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4.3 : Génération de magma - Géosciences


Le magma et la lave contiennent trois composants : la fonte, les solides et les volatiles. Les solides sont constitués de minéraux cristallisés flottant dans la masse fondue liquide. Il peut s'agir de minéraux déjà refroidis Volatiles sont des composants gazeux, tels que la vapeur d'eau, le dioxyde de carbone, le soufre et le chlore, dissous dans le magma [6]. La présence et la quantité de ces trois composants affectent le comportement physique du magma et seront discutés plus en détail ci-dessous.

Gradient géothermique

Sous la surface, la température de la Terre augmente. Cette chaleur est causée par la chaleur résiduelle laissée par la formation de la Terre et la désintégration radioactive en cours. La vitesse à laquelle la température augmente avec la profondeur est appelée la gradient géothermique. Le gradient géothermique moyen dans les 100 km supérieurs (62 mi) de la croûte est d'environ 25°C par kilomètre de profondeur. Ainsi, pour chaque kilomètre de profondeur, la température augmente d'environ 25°C.

Le graphique profondeur-température (voir figure) illustre la relation entre le gradient géothermique (géotherme, ligne rouge) et le début de la fonte de la roche (solidus, ligne verte). Le gradient géothermique change avec la profondeur (qui a une relation directe avec la pression) à travers la croûte jusqu'au manteau supérieur. La zone à gauche de la ligne verte comprend des composants solides ; à droite se trouve l'endroit où les composants liquides commencent à se former. La température croissante avec la profondeur rend la profondeur d'environ 125 kilomètres (78 miles) où le gradient géothermique naturel est le plus proche du solidus.

La température à 100 km (62 mi) de profondeur est d'environ 1 200°C (2 192°F). Au fond de la croûte, à 35 km (22 mi) de profondeur, la pression est d'environ 10 000 bars [7]. Un bar est une mesure de pression, 1 bar étant la pression atmosphérique normale au niveau de la mer. À ces pressions et températures, la croûte et le manteau sont solides. À une profondeur de 150 km (93 mi), la ligne de gradient géothermique reste à gauche de la ligne solidus. Cette relation se poursuit à travers le manteau jusqu'à la limite noyau-manteau, à 2 880 km (1 790 mi).

La ligne pleine est inclinée vers la droite car la température de fusion de toute substance dépend de la pression. La pression plus élevée créée à une plus grande profondeur augmente la température nécessaire pour faire fondre la roche. Dans un autre exemple, au niveau de la mer avec une pression atmosphérique proche de 1 bar, l'eau bout à 100°C. Mais si la pression est abaissée, comme le montre la vidéo ci-dessous, l'eau bout à une température beaucoup plus basse.

Il existe trois manières principales pour le comportement de la roche de se croiser à droite de la ligne verte de solidus pour créer du magma en fusion : 1) la fusion par décompression causée par l'abaissement de la pression, 2) la fusion du flux causée par l'ajout de substances volatiles (voir plus ci-dessous) et 3) la chaleur. fusion provoquée par l'augmentation de la température. La série de réactions de Bowen montre que les minéraux fondent à différentes températures. Puisque le magma est un mélange de différents minéraux, la limite du solidus est plus une zone floue qu'une ligne bien définie ; certains minéraux sont fondus et certains restent solides. Ce type de comportement de la roche est appelé fusion partielle et représente les magmas du monde réel, qui contiennent généralement des composants solides, liquides et volatils.

La figure ci-dessous utilise des diagrammes P-T pour montrer comment la fonte peut se produire à trois réglages différents de la tectonique des plaques. La ligne verte est appelée la solidus, la température de fusion de la roche à cette pression. Le réglage A est une situation (appelée « normale ») au milieu d'une plaque stable dans laquelle aucun magma n'est généré. Dans les trois autres situations, la roche à un emplacement marqué avec une température au gradient géothermique est déplacée vers une nouvelle situation P-T sur le diagramme. Ce décalage est indiqué par la flèche et sa température par rapport au solidus est indiquée par la ligne rouge. La fusion partielle se produit lorsque la température de la ligne rouge de la roche croise le solidus vert sur le diagramme. Le réglage B est à une dorsale médio-océanique (fusion par décompression) où la réduction de pression transporte la roche à sa température à travers le solidus. Le réglage C est un point chaud où la décompression fond et le ajout de chaleur transporte la roche à travers le solidus, et le réglage D est une zone de subduction où un processus appelé fusion du flux a lieu là où le solidus (point de fusion) est réellement déplacé en dessous de la température de la roche.

