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PETROGÉNESIS MODELOS DE GENERACIÓN DE MAGMAS EN DIVERSOS AMBIENTES TECTÓNICOS
Un modelo petrogenético debe explicar las siguientes características de las rocas:
› Características químicas
› Características isotópicas
› Características mineralógicas
A partir de esas características, el modelo debe sugerir:
› Una zona fuente
› El grado de fusión parcial de la roca madre
› Los procesos de diversificación que afectaron a los magmas
MODELO PETROGENÉTICO PARA LAS DORSALES MEDIOCEÁNICAS
Las rocas de los dorsales medioceánicas (MORB) son basaltos ricos en FeO y generalmente pobres en
elementos incompatibles.
Existen tres tipos de MORB:
› N – MORB (Normal): Cuadrados llenos
› T – MORB (Transicional): Cuadrados vacíos
› P – MORB (Plume) o E – MORB (Enriquecido): Círculos llenos
Se piensa que el T-MORB y el P-MORB reciben contribuciones variables del manto inferior
La pobreza en elementos incompatibles del N-MORB sugiere una fuente también pobre en estos elementos.
Esa fuente no puede ser más que el manto superior empobrecido.
Las razones isotópicas de Sr del MORB son considerablemente más bajas que las del planeta, lo que sugiere
una fuente pobre en Rb. Por el contrario, las razones isotópicas de Nd son muy altas lo que también indica
que la fuente puede ser el manto superior (εNd=+10).
En la fuente de los magmas de las dorsales no existe presencia de volátiles, por lo tanto, el modelo de
fusión debe contemplar procesos en condiciones anhidras.
Se ha propuesto una fusión por descompresión adiabática. Una porción de manto es arrastrada hacia arriba
por las celdas de convección. En el proceso, este manto sólido se funde cuando se llega a la temperatura del
solidus de la peridotita que es mucho menor a bajas presiones.
Fundido y roca residual permanecen juntos hasta que se alcanza un 20% de fusión parcial. En este
momento el fundido se separa y asciende hasta la superficie para formar el piso del océano.
MODELO PETROGENÉTICO PARA ISLAS OCEÁNICAS
Los basaltos OIB tienen características que indican que su fuente es diferente de la del MORB.
En las islas oceánicas se tienen dos series:
› Toleítica >>volumen.
› Alcalina< volumen.
El orden de aparición es:
› Alcalina (pequeño volumen)
› Toleítica (gran volumen)
› Alcalina (pequeño volumen)
Proceso propuesto para fusión
en dorsales medioceánicas
Se piensa que estos basaltos tienen una gran influencia de un manto rico en LILE que sería el
manto inferior.
Entonces fluidos ricos en LILE ascenderían desde esa fuente profunda (hot spots), para provocar
fusión en el manto superior.
Comparación de spiders OIB y
MORB. Los OIB requieren una
fuente rica en LILE y HFSE. Esa
fuente sólo puede ser el manto
inferior enriquecido.
Sus razones isotópicas son también
diferentes, pese a que en parte se
traslapan con las del MORB
Modelo de Wyllie (1988) que explica la secuencia de aparición de las series magmáticas alcalina-
toleítica-alcalina: Los magmas picríticos se forman en M por el aporte de magmas de origen más profundo
ricos en volátiles C-H-O, con grados de fusión parcial algo elevados. Los magmas ricos en elementos
volátiles (nefelinitas) ingresan en la litosfera de un lado y del otro de la zona M para provocar bajos grados
de fusión parcial.
Modelo alternativo según los isótopos de osmio
Según los isótopos de Os, habría un
circuito entre los ambientes de Isla
Oceánica y los de Subducción. El
modelo indica que las islas
oceánicas reciclan material rico en
Re generado en los ambientes de
subducción.
