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).

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.

ROCCE IGNEE

ROCCE IGNEE: AMBIENTI

Rocce plutoniche o intrusive:raffreddamento lento / molto lento, P> Patm

Rocce vulcaniche o effusive:raffreddamento veloce/molto veloceP=Patm

Rocce filoniane:raffreddamento veloceP>Patm

Da uno stesso magma (fuso) al variare delle condizioni di raffreddamento si possono formarerocce con tessitura e mineralogia diversa: se il raffreddamento avviene entro la crosta terrestreavremo una roccia intrusiva (es. sienite, fig. 1); se invece il magma viene eruttato si formerà unaroccia estrusiva (es. trachite, fig. 2).

Entrambe le rocce hanno stessacomposizione chimica. La lorotessitura varia perché le rocceintrusive si raffreddanolentamente ed hanno quindi lapossibilità di cristallizzarecompletamente (rocceolocristalline). Le rocce estrusiveinvece raffreddandosivelocemente non hanno tempo dicristallizzare completamente equindi una parte del fuso vienesovraraffreddato e rimane comesostanza amorfa, generalmentevetro. Tale situazione èvisualizzata nelle foto dellesezioni sottili (1a – 2a in basso).La sienite è completamentecristallizzata, la trachite contienecristalli di diverse dimensioni edha una massa di fondo costituitada cristalli molto piccoli in massavetrosa (amorfa).

1

1a

2

2a

sienite trachite

Altro esempio di un magma basico che raffredda in condizioni diverse

1

1a

2

2a

basaltogabbro

pl

cpx

pl

cpx

gl

Basaltooxides wt% #1SiO2 50,93TiO2 1,89Al2O3 15,29FeO 11,73MnO 0,21MgO 5,86CaO 9,96Na2O 3,11K2O 0,74P2O5 0,28

totale 100,00

Per evidenziare le variazioni spazio-temporalidella composizione delle rocce appartenenti aduna stesso complesso vulcanico od intrusivo,per confrontare rocce appartenenti a rocce (oserie) magmatiche diverse prodotte dall’attivitàvulcanica (o ignea intrusiva) in ambientigeologici simili, bisogna caratterizzaregeochimicamente le rocce. Questo implica cheper ogni roccia bisogna valutare il suo grado didifferenziazione e valutare le variazionichimiche che ha subito per poter quindideterminare:

processi di differenziazione, caratteristiche chimiche della sorgente.

PROCESSI DI DIFFERENZIAZIONE MAGMATICA

I magmi, e quindi i prodotti del lororaffreddamento, si differenziano tra loroessenzialmente per tre tipi di processi:

CRISTALLIZZAZIONE FRAZIONATA CONTAMINAZIONE IMMISCIBILITÀ

a) CRISTALLIZZAZIONE D’EQUILIBRIO.Processo in cui i cristalli che si separano dal fuso sono in equilibrio chimico con il fuso, cioèreagiscono continuamente con il fuso cambiando composizione in risposta alla variazionecomposizionale del fuso. Non è un processo diffuso ed avviene solo in alcuni sistemi magmaticiultramafici.

Mappa degli elementi al microscopio elettronico di due cristalli zonati di plagioclasio. Nella figura di sinistral’elemento indagato è il calcio, nell’altra il sodio. In questo caso l’accrescimento rapido dei cristalli nel fuso nonha consentito il riassorbimento dei cristalli e la completa omogeneizzazione chimica. Al variare dellacomposizione del fuso i cristalli si sono accresciuti cambiando la loro composizione chimica, che è testimoniatadalle variazioni di colore .

CRISTALLIZZAZIONE D’EQUILIBRIO

CaO Na2O

b) CRISTALLIZZAZIONE FRAZIONATA O FRAZIONAMENTO DI RAYLEIGHI cristalli vengono rimossi dal sito di cristallizzazione. Non è unprocesso di equilibrio perché i cristalli vengo rimossi dal liquidoper gravità. I cristalli neoformati affondano velocemente verso ilfondo della camera magmatica e vengono sottratti al processomagmatico.L’evoluzione chimica del magma quindi procederà consottrazione di elementi dal sistema da parte dei mineralicristallizzati.

c) CRISTALLIZZAZIONE IN SITUIl fuso viene rimosso dal miscuglio di cristalli che si accresconolungo le pareti della camera magmatica. Questa zona insolidificazione si muove verso il centro della camera magmaticafino a che tutto il fuso è cristallizzato.La composizione chimica del magma varierà per sottrazionedegli elementi per cristallizzazione. I minerali reagirannoparzialmente con il liquido magmatico residuale.