Les graphiques A-D ci-dessous, ainsi que la vue latérale des couches de la Terre dans divers contextes tectoniques (voir la figure), montrent comment la fonte se produit dans différentes situations. Le graphique A illustre une situation normale, située au milieu d'une plaque stable, où aucune roche fondue ne peut être trouvée. Les trois graphiques restants illustrent le comportement de la roche par rapport aux changements du gradient géothermique ou des lignes solidus. La fusion partielle se produit lorsque la ligne de gradient géothermique croise la ligne de solidus. Le graphique B illustre le comportement d'une roche située au niveau d'une dorsale médio-océanique, étiquetée X sur le graphique et la vue latérale. Une pression réduite déplace le géotherme vers la droite du solidus, provoquant une fusion par décompression. Le graphique C et l'étiquette Y illustrent une situation de point chaud. La fusion par décompression, plus un ajout de chaleur, déplace le géotherme à travers le solidus. Le graphique D et l'étiquette Z montrent une zone de subduction, où un ajout de volatiles abaisse le point de fusion, déplaçant le solidus vers la gauche du gradient géothermique. B, C et D montrent tous différentes manières dont la Terre produit des intersections du gradient géothermique et du solidus, ce qui entraîne une fusion à chaque fois.

Décompression Fusion

Le magma est créé sur les dorsales médio-océaniques via fusion de décompression. De forts courants de convection font que l'asthénosphère solide s'écoule lentement sous la lithosphère. La partie supérieure de la lithosphère (croûte) est un mauvais conducteur de chaleur, de sorte que la température reste à peu près la même dans tout le matériau du manteau sous-jacent. Lorsque les courants de convection font monter le matériau du manteau, la pression diminue, ce qui fait baisser le point de fusion. Dans cette situation, la roche à la température du gradient géothermique monte vers la surface, donc la roche plus chaude est maintenant moins profonde, à une pression plus basse, et la roche, toujours à la température du gradient géothermique à son ancien emplacement, se déplace au-delà son point de fusion (indiqué par la ligne rouge traversant le trait plein ou la ligne verte dans l'exemple B de la figure précédente) et la fusion partielle commencent. Au fur et à mesure que ce magma continue de monter, il se refroidit et se cristallise pour former une nouvelle croûte lithosphérique.

Fusion de flux

Flux de fusion ou alors fusion induite par les fluides se produit dans les arcs insulaires et les zones de subduction lorsque des gaz volatils sont ajoutés au matériau du manteau (voir figure : graphique D, étiquette Z). Le magma fondu produit de nombreux volcans dans les zones de subduction circum-pacifique, également connues sous le nom d'anneau de feu. La dalle de subduction contient de la lithosphère océanique et des minéraux hydratés. Comme indiqué au chapitre 2, ces formes hydratées sont créées lorsque les ions d'eau se lient à la structure cristalline des minéraux silicatés. Au fur et à mesure que la dalle descend dans le manteau chaud, l'augmentation de la température provoque l'émission de vapeur d'eau et d'autres gaz volatils par les minéraux hydratés, qui sont expulsés de l'eau en forme de dalle extraite d'une éponge. Les volatiles se dissolvent dans le manteau asthénosphérique sus-jacent et diminuent son point de fusion. Dans cette situation, la pression et la température appliquées n'ont pas changé, le point de fusion du manteau a été abaissé par l'ajout de substances volatiles. La figure précédente (graphique D) montre la ligne solide verte se déplaçant vers la gauche et en dessous de la ligne de gradient géothermique rouge, et la fonte commence. Ceci est analogue à l'ajout de sel sur une chaussée glacée. Le sel abaisse la température de congélation de la glace solide afin qu'elle se transforme en eau liquide.

Fusion induite par la chaleur

La fusion induite par la chaleur, transformant le manteau solide en magma liquide par simple application de chaleur, est le processus le moins courant pour générer du magma (voir figure : graphique C, étiquette Y). La fonte induite par la chaleur se produit au niveau des panaches du manteau ou des points chauds. La roche entourant le panache est exposée à des températures plus élevées, le gradient géothermique passe à droite de la ligne verte du solidus et la roche commence à fondre. Le panache du manteau comprend du matériau du manteau montant, ce qui signifie qu'une certaine fonte de décompression se produit également. Une petite quantité de magma est également générée par un métamorphisme régional intense (voir chapitre 6). Ce magma devient une roche hybride métamorphique-ignée appelée migmatite.