187Re –β- 187Os
PETROGÉNESIS EN ZONAS DE RIFT CONTINENTAL
Los rifts son áreas de extensión continental localizada que se caracterizan por una depresión central, flancos
solevantados, y un adelgazamiento de la litosfera subyacente; se pueden clasificar en 2 tipos:
- Rift Activo: Generado por el ascenso de la astenosfera que provoca el solevantamiento de la
litosfera en forma de domo, inmediatamente después viene el magmatismo, para que finalmente la
parte superior del domo estructural se fracture para formar el rift.
- Rift Pasivo: Se forma cuando la litosfera está sometida a fuerte distensión, lo que genera
adelgazamiento litosférico y formación del rift; luego, debido al adelgazamiento, asciende la
astenosfera para provocar el solevantamiento, y finalmente viene el magmatismo.
Según la clasificación de Barberi et al. (1982), los rifts son:
Rift de Alta Volcanicidad:
- Actividad magmática voluminosa
- altas tasas de extensión cortical
- predominio de β de alcalinidad media
- distribución bimodal de magmas ácidos y básicos
- Estrecha relación entre magmas ácidos y básicos (fonolitas con nefelinitas y basanitas,
traquitas con basaltos alcalinos, riolitas peralcalinas con basaltos medianamente alcalinos,
riolitas subalcalinas con basaltos subalcalinos) que sugiere que los magmas ácidos derivan
de los básicos por fraccionamiento cristalino.
Rift de Baja Volcanicidad
- Pequeños volúmenes de magmas eruptados
- Bajas tasas de distensión cortical
- Actividad volcánica discontinua
- Amplio espectro de magmas basálticos y pequeños volúmenes de magmas ácidos
- Predominan los magmas subsaturados fuertemente alcalinos (nefelinitas, basanitas,
leucititas) con magmas transicionales haciéndose más abundantes según se incrementa el
volumen de las erupciones.
DIVERSIDAD DE ROCAS EN LOS RIFTS
Varios tipos de roca ocurren en los rifts. Por ejemplo, en el rift africano se encuentra 4 series magmáticas:
La serie alcalina abarca desde basanitas y basaltos alcalinos hasta tefritas, fonolitas, y traquitas
La serie ultra-alcalina es rica en K (K/Na>1), conformada por rocas como melilititas, leucititas,
nefelinitas, fonolitas. Carbonatitas se asocian a algunas melilititas y fonolitas.
La serie transicional incluye los flood basalts toleíticos, así como ferrobasaltos, mugearitas,
traquitas alcalinas, y riolitas peralcalinas. Son asociaciones bimodales.
La serie toleítica está asociada con la transicional y es volumetricamente subordinada. Los
basaltos son similares a los MORBs pero más ricos en LREE y LILE.
Ejemplos de spiders de rocas de rift
continental que muestran el
enriquecimiento en LILE y HFSE de
estos magmas, y la pobreza en
elementos compatibles. Las fuentes
probables son el manto inferior
(como en los OIB) o el manto
litosférico subcontinental. La
contaminación en la corteza se
presume que es mínima.
La composición isotópica de los rifts es muy variada, tanto de un rift a otro como dentro de un mismo rift,
con razones isotópicas que varían fuertemente de una zona a otra. En parte coinciden con los OIB,
sugiriendo que el manto inferior tiene una influencia en la génesis de estos magmas, pero en parte plotean
fuera del campo de los OIB, lo que indica que otra fuente más está involucrada.
Kimberlitas y lamproitas representan al magmatismo potásico y ultrapotásico que se encuentra en algunos
rifts (en la figura, las kimberlitas provienen de la provincia romana, y las lamproitas de España). Estas
rocas se generan en la base de la litosfera, a unos 150 a 200 km de profundidad, por lo tanto, dan cuenta de
que el manto litosférico subcontinental es muy heterogéneo y también muy enriquecido. Este
enriquecimiento se puede deber a antiguos procesos de subducción que lo han metasomatizado, o al ascenso
y entrampamiento de material del manto inferior rico en volátiles y LILE.
La geofísica indica que la astenosfera está involucrada en la génesis de los magmas.