CRISTALLIZZAZIONE FRAZIONATA

Processo AFC. Il fuso può assimilare fondendo (oper diffusione) il materiale che costituisce le paretidella camera magmatica o del condotto.La composizione del fuso cambia perincorporazione nel fuso di elementi esotici di cui ècostituito l’incasso. Si origineranno così magmiibridi.

CONTAMINAZIONE

Calatrava: intrusione di una breccia basaltica in quarzite

Magma from partialmelt of a wall rockmixes with magmarising from below: tisprocess is acontamination.

Blocks of rock fallinto the magmaand dissolve: thisprocess isassimilation.

Heat transfer fromdeep magma meltswall rock andcreates anothermagma source.Deep magma

rises

Sferule di composizione carbonatitica,essenzialmente CaCO3, in un lapillo di vetrosilicatico (Tectite da Ries Crater – Germany).

Inclusione di carbonato (CaCO3) in un vena divetro silicatico che si sviluppa all’interno un nodulodi mantello (Mt. Vulture).

Da un fuso silicatico si formano due fusi con composizione diversa. Abbastanza comune èl’occorrenza di immiscibilità da un fuso silicatico ricco in carbonato che si smescola originando unfuso silicatico ed un fuso carbonatitico (immiscibilità tipo acqua e olio).

IMMISCIBILITÀ

Anortite CaAl2Si2O8Labradorite (Na, Ca)(Al,Si)4O8Albite NaAlSi3O8

Bowen osservò sperimentalmente che in un fuso, al diminuire della temperatura, cristallizzavano due serie diminerali in successione. Man mano che la cristallizzazione procedeva i cristalli formatisi precedentementevenivano 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).

LA SERIE DI BOWEN

Olivina Mg2 SiO4Ortopirosseno Mg SiO3Clinopirosseno Ca (Mg, Fe) Si2O6Anfibolo (NaCa)2 Mg4 Al Si6Al2O22 (OH,F,Cl)2Biotite K(Mg,Fe)(AlSi3O10)(OH)2

In questo modo è possibile spiegare la grandevarietà di rocce ignee, senza supporreun’altrettanto vasta varietà di magmi.

K-Feldspato KAlSi3O8Muscovite KAl2(Si3Al)O10(OH,F)2Quarzo SiO2

1200°C

1000°C

800°C

Basalto Andesite Riolite

#1 #2 #3 #4 #5 #6

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

CaO 9.96 8.07 7.16 7.23 3.09 0.97

Na2O 3.11 3.17 3.59 3.39 4.46 4.8

K2O 0.74 1.62 1.19 0.52 1.38 3.39

P2O5 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

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

45 48 51 54 57 60 63 66 69 72 75 78

SiO2 wt%

wt%

oss

idi

Al2O3

FeO

MgO

CaO

Na2O

K2O

GALAPAGOS

I processi di differenziazione determinano una variazione della composizione chimica del magmadurante la sua risalita verso la superficie. Quindi il magma che arriva in superficie, e noianalizziamo, è generalmente il prodotto della differenziazione magmatica. Per cui la roccia puònon rappresentare la composizione iniziale del magma. Questa evoluzione composizionale puòessere visualizzata attraverso DIAGRAMMI di VARIAZIONE, che ci consentono di stabilirequanto la roccia che campioniamo si è allontanata dalla composizione del possibile magmaprimario (sorgente).

ELEMENTI MAGGIORI: CLASSIFICAZIONE E STUDIO ROCCE IGNEE

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, edaumenta Al, Na, K. Questo riflette la differenziazione per cristallizzazione frazionata che inizia dai mineralifemici, e continua con i minerali felsici.

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.

HARKER VARIATION DIAGRAMNei diagrammi in figura gli elementimaggiori espressi in ossidi sonoconfrontati con la silice. I dati proiettati siriferiscono alle rocce vulcaniche del CraterLake (Oregon).Da notare il decremento lineare di MgO,FeO, CaO, TiO2 all’aumentare del SiO2. Alcontrario Na2O e K2O mostrano unincremento lineare consistente conl’aumento in SiO2.Sia Al2O3 che P2O5 mostrano unincremento iniziale e poi un decrementoche si verifica a valori di circa 55wt% diSiO2.Nel complesso queste variazioni sonoriferibili alla cristallizzazione sequenziale diminerali femici e poi felsici dal magmacapostipite, simile alla serie di Bowen.

CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE IGNEELe rocce ignee possono essere classificate su base: MINERALOGICA CHIMICA TESSITURALE

CLASSIFICAZIONE MINERALOGICAle rocce ignee si classificano in funzione dellapercentuale in volume (reale) delle varie specie mineralipresenti. Questa percentuale è chiamata MODA.Esistono due diagrammi basati sulle percentuali modalirelative di quattro minerali fondamentali: quarzo (Q),feldspato alcalino (A), plagioclasio (P), foidi (F). Undiagramma è per le rocce intrusive e l’altro per le rocceestrusive (vulcaniche).Tale diagramma chiamato QAPF si fonda sul diagrammaproposto da Streckeisen (1976).

ELEMENTI MAGGIORI: sono quegli elementi che compongono una roccia. Le loro concentrazioni sono espresse in Percentuale inPeso del loro ossido (wt.%). Le concentrazioni devono essere > 0.1 wt.% altrimenti sono elementi in traccia.

Feldspati alcalini Plagioclasio(K,Na)[AlSi3O8] Na[AlSi3O8]-Ca[Al2Si2O8]

ortoclasio microclino sanidino albite oligoclasio anortiteSiO2 65.76 63.68 63.62 SiO2 67.84 64.10 44.17TiO2 0.08 0.01 0.08 TiO2 - - -Al2O3 20.23 19.57 19.12 Al2O3 19.65 22.66 34.95Fe2O3 0.18 0.29 0.47 Fe2O3 0.03 0.14 0.56FeO - 0.24 - FeO 0.02 0.17 0.01MgO 0.10 0.05 0.05 MgO 0.04 0.25 -MnO - - - MnO - - -CaO 1.19 0.40 0.56 CaO - 3.26 18.63Na2O 8.44 1.56 2.66 Na2O 11.07 9.89 0.79K2O 3.29 14.21 12.09 K2O 0.29 0.05 0.05BaO 0.63 0.34 1.56 BaO - - -H2O+ 0.10 - - H2O+ 0.2 - 0.42CO2 - - - CO2 - - -SO3 - - - SO3 - - -Cl- - - - Cl- - - -totale 100.00 100.35 100.21 totale 98.94 100.52 99.58

DIAGRAMMA - QAPF La porzione superiore del diagramma QAPF è la porzione ch contiene lerocce sature o sovrassature in Si. Il vertice Q corrisponde al 100% diquarzo. Il quarzo cristallino è generalmente costituito per la quasi totalitàda SiO2 (> 97 wt%). Il vertice A è il vertice ove il K-feldspato raggiunge il100% modale, mentre in P solo plagioclasio è presente. Da notare lavariabilità della composizione dei minerali che appartengono alla serie deiK-feldspati e plagioclasi.

La porzione inferiore del diagramma QAPF si utilizza per la classificazionedelle rocce al limite della saturazione in Si o sottosature in Si. Il vertice Fcorrisponde al 100% di foidi o feldspatoidi. In tabella sono riportati iprincipali minerali che rientrano in questa categoria.

FeldspatoidiNefelina Na3(Na,K)[Al4Si4O16] Leucite gruppo Sodalite

Kalsilite K[AlSiO4] K[AlSi2O6] (Na,Ca)8[Al6Si6O24](Cl,SO3,H2O)nefelina kalsilite leucite sodalite noseana haüina

SiO2 44.65 38.48 54.62 37.61 35.94 34.42TiO2 - 0.05 - - 0.03 -Al2O3 32.03 31.01 22.93 29.60 23.94 26.16Fe2O3 0.59 1.12 0.26 0.22 2.79 0.36FeO - - 0.26 - - -MgO - - - 0.04 0.39 0.15MnO - 0.03 - - 0.01 -CaO 0.71 0.30 0.08 0.57 3.43 8.00Na2O 17.75 28.33 0.66 23.64 16.56 16.07K2O 3.66 0.67 21.02 0.05 2.59 0.56BaO - - - - - -H2O+ - - - 0.69 4.24 0.51CO2 - - - 1.43 0.90SO3 - - - 1.07 8.79 12.19Cl- - - - 6.69 1.34 0.64

DIAGRAMMA - QAPF

La classificazione con il diagramma QAPF è possibilese nella roccia sono presenti almeno il 10% diminerali che corrispondono ai vertici del rombo:quarzo (Q), feldspato alcalino (A), plagioclasi (P),feldspatoidi, (F).