Éditeur de numéros spéciaux

Les processus ignés sur Terre produisent des magmas de faible densité qui forment des continents, alimentent des gisements de minerai et conduisent à une grande variété de styles d'éruption de différentes magnitudes. Une meilleure compréhension des processus qui conduisent à la génération et à l'accumulation de corps magmatiques reste l'un des grands défis des sciences de la Terre et nécessite une approche multidisciplinaire qui intègre travaux de terrain, géochimie, géochronologie, pétrologie expérimentale, géophysique et modélisation numérique sur les deux lithologies volcaniques et plutoniques.

Dans cette collection spéciale, nous proposons de publier les résultats de travaux qui incluent un large éventail d'approches expérimentales, observationnelles et théoriques, qui contribueront à notre compréhension de la dynamique des réservoirs de magma.

Professeur Chad D. Deering
Éditeur invité

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Résumé graphique

La ceinture orogénique de Kunlun occidentale (WKO) se situe sur la marge nord du plateau tibétain (Fig. 1a, b Hu et al., 2017a, Li et al., 2018, Zhao et al., 2018). Il est généralement admis que le WKO enregistre une histoire tectonique complexe (Mattern et Schneider, 2000, Xiao et al., 2005, Zhang et al., 2007a, Zhang et al., 2007b, Zhang et al., 2019, Jiang et al. ., 2013), qui comprend la formation d'un certain nombre de dépôts de métaux communs de grande et de très grande taille (par exemple, Fe, Cu, Pb et Zn) et de métaux alcalins (par exemple, Li, Rb) dans une ceinture qui est considérée très prometteur pour des découvertes de ressources minérales supplémentaires (p. ex., Kuang et al., 2002, Dong et al., 2004, Liu et al., 2010, Hu et al., 2016, Wang et al., 2017, Zhou et al., 2017, Li et al., 2019). Vingt gisements de Fe ont été trouvés dans le terrane de Tianshuihai, formant deux ceintures : les ceintures de Taxkorgan-Tatulugou et Heiheizigan-Dahongliutan Fe (Fig. 1b Zhang et al., 2016a, Zhang et al., 2016b, Wang et al., 2017) . Les gisements sont principalement de type formation de fer rubané (BIF) (Feng et al., 2012, Chen et al., 2013, Qiao et al., 2015a, Hu et al., 2016, Hu et al., 2017a, Li et al., 2018), de type hydrothermal volcanogène sous-marin (Yan et al., 2012, Zhou et al., 2017, Zhou et al., 2018), de type sédimentaire (Zhang et al., 2007a, Zhang et al., 2007b , Dong et al., 2011, Qiao et al., 2016), ou de type skarn (Liu et al., 2010, Lu et al., 2015, Zhang et al., 2016a, Zhang et al., 2016b). Les gisements de BIF, les gisements de Fe sédimentaires et les gisements de Fe hydrothermaux volcanogènes sous-marins sont bien documentés (Zhang et al., 2007a, Zhang et al., 2007b, Dong et al., 2011, Feng et al., 2012, Yan et al. , 2012, Chen et al., 2013, Qiao et al., 2015a, Qiao et al., 2016, Hu et al., 2016, Hu et al., 2017a, Zhou et al., 2017, Zhou et al., 2018, Li et al., 2018), mais relativement peu d'études se sont concentrées sur les gisements de skarn Fe.

