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Geochimica - riassunto completo per il corso Appunti scolastici Premium

Documento di 64 pagine che tratta tutti gli argomenti visti e studiati nel corso di Geochimica, durante il secondo anno di Scienze Geologiche.
Capitoli:
Elementi di chimica generale
Abbondanza cosmica degli elementi nel Sistema Solare
Origine degli elementi
Origine dell’Universo
Origine del Sistema Solare
Le meteoriti
Origine dei pianeti
Origine della Terra... Vedi di più

Esame di Geochimica docente Prof. A. Renzulli

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ESTRATTO DOCUMENTO

Isotopi dell’ossigeno

N.B. Il vapore acqueo è arricchito in isotopi “leggeri” rispetto al liquido sorgente. Evaporano preferenzialmente le molecole con 16O:

sono “più leggere”. Cioè, le molecole di H2O16 hanno una pressione di vapore leggermente maggiore delle molecole H2O18 e

pertanto passano preferenzialmente alla fase gassosa. Viceversa, il vapor acqueo che condensa (precipitazioni) si arricchisce in

isotopi “pesanti”. In termini di salinità:

­ acque dolci (bassa salinità) sono “leggere” e con O molto variabile

18

δ

­ acque a più alta salinità (mari in regime di forte evaporazione) sono più “pesanti” distillazione frazionamento) di Rayleigh.

Il frazionamento isotopico che si crea con il ciclo idrologico globale prende il nome di (o

L’acqua che evapora all’equatore diventa più leggera di quella che rimane nell’oceano e si sposta con le nubi verso le alte latitudini.

In parte condensa e precipita sotto forma di acqua “pesante”; il vapore che rimane nelle nubi è sempre più ”leggero” (“rain out

effect”). Le precipitazioni saranno latitudinalmente sempre più “leggere” (“latitude effect”). Le precipitazioni con l’acqua più “leggera”

sono quelle (nevose) ai poli. L’oceano è in uno stato di relativo equilibrio isotopico. L’arricchimento in 18O delle acque oceaniche

equatoriali (per evaporazione) è compensato dalle precipitazioni “leggere” alle alte latitudine e dal rimescolamento delle acque x

circolazione globale. Meno di mille anni è il tempo richiesto per omogeneizzare le acque oceaniche dal punto di vista isotopico.

Quindi non possiamo assumere che alla scala del tempo geologico la composizione isotopica dell’ossigeno nelle acque oceaniche

sia rimasta in equilibrio.

Isotopi dell’H si comportano tipo quelli dell’O (frazionam di Rayleigh). L’isotopo leggero H è abbondante ai poli e quello più

pesante(D=deuterio) più abbondante all’equatore. Qsto fatto si traduce in un rapporto lineare tra il 18O e D nelle precipitazioni

δ δ

globali, utile per identificare fenomeni di idrotermalismo e di alterazione meteorica.

I minerali magmatici e metamorfici e l’acqua magmatica da cui cristallizzano hanno da valori di O più alti e campi meno variabili

18

δ

di D. Questo permette di valutare l’influenza dell’acqua meteorica nei processi di alterazione chimica delle rocce o nella

δ

contaminazione di sorgenti idrotermali. I min di una roccia reagiscono all’alterazione chimica (ossidazione, idrolisi) in modo diverso e

scambiano elementi principali e isotopi di ossigeno e idrogeno dipendentemente dalla loro natura chimica e cristallografica.

Isotopi stabili dello zolfo

S = 95.02%

32

S = 0.75%

33 S = 4.21%

34

S = 0.02%

36

Metodo del radiocarbonio (C­14)

Il pianeta Terra è costantemente esposto al bombardamento dei raggi cosmici (particelle sub­atomiche e atomiche) e neutroni a alta

energia che provengono dallo spazio ed interagiscono con l’alta atmosfera. Questa esposizione determina la costante produzione di

nuovi nuclidi per interazione delle molecole del gas atmosferico con particelle altamente energetiche.

