Geochimica - riassunto completo per il corso

F) F

L O

=

−

+

Dove C = concentraz elemento in traccia nel liq.

L

C =conc el in traccia nella roccia prima della fusione. F= frazione di fuso prodotto= fuso/(fuso+roccia).

O andamento elementi compatibili

Grafico (D>1) a seconda di F=

fuso prodotto, Cl/Co= concentraz elemento in traccia nel liq/conc el in tr

nella r di partenza.

­ Elementi comp sono poco presenti nel liquido.

­ Loro concentraz cresce al crescere di F (anche se poco)

Andamento elementi fortemente incompatibili (D<1)

­ Molto abbondanti nel fuso iniziale

­ Concentrazione dimuisce con aumentare di F

N.B. Quando F arriva a 1 tutte le concentrazioni degli elementi in traccia= Cl/C0

(cioè a D=1)!

C

C

1

F

L

O

=

Se conosciamo concentraz di un el fortem incompatibile sia nel magma che nella roccia iniziale, possiamo determinare la frazione di fuso

prodotta!

Se D0 allora diventer à:

Se conosciamo Cl e Di possiamo stimare Co (concentraz elemento in traccia nella roccia originaria)

Se F1 allora Cl/Co1 (D=1)

Se F0 allora Cl/Co1/Di

Rayleigh fractionation

= Perfetta e continua cristallizazione frazionata nella camera magmatica. Ogni cristallo appena si forma si separa perfettamente. Cl (conc

elemento nel liq) è calcolata con l’eq di Rayleigh: Cl/Co = F^(D ­1). Per D<<1 Cl/Co=1/F

REE (rare earth elements)

Grado

di compatibilità crescente per i Lantanidi (in ascissa)

In ordinata: concentrazione crescente

Sono:

Di solito incompatibili (ma D non sempre <1), specialmente nel granato

 Table 9-1. Partition Coefficients (C /C ) for Some Commonly Used Trace

S L

Elements in Basaltic and Andesitic Rocks

Olivine Opx Cpx Garnet Plag Amph Magnetite

Rb 0.01 0.022 0.031 0.042 0.071 0.29

Sr 0.014 0.04 0.06 0.012 1.83 0.46

Ba 0.01 0.013 0.026 0.023 0.23 0.42

Ni 14.0 5.0 7.0 0.955 0.01 6.8 29.

Cr 0.7 10.0 34.0 1.345 0.01 2.0 7.4

La 0.007 0.03 0.056 0.001 0.148 0.544 2.

Ce 0.006 0.02 0.092 0.007 0.082 0.843 2.

Nd 0.006 0.03 0.23 0.026 0.055 1.34 2.

Sm 0.007 0.05 0.445 0.102 0.039 1.804 1.

Eu 0.007 0.05 0.474 0.243 0.1/1.5* 1.557 1.

Dy 0.013 0.15 0.582 3.17 0.023 2.024 1.

Er 0.026 0.23 0.583 6.56 0.02 1.74 1.5

Yb 0.049 0.34 0.542 11.5 0.023 1.642 1.4

m

R

E

n

th

re

a

s

l

Lu 0.045 0.42 0.506 11.9 0.019 1.563

3+ 2+ Italics

* Eu /Eu are estimated

Data from Rollinson (1993).

Diagramma di Oddo­Harkins

Diagramma concentrazione REE, normalizzate alle condriti, x i fusi prodotti al variare di F da fusione di lerzholite a granato usando il modello

Batch melting

Anomalia negativa dell’Europio (Eu) quando il Plagioclasio è: 1 fenocristallo o un solido residuale alla fonte

(Si ha l’anomalia quando un minerale nella rocca non fonde e quindi nel liquido non ci sono le REE che rimangono)

