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 (H 2 O), o anidride carbonica (CO 2 ), o biossido di zolfo (SO 2 ), 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 1a pl cpx 2 2a pl gl 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 totale 100,00 cpx gabbro basalto
PROCESSI DI DIFFERENZIAZIONE MAGMATICA I magmi, e quindi i prodotti del loro raffreddamento, si differenziano tra loro essenzialmente per tre tipi di processi: 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 Na 2 O 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. Calatrava: intrusione di una breccia basaltica in quarzite Deep magma rises 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 CaCO 3, in un lapillo di vetro silicatico (Tectite da Ries Crater Germany). Inclusione di carbonato (CaCO 3 ) 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 Mg 2 SiO 4 Ortopirosseno Mg SiO 3 Clinopirosseno Ca (Mg, Fe) Si 2 O 6 Anfibolo (NaCa) 2 Mg 4 Al Si 6 Al 2 O 22 (OH,F,Cl) 2 Biotite K(Mg,Fe)(AlSi 3 O 10 )(OH) 2 Anortite CaAl 2 Si 2 O 8 Labradorite (Na, Ca)(Al,Si) 4 O 8 Albite NaAlSi 3 O 8 K-Feldspato KAlSi 3 O 8 Muscovite KAl 2 (Si 3 Al)O 10 (OH,F) 2 Quarzo SiO 2 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 Andesite Riolite #1 #2 #3 #4 #5 #6 SiO 2 50.93 51.45 54.82 58.53 71.2 75.53 TiO 2 1.89 2.92 2.76 1.83 0.6 0.28 Al 2 O 3 15.29 13.8 13.16 13.44 12.41 12.72 FeO t 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 CaO 9.96 8.07 7.16 7.23 3.09 0.97 Na 2 O 3.11 3.17 3.59 3.39 4.46 4.8 K 2 O 0.74 1.62 1.19 0.52 1.38 3.39 P 2 O 5 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 wt% ossidi 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0 45 48 51 54 57 60 63 66 69 72 75 78 SiO2 wt% Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O
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, TiO 2 all aumentare del SiO 2. Al contrario Na 2 O e K 2 O mostrano un incremento lineare consistente con l aumento in SiO 2. Sia Al 2 O 3 che P 2 O 5 mostrano un incremento iniziale e poi un decremento che si verifica a valori di circa 55wt% di SiO 2. 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 SiO 2 (> 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. Feldspati alcalini Plagioclasio (K,Na)[AlSi 3 O 8 ] Na[AlSi 3 O 8 ]-Ca[Al 2 Si 2 O 8 ] ortoclasio microclino sanidino albite oligoclasio anortite SiO 2 65.76 63.68 63.62 SiO 2 67.84 64.10 44.17 TiO 2 0.08 0.01 0.08 TiO 2 - - - Al 2 O 3 20.23 19.57 19.12 Al 2 O 3 19.65 22.66 34.95 Fe 2 O 3 0.18 0.29 0.47 Fe 2 O 3 0.03 0.14 0.56 FeO - 0.24 - FeO 0.02 0.17 0.01 MgO 0.10 0.05 0.05 MgO 0.04 0.25 - MnO - - - MnO - - - CaO 1.19 0.40 0.56 CaO - 3.26 18.63 Na 2 O 8.44 1.56 2.66 Na 2 O 11.07 9.89 0.79 K 2 O 3.29 14.21 12.09 K 2 O 0.29 0.05 0.05 BaO 0.63 0.34 1.56 BaO - - - H 2 O + 0.10 - - H 2 O + 0.2-0.42 CO 2 - - - CO 2 - - - SO 3 - - - SO 3 - - - Cl - - - - Cl - - - - totale 100.00 100.35 100.21 totale 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. Feldspatoidi Nefelina Na 3 (Na,K)[Al 4 Si 4 O 16 ] Leucite gruppo Sodalite Kalsilite K[AlSiO 4 ] K[AlSi 2 O 6 ] (Na,Ca) 8 [Al 6 Si 6 O 24 ](Cl,SO 3,H 2 O) nefelina kalsilite leucite sodalite noseana haüina SiO 2 44.65 38.48 54.62 37.61 35.94 34.42 TiO 2-0.05 - - 0.03 - Al 2 O 3 32.03 31.01 22.93 29.60 23.94 26.16 Fe 2 O 3 0.59 1.12 0.26 0.22 2.79 0.36 FeO - - 0.26 - - - MgO - - - 0.04 0.39 0.15 MnO - 0.03 - - 0.01 - CaO 0.71 0.30 0.08 0.57 3.43 8.00 Na 2 O 17.75 28.33 0.66 23.64 16.56 16.07 K 2 O 3.66 0.67 21.02 0.05 2.59 0.56 BaO - - - - - - H 2 O + - - - 0.69 4.24 0.51 CO 2 - - - 1.43 0.90 SO 3 - - - 1.07 8.79 12.19 Cl - - - - 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 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. Bulk Rock Composizione Normativa
CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA SATURAZIONE IN SIO 2 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 SiO 2 <45 wt.% sono classificate come ultrabasiche. Queste rocce contengono essenzialmente minerali mafici quali Ol, Cpx, Amp, Flo, Ossidi. Le rocce Sottosature in SiO 2 (rocce basiche SiO 2 <52 wt.%) saranno Ol normative, non conterranno Qz, ne feldspati, ma conterranno feldspatoidi. Le rocce Sature (rocce intermedie 52<SiO 2 <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 SiO 2 (rocce acide SiO 2 >63 wt.%) saranno Qz normative e conterranno Qz, feldspati, miche, pirosseni e anfiboli.
CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA SATURAZIONE IN SIO 2 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 SiO 2, Na 2 O, K 2 O in ossidi. L unico accorgimento è che le analisi devono essere ricalcolate al 100%, non considerando H 2 O e CO 2. 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 SiO 2 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 Na 2 O e K 2 O. Na 2 O-2 K 2 O Na 2 O-2 K 2 O
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 K 2 O per le classi definite in funzione di SiO 2. 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. Da http://ladyguendalin.altervista.org serie bassa in K
In base al contenuto in Al 2 O 3 rapportato al contenuto in alcali le rocce possono essere classificate: Peralluminose Al 2 O 3 > (Na 2 O+K 2 O+CaO). Tali rocce sono generalmente acide, contengono miche. Alluminosature Al 2 O 3 = (Na 2 O+K 2 O+CaO). Sono rocce acide e più raramente intermedie o basiche. Contengono Qz, Feld, minerali femici privi di Ca, quali Ol, Bio, Opx. Metalluminose Al 2 O 3 < (Na 2 O+K 2 O+CaO). Sono rocce basiche, più raramente intermedie. Contengono Pl, minerali femici calcici quali Amp, Cpx. Suballuminose Al 2 O 3 = (Na 2 O+K 2 O). Rocce intermedie-acide con feldspati alcalini, Cpx, e/o Amp non contengono Pl. Peralcaline SATURAZIONE IN Al 2 O 3 Al 2 O 3 < (Na 2 O+K 2 O). Rocce intermedio-acide (ma non solo), contengono Na-Cpx, Na-Amp. oxides #1 #2 #4 #5 SiO2 50.93 51.45 62.53 71.2 TiO2 1.89 2.92 1.83 0.6 Al2O3 15.29 13.8 4.7 5.41 Fe2O3-3.06 - - FeO 11.73 10.32 15.5 6.32 MnO 0.21 0.2 - - MgO 5.86 4.64 2.7 0.47 CaO 9.96 8.07 7.23 3.09 Na2O 3.11 3.17 3.39 7.46 K2O 0.74 1.62 1.52 4.38 P2O5 0.28 0.75 0.2 0.07 totale 100.00 100.00 99.60 99.00 Al/(Na+Ca+K) 1.11 1.07 0.39 0.36 Al/(Na+K) 4.0 2.9 1.0 0.5 Pantelleriti - Comenditi