MODELO PETROGENÉTICO
› Tanto la geofísica como la geoquímica indican que el manto astenosférico está involucrado en la
génesis de los magmas de zonas de rift continental.
› La intrusión de magmas de este manto en la litosfera puede elevar la temperatura y provocar su
fusión parcial. Luego, los fundidos se mezclan para generar todo el abanico de composiciones
químicas e isotópicas.
› Es difícil deducir la composición de los magmas astenosféricos, pero se puede asumir que son
heterogéneos. En los rifts activos, la astenosfera ascendente por debajo del eje del rift estaría
dominada por una pluma del manto inferior (fuente de los OIB). En los rifts pasivos, el predominio
sería del manto superior (fuente de los MORB).
› Estos magmas se pueden estancar en la base de la litosfera y también en la base de la corteza para
diferenciarse por fraccionamiento cristalino.
› Es probable que exista un pequeño grado de contaminación cortical producida por el paso de los
magmas a través de la corteza, pero este hecho es muy difícil de probar, dada la extrema
heterogeneidad del manto litosférico.
Cuando el rift progresa a golfo oceánico, se pueden generar los basaltos de plateau, también llamados
basaltos de inundación (flood basalts). Su génesis es muy parecida a la del MORB; se piensa que el ascenso
de la astenosfera provoca fusión por descompresión en varios niveles formando: Toleitas a poca
profundidad, β transicionales a profundidades medias, y magmas alcalinos a grandes profundidades.
MODELO PETROGENÉTICO PARA AMBIENTES DE SUBDUCCIÓN
Hay dos tipos de ambientes destructivos:
› Arco de islas (toleítica, calcoalcalina)
› Márgenes continentales (calcoalcalina)
› La serie shoshonítica puede estar presente en ambas
Las series magmáticas son diferentes:
En los arcos de islas, cuando están presentes las tres series, el orden de aparición es: (1) Toleítica, (2)
Calcoalcalina, y (3) Shoshonítica
En los márgenes activos continentales, las series se ordenan espacialmente, con la calcoalcalina cerca del
borde continental, la calcoalcalina rica en K más al interior, y la shoshonítica en el interior del continente.
Las diferentes series magmáticas
de los bordes destructivos se
pueden reconocer en el diagrama
de Peccerillo y Taylor (1967).
El mejor diagrama para distinguir
entre la serie toleítica y la
calcoalcalina es el AFM.
Existen diagramas de
discriminación para distinguir entre
toleitas de diferentes ambientes,
como este en el que VAT significa
Toleitas de Arco Volcánico.
Composición isotópica de ambientes destructivos. Los magmas de estos ambientes plotean desplazados a
la derecha del alineamiento del manto (mantle array) aunque parcialmente traslapados con los OIB. Estas
composiciones sugieren dos probables orígenes: (A) hibridización de magmas del manto por la corteza
continental, (B) fusión del manto litosférico contaminado por fluidos ricos en agua de mar.
MODELO PETROGENÉTICO GENERAL
Las características petrográficas (presencia habitual de minerales hidratados en las rocas: anfíboles y
micas), geoquímicas e isotópicas sugieren un ambiente con presencia de fluidos en el que interactúan manto
y corteza para la generación de los magmas. Según el modelo propuesto:
La placa oceánica subductante, se metamorfiza cambiando de basalto toleítico primero a anfibolita,
luego a esquisto azul, y luego a eclogita.
En este proceso se deshidrata junto con los sedimentos oceánicos, y puede incluso fundirse en un
bajo grado.
Estos fluidos, ricos en LILE, pasan a la cuña del manto haciendo descender su solidus y
provocando su fusión parcial.
Estos magmas luego se pueden contaminar y diferenciar al pasar por la corteza no subductante.
Spiders de ambientes de
subducción. Típicamente, muestran
la riqueza en LILE de estos magmas,
y su pobreza en HFSE
(especialmente en Ta y Nb) y en
elementos compatibles.