La concentrazione di 14C nell’atmosfera si mantiene costante poiché le velocità dei processi responsabili della sua formazione e

decadimento sono simili. (C­14 decade in N­14 con radiazione beta meno) CO2 è consumata dai vegetali attraverso fotosintesi

clorofilliana. E’ consumato dagli animali che assumono questa sostanza cibandosi di vegetali, bevendola con l’acqua e respirandola.

Pertanto un organismo vivente conserva costante nel tempo la stessa quantità di 14C fino a quando resta in vita. Nell’istante in cui

muore, ogni suo rapporto con l’atmosfera e gli altri serbatoi di CO2 si interrompe. Dalla sua morte il radiocarbonio contenuto

nell’organismo inizia a decrescere.

Ambienti geodinamici

Assumiamo che i processi di formaz delle rocce sono rimasti uguali a quelli di 3Ga. Di ogni ambiente geodinamico posso creare

associazioni di rocce (x capire i processi di formazione della roccia). Associazioni raggruppate in 4 categorie:

MORB – Middle Ocean Ridge Basalt

 OIB – Ocean Intraplate Basalt

 CPB – Continental Plateau Basalt / CFB – Continental Flood Basalt

 Da subduzione: IAB – Island Arc Basalt; CAB – Continental Arc Basalt

MORB – Middle Ocean Ridge/Rift Basalt Serie Ofiolitica

Basalti generati nelle dorsali medio­oceaniche. Sono Tholeiiti (serie subalcalina bassa in K) ad olivine con basse: K20<0,2% e

TiO2<2%. Ossidi di Fe e Ti sono nella massa di fondo. Bisogna analizzare il vetro per capire la reale composizione chimica.

I MORB ricadono nel tetraedro di dx (tetr basaltico) quello con: Di­Qz­En­Ab. I MORB hanno tutti composizioni simili in elementi

maggiori anche se non rispecchiano sempre la composiz del mantello, per via della cristallizzazione frazionata di olivina, plagio,

cpx. Derivano soprattutto da cristallizz frazionata di magmi capostipiti. I magmi che cristallizzano velocemente hanno più Mg. Si

dividono in:

N­MORB (Normal MORB) Mg>65 K2O<0,1 TiO2<1 Sono quelli standard di riferimento. Sono più evoluti (+ fus parz), di

o mantello superiore parecchio impoverito

E­MORB (Enriched MORB) Mg>65 K2O<0,1 TiO2>1 Da mantello poco profondo, con componenti di plume.

o

Gli N e gli E differiscono in REE. Il contenuto in REE dei due tipi di MORB dipende da grado di fusione parziale. Maggiore fusione,

minore presenza. La differenza tra i due tipi si vede nella parte sx. Per creare il grafico: faccio il rapporto La/Sm del MORB

considerato e lo confronto con quello del MORB standard o quello delle condriti. La in B1/La in C(MORB standard o condriti)=X1,

ecc. Lo faccio per tutti gli elementi in tracce per tutte le rocce in esame e riporto queste X nel grafico! Faccio i rapporti assoluti di

La/Sm, in base a questi:

­ E­MORB La/Sm>1,8. Maggiori Sr­87/Sr­86, bassi Nd­145/Nd­144

­ N­MORB La/Sm<0,7. Minori Sr­87/Sr­86, alti Nd­145/Nd­144

­ T­MORB (Transitional MORB) La/Sm 0,7­1,8

Nei rift il processo che crea fusione parz è la DECOMPRESSIONE (diminuz P, lageoterma va vs alto).

Petrogenesi MORB immagine

­ Separazione placche

­ Movimento verso l’alto di fusi prodotti nel mantello fino alla zona estesa

­ Decompressione e fusione parziale con risalita adiabatica

­ Creazione N­MORB inizia a 60­80Km di prof (nella parte superiore del depleted mantle) dove eriditano gli elementi in traccia e

gli isotopi

­ Gocce di fuso si separano a 25­35 km

­ Ci può essere un plume di mantello (che inizia vicino al core­mantle boundary – limite mant­crosta, a 2880Km) che crea gli E­

MORB (es. Islanda)

OIB – Ocean Intraplate/Island Basalt

Basalti di isole oceaniche intraplacca. Dovuti a Hot spots (Punti fissi sopra i quali passa la crosta. Quando c’è un punto meno

resistente nella crosta l’hot spot riesce a fratturarla e a dare origine a vulcani.) Da studio degli OIB capiamo i movimenti della crosta.