Dopo aver trovato le concentrazioni

delle REE nella roccia devi

riequilibrarli alle condriti e inserirli

nello spider diagram

Spider diagram 0.00

2.00

4.00

6.00

8.00

10.00

60% Ol 15% Opx 15% Cpx 10%Plag

La Ce Nd Sm Eu Tb Er Yb Lu

60% Ol 15% Opx 15% Cpx 10%Plag Se c’è il Plagioclasio c’è l’anomalia

dddddddddddddddddddddddddddddddddddddddddddnell’Eusebio (grafico); Granato con:

ccccccccccccccccccccccccccccccccccccccccccccc Dy, Er, Yb, Lu

Ni= nichel Co= cobalto Cr= cromo ­

Elementi fortemente compatibili Zr= zirconio Hf= afnio –

Elementi veramente incompatibili

Nb= niobio Ta= tantalio – HFS

Ru= rutenio Rh= rodio Pd= palladio Re= renio Os= osmio Ir= iridio – Platinum group elements

Sc= scandio – Nei Px e usato come indicatore di frazionazione del px

Sr= stronzio – Nel Pg

REE= terre rare – Molto usate per descrivere le caratteristiche dell’evoluzione del liquido

Y= ittrio – Incompatibile, nel granato e anfibolo

Composizione media della crosta Costituenti Concentrazione

(% in peso)

SiO 59.4

2

TiO 1.1

2

Al O 15.4

2 3

Fe O 3.1

2 3

FeO 3.8

MgO 3.5

CaO 5.1

Na O 3.9

2

K O 3.2

2

P O 0.3

2 5

H O 1.2

2

Somma 100

Elementi maggiori: > 0.5 % in peso (ovvero > 5000 ppm)

Elementi minori: 0.5 ­ 0.05 % in peso (5000 < ppm < 500)

Elementi in traccia: < 0.05 % in peso (ovvero < 500 ppm)

Geochimica isotopica e datazioni assolute

https://www.youtube.com/watch?v=5XYU4xGSlTY

ISOTOPI: Atomi di un elemento (stesso numero atomico Z cioè di protoni) ma differente numero di massa (A=

23

A Na

E

Z

protoni + neutroni). Ci sono elementi con un solo isotopo, es. e ci sono elementi con moltissimi

ipotopi

NUCLIDE: generico nucleo costituito da un determinato numero di massa. Parlare di nuclidi di un elemento

equivale a parlare degli isotopi di tale elemento. La carta dei nuclidi Nuclidi possono

essere: stabili,

radionuclidi/radioisotopi Decadimento radioattivo o radioattività=

instabili o (che subiscono decadimento radioattivo. il nucleo

genitore ha un’energia superiore risp a quella richiesta x la stabilità, quindi decade nel tempo emettendo energia sotto forma di

radiazioni e si trasforma in 1 o + nuclidi figli. I nuclidi figli possono essere radioattivi e si possono avere serie di decadimento

radioattivo (fino ad arrivare a un nucleo stabile).

Meccanismi del decadimento:

Emissione alfa espulsione di una particella alfa ( ) cioè di un atomo di elio con A= 4 (4He), cioè particella con 2 neutroni e 2

 α

protoni. Il nuclide figlio sarà quindi un elemento con 2 protoni in meno e massa diminuita di 4. Es. U 238Th 234

Emissione beta: espulsione dal nucleo di una particella beta (β ) che corrisponde a un elettrone, in questo modo: n (neutrone)

­

 p (protone) + Essendo la massa di irrilevante rispetto alle massa di n e p , la massa del nuclide figlio risulta invariata

+ ­ +

­

→ β β

mentre Z aumenta di una unità. Per motivi di stabilità del nucleo l’emissione beta è spesso accompagnata dall’espulsione di

neutrini o antineutrini (particelle senza carica e con massa irrilevante dotate di una certa energia). Es.

Cattura elettronica: un protone strappa un elettrone del guscio elettronico più interno (K) trasformandosi in un neutrone: p+

 (protone) + e­ n (neutrone). Il nuclide figlio ha stessa massa del padre ma numero atomico inferiore. La cattura elettronica è

→

spesso accompagnata all’emissione di energia sotto forma di radiazione gamma (ɣ). Es. K (Z=19) diventa Ar (Z=18)

Non è possibile prevedere il preciso istante nel quale un singolo radionuclide decade. Si conosce solo la probabilità che un

nucleo ha di decadere entro un determinato intervallo di tempo. La probabilità è la stessa per tutti i nuclei della stessa specie

radioattiva e viene espressa in termini di costante di decadimento radioattivo (l ):

dN N

λ = − dt Equazione del decadimento radioattivo

= (frazione dei nuclei radioattivi (N) che decadono

nell’unità di tempo)