Le abbondanze relative devono essere normalizzatea 100%.

Le rocce che cadono entro il triangolo APQ conQ<5% sono sature in silice e non contengonofoidi: trachite a feldspato – trachite – latite basaltoo andesite. Le rocce che hanno Q>5% sonosoprassature in silice e contengono quarzo manon foidi. Le rocce nel triangolo APF sonogeneralmente sottosature in silice e noncontengono quarzo.

ROCCE ESTRUSIVE - DIAGRAMMA QAPF

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 classificativomodale QAPF è dato in figura. Neldiagramma sono riportate lecomposizioni modali di rocce igneeestrusive campionate al Mt. Vulture(Basilicata), vedi tabella precedente.La freccia indica l’evoluzione delmagma.

Quale sarà il trend evolutivo?

ROCCE INTRUSIVE - DIAGRAMMA QAPFAnalogamente 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+CpxDiorite paragenesi = Pl+Amp+Biot ± Na CpxAnortosite paragenesi =Pl ± Cpx

La composizione NORMATIVA èuna composizione virtualemineralogica della roccia ottenutapartendo dall’analisi chimica (bulkrock) e sottraendo (frazionando)minerali a composizione standard,seguendo regole fisse. Si ottienecosì una percentuale dei mineraliche teoricamente da quella rocciapotrebbero cristallizzare.

Non necessariamente la NormaCIPW di una roccia corrisponde allaModa reale.

Nell’esempio riportato si nota cheuna roccia sovrassatura in silice(rhyolite) contiene quarzo normativo(Q). Mentre una foidite quale lanefelinite non contiene Q, manefelina (Ne) e leucite (Lc)normative.

Bulk Rock

Composizione Normativa

CLASSIFICAZIONE NORMATIVA

In base alla classificazione TAS, Normativa e all’osservazione delle rocce possiamo distinguerele rocce in funzione del loro contenuto in SiO2 (o grado di saturazione) in:

Rocce Sottosature con SiO2<45 wt.% sono classificate come ultrabasiche. Queste roccecontengono essenzialmente minerali mafici quali Ol, Cpx, Amp, Flo, Ossidi.

Le rocce Sottosature in SiO2 (rocce basiche SiO2<52 wt.%) saranno Ol normative, nonconterranno Qz, ne feldspati, ma conterranno feldspatoidi.

Le rocce Sature (rocce intermedie 52<SiO2<63 wt.%) non contengono Qz normativo, neQz cristallino, possono contenere feldspati e feldspatoidi insieme, oltre che clinopirossenoanfibolo e miche.

Le rocce Sovrassature in SiO2 (rocce acide SiO2>63 wt.%) saranno Qz normative econterranno Qz, feldspati, miche, pirosseni e anfiboli.

SATURAZIONE IN SIO2

CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA

Bulk Rock

SATURAZIONE IN SIO2

CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA

Il diagramma total alkalies - silica (TAS) è il più utilizzato tra i diagrammi classificativi per rocceignee. Nel diagramma si riportano direttamente i valori di SiO2, Na2O, K2O in ossidi. L’unicoaccorgimento 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 inMg e K.

CLASSIFICAZIONE SU BASE CHIMICA

Nel diagramma TAS sono distinguibili due tipi di rocce: quelle sub-alcaline e quella alcaline. La distinzione èbasata 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).

Vi è una correlazione positiva tra contenuto in SiO2 e alcali. Esiste anche una variazione trarocce con molti alcali e rocce povere di alcali. Irvine & Baragar (1971) hanno stabilito i limiti trarocce alcaline (ricche in Na+K) e rocce subalcaline (povere in Na+K). Le rocce alcalineparticolarmente ricche in alcali sono chiamate rocce peralcaline. Le rocce appartenenti a questetre 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.

ALCALINITÀ

Le rocce alcaline possono essere suddiviseinoltre in rocce potassiche e rocce sodichein funzione della prevalenza di K su Na o Nasu K. In tal caso avremo serie magmatiche chepossono essere sodiche, transizionali,potassiche o alte in potassio.

