementi ricalcolati a 100, quindi
solo una parte degli elementi costituenti la
roccia. Il diagramma AFM di Kuno (1968) è
correntemente utilizzato per discriminare
all’interno delle serie subalcaline i trend
calcalcalino e tholeiitico.
Sono riportate in figura le linee di
separazione tra rocce tholeiitiche e
calcalcaline (curve Kuno, 1968 e Irvine &
Baragard, 1971) e due esempi di rocce
tholeiitiche
(Thingmuli
volcano)
e
calcalcaline (Cascades volcano).
FeO*, Fe2O3*, Fe2O3 e FeO
Spesso nelle analisi chimiche di roccia totale il Fe presente nel campione viene determinato come
Fe2O3 totale (notazione *). Come calcolare Mg#?
Irvine and Baragard, (1971) hanno notato che
per un ampia gamma di rocce ignee era valida la
seguente equazione:
Fe2O3 wt%= TiO2 wt% + 1.5
Tale assunzione è basata sul fatto che la
variazione tra Ti e Fe3+ è simile in molti sistemi
magmatici
Esempio calcolo campione Opl120b
Quindi Fe2O3 = 3.37+1.5 = 4.87
la wt% Fe2O3 da convertire in FeO = (12.43 –
4.87) = 7.56
essendo FeO wt% = Fe2O3 x 0.8998 = 6.80
Attività: ricalcolare Fe2O3 ed FeO per gli altri campioni
Se invece Fe* è riportato come FeO* e si vuol stimare FeO e Fe2O3 wt% come procedo?
Fattori di conversione: Fe2O3 = 1.1113 FeO ---- FeO = 0.8998 Fe2O3