Legge del decadimento radioattivo λ

−

= t

N N e

0

(N0 = numero dei nuclei radioattivi presenti all’inizio del decadimento; N = numero dei nuclei radioattivi residui al tempo t)

Emivita o tempo di dimezzamento

ln 2 0

. 693

= =

1 2

T λ λ

tempo necessario perché il numero iniziale dei nuclei radioattivi (N0) si dimezzi (N = N0/2). Es. Sm 147 si trasforma in Nd 143 in

=

106 miliardi di anni (Tempo di dimezzamento).

Geocronologia

Si basa sull’assunzione che un cristallo a t=0 inglobi un certo numero di atomi di 1 specie radioattiva Pi. Trascorso un tempo t, per la

λ

−

= t

P P e

i

legge del decadimento radioattivo il numero di radionuclidi residui (P) sarà uguale a: Se il radionuclide

D è stabile allora D=Pi­P Sostituendo Pi con P + D nell’equazione e considerando che il cristallo a t=0 conteneva atomi del nuclide

( )

λ

= + −

t

D D P e 1

i

radiogenico (Di), si ottiene: dove P= nuclide padre (radioattivo), D= nuclide figlio

(stabile), Di= quantità non radiogenica, P(e^….)= quantità radiogenica. Questa eq permette di determinare età di formazione

cristallo se:

­ il cristallo contiene quantità misurabili di P e di D;

­ il valore di lambda è conosciuto con sufficiente precisione e non ha subito variazioni nel corso dei tempi geologici;

­ la quantità Di è trascurabile rispetto alla sua frazione radiogenica o, se non è trascurabile, è nota o possa essere stimata;

­ le variazioni del numero di atomi del nuclide radioattivo (padre) e del nuclide stabile (nuclide figlio) siano una conseguenza del

processo di decadimento radioattivo. Il cristallo considerato si deve comportare da “sistema chiuso”, dalla sua formazione, il

cristallo non ha acquisito, né perduto quantità alcuna di atomi della specie padre e/o figlio.

Datazione radiometrica

= Uno dei metodi per determinare l'età di oggetti antichi. Si basa sul raffronto tra le abbondanze osservate di un isotopo radioattivo e

dei suoi prodotti di decadimento (noto il tempo di dimezzamento) ed è la principale fonte di informazioni sull'età della Terra e sulla

velocità dell'evoluzione delle specie viventi. Esistono vari metodi, differenti nella precisione della misura, nei costi e nelle scale

temporali per le quali possono essere utilizzati. Il più noto è quello del Carbonio­14 (C14).

Sistema Rubidio – Stronzio

La datazione Rubidio­Stronzio è basata

sul decadimento beta del

Rubidio­87 in Stronzio­87, con un tempo

di dimezzamento di 50 miliardi di anni. Processo

usato per datare rocce ignee e

metamorfiche più

antiche e campioni di rocce lunari.

­ Rubidio è elemento che ha comportamento incompatibile per la maggior parte dei minerali come feldspati, quarzo, pirosseni. E’

compatibile per la struttura delle miche. I valori sperimentali del coefficiente di partizione del Rb tra biotite e liquidi riolitici

(granitici) sono superiori a 1. D(Rb)<D(Sr)

­ Atomi di Rb iniziali= 32. Emivita Rb

87= 48.8 Ga. Dopo 48.8 Ga la metà di atomi del Rb decadono in Sr 87

­ Dopo un periodo di 5 emivite rimane solo un atomo di Rb 87 e 31 di Sr 87 Grafico Rb­Sr vs tempo

( ) ( )

λ λ

= + − = + −

t 87 87 87 t

D D P e 1 Sr Sr Rb e 1

i i

­ Usiamo trovando . Però dobbiamo usare lo

spettrometro di massa che usa il rapporto isotopico. Dobbiamo quindi dividere l’eq per l’isotopo Sr 86 (stabile e non prodotto da

dec