Magmatologia per un Corso di 4 crediti Universita' G. d'Annunzio ...

Magmatologia
per un Corso di 4 crediti
Universita’ G. d’Annunzio
Francesco Stoppa

Credito I: Rocce madri e serbatoi magmatici
• Importanza geologica del Mantello Terrestre
• Mantello superiore
• Serbatoio energetico a potenziale variabile
• Motore Geodinamico
• Sorgente di Magmi Primari
• Linee di ricerca indirette e dirette per dedurre la composizione del Mantello terrestre
• Caratteristiche Fisiche della Terra, i.e. volume, massa etc..
• Meteoriti
• Composizione chimica
• Classificazione:-“ortocumulati” (Condriti), “meteoriti differenziate” (Acondriti)
• Xenoliti mantellici
• Petrologia delle rocce mantelliche
• Giacitura
• Mineralogia e Petrografia
• Chimismo
• Aspetti geofisici
• Trasformazione di fasi
• Petrologia sperimentale
• Esercitazioni pratiche
• Processi mantellici ed attivita’ tettonica
• Processo di ascesa
• Interazione litosferica
• Attività vulcanica
• Petrogenesi delle rocce mantelliche
• Metasomatismo mantellico
• Stabilita’ di fasi mantelliche
• Fusione mantellica
• Liquidi basaltici
• Ruolo dei volatili

Credito II: Processi magmatici
• Magmatogenesi:
• Basalto come fuso mantellico
• Concetto di liquido primario
• Associazioni magmatiche: Province petrografiche
• Genesi del Magma: Rapporti seriali
• Origine del Magma:Ipotesi di lavoro
• Metodologia di studio:-Petrologia Sperimentale, Geochimica, Mineralogia Chimica/ Strutturale
• Fusione di mantello anidro
• Fusione di mantello idrato
• Fisica del Magma
• Definizione di viscosità del magma e fattori che la influenzano
• velocità di raffreddamento & accrescimento dei minerali
• composizione chimica
• concentrazione di elementi volatili
• Legge di Stokes
• Differenziazione magmatica
• “Volatile transfer”, “Filter pressing”
• Assimilazione
• “Magma Mixing”
• Variazione di concentrazione di un elemento durante la cristallizzazione.
• Affinità geochimica
• Elementi in tracce in magmatologia
• Fusione parziale e “Raleigh fractionation”.
• Ripartizione degli elementi in sistemi solido/liquido; coefficiente di ripartizione
• Elementi compatibili ed incompatibili
• Terre Rare e significato genetico
• Differenziazione in ambienti continentale ed oceanico

Credito III: Magmatismo in Relazione alla Tettonica
litosferica
• Relazioni tra associazioni di rocce ed evoluzione magmatica
• Relazione genetica roccia-magma, “Rock series”, “Magma lineage”.
• Caratteri seriali i.e. Peacock, Barth (1962) and Turner and Verhoogen, Le Maitre, Harker.
• “Larsen’s Function”, differenziazione evoluzione di serie vulcaniche principali (uso classificativo del diagramma silice/alcali Irvine-
Baragar,1971).
• Genesi dei magmi di intraplacca
• Foiditi, melilititi, carbonatiti
• Basalti alcalini
• Genesi dei magmi di margini divergenti
• Basalti tholeiitici
• Genesi dei magmi di Arco-Fossa
• Fattori di controllo genetico nei sistemi Arco-Fossa. Profondità di Fusione, Grado di fusione, frazione di fluidi prodotti dalla zona di
Benioff, fusione mantellica +roccia subdotta, deidratazione seguita da fusione, fusione della roccia subdotta
• Andesiti
• Magmatismo granitico
• Caratteristiche dei graniti
• petrochimica
• Ipotesi genetiche
• formazione di milonite in granito.

Credito IV: Processi magmatici
• Confronto genetico tra serie potassiche ed ultrapotassiche:
• La Roman Region
• I.U.P.
• Paraguay
• Uganda
• Cina
• Brasile
• Esempi di affiliazione geodinamica e tettonica delle plagio-leucititi:
• NSW leucite suite
• Paraguay Graben
• Indonesian Arc
• Roman Region
• Prospettive future

DEFINIZIONE DI MAGMA
1. Una roccia fusa all’interno della crosta terrestre –
sbagliato-
2. Un miscuglio di cristalli di diversi minerali sospesi in un
fuso silicatico con quantità minori di gas –specifico ma
inesatto-
3. Un materiale caldo, fuso che consiste di una mistura di
liquido, solido e gas –esatto ma generale-

• Termini associati alla parola magma:
1. -basaltico (mafico)
2. -granitico (felsico)
3. -primario-primitivo
4. -evoluzione del
• Altri termini associati al concetto di
magma
1. -rocce vulcaniche e plutoniche
2. -kimberlite, pegmatite
3. -vetro, tectite, pirogenesi

COMPOSIZIONE DEL MAGMA
• In genere il magma contiene, sia pure in
quantità molto variabile, tutti gli elementi naturali
della tabella periodica.
• La quantità di ciascun elemento dipende dalla
composizione mineralogica della sorgente e dal
suo grado di fusione parziale.
• Spesso si usa categorizzare il magma in “endmembers”,
estremi composizionali fisici dai quali
è in genere possibile ottenere ogni
composizione intermedia.