Magnétite (Fe3O4) est un minerai majeur commun à de nombreux types de minéralisation de Fe (Williams et al., 2005, Liang et al., 2009, Dupuis et Beaudoin, 2011, Huberty et al., 2012, Nadoll et al., 2012). Il se forme dans un large éventail de conditions géologiques et incorpore généralement une gamme d'éléments traces dans sa structure de spinelle cubique (par exemple, Mg, Al, Ti, V, Cr, Mn, Co, Ni, Zn et Ga) (Dare et al ., 2014 et références y figurant). La géochimie de la magnétite est contrôlée en partie par des paramètres physico-chimiques caractéristiques du système magmatique-hydrothermal sous-jacent, notamment la composition des fluides, le degré d'interaction fluide-roche, le taux de précipitation minérale, la température et la fugacité de l'oxygène (ƒO2) (Nadoll et al., 2012). Il est donc possible d'utiliser la composition de la magnétite pour mieux contraindre les conditions physico-chimiques de la minéralisation et pour déterminer le type génétique des gisements (Carew, 2004, Beaudoin et Dupuis, 2009, Dupuis et Beaudoin, 2011, Dare et al., 2012, Dare et al., 2015, Hu et al., 2014). In situ Des données d'éléments traces de magnétite par spectroscopie de masse plasmatique couplée par induction par ablation laser (LA-ICP-MS) ont été récemment rapportées pour des gisements de Fe dans le segment nord-ouest du terrane de Taxkorgan-Tianshuihai (Zhou et al., 2017, Ding et al., 2018, Chen et al., 2019), mais de telles données n'ont pas été rapportées pour les gisements du segment sud-est. De plus, les processus géologiques qui forment et déposent la magnétite exercent un contrôle important sur sa composition isotopique en oxygène (Taylor, 1967, Rhodes et Oreskes, 1999, Thorne et al., 2009, Wang et al., 2018), ce qui peut ainsi fournir des contraintes importantes sur sources de fluides et genèse des dépôts (p. ex. Hong et al., 2012, Li et al., 2014a, Li et al., 2014b, Li et al., 2017, Xie et al., 2017).

Le gisement Akesayi skarn Fe est un vaste gisement récemment découvert avec des ressources mondiales estimées à 51 Mt Fe à des teneurs de 27 % à 47 % (Cha, 2013). Nous décrivons ici des échantillons de magnétite des quatre principales variétés de minerai de magnétite reconnues à Akesayi et évaluons leur provenance. Nous présentons également une description géologique du gisement et rapportons la composition géochimique et isotopique de l'oxygène d'échantillons de magnétite des principaux types de minerais dans le but principal de mieux (I) contraindre les sources de métaux et de fluides, (II) caractériser les conditions de dépôt de minerai de magnétite, et (III) contraindre la genèse du gisement Akesayi skarn Fe.


Introduction

Il y a deux décennies, les granites étaient considérés comme les produits ultimes d'un long processus de différenciation crustale. Les magmas granitiques ont été produits à partir de diverses sources comprenant des composants dérivés de la croûte et du manteau. Des magmas de composition différente, dont une phase fluide, ont interagi dans diverses conditions de pression et de température. La cristallisation fractionnée, la différenciation et/ou l'assimilation combinées ont conduit à la variété de magmas actuellement observée dans un batholite (Bergantz, 1995). Les magmas pourraient également évoluer vers des magmas plus spécialisés qui portent des gisements de minerai économiques. Le schéma global de ce dernier processus est une succession de transports en masse (Glazner et al., 2004) et de variations chimiques dans un système plus ou moins fermé (e.g., Hildreth et Moorbath, 1988).

Des mesures structurales, chimiques, isotopiques récentes et des observations sur des massifs granitiques documentent qu'un seul pluton est constitué d'une longue succession d'apports discontinus de magma, chacun ayant sa propre signature. La modélisation analogique et numérique corrobore les prédictions théoriques des processus discontinus pendant tout le cycle de génération du magma. En conséquence, le paradigme mondial qui régit la génération de magma continental est en train de changer. Plutôt qu'une succession de quatre phases magmatiques (Fig. 1), à savoir : fonte, ségrégation, ascension et mise en place, ou modèle MSAE (Petford et al., 1997), les quatre phases sont intimement mêlées (Fig. 2). La ségrégation et l'ascension commencent dès la fonte, conduisant à la mise en place de volumes de magma auto-similaires (Petford et al., 2000). En conséquence, un corps granitique se forme par fusion continue induite par la chaleur du manteau, et la succession d'intrusions discrètes résultant de cycles de ségrégation, d'ascension et de mise en place. Il donne lieu au modèle m(M-SAE) (Vigneresse, 2004).

