de Magnesiumzahl

Die Magnesiumzahl Mg# ist ein petrologischer Parameter, der das Verhältnis der zweiwertigen Kationen von Eisen und Magnesium in Gesteinen wiedergibt. Sie kann generell zur Charakterisierung von Magmatiten herangezogen werden, am sinnvollsten ist sie jedoch zur Klassifizierung von Mafiten und Ultramafiten.

Definition

Die Magnesiumzahl Mg#, engl. magnesium number (Mg#) oder magnesium value (Mg'), ist wie folgt definiert:

Mg^{'}={\frac {Mg}{Mg+Fe}}

oder

Mg^{'}={\frac {molMg^{2+}}{molMg^{2+}+molFe^{2+}}}

Dieses Verhältnis liefert eine Zahl zwischen 0 und 1, wobei Eisen-reiche Gesteine gegen 0, hingegen Magnesium-reiche Gesteine näher an 1 zu liegen kommen.

Oft wird die Grundgleichung auch mit 100 multipliziert, die sich ergebenden Werte liegen folglich zwischen 0 und 100:

$Mg^{'}=100{\frac {Mg}{Mg+Fe}}$

oder

$Mg^{'}=100{\frac {molMg^{2+}}{molMg^{2+}+molFe^{2+}}}$

Berechnung

Die Berechnung der Magnesiumzahl Mg# erfolgt nach vollzogener Gesteinsanalyse gewöhnlich im Zuge der Gesteinsnormierung mittels der molekularen Verhältniszahlen. Liegen Gesteinsanalysen vor, die die beiden Eisenoxide nicht voneinander trennen, kann folgende Formel herangezogen werden:

$Mg^{'}={{\frac {1}{40,32}}MgO \over {{\frac {1}{40,32}}MgO+{\frac {0,9}{79,8}}Fe_{2}O_{3}(Total)}}$ ^[1]

Der Divisor 40,32 ist die molare Masse von $MgO$ . Die Molmassen von $FeO$ und $Fe_{2}O_{3}$ sind 71,85 bzw. 159,69. Der Divisor 79,8 berücksichtigt bei dieser Berechnung somit einen geringen Anteil von Fe₂O₃ und reduziert gleichzeitig die Eisenkomponente um 10 %.

Beispiele

Zur Veranschaulichung sei die chemische Zusammensetzung einiger Gesteinstypen (zum Großteil Durchschnittswerte von mehr als 300 Analysen)^[2] mit ihrer charakteristischen Magnesiumzahl angegeben:

Oxid Gew. %	Trachyt	Phonolith	Granit	Granodiorit	Andesit	Diorit	Basalt	Basanit	N-MORB	Inselbogentholeiit	Boninit	Nephelinit	Harzburgit	MORB-Pyrolith	Lherzolith	Dunit
SiO₂	62,31	57,43	71,84	66,91	58,7	58,34	49,97	45,16	50,35	49,00	53,00	41,81	43,73	44,74	44,16	41,03
Fe₂O₃	3,04	2,85	1,22	1,40	3,31	2,54	3,85	4,02				5,64	6,0
FeO	2,33	2,07	1,65	2,76	4,09	4,99	7,24	7,65	11,30	9,79	7,54	6,35	7,09	7,55	8,14	6,26
MgO	0,94	1,09	0,72	1,76	3,37	3,77	6,84	8,71	8,65	11,62	13,08	6,58	36,34	39,57	41,05	51,88
Mg#	0,28	0,33	0,36	0,48	0,50	0,52	0,58	0,62	0,63	0,72	0,79	0,82	0,86	0,92	0,92	0,95

Basalte besitzen gewöhnlich Magnesiumzahlen von 0,68 bis 0,75 (bzw. 68 bis 75), was einem Molmassenverhältnis MgO/FeO von 0,4 bis 0,7 entspricht.^[3] Peridotite liegen um 0,90 (bzw. 90).