• Due end-member molto usati sono quelli
associati alla fusione di minerali:
1. di alta temperatura, come quelli a
tetraedro isolato, nesosilicati, (olivina) e i
silicati a catena semplice, inosilicati,
(pirosseni) che formano il mantello
superiore.
2. di bassa temperatura come i tettosilicati
(quarzo e fespati) che formano la crosta.

Magmi composti da Mg-Ca-Fe (tipo 1-maficiultramafici)
si formano a temperature mantelliche e
hanno viscosità minore.
Magmi composti da Si-Al (tipo-2-felsici) sono più
viscosi.
Gli alcali, OH-, CO2, CO3-, F, Cl, S in genere
tendono a depolimerizzare il magma e a renderlo
più fluido a parità di temperatura.
La classificazione dei magmi è fortemente
contaminata dal concetto di norma e moda delle
rocce che da essi cristallizzano.

Composizione mineralogica
Magmi ultramafici
Olivina - Mg2SiO4 to Fe2SiO4
Pirosseno - Ca(Mg,Fe,Al)(Al,Si)2O6
(Phl, Pyr, Chr, Mel, Cc, Dol)
magmi mafici (basaltici)
Olivina - Pirosseno più
Plagioclasio essenziale - CaAlSi3O8/NaAlSi3O8
(Ne, Lc)
Magmi Intermedi
Plagioclasio - K-Feldspato - KAlSi3O8
Anfibolo - NaCa2(Mg,Fe,Al)5(Si,Al)8O22(OH)2
Muscovite/Biotite - KAl2(Si3Al)O10(OH)2
Quarzo - SiO2
magmi felsici (granitici)
K-Feldspato - Quarzo – Albite Na Al Si3O8

In base alla composizione, i magmi vengono
associati a sequenze ignee dette co-magmatiche
che formano uno stesso vulcano, un distretto, una
provincia ignea. Rocce co-magmatiche, per quanto
diverse, derivano da uno stesso magma genitore
(parent). Ogni differenziato (derivative) è
relazionabile con un diverso stadio evolutivo del
magma e può essere messe in relazione con:
1. Più alta temperatura del fuso (liquidus);
2. Composizione più primitiva (Mg#,
sottosaturazione in SiO2 o Q;
3. elevato contenuto di compatibili + LILE-
HFSE;
4. Volume magmatico.

Ci sono molti processi che possono cambiare
la composizione elementare di un magma
1. Cristallizzazione frazionata (non cambia i
rapporti isotopici dei radiogenici)
2. Mixing e mingling (cambia parzialmente i
rapporti isotopici)
3. Contaminazione e assimilazione (cambia da
poco a molto i rapporti isotopici)

Cristallizzazione frazionata
ρ (olivina) = 3.22 g/cm3 (Mg) - 4.30 g/cm3 (Fe)
ρ (cpx) = 2.96-3.52 g/cm3
ρ (opx) = 3.21-3.96 g/cm3
ρ (plg) = 2.63-2.76 g/cm3
r (magma) = 2.4 - 2.8 g/cm3 (granitico-basaltico)
I primi minerali a cristallizzare sono quelli a più alto punto di fusione, che vengono
separati dal magma per gravità, filtrazione, flottazione, zonazione, corona, kefilite.
Il residuo liquido restante sposta la composizione verso termini più evoluti
(phonolite o alkali granito).
Norman L. Bowen rese molto popolare il suo schema secondo cui tutte le rocce
derivavano da un magma parentale basaltico attraverso la cristallizzazione
frazionata.
Il suo modello era tuttavia inadeguato per generare la maggior parte dei
graniti, con questo meccanismo si può produrre solo 1/20 di granito a partire
da un volume iniziale di T-basalto. Inoltre nella costa non si ritrovano i
restanti 19/20 di cumulati che sono, in effetti, rocce piuttosto rare.