Les gisements de minerai, lorsqu'ils sont directement associés au magmatisme, résultent d'interactions complexes entre des apports répétés de magma aux propriétés chimiques et physiques contrastées. Les conditions de fusion contrôlent l'incorporation des métaux de base dans le magma. La ségrégation et la vitesse de remontée déterminent la possibilité de recombinaison des éléments par diffusion d'éléments dans la masse fondue. L'ascension et la cristallisation sont associées à l'exsolution de grands volumes de fluides aqueux magmatiques (Burnham, 1981, Cashman et Manga, 1994, Candela et Blevin, 1995). Les variations soudaines de température lorsqu'un nouveau magma pénètre dans un ancien peuvent conduire l'équilibre chimique à des situations inattendues. Des minéraux rares se forment, souvent lors de réactions de déséquilibre. Au cours de ces réactions, l'abondance des éléments, souvent en ppm dans le magma initial, se concentre jusqu'à des niveaux de %, se cristallisant en minéraux rares. Les deux processus, le mélange de magmas provenant de différents stades d'évolution et les interactions avec une phase fluide exsolvée, sont généralement nécessaires pour développer des gisements de minerai d'importance économique (Hedenquist et Lowenstern, 1994).

La genèse du minerai représente un vaste domaine de la géologie. Il dispose de plusieurs revues, spécialement dédiées à la géologie des minerais, aux gisements minéraux et à leurs aspects économiques. Cependant, une approche naturaliste est souvent présentée, conduisant à une description détaillée des gisements de minerai. Ceci est nécessaire dans un premier temps, bien que l'enrichissement en métaux soit l'aboutissement d'un long processus chimique étroitement lié à une évolution continue du magma. Les processus qui conduisent à l'enrichissement en métaux sont plus rarement examinés, bien que d'excellentes études physiques et chimiques aient été menées (Candela, 1997, Linnen, 1998a, Piccoli et al., 2000, Cline, 2003, Ishihara et Chappell, 2004). Ces articles se concentrent généralement sur des expériences pointant vers une propriété spécifique conduisant à la formation de minerai (solubilité, influence d'une phase fluide, …).

En revanche, cet article examine les conséquences qu'une succession d'apports discontinus de magma peut avoir sur les processus conduisant à la genèse du minerai. Il décrit d'abord les améliorations récentes qui ont conduit à considérer la génération de granite comme une succession d'apports de magma discontinus avec une composition évolutive. Une deuxième section traite des interactions entre le magma et la phase fluide couramment associées à la formation du minerai. Dans une troisième section, il identifie les paramètres importants, dont ceux de la phase fluide, qui contrôlent la formation du minerai. Parmi eux, le transport du magma, la chaleur et la diffusion des éléments représentent un processus de diffusion généralisé. La solubilité des éléments dans la masse fondue et la répartition des éléments entre les minéraux et la masse fondue contrôlent également les concentrations de métaux. La quatrième section examine leur variation causée par un changement rapide de température ou de pression. Une approche du premier ordre considère une diffusion généralisée avec une dépendance exponentielle avec la température. Elle permet de raisonner en termes de longueur caractéristique associée à la diffusion. Dans la dernière section, les effets causés par les intrusions magmatiques successives sont décrits. Les exemples incluent les granites dérivés de la croûte, ou granites de type S, tels qu'ils sont observés dans la région européenne hercynienne (Vigneresse, 2001), et les gisements de porphyre, associés au magmatisme calco-alcalin ou aux granites de type I (Camus et Dilles, 2001, Richards, 2003).


La première croûte terrestre

Au fur et à mesure de la différenciation, l'océan de magma enrichi en éléments légers à la surface a été exposé au froid de l'espace et une fine croûte primitive a commencé à se former. Météores, astéroïdes et comètes ont poursuivi leur impact sans relâche, perçant la première croûte et permettant au magma, caché juste en dessous, de s'écouler à nouveau. La composition de cette première croûte était similaire à la komatiite de roche ultramafique très rare, une roche volcanique en grande partie composée du minéral olivine. Les komatiites sont très rares dans les archives rocheuses de la Terre, presque entièrement limitées à la roche d'âge archéen. [6] Les komatiites étaient en grande partie dérivées du manteau très chaud de la jeune Terre et se sont accumulées à la surface sous forme de lave. Alors que la Terre continuait de se refroidir et que le manteau se solidifiait, la génération de magma hautement ultramafique qui a remonté à la surface a été rare. [7]