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 SiO 2 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+Fe 2+ ) 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 analisi di laboratorio calcolo frazioni molari calcolo normalizzazione a 100 località Vulsini peso Vulsini località Vulsini campione MMU371 BOL306 molecolare MMU371 BOL306 campione MMU371 BOL306 SiO 2 47.16 53.91 60.08 0.7850 0.8973 SiO 2 48.04 54.62 TiO 2 0.74 0.56 79.87 0.0093 0.0070 TiO 2 0.75 0.57 Al 2 O 3 12.46 19.05 101.96 0.1222 0.1868 Al 2 O 3 12.69 19.30 Fe 2 O 3 3.60 1.73 159.69 0.0225 0.0108 Fe 2 O 3 3.67 1.75 FeO 3.89 2.92 71.84 0.0541 0.0406 FeO 3.96 2.96 MnO 0.11 0.11 70.93 0.0016 0.0016 MnO 0.11 0.11 MgO 9.22 2.57 40.30 0.2288 0.0638 MgO 9.39 2.60 CaO 15.41 5.87 56.07 0.2748 0.1047 CaO 15.70 5.95 Na 2 O 0.68 2.15 61.98 0.0110 0.0347 Na 2 O 0.69 2.18 K 2 O 4.67 9.57 94.20 0.0496 0.1016 K 2 O 4.76 9.70 P 2 O 5 0.22 0.26 141.94 0.0015 0.0018 P 2 O 5 0.22 0.26 LOI 1.46 1.30 Totale 100.00 100.00 Total 99.62 100.00 Total-LOI 98.16 98.70 Mg# 0.81 0.61 SiO 2 48.04 54.62 TA 5.45 11.87 Al 2 O 3 -TA 7.24 7.43 Al 2 O 3 -(TA+CaO) -8.46 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. Recalculation of de La Roche parameters OW MW MF NC CP MC OW = % Oxyde Weight SiO 2 55.5 60.09 0.92 1 0.924 923.61 MW = Molecular Weigth TiO 2 1.36 79.90 0.02 1 0.017 17.02 MF = Molar Fraction = OW/MW Al 2 O 3 13.4 101.96 0.13 2 0.263 262.85 NC = Number of Cations Fe 2 O 3 0.78 159.69 0.00 2 0.010 9.77 CP = Cationic Proportion =MF x NC FeO 5.08 71.85 0.07 1 0.071 70.70 MC = Millications= CP x 1000 MnO 0.1 70.94 0.00 1 0.001 1.41 MgO 9.36 40.30 0.23 1 0.232 232.26 CaO 4.7 56.08 0.08 1 0.084 83.81 Na 2 O 1.18 61.98 0.02 2 0.038 38.08 K 2 O 7.46 94.20 0.08 2 0.158 158.39 P 2 O 5 0.54 141.95 0.00 2 0.008 7.61 total 99.46 R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti) R1 = 1338.4 R2 = 6Ca + 2Mg + Al R2 = 1230.2 Ri = 2 (Fe + Ti) + 7 (Na + K) Ri = 1570.2 Rs = 4 (Si - Na - K) Rs = 2908.6 Rm = Al + 6Ca + 2Mg Rm = 1230.2
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.
E il diagramma triangolare più utilizzato per visualizzare variazioni composizionali delle rocce ignee. I suoi apici sono Na 2 O+K 2 O [A]; FeO t = (Fe 2 O 3 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). Diagramma AFM
FeO*, Fe 2 O 3 *, Fe 2 O 3 e FeO Spesso nelle analisi chimiche di roccia totale il Fe presente nel campione viene determinato come Fe 2 O 3 totale (notazione *). Come calcolare Mg#? Irvine and Baragard, (1971) hanno notato che per un ampia gamma di rocce ignee era valida la seguente equazione: Fe 2 O 3 wt%= TiO 2 wt% + 1.5 Tale assunzione è basata sul fatto che la variazione tra Ti e Fe 3+ è simile in molti sistemi magmatici Esempio calcolo campione Opl120b Quindi Fe 2 O 3 = 3.37+1.5 = 4.87 la wt% Fe 2 O 3 da convertire in FeO = (12.43 4.87) = 7.56 essendo FeO wt% = Fe 2 O 3 x 0.8998 = 6.80 Attività: ricalcolare Fe 2 O 3 ed FeO per gli altri campioni Se invece Fe* è riportato come FeO* e si vuol stimare FeO e Fe 2 O 3 wt% come procedo? Fattori di conversione: Fe 2 O 3 = 1.1113 FeO ---- FeO = 0.8998 Fe 2 O 3