1. olivina
2. ortopirosseno
3. clinopirosseno
4. biotite
5. anfibolo (Hb)
6. Ca plagioclasio
7. Na plagioclasio
8. NaCa plagioclasio
9. alcali feldspato
10.muscovite
11.quarzo
La serie di Bowen
• I minerali mafici si
arricchiscono in Fe verso la
parte alta della sequenza di
cumulo (Fe-end member
hanno più bassa
temperatura di
cristallizzazione).
• Il plagioclasio è più ricco in
Na verso la parte alta della
sequenza (Na-pl cristallizza a
più bassa temperatura del
Ca-plag)
• Il Q e le pegmatiti
rappresentano quel 1/20 che
può derivare come residuo
da un basalto toleitico .

Evidenze di Cumulo
Tessiture da cumulo:
• Cristalli euedrali-subedrali disposti a “mattoncini”.
• Strutture tipo sedimentarie (stratificazioni, gradazioni,
pieghe etc)

• Termini associati alla parola magma:
1. -basaltico (mafico)
2. -granitico (felsico)
3. -primario-primitivo
4. -evoluzione del
• Altri termini associati al concetto di
magma
1. -rocce vulcaniche e plutoniche
2. -kimberlite, pegmatite
3. -vetro, tectite, pirogenesi

I Graniti sono
rocce intrusive
“acide” cioè
sature in SiO2,
perche hanno
abbondante Q
nella norma e
nella moda
Moda:
Essenziali=
Q 20-60 vol%,
K-feld >65%/Pl,
Accessori=
Opachi, mica

Gabbro – roccia intrusiva corrispondente al Basalto (roccia estrusiva).
plagioclasio
clinopirosseno
plagioclasio
I Gabbri sono rocce
intrusive “basiche” cioè
sottosature in silice o
leggermente sature, con
poco Q nella norma
(

Basalto
Componene
virtuale: vescicole
Massa di fondo:
Vetro +
microcristalli
Componente fisica:
Olivina

Basalto – roccia effusiva, costituita da cristalli di plagioclasio (bianchi) e
clinopirosseno (verdognoli) in una massa di fondo vetrosa (nero o bruno)

• Due end-member molto usati sono quelli
associati alla fusione di minerali:
1. di alta temperatura, come quelli a
tetraedro isolato, nesosilicati, (olivina) e i
silicati a catena semplice, inosilicati,
(pirosseni) che formano il mantello
superiore.
2. di bassa temperatura come i tettosilicati
(quarzo e fespati) che formano la crosta.

• Calore terrestre
• Decompressione
• Metasomatismo
ORIGINE DEL MAGMA
Che inducono un
↓
Processo di fusione parziale
(verrà trattato diffusamente in seguito)

Gli studi petrologici sui basalti ci dicono che si sono formati nel
mantello superiore dove i fenomeni magmatici hanno prodotto
fasi cristalline (minerali), il fuso e fluidi in equilibrio.
La segnatura isotopica del fuso ne rappresenta la sorgente e la
distribuzione degli elementi in traccia nel fuso e nei minerali
rappresenta una misura delle proporzioni dell’equilibrio tra le
varie fasi.
Questo ci mette in grado di usare per esempio il rapporti Fe/Mg
tra olivina e fuso per selezionare i vetri più primitivi. Oppure
usare rocce con xenoliti mantelliche per stabilite che l’olivina
mantellica ha Mg# ~90, e i magmi primari devono avere Mg#
~75.
Cosi come per le rocce di mantello con Ol > Opx > Cpx > Ga,
Sp or Plag. modali, un magma primario deve avere particolari
condizioni di P,T, e un’ attuività di C-H-O determinate quando è
saturato con olivina, ortopirossene e possibilmente spinello,
clinopirosseno, granato o plagioclasio.

•Numero di Magnesio (Mg#), indice di differenziazione:
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+ )
rapporti di concentrazioni molari

• Il regime in cui avviene la fusione per rocce
basiche d’intraplacca (kimberliti, olivin
melilititi, olivin nefeliniti, basaniti, alcaliolivin
basalti richiede la presenza di C e H
(CO3 = ) e (OH-) nel fuso.
• Tale fenomeno può essere descritto in
termini di un sistema con lherzolite + (C-H-
O) a profondità > 90 km e fino a ?< 200 km
in cui si creano condizioni per procuarre
sia una deplezione delle sorgenti (da N-
MORB to D-MORB) sia arricchimento (da
N-MORB fino a E-MORB) attraverso la
migrazione di 1-2 % di fuso.