Gli OIB hanno: una componente di plume di mantello profondo e si formano anche per decompressione. Sono di du tipi:

OIT – Ocean Island Tholeitic Basalt – con una componente di plume (tipo E­MORB)

o OIA – Ocean Island Alkaline Basalt. Sono: fortemente alcalini (sottosaturi in silice – nefelin/leucite­normativi); alcalini

o lievemente saturi in silice

Sequenza di formazione delle isole oceaniche

1. Pre­shield­building stage ­ l’isola non esiste ancora (è un rigonfiamento)

2. Shield­building stage ­ inizio eruzioni magmi tholeiitici

3. Waning activity ­ eruzioni magmi alcalini

4. Post.erosional stage – magmi fortemente alcalini (sottosaturi in silice). Si formano: alkali basalti, nefeliniti, basalti melilitici,

basaniti

L’alcalinità degli hot­spot è variabile ma gli OIB rispetto ai MORB sono + ricchi in LIL (ioni a largo raggio ionico), incompatibili quali:

K, Rb, Cs, Be, Pb2+, Sr. Sono + ricchi anche di HFS (el con alta valenza, incompatibili quali: Th, U, Ce, Nb, Zr.

Con K/Ba identifico le varie r tholeiitiche:

N­MORB K/Ba>100

E­MORB K/Ba=30

OIT K/Ba 25­40

OIA K/Ba>20

Con Zr/Nb riconosco:

N­MORB Zr/Nb>30

OIB Zr/Nb<10

µ

DM= Deplated mantle (fonte di N­MORB). BSE= Bulk (massa) Silicate Earth. EMI= enriched mantle type I che ha basso

87Sr/86Sr. EMII = enriched mantle type II che ha alto 87Sr/86Sr (> 0.720). PREMA= PREvalent Mantle.

CFB – Continental Flood Basalt

Flood= inondazione. Si trovano sopra i continenti, c’è la presenza della crosta continentale. Chiamati anche LIPs – Large Igneous

Provinces, comprendono: Oceanic Plateau, Rift continentali (es. Africa), CFB. CFB sono associati a hotspot continentali, rift

continentali e colate basaltiche..

Queste rocce sono molto più differenziate dei MORB.

In diverse parti del mondo ci sono grandi superfici ricoperte da basalti (Brasile, Africa).

IAB – Islandic Arc Basalt

Archi basaltici di isola vulcanica lungo zone di subduzione (dove c’è convergenza tra due o piu placche a) Litosfera oc sotto lit oc,

si formano classici IAB. B) Oceanica sotto continentale, si form Continental arco o ACM (Active Continental Margin). Caratteristiche:

­ Molto differenziate

­ Molto viscose e silicatiche (da magmi evoluti)

­ Sono basalti subordinati

­ Da attività vulcanica esplosiva

­ Forme più tozze x alternanza lava – prodotti piroclastici

Relazione spaziale K­h

Negli amb di subduzione si nota una correlazione tra i livelli di potassio e l’altezza/spessore crosta al di sopra dello slab in

subduzione (la r che subduce perde i volatili che abbassano le T di liquidus). Procedendo dall’interno dello slab vs l’esterno, si

formano due archi vulc che tendono a presentare una concentraz crescente di K.

Serie: TholeiiticaCalcalcalinaAlcalinaFortem alcalina. Ci ò è dovuto da:

­ Dalla sorgente, i min che destabilizzano per primi sono quelli idrati come Clorite e Anfibolo (non hanno K) Caso A

­ Contaminazione crostale, il magma attraversa una porzione più spessa di cr che lo contamina col K (h2>h1)

(Le serie magmatiche derivano da fus parz del mantello e dipendono da: grado di fusione e/o presenza di volatili, basso grado di

fus serie alcaline)

Modello petrogenetico della tettonica delle placche

Ideato circa 40 anni fa. La prima teoria era: la crosta oceanica subduce e crea basalti, questi possono metamorfosarsi ma la loro

composizione resterebbe invariata. Oggi invece sappiamo che ad ogni fusione la roccia diventa sempre più acida e quindi cambia di

composizione, così i basalti non rimangono basalti. Quindi hanno capito che a fondere sono le peridotiti di cuneo di mantello, che

originano basalti.