Bemerkungen

Beim Aufschmelzvorgang von magmatischen Gesteinen wird die Magnesiumzahl Mg# nicht oder nur unwesentlich verändert. Jedoch hat die daran sich anschließende fraktionierte Kristallisation, insbesondere von Olivin, sowie eine eventuelle Krustenkontamination, auf sie einen entscheidenden Einfluss.

Anwendung

Binäres Variationsdiagramm von magmatischen Gesteinen durchschnittlicher Zusammensetzung, aufgetragen die Magnesiumzahl Mg# gegenüber dem SiO₂-Gehalt. Deutlich erkennbar die negative Korrelation gegenüber SiO₂. An SiO₂-untersättigte Gesteine wie Nephelinit oder Basanit und relativ SiO₂-reiche Gesteine wie Boninit liegen abseits vom Trend. Der starke SiO₂-Anstieg hin zu den Granitoiden erklärt sich durch die vermehrte Plagioklaskristallisation.

Die Magnesiumzahl Mg# findet bei petrogenetischen Untersuchungen breite Anwendung. Nach vollzogener Gesteinsanalyse wird sie in binären Variationsdiagrammen der Hauptelemente Si, Ti, Al, Ca, Na, K und P sowie der Spurenelemente Sc, V, Cr, Co, Ni, Rb, Sr, Y, Zr, Nb und Ba meist auf der Abszisse aufgetragen. Dadurch lassen sich Elementkorrelationen gut erkennen. Basaltische Gesteine zeigen negative Korrelationen gewöhnlich bei den Hauptelementen Ti, Al, Na (undeutlich), K und P, wohingegen der Ca-Gehalt mehr oder weniger konstant bleibt.^[4]

Unstetigkeiten können auf Magmen unterschiedlicher Herkunft hinweisen (primäre und differenzierte Magmen) bzw. auf fraktionierte Kristallisationsdifferenzierung und Krustenkontamination.

Dieselben Diagramme können auch bei Einzelkristallanalysen Verwendung finden, insbesondere bei peridotischen Gesteinen.^[5]

Einzelnachweise

↑ J. Harvey u. a.: Ancient melt extraction from the oceanic upper mantle revealed by Re–Os isotopes in abyssal peridotites from the Mid-Atlantic ridge. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 244, 2006, S. 606–621.
↑ M. G. Best und E. H. Christiansen: Igneous Petrology. Blackwell Science, 2001, ISBN 0-86542-541-8.
↑ M. Wilson: Igneous Petrogenesis. Chapman & Hall, 1989, ISBN 0-412-53310-3.
↑ Caroline Jung: Geochemische und Isotopen-geochemische Untersuchungen an tertiären Vulkaniten der Hocheifel – Ein Beitrag zur Identifizierung der Mantelquellen von Rift-bezogenen Vulkaniten. 2003, S. 132 (Dissertation der Philipps-Universität Marburg).
↑ Kolja Stremmel: Geologie und Petrologie der mafischen Plutone im Trinity Ophiolith, Kalifornien (USA). 2012, S. 399 (Inaugural-Dissertation der Universität zu Köln).

[1] J. Harvey u. a.: Ancient melt extraction from the oceanic upper mantle revealed by Re–Os isotopes in abyssal peridotites from the Mid-Atlantic ridge. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 244, 2006, S. 606–621.

[2] M. G. Best und E. H. Christiansen: Igneous Petrology. Blackwell Science, 2001, ISBN 0-86542-541-8.

[3] M. Wilson: Igneous Petrogenesis. Chapman & Hall, 1989, ISBN 0-412-53310-3.

[4] Caroline Jung: Geochemische und Isotopen-geochemische Untersuchungen an tertiären Vulkaniten der Hocheifel – Ein Beitrag zur Identifizierung der Mantelquellen von Rift-bezogenen Vulkaniten. 2003, S. 132 (Dissertation der Philipps-Universität Marburg).

[5] Kolja Stremmel: Geologie und Petrologie der mafischen Plutone im Trinity Ophiolith, Kalifornien (USA). 2012, S. 399 (Inaugural-Dissertation der Universität zu Köln).

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