Un ulteriore suddivisione delle rocce alcalineviene effettuata in funzione della quantitàrelativa di Na2O e K2O.

Na2O-2 ≥ K2O

Na2O-2≤ K2O

Le rocce eruttate in archi insulari in zone disubduzione sono in genere sub-alcaline epossono essere anche classificate in funzionedella quantità di K2O per le classi definite infunzione 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 anchevalori elevati di CaO e bassi di FeO.

Da http://ladyguendalin.altervista.org

serie bassa in K

In base al contenuto in Al2O3 rapportato al contenuto inalcali le rocce possono essere classificate:

Peralluminose

Al2O3 > (Na2O+K2O+CaO). Tali rocce sonogeneralmente acide, contengono miche.

Alluminosature

Al2O3 = (Na2O+K2O+CaO). Sono rocce acide e piùraramente intermedie o basiche. ContengonoQz, Feld, minerali femici privi di Ca, quali Ol,Bio, Opx.

Metalluminose

Al2O3 < (Na2O+K2O+CaO). Sono rocce basiche, piùraramente intermedie. Contengono Pl, mineralifemici calcici quali Amp, Cpx.

Suballuminose

Al2O3 = (Na2O+K2O). Rocce intermedie-acide confeldspati alcalini, Cpx, e/o Amp non contengonoPl.

Peralcaline

Al2O3 < (Na2O+K2O). Rocce intermedio-acide (manon solo), contengono Na-Cpx, Na-Amp.

SATURAZIONE IN Al2O3

Pantelleriti - Comenditi

oxides #1 #2 #4 #5SiO2 50.93 51.45 62.53 71.2TiO2 1.89 2.92 1.83 0.6Al2O3 15.29 13.8 4.7 5.41Fe2O3 - 3.06 - -FeO 11.73 10.32 15.5 6.32MnO 0.21 0.2 - -MgO 5.86 4.64 2.7 0.47CaO 9.96 8.07 7.23 3.09Na2O 3.11 3.17 3.39 7.46K2O 0.74 1.62 1.52 4.38P2O5 0.28 0.75 0.2 0.07totale 100.00 100.00 99.60 99.00Al/(Na+Ca+K) 1.11 1.07 0.39 0.36Al/(Na+K) 4.0 2.9 1.0 0.5

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 progressivoimpoverimento in Mg, e successivamente alle prime fasi di cristallizzazione anche di Fe nel magmaresiduale. Per questo la quantità di Fe e Mg nella roccia è un buon indice di differenziazione. In generalel’ossido che durante la differenziazione magmatica decresce all’aumentare di SiO2 è il MgO. Quindi sipuò utilizzare una relazione contenete Mg da utilizzare come indice di differenziazione delle rocce di unastessa serie magmatica:

NUMERO DI MAGNESIO (Mg#),

Mg# = Mg/(Mg+Fe2+) indice chiamato numero di magnesio

Mg#=(MgO/40.3)/[(MgO/40.3)+(FeO/71.84)]

Anche nei minerali si osserva una diminuzione diMgO con il procedere della cristallizzazione: neiminerali zonati al centro, di solito, vi è unaquantità maggiore di MgO.

Le variazioni osservate nella composizione delcristallo di olivina registrano la variazione dellacomposizione del magma durante lacristallizzazione.

VARIAZIONE COMPOSIZIONALE IN MINERALI

ANALISI DI ROCCIA TOTALE: CONCENTRAZIONI MOLARI E NORMALIZZAZIONEanalisi di laboratorio calcolo frazioni molari calcolo normalizzazione a 100

località Vulsini peso Vulsini località Vulsinicampione MMU371 BOL306 molecolare MMU371 BOL306 campione MMU371 BOL306SiO2 47.16 53.91 60.08 0.7850 0.8973 SiO2 48.04 54.62TiO2 0.74 0.56 79.87 0.0093 0.0070 TiO2 0.75 0.57Al2O3 12.46 19.05 101.96 0.1222 0.1868 Al2O3 12.69 19.30Fe2O3 3.60 1.73 159.69 0.0225 0.0108 Fe2O3 3.67 1.75FeO 3.89 2.92 71.84 0.0541 0.0406 FeO 3.96 2.96MnO 0.11 0.11 70.93 0.0016 0.0016 MnO 0.11 0.11MgO 9.22 2.57 40.30 0.2288 0.0638 MgO 9.39 2.60CaO 15.41 5.87 56.07 0.2748 0.1047 CaO 15.70 5.95Na2O 0.68 2.15 61.98 0.0110 0.0347 Na2O 0.69 2.18K2O 4.67 9.57 94.20 0.0496 0.1016 K2O 4.76 9.70P2O5 0.22 0.26 141.94 0.0015 0.0018 P2O5 0.22 0.26LOI 1.46 1.30 Totale 100.00 100.00Total 99.62 100.00Total-LOI 98.16 98.70 Mg# 0.81 0.61 SiO2 48.04 54.62