Analisi chimiche delle rocce di archi

Gli spider diagrams di normalizzazione mettono in luce le differenze tra i vari el in traccia e mostrano le varie serie (che dipendono

da grado di fusione). La pendenza delle rette ci da info su sorgenti, fusione parz, cristallizzaz frazionata.

Sono necessari confronti fra rocce con = % di SiO2 (e stesso grado di evoluzione).

Continental Arc Basalt – CAB

Da subduzione di crosta oceanica con cr. continentale. Tutti i fusi che si formano devono attraversare molti spessori di crosta, dove

subiscono forte contaminazione durante la risalita. Durante il percorso il magma può anche fermarsi e continuare a differenziarsi

con la cristallizzazione o contaminarsi per fusione delle rocce circostanti (x anatessi crostale). Più i magmi stazionano nella crosta

più questi possono indurla ad anatessi. I magmi basici hanno T molto alta, risalendo incontrano rocce con T di fusione più bassa

(crosta=acida), è quindi possibile che la crosta fonda. In questo caso ho un mixing di magmi che provoca contaminazione e

sballamento dei rapporti isotopici e degli el in traccia. Se l’angolo di subduzione non è molto accentuato non si forma il cuneo di

mantello (e non c’è fusione, non si formano vulcani).

Margine di subduzione

Isotopi dell’elio

Gas nobile, volatile, inerte che troviamo nei minerali sotto forma di volatile. Imp per studio delle dinamiche e la caratterizzazione del

mantello non contaminato.

He­4 isotopo radiogenico formato da decadim. di U e Th (entrambi incompatibili, entrano nella crosta e poi decadono in He­4).

He­3 si trova nel mantello. Più c’è, più il mant è primordiale. Viene perso tramite degassazione con tempo.

R=He­3/He­4 He nell’aria= 1,39*10^­6 Capisco la sorgente di mantello e la genesi della roccia. Negli N­MORB è 8 volte superiore a

He nell’aria. Più R alto più mantello è: non degassato, profondo. Se R basso, c’è stata contaminazione crostale! Gli OIB sono ricchi

in He­3 (alto R) perché derivano da plume e hot­spots.

Gli N­MORB sono lì perché rappresentano 1 mantello molto fuso con la perdita di volatili

 PHEM – Primitive Helium Mantle, moltissimo He­3 e alto R.

Natura del mantello

Il mant profondo è relativamente eterogeneo e complesso, con diversa natura e origine.

Modello per magmatismo oceanico

Richiami di chimica

Acido: sostanza che contiene idrogeno e che, disciolta in acqua, libera cationi H

+

 Base: sostanza che contiene il gruppo ossidrile (OH) e che, disciolta in acqua, libera OH .

­

 + −

→ +

Na (

OH ) Na OH fortemente solubile: es. Na(OH), Ba(OH) , K(OH); poco solubile: Fe(OH)

2 2

Soluzione alcalina: soluzione che contiene elevate quantità di OH ­

 Ossido acido (anidride acida): ossido di un elemento non metallico (es. CO , SO ) che in acqua forma acidi (es. H CO ,

 2 3 2 3

H SO )

2 4

Ossido basico (anidride basica): ossidi degli elementi metallici (es. CaO, Na O, MgO, FeO)

 2

Metallo alcalino: elemento del primo gruppo della tavola periodica

 Roccia alcalina: roccia ricca in Na O e K O (Es.TAS)

 2 2

Roccia acida: silicea)

roccia ricca in SiO perché in H O forma H SiO (es. granito, riolite; meglio definirla

 2 2 2 3

Roccia basica: mafica)

roccia ricca in ossidi basici come MgO, FeO, CaO (es. basalto; meglio definirla e pertanto più

 povera in silice.