Diagramma sperimentale per la pyrolite (4 parti
dunite + 1 parte basalto) e pyrolite+(C+H+O)
utile per modellare la litosfera intraplacca, e il
mantello superiore. La geoterma d’intraplacca
oceanica è appropriata per una crosta
oceanica vecchia o una continentale nuova.
Questa geoterma interseca sempre il campo di
stabilità della carbonatite e dell’incipiente
fusione della pyrolite con fO2≥IW+2 log. Si noti
che la base petrologica della litosfera
corrisponde alla reazione di stabilità della
pargasite e del solidus silicatico a ~95 km.
La base dell’astenosfera è fissata a ~150 km
all’intersezione dell’adiabata mantellica di
Tp=1450°C con composizione pyrolitica-
(C+H+O) per fO2 = IW+1.
Sotto questa profondità è presente un fluido
con CH4 ≥ H2O ma non si formano fusi
silicatici fino a quando fO2 > IW+1, i.e. zone di
ossidazione nel mantello.
Il fuso carbonatitico a > 95 km e T < 1000°C
può essere presente o assente asseconda
delle variazioni in fO2. Se fO2 ≥ IW+3 quindi
sarà presente fuso carbonatitico ± H2O (fluidi)
piuttosto che grafite (diamonte)+H2O-fluid).

La petrologia sperimentale e le
osservazioni sulla temperatura di
eruzione dei basalti suggeriscono
che tutto il vulcanismo attuale,
indipendentemente se sia d’intraplacca
o di margine attivo o
passivo, può essere modellato
della geoterma per il thermal
boundary layer e l’adiabata
mantellica (Tpa1450°C).
E’ importante notare che le
komatiiti archeane a
composzizione peridotitica
iimplicano una temperatura
potenziale di almeno 1650°C.

Fusione parziale e distribuzione
degli elementi in traccia
Due processi sono considerati agli estremi
del processo naturale che determina la
composizione del fuso in funzione del
rapporto volumetrico liquido/solido e della
sua composizione.
1. Batch Melting (o fusione d’equilibrio, o fusione parziale d’equilibrio). Si ha
la formazione di un fuso che reagisce ed è in equilibrio con la suo residuo
solido (roccia sorgente) finché un batch di magma singolo è fisicamente e
chimicamente separato dalla sua sorgente.
2. Fractional Melting (fusione frazionata o Rayleigh melting). Una piccola
quantità di fuso è prodotta e istantaneamente isolata dal suo residuo solido
(roccia sorgente). L’equilibrio è solo tra il liquido formato e la superficie delle
fasi solide a contatto con esso.
3. Coefficiente di ripartizione Kd. Esprime la quantità di elemento frazionato nella
varie fasi (solido-liquido) durante i due processi suddetti.

Bulk Partition Coefficient
Si definisce Bulk Partition Coefficient (coefficiente di ripartizione totale) il
valore calcolato partendo dai coefficienti di ripartizione di Nernst per un determinato
elemento (i) nei minerali costituenti una roccia, corretti per la proporzione volumetrica
dei minerali nella roccia stessa:
Di = x1Kdi1+x2Kdi2+x3Kdi3…
Es. In una roccia costituita da 50% Olivina, 30% Clinopirosseno e 20% Ortopirosseno il
Bulk Partition Coefficient di un elemento i è:
Di = 0.5 Kdiol + 0.3 Kdicpx + 0.2 Kdiopx

fuso
fuso

Phl
Kd = C i mineral / C i melt
D i = x 1 Kd i 1+x 2 Kd i 2+x 3 Kd i 3…
Peridotite - moda:
15% flogopite
25% clinopirosseno
60% olivina
_______Concentrazioni (ppm)______
Ol Cpx Phl Basalto
La 12 600 400 1200
Sr 25 1200 900 2500
Cr 600 1150 800 250
Ni 450 750 350 200
_______________________________

Sistema:
Anfibolo (orneblenda) -
Liquido silicatico
compatibile
incompatibile

Onuma Diagram
Kd REE Granato/Dacite
Fugacità d’ossigeno -
L’esempio più evidente del controllo che fO 2
esercita su Kd è dato dal comportamento
geochimico di Eu nel sistema plagioclasiofuso
basaltico.
Infatti per bassi valori di fO2 (es. in una
camera magmatica profonda) Eu ha valenza
2+, in questo caso KdEu plagioclasio/basalto >1
(comportamento compatibile). In condizioni
di alto fO2 come in prossimità della
superficie terrestre Eu ha valenza 3+, In
questo caso KdEu plagioclasio/basalto

La carbonatite di Polino in Italia è estrusiva e
contiene micronoduli peridotitici, Srcarbonato,
Cr-flogopite, granato di Zr, Thperowskite,
LREE-apatite, Ti-magnetite.
Le ofioliti di Barberton sono una sequenza di
komatiiti la cui struttura a Spinifex indica
rapida cristallizzazione dell’oluivina verso la
superficie. Il lato lungo della figura è circa 1
cm.