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Volcanisme de subduction

Le sud-ouest de la Colombie-Britannique se trouve à l'extrémité nord de la zone de subduction Juan de Fuca (Cascadia), et le volcanisme y est lié à la génération de magma par fusion de flux dans le manteau supérieur au-dessus de la plaque de subduction. En général, il y a eu un taux et un volume de volcanisme beaucoup plus faibles en Colombie-Britannique. partie de cette ceinture que dans la partie américaine. L'une des raisons à cela est que la partie nord de la plaque Juan de Fuca (c'est-à-dire la plaque de l'explorateur) ne subit pas de subduction ou subit une subduction à un rythme plus lent que le reste de la plaque. Il y a plusieurs centres volcaniques dans la ceinture volcanique de Garibaldi : le centre de Garibaldi (y compris le mont Garibaldi et la zone Black Tusk-Mt. Price adjacente au lac Garibaldi (figures 4.1 et 4.2), le mont Cayley et le mont Meager (figure 4.25 ). L'activité volcanique la plus récente dans cette région a eu lieu au mont Meager. Il y a environ 2 400 ans, une éruption explosive d'environ la même magnitude que l'éruption du mont St. Helens en 1980 a eu lieu au mont Meager. Les cendres se sont propagées jusqu'à l'extrême est Il y a également eu une activité éruptive importante aux monts Price et Garibaldi il y a environ 12 000 et 10 000 ans au cours de la dernière glaciation dans les deux cas, la lave et le téphra se sont accumulés contre la glace glaciaire dans la vallée adjacente (figure 4.29). 4.2 au début de ce chapitre est un tuya, un volcan qui s'est formé sous la glace glaciaire et dont le sommet a été érodé par le lac qui s'est formé autour de lui dans la glace.

Figure 4.29 Vue en perspective de la région de Garibaldi (vers l'est) montrant les contours de deux coulées de lave du mont. Prix. Le volcanisme dans cette région a eu lieu pour la dernière fois lorsque la vallée au premier plan était remplie de glace glaciaire. La falaise connue sous le nom de barrière s'est formée lorsqu'une partie du mont. La coulée de lave Price a échoué après la déglaciation. La face ouest escarpée du mont. Garibaldi s'est formé par l'effondrement du secteur, aussi parce que les roches n'étaient plus soutenues par la glace glaciaire. [SE après Google Earth]


Simulation particulaire de la génération spontanée de fissures associées aux processus d'intrusion magmatique de type laccolithique

L'objectif principal de cet article est d'étendre la méthode de simulation de particules pour simuler le problème de génération spontanée de fissures associé à la type laccolithique de l'intrusion et de la mise en place du magma dans la croûte terrestre. Comme le comportement mécanique du magma intrusif est différent de celui des roches environnantes, le magma intrusif est simulé à l'aide de particules fluides relativement moins compressibles, tandis que la roche environnante du magma intrusif est simulée à l'aide de particules solides conventionnelles. En utilisant la méthode de simulation de particules proposée, il est possible de simuler certains phénomènes importants induits par l'intrusion magmatique, tels que la fracturation hydraulique associée à la création d'une chambre magmatique, les limites mobiles compliquées associées à la chambre magmatique en croissance et l'initiation spontanée de fissures dans l'environnement. roches lorsque la pression magmatique se propage de la chambre magmatique vers les roches environnantes. Les résultats de simulation de particules connexes ont démontré que (1) la méthode de simulation de particules proposée est utile et applicable pour simuler les problèmes de génération spontanée de fissures associés à la type laccolithique du processus d'intrusion de magma dans la croûte terrestre (2) les fissures générées sont fortement concentrées sur la région étroite qui est juste au-dessus de la chambre magmatique intruse et (3) le rapport couche-rigidité a un effet significatif sur les modèles de fissures générés spontanément dans la croûte supérieure de la Terre. Copyright © 2008 John Wiley & Sons, Ltd.


Classification des séries de roches ignées

Certaines séries de roches ne peuvent pas être correctement classées comme alcalines ou subalcaliques. To meet this situation a simple extension of the present twofold classification is proposed this takes the form of a fourfold division into alkalic, alkali-calcic, calc-alkalic, and calcic groups. It is shown, from a partial graphical representation of thirteen rock series, that the silica value at which the curves for total alkalis and for lime intersect (the alkali-lime index) is characteristic of a rock series and is of classificatory value. From a consideration of the curves of the thirteen rock series and their mineral assemblages, limits are suggested for the proposed four groups in terms of the alkali-lime index and of characteristic minerals. Other classifications of rock series are briefly noticed, and it is observed that they are dependent on a chemical and mineralogical classification. Since an ideal genetic classification is not in sight, it is concluded that a somewhat closely defined, descriptive fourfold grouping on a chemical and mineralogical basis may be more useful than the present rather vague twofold division.