Ossidazione: incremento della valenza, se questa è positiva, oppure diminuzione della valenza, se è negativa. Processo

 nel quale si ha una perdita di elettroni.

Specie ossidante: specie di un elemento che in una reazione assume la valenza più alta (es. Cu , Zn )

2+ 2+

 Riduzione: diminuzione della valenza di un elemento (processo nel quale si ha un acquisto di elettroni)

 Specie ridotta: specie di un elemento che in una reazione assume la valenza più bassa (es. Cu, Zn)

 Specie ossidante: sostanza che tende ad ossidare le altre sostanze (ovvero si riduce)

 Specie riducente: sostanza che tende a ridurre le altre sostanze (ovvero nella reazione si ossida).

 Potenziale Redox (Eh), che deriva dall'unione e abbreviazione di "riduzione" e "ossidazione“, è il potenziale di ossidazione

 (E) di un sistema chimico­fisico complesso (acqua, suolo, ecc.) in cui si svolgono molteplici reazioni di ossidoriduzione. Eh

misura la capacità di un ambiente a fornire elettroni ad un agente ossidante ed è correlato alla disponibilità di ossigeno;

quando assume valori positivi vengono favorite le reazioni di ossidazione mentre per valori negativi sono favorite le reazioni

di riduzione. Eh si misura con un tester che è costituito da un elettrodo di materiale inerte (platino) che si immerge nel

sistema considerato e da un elettrodo a potenziale noto.

Grado di ionizzazione di un acido Acido forte: H SO 2H + SO completamente ionizzato (high K>>1). Acido

+ 42­

 ⇒ →

2 4

debole H CO 2H + CO parzialmente ionizzato (low K<<1)

+ 32­

⇔ → ↓

2 3

Gli acidi deboli che hanno più di un atomo di H nella loro molecola si dissociano con un processo a più stadi

Grado di ionizzazione di una base Base forte: KOH K + OH completamente ionizzato (K>>1). Base debole

+ ­

 ⇒ →

Mg(OH) Mg + 2OH parzialmente ionizzato (K<<1).

2+ 2­

⇔ → ↓

2 (s)

Le basi deboli di interesse geologico sono poco solubili (K = K ) e come gli acidi la loro ionizzazione avviene a più stadi

eq ps

pH= il logaritmo decimale negativo della concentrazione dello ione idrogeno. Una soluzione neutra ha un pH uguale a 7.

 Acque fluviali: pH = 5­6.5 (regioni umide); pH (regioni aride) = 7­8. Acque dei suoli: pH ≤ 4. Acqua di mare:

pH = 8.1­8.4. Acque a contatto con depositi di pirite (FeS ) pH = 0­4. Acque nei suoli delle aree desertiche pH ≥ 9.

2

Idrolisi, due definizioni: In generale, scissione di una sostanza da parte dell’acqua. In geochimica, reazione di un sale

 solubile con l’acqua che produce un eccesso di H o OH . Sale composto da ioni di un acido forte e di una base debole

+ ­

(idrolisi cationica): Fe (SO ) 2Fe + 3SO ; Fe + 3H O Fe(OH) + 3H pH < 7

3+ 42­ 3+ +

⇒ ⇔ →

2 4 3 2 3 (s)

Sale composto da ioni di un acido debole e di una base forte (idrolisi anionica): Na CO 2Na +

+

2 3

CO ; CO + 2H O H CO + 2OH pH > 7

32­ 32­ ­

⇔ →

2 2 3

Sale composti da ioni di un acido e di una base forti:

NaCl Na + Cl completamente ionizzato pH = 7

+ ­

⇒ → →

Soluzione tampone: soluzione costituite di quantità approssimativamente uguali di un acido debole (es. H CO ) e di un

 2 3

sale dello stesso acido (es. NaHCO ) o di una base debole (es. NH OH) e di un sale dello stessa base (es. NH Cl).