BATCH MELTING
La concentrazione di un elemento in traccia nel fuso (CL) è collegato alla
concentrazione dello stesso elemento nella roccia sorgente non fusa (Cs) da:
Cl/Cs=1/[D + F(1-D)]
Dove D = il Bulk Partition Coefficient del residuo solido; F è la massa della frazione di
fuso prodotto.

Per gradi di fusione parziale
piccoli, gli elementi incompatibili
(cioè con D piccolo) tenderanno a
concentrarsi moltissimo nel fuso.
Al contrario elementi a
comportamento compatibile si
concentreranno nei minerali
residuali della roccia sorgente.
Questo spiega perché magmi con
diversa composizione possono
essere prodotti dalla stessa
sorgente: dipende dal grado di
fusione!
Elementi incompatibili (es LILE)
con elevati Kd produrranno un D
basso (1).
F=0.1
CL C0 =
1
[D + F(1-D)]
F=0.6

La concentrazione dello stesso
elemento nella porzione residuale
non fusa (C S ) rispetto alla
concentrazione iniziale (C 0 ):
C S /C 0 = D /[ D + F(1-D)]
Per elementi compatibili un basso
grado di fusione parziale modifica
di poco la loro concentrazione
nelle fasi solide residuali.
Per gradi di fusione più alti e per D
elevati possono essere fortemente
concentrati nel residuo solido, la
loro concentrazione può essere
molto più alta che nella roccia
sorgente prima che fosse sottoposta
a fusione.
CS C0 =
D RS
[D RS + F(1-D RS )]

FRACTIONAL MELTING
Nel caso in cui un solo batch è
prodotto ed isolato
istantaneamente e i minerali della
roccia sorgente fondono nella
stessa proporzione in cui sono
nella roccia sorgente, la
concentrazione di un elemento in
traccia nel liquido, relativamente
alla sua concentrazione nella
roccia sorgente per un dato
incremento di fuso:
C L /C s =1/D 0 [(1-F) (1/D 0-1) ]
Dove F è la frazione di fuso già
rimossa dalla sorgente e D 0 e il
Bulk Partition Coefficient per le
originali fasi solide prima
dell’inizio della fusione parziale.

L’equazione per il solido
residuale è:
C S /C 0 = (1-F) (1/D0-1)
Fractional melting – residue nell’intervallo 0< F

•Le proprietà geochimiche degli
elementi dipendono dal loro raggio
ionico e dalla loro carica:
•Low Field Strength (LFS, Bassa
energia di campo)
•High Filed Strength Elements
(HFSE, Alta energia di campo)
•Large Lithophyle Elements (LILE,
elementi a grande raggio ionico)
•Terre Rare
•Elementi di Transizione
•Elementi altamente compatibili
•Platinoidi

Volatili
Litofili – hanno affinità con le fasi silicatiche e sono concentrati nella crosta e nel
mantello.
Siderofili – hanno affinità per liquidi metallici, la crosta è impoverita in questi elementi
che probabilmente sono concentrati nel nucleo.
Calcofili – hanno affinità per i liquidi sofatatici.
La classificazione di Goldshmidt è rilevante per la distribuzione degli elementi nelle
meteoriti, nella crosta-mantello e nel nucleo terrestri.

COMPOSIZIONE DEL MAGMA
• In genere il magma contiene, sia pure in quantità molto
variabile, tutti gli elementi naturali della tabella periodica.
• La quantità di ciascun elemento dipende dalla composizione
mineralogica della sorgente e dal suo grado di fusione
parziale.
• Spesso si usa categorizzare il magma in “end-members”,
estremi composizionali fisici dai quali è in genere possibile
ottenere ogni composizione intermedia.

Magmi composti da Mg-Ca-Fe (tipo 1-maficiultramafici)
si formano a temperature mantelliche e
hanno viscosità minore.
Magmi composti da Si-Al (tipo-2-felsici) sono più
viscosi.
Gli alcali, OH-, CO2, CO3-, F, Cl, S in genere
tendono a depolimerizzare il magma e a renderlo
più fluido a parità di temperatura.
La classificazione dei magmi è fortemente
contaminata dal concetto di norma e moda delle
rocce che da essi cristallizzano.

In base alla composizione, i magmi vengono
associati a sequenze ignee dette co-magmatiche
che formano uno stesso vulcano, un distretto, una
provincia ignea. Rocce co-magmatiche, per quanto
diverse, derivano da uno stesso magma genitore
(parent). Ogni differenziato (derivative) è
relazionabile con un diverso stadio evolutivo del
magma e può essere messe in relazione con:
1. Più alta temperatura del fuso (liquidus);
2. Composizione più primitiva (Mg#,
sottosaturazione in SiO2 o Q;
3. elevato contenuto di compatibili + LILE-
HFSE;
4. Volume magmatico.