TA 5.45 11.87Al2O3-TA 7.24 7.43Al2O3-(TA+CaO) -8.46 1.48

I parametri così ricalcolati possono essere utilizzati per i diagrammi di variazione oper i diagrammi classificativi (es. TAS)

DIAGRAMMA R1-R2 DI DE LA ROCHEIl 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 quindiavere un confronto diretto tra la moda e la composizione di roccia totale. Il diagramma R1-R2 èmolto utilizzato per le rocce ignee estrusive perché più facile da realizzare rispetto ai diagramminormativi.

Recalculation of de La Roche parametersOW MW MF NC CP MC OW = % Oxyde Weight

SiO2 55.5 60.09 0.92 1 0.924 923.61 MW = Molecular WeigthTiO2 1.36 79.90 0.02 1 0.017 17.02 MF = Molar Fraction = OW/MWAl2O3 13.4 101.96 0.13 2 0.263 262.85 NC = Number of CationsFe2O3 0.78 159.69 0.00 2 0.010 9.77 CP = Cationic Proportion =MF x NCFeO 5.08 71.85 0.07 1 0.071 70.70 MC = Millications= CP x 1000MnO 0.1 70.94 0.00 1 0.001 1.41MgO 9.36 40.30 0.23 1 0.232 232.26CaO 4.7 56.08 0.08 1 0.084 83.81Na2O 1.18 61.98 0.02 2 0.038 38.08K2O 7.46 94.20 0.08 2 0.158 158.39P2O5 0.54 141.95 0.00 2 0.008 7.61total 99.46

R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti) R1 = 1338.4R2 = 6Ca + 2Mg + Al R2 = 1230.2Ri = 2 (Fe + Ti) + 7 (Na + K) Ri = 1570.2Rs = 4 (Si - Na - K) Rs = 2908.6Rm = Al + 6Ca + 2Mg Rm = 1230.2

Diagrammi Ternari vengono utilizzati per visualizzarecontemporaneamente le variazioni di tre ossidi (ocationi). Questi diagrammi oltre ha mettere inevidenza variazioni spazio-temporali dellacomposizione chimica di serie magmatiche vengonoutilizzati per la classificazione: ad esempio il Jensenplot (1976) (a destra) utilizzato per la classificazionedelle rocce sub-alcaline e particolarmente utile per laclassificazione delle komatiti (rocce ricche di Mg).

DIAGRAMMI TERNARI

In questo diagramma vengono riportati i datidi roccia totale, e nello specifico la Fe+Ti,Mg, Al espressi come frazione molare.

Il problema riguardante questo tipo di graficoe tutti i diagrammi ternari, è inerente all’usodi soli 3-4 elementi ricalcolati a 100, quindisolo una parte degli elementi costituenti laroccia. Il diagramma AFM di Kuno (1968) ècorrentemente utilizzato per discriminareall’interno delle serie subalcaline i trendcalcalcalino e tholeiitico.Sono riportate in figura le linee diseparazione tra rocce tholeiitiche ecalcalcaline (curve Kuno, 1968 e Irvine &Baragard, 1971) e due esempi di roccetholeiitiche (Thingmuli volcano) ecalcalcaline (Cascades volcano).

E’ il diagramma triangolare più utilizzato per visualizzare variazioni composizionali delle rocceignee. I suoi apici sono Na2O+K2O [A]; FeOt = (Fe2O3 x 0.8998) + FeO [F]; MgO [M].

Diagramma AFM

FeO*, Fe2O3*, Fe2O3 e FeOSpesso 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% + 1.5Tale 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

Fattori di conversione: Fe2O3 = 1.1113 FeO ---- FeO = 0.8998 Fe2O3

Attività: ricalcolare Fe2O3 ed FeO per gli altri campioniSe invece Fe* è riportato come FeO* e si vuol stimare FeO e Fe2O3 wt% come procedo?