3 4 4

PROPRIETA’: Il pH di tali soluzioni tende a rimanere costante (cioè varia di poco) anche quando alle soluzioni vengono

aggiunte quantità consistenti di un acido o base forte.

Alterazione chimica: delle rocce è un fenomeno dovuto all’interazione tra terra fluida e terra solida in cui concorrono un

 elevato numero di reazioni che sono essenzialmente riconducibili ad alcuni processi come (1) Ionizzazione, (2) Idratazione

e Carbonatazione (aggiunta di H2O e CO2), (3) Idrolisi ed (4) Ossidazione. E’ caratterizzata da reazioni lente. In genere si

può osservare che le rocce sono tanto più alterabili quanto maggiori sono le differenze tra le condizioni fisico­chimiche che

vigevano nel loro luogo di formazione e quelle cui esse sono sottoposte nell'ambiente di alterazione. In altre parole le rocce

ignee e quelle metamorfiche sono più predisposte all'alterazione subaerea di quelle sedimentarie. Questo criterio è

applicabile anche al caso dei singoli minerali costituenti le rocce, tanto che, volendo fornire una scala di alterabilità per gli

stessi, è sufficiente elencarli secondo l'ordine inverso della serie di reazione di Bowen. L’ aria secca non è in grado di

alterare i minerali. L’effetto alterante dell’aria è dovuto alla sua umidità (quantità d’acqua sottoforma di vapore). L’acqua è

un forte agente alterante:

a) l’acqua è un efficace agente di alterazione (dissoluzione, idrolisi, idratazione)

b) l’acqua contiene sostanze disciolte che reagiscono con i minerali (O , CO , acidi umici).

2 2

In zone vulcaniche e di depositi di minerali a zolfo l’acqua circolante è ancora più aggressiva a causa della presenza in

soluzione di acidi dello zolfo (es. H S, H SO , H SO ).

2 2 3 2 4

Ossidazione (+ idrolisi)

 Ogni minerale con il ferro si ossida se viene esposto ad aria umida o acqua. Esempi:

+ −

+ → + +

2

Fe SiO 4 H CO 2 Fe 4 HCO H SiO

2 4 2 3 3 4 4 idrolisi

+ + → +

Fe SiO O 2 H O Fe O H SiO

1

2 4 2 2 2 3 4 4

2

fayalite ematite

+ −

+ + + → +

2

2 Fe 4 HCO O 2 H O Fe O 4 H CO

1

3 2 2 2 3 2 3

2 alterazione

Serie di Bowen ( ossidazione)

Idrolisi di silicati semplici (aumentano il pH delle soluzioni circolanti): es. forsterite

Silicati di Al (diventano min argillosi): es. K­feld diventa caolinite.

Gli elementi chimici liberati sotto forma di ioni durante il processo di alterazione seguono, nelle soluzioni, un comportamento che

dipende dal loro potenziale ionico. POTENZIALE IONICO: Z/r dove Z = carica ionica ed r = raggio ionico. Z/r basso (K+): gli ioni

rimangono in soluzione in quanto vengono immediatamente circondati dalle molecole d’acqua con il loro polo negativo. Z/r


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DESCRIZIONE APPUNTO

Documento di 64 pagine che tratta tutti gli argomenti visti e studiati nel corso di Geochimica, durante il secondo anno di Scienze Geologiche.
Capitoli:
Elementi di chimica generale
Abbondanza cosmica degli elementi nel Sistema Solare
Origine degli elementi
Origine dell’Universo
Origine del Sistema Solare
Le meteoriti
Origine dei pianeti
Origine della Terra
Composizione media della crosta
Geochimica isotopica e datazioni assolute
Geocronologia
Datazione radiometrica
Ambienti geodinamici e associazioni di rocce (MORB, OIB, CPB, IAB, CAB)


DETTAGLI
Esame: Geochimica
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze geologiche e gestione del territorio
SSD:
Università: Carlo Bo - Uniurb
A.A.: 2017-2018

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher mbruscolini1 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Geochimica e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Carlo Bo - Uniurb o del prof Renzulli Alberto.

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