Ci sono molti processi che possono cambiare
la composizione elementare di un magma
1. Cristallizzazione frazionata (non cambia i
rapporti isotopici dei radiogenici)
2. Mixing e mingling (cambia parzialmente i
rapporti isotopici)
3. Contaminazione e assimilazione (cambia da
poco a molto i rapporti isotopici)

Cristallizzazione frazionata
ρ (olivina) = 3.22 g/cm3 (Mg) - 4.30 g/cm3 (Fe)
ρ (cpx) = 2.96-3.52 g/cm3
ρ (opx) = 3.21-3.96 g/cm3
ρ (plg) = 2.63-2.76 g/cm3
r (magma) = 2.4 - 2.8 g/cm3 (granitico-basaltico)
I primi minerali a cristallizzare sono quelli a più alto punto di fusione, che vengono
separati dal magma per gravità, filtrazione, flottazione, zonazione, corona, kefilite.
Il residuo liquido restante sposta la composizione verso termini più evoluti
(phonolite o alkali granito).
Norman L. Bowen rese molto popolare il suo schema secondo cui tutte le rocce
derivavano da un magma parentale basaltico attraverso la cristallizzazione
frazionata.
Il suo modello era tuttavia inadeguato per generare la maggior parte dei
graniti, con questo meccanismo si può produrre solo 1/20 di granito a partire
da un volume iniziale di T-basalto. Inoltre nella costa non si ritrovano i
restanti 19/20 di cumulati che sono, in effetti, rocce piuttosto rare.

LE SERIE MAGMATICHE
Le rocce ignee generalmente formano delle associazioni ben definite
dal punto di vista chimico e petrografico. Queste associazioni si
sono formate in un certo periodo e generalmente ad un assetto
tettonico definito.
Le rocce ignee che formano delle associazioni spazio-temporali
sono raggruppate in Province Petrografiche (Es. Provincia
Comagmatica Romana, Washington, 1909). Le variazioni riscontrate
all’interno delle varie associazioni sono generalmente continue e
graduali, e sono dovute ai processi magmatogenici o a sorgenti
zonate. Le rocce considerate geneticamente legate tra loro sono
definite comagmatiche e formano delle SERIE comagmatiche.
L’assegnazione di una roccia ignea ad una serie magmatica viene
effettuata su base petrologica attraverso lo studio delle fasi minerali
e sulle loro relazioni; inoltre l’assegnazione si basa sullo studio delle
variazioni degli elementi maggiori ed in traccia.

Processi di differenziazione del magma
Cristallizzazione frazionata:
Cristallizzazione d’equilibrio. Processo in cui i cristalli che si separano dal fuso
sono in equilibrio chimico con il fuso (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).
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 velocemente
affondano verso il fondo della camera magmatica).
Cristallizzazione in situ. Il fuso viene rimosso dal miscuglio di cristalli che si
formano nella parti più fredde del magma (∆T>). Questa zona in solidificazione si
muove verso il centro della massa magmatica fino a che tutto il fuso è
cristallizzato.
Contaminazione
Processo AFC. Il fuso può assimilare una piccola parte dell’incasso fondendo o
per diffusione il materiale che costituisce le pareti della camera magmatica o del
condotto.

Anfibolo zonato
Quarzo zonato

Immiscibilità
Da un fuso silicatico si smescolano due fusi con composizione
diversa: ad es. uno silicatico ed uno carbonatitico (immiscibilità tipo
acqua e olio).
Liquido silicatico
Liquido carbonatico

Uso degli elementi maggiori nella
classificazione e studio delle rocce ignee
•I processi di fusione parziale e di differenziazione magmatica
determinano una variazione della composizione chimica del magma
durante la sua risalita verso la superficie, quindi ciò che noi
analizziamo è generalmente il prodotto della differenziazione
magmatica.
•Bisogna quindi rappresentare questa evoluzione attraverso
DIAGRAMMI di VARIAZIONE, che ci consentono di stabilire
quanto la roccia che campioniamo (che rappresenta un magma
evoluto) si è allontanata dalla composizione del possibile magma
primario (sorgente).

Diagramma di variazione binario: MgO vs CaO wt.% per rocce
basaltiche Hawaiiane. La variazione di pendenza corrispondente a circa
MgO = 7wt.% dovrebbe corrispondere ad una variazione di specie
minerale che cristallizza (viene fraziona) nel magma, quale??.

Bowen osservò che al
diminuire della temperatura
cristallizzavano due serie di
minerali in successione.
Man mano che procedeva la
cristallizzazione i cristalli
formatisi precedentemente
venivano riassorbiti nel
fuso.
•Definì così una sequenza
di cristallizzazione tipica
dei minerali cafemici e dei
minerali felsici.