Al peincipio, cuando la corteza de arriba es poco espesa, los magmas pasan sin diferenciarse; así
se generan los magmas toleíticos. Cuando esta corteza se hace más espesa, los magmas se estancan
y se forman cámaras de magma donde se diferencian. Entre los minerales que se fraccionan está la
magnetita, que hace los magmas se empobrezcan en FeO, cambiando de serie (de toleítica a
calcoalcalina).
PETROGÉNESIS EN ZONAS DE COLISIÓN
Los productos típicos de zonas de colisión continental son los leucogranitos y las rocas volcánicas félsicas
peraluminosas.
Según Chappell y White (1974), existen 2 tipos de granitos:
› γ Tipo I (igneo).- Producto de la diferenciación o por fusión de Rx igneas; se forman
generalmente en un ambiente de margen continental activo.
› γ Tipo S (sedimentario).- fusión de Rx sedimentarias metamorfizadas; se forman
generalmente en ambientes de colisión.
Granitos tipo S.-
› Son pobres en minerales coloreados
› Ricos en qz y feldespatos. Las plagioclasas son del tipo albita – oligoclasa.
› Estos granitos son de 2 micas (biotita – muscovita), y pueden tener minerales accesorios
aluminosos (andalucita, sillimanita, granate, cordierita, turmalina, topacio, turquesa y
esmeralda).
› También se caracterizan por abundantes inclusiones de metapelitas, que se consideran son
las restitas de la fusión parcial.
› No contienen hornblenda ni magnetita.
› Corindón normativo generalmente > 2%; Contenidos en sílice son altos >70%; son
saturados en fluidos como H₂O – F – Cl, y por lo tanto suelen estar afectados por
alteración hidrotermal.
Origen
Las características anotadas sugieren que estas rocas se generan en la corteza continental, sin
intervención del manto
Los modelos incluyen:
M Hidratación por liberación de H₂O y CO₂
M Sobrecarga por cabalgamiento de capas densas
Sobrecalentamiento previo de la fuente y liberación de H₂O y CO₂ de la roca infrayacente.
La presión y la temperatura no se modifican, pero la adición de volátiles hace descender la temperatura de
fusión de la roca.
Los spiders de ambientes de
colisión no pueden distinguirse de
los de ambiente de margen activo
continental, como se ve en los
ejemplos.
Sobrecarga tectónica por cabalgamiento de capas densas formadas por anfibolita, granulita y eclogita (color
verde), hacen que se funda la corteza (rojo: magma anatéctico).
Modelo adicional
M Cuando magmas mantélicos interactúan con la corteza, se originan granitoides peraluminosos
M La mayor diferencia de estos granitoides con los granitos tipo S es su amplio rango de SiO₂
Sobrecalentamiento por intrusiones de magmas basálticos. En este caso los magmas que se forman
son PTG (peraluminous tonalite granite)
PTG (peraluminosos tonalite – granite).- Se forman por un sobrecalentamiento local por intrusión
de magmas basálticos, originando una serie de tonalita a granito.
En esta serie predominan las granodioritas y generalmente están asociadas con magmatismo rico en
K, que puede variar de shoshonitico a lamprofídico.
Estos lamprófidos se piensa que se han originado en un manto metasomatizado rico en flogopita.
Las T° de fusión podrían haber sido de 800 a 900 °C.
Tipo de
Granitoide
I
(Ígneo)
S
(Sedimentario)
SiO2 54-76% 65-74%
K2O/Na2O Bajo Alto
Ca, Sr Alto en rocas máficas Bajo
Molar
Al/(Ca+Na+K)
Bajo, metaluminoso a
débil. peraluminosoAlto, peraluminoso
Fe3+
/Fetotal Moderado Bajo
Cr, Ni Bajo Alto
d18
O < 9‰ > 9‰
87Sr/
86Sr 0.706 - 0.712 > 0.707
Composición
química
Alto LILE/HFSE;
medio Rb, Th, U
Variable LILE/HFSE,
alto Rb, Th