ELEMENTI MAGGIORI: sono quegli elementi che compongono una
roccia al 90%. Le loro concentrazioni sono espresse in Percentuale in
Peso del loro ossido (wt.%).
Le concentrazioni devono essere > 0.1 wt.% (1000-2000 ppm).

Classificazione delle rocce ignee (IUGS):
1. CHIMICA (estrusive afanitiche)
2. MINERALOGICA (Tutte)
3. (TESSITURALE)
Su base chimica (in funzione delle
concentrazione degli ossidi
costituenti, si possono utilizzare due
metodi: NORMA CIPW e BULK
ROCK (roccia totale).
Su base mineralogica le rocce ignee
si classificano in funzione della loro
MODA (sec. Streckeisen):
percentuale in volume (reale) delle
varie specie minerali presenti.

Bulk Rock
Composizione Normativa

TAS diagram per rocce vulcaniche. Si plottano 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.

Tas diagram for plutonic rocks

Saturazione in SiO 2
In base alla classificazione TAS, Normativa e all’osservazione delle
rocce avremo che:
Le rocce Sovrassature in SiO 2 (rocce acide SiO 2 >63wt.%)
saranno Qz normative e conterranno Qz, feldspati, miche, pirosseni
e anfiboli.
Le rocce Sottosature in SiO 2 (rocce basiche SiO 2

Saturazione in Al 2 O 3
In base al contenuto di Al 2 O 3 rapportato al contenuto di
alcali avremo che le rocce possono essere (concentrazioni
molari):
•Peralluminose -Al 2O 3 > (Na 2O+K 2O+CaO). Tali rocce sono generalmente acide,
contengono miche.
•Alluminosature -Al 2O 3 = (Na 2O+K 2O+CaO). Sono rocce acide e più raramente
intermedie o basiche. Contengono Qz, Feld, minerali femici priovi di Ca, quali Ol,
Bio, Opx, Cum.
•Metalluminose -Al 2O 3 < (Na 2O+K 2O+CaO). Sono rocce basiche, più raramente
intermedie. Contengono Pl, femici calcici quali Amp, Cpx.
•Suballuminose - Al 2O 3 = (Na 2O+K 2O). Rocce intermedie-acide con feldspati
alcalini, Cpx, e/o Amp non contengono Pl.
•Peralcaline - Al 2O 3 < (Na 2O+K 2O). Rocce intermedio-acide (ma non solo),
contiene Na-Cpx, Na-Amp.

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 di Na+K).

Serie di Transizione
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.

Diagramma semimodale R1-R2 di De la Roche
(1980)
Schema di classificazione di rocce estrusive ed intrusive
basato sulle proporzioni dei cationi della composizione
della roccia totale.
I vantaggi di questo schema classificativo sono:
• L’uso di tutti gli elementi maggiori presenti nella roccia;
• Schema generale che può rappresentare tutti i tipi di roccia;
• Le composizioni chimiche dei minerali possono essere
riportate nel diagramma, quindi è possibile fare un
confronto tra moda e composizione chimica;
• Può essere mostrato il grado di saturazione in silice e la
composizione dei feldspati.

R1=
4Si-11(Na+K)-
2(Fe+Ti)
R2=
6Ca+2Mg+Al

Uso degli elementi in traccia nello studio
dei processi ignei
•Un elemento in traccia in una roccia (o minerale) è un
elemento presente in concentrazione < di 0.1 wt.% (< 1000
ppm). Solo raramente gli elementi in traccia formano
minerali propri.
•Gli elementi in traccia sono importanti in petrologia perché
il loro uso consente discriminare tra processi petrologici a
partire dalla loro distribuzione tra le varie fasi costituenti una
roccia, o tra rocce diverse. Il comportamento geochimico
degli elementi in traccia può essere modellizzato in maniera
relativamente semplice.

•Gli elementi in traccia sono spesso studiati in gruppo, e deviazioni
dal comportamento del gruppo, o il sistematico cambiamento di
comportamento all’interno del gruppo è un’indicatore dei processi
petrologici che hanno consentito la formazione di una roccia ignea
(sedimentaria o metamorfica).
•Ogni elemento ha un comportamento geochimico simile ad ogni
altro elemento nel suo gruppo. I processi geologici possono
determinare piccole variazioni nel comportamento di uno o più
elementi dello stesso gruppo (frazionamento). E’ compito del
geochimico capire quale processo geologico ha prodotto questo
frazionamento.

Comportamento geochimico degli elementi in traccia nei
sistemi magmatici
Quando il mantello terrestre viene fuso (parzialmente) gli elementi in
traccia si possono comportare in due modi:
Elementi che tendono a rimanere nelle fasi minerali sono elementi a
comportamento COMPATIBILE.
Elementi che tendono invece ad entrare nella fase liquida (fuso) hanno
comportamento INCOMPATIBILE.
La compatibilità o incompatibilità di un elemento dipende dalla
composizione del fuso e delle fasi che cristallizzano nel fuso.
Es. P nella fusione del mantello si concentra velocemente nel fuso
(incompatibile), ma durante la cristallizazione di un granito viene
sottratto al fuso e viene accomodato nella struttura dell’apatite
(compatibile).

•Gli elementi incompatibili vengono suddivisi in funzione del
loro POTENZIALE IONICO che è il rapporto tra la valenza
(carica) e il raggio ionico. Questo rapporto esprime la carica
elettrostatica per unità di superficie o forza di campo.
•HFSE (high field strength elements) – hanno corto raggio e
carica elevata (generalmente ≥ 3).
•LFSE o LILE (low field strength elements o large ion
lithophile element) – hanno largo raggio ionico e bassa carica
(generalmente ≤ 2).
•Elementi con più di uno stato di ossidazione possono
comportarsi come HFSE o LILE: es. Eu 2+ (LILE), Eu 3+
(HFSE); Pb 2+ (LILE); Pb 4+ (HFSE).

TERRE RARE (REE- Rare Earth
Elements)
Sono il gruppo di elementi in traccia più
usato in geochimica per sistemi ignei,
metamorfici e sedimentari. Le REE sono i
metalli con numero atomico da 57 a 71, dal
La al Lu. In alcuni casi Y avendo raggio
ionico simile ad Ho è incluso nelle REE.
Generalmente le REE con numero atomico
inferiore sono dette Light REE (LREE),
quelle con Z intermedio sono dette Medium
(MREE), mentre le REE con Z maggiore
sono chiamate Heavy REE (HREE). Le
REE hanno proprietà chimico-fisiche simili,
perché sono tutti elementi con ioni di carica
3+ stabili ed hanno raggio simile. Le piccole
differenze di grandezza del raggio ionico
determinano un loro potenziale ionico
leggermente diverso, questo determina un
naturale frazionamento degli ioni REE uno
rispetto all’altro.
Raggio ionico

•Le Terre Rare (REE) sono suddivise in leggere, intermedie e pesanti.
•Poiché hanno proprietà fisico chimiche molto simili si frazionano con molta
gradualità tra di loro.
•Quindi il loro frazionamento è indice dell’effetto di fenomeni evolutivi molto
potenti.
•Se due rocce hanno un tracciato delle REE molto simili sono imparentate
geneticamente
•Piccoli frazionamenti delle LREE/HREE sono molto significativi e consentono di
fare ipotesi petrogenetiche

Rappresentazione degli elementi in traccia:
NORMALIZZAZIONE
Le concentrazioni degli elementi in traccia presenti in una roccia sono
generalmente normalizzati per un comune standard di riferimento:
CONDRITE (CH1) o MANTELLO TERRESTRE PRIMITIVO
(PM).
C i roccia /Ci standard
Le terre Rare vengono generalmente normalizzate per le Condriti, mentre
gli elementi in traccia sono normalizzati per il Mantello Primitivo.
Sia delle Condriti che del mantello primitivo si hanno varie stime e
misure delle concentrazioni degli elementi in traccia.

• Essendo gli elementi in traccia
con numero atomico pari più
abbondanti degli elementi con Z
dispari (Nucleosintesi Stellare),
la normalizzazione produce un
riequilibrio tra elementi con Z
pari e Z dispari: viene quindi
eliminato l’andamento zig-zag
dei profili di concentrazione.
• Normalizzando gli le
concentrazioni degli elementi in
traccia rispetto alle
concentrazioni nelle
CONDRITI si visualizza
immediatamente la variazione
nella roccia rispetto alla
composizione terrestre
primordiale. Cioè si visualizza
immediatamente se la roccia è
arricchita (Cr/Cs >1) o
impoverita (Cr/Cs

SPIDER DIAGRAM
Le concentrazioni delle REE vengono generalmente diagrammate
plottando la concentrazione in scala logaritmica contro il numero
atomico.
Per gli elementi in traccia (LILE, HFSE, PGE) si plottano le
concentrazioni in scala logaritmica contro una lista di elementi ordinati
secondo il loro grado di compatibilità: da quello più incompatibile (a
sinistra) a quello più compatibile (a destra).
Le concentrazioni degli elementi in traccia nelle rocce sedimentarie
vengono diagrammati nello stesso modo, ma la normalizzazione viene
fatta rispetto a North America Shale Composite (NASC) che rappresenta
una media delle concentrazioni di elementi in traccia nelle rocce
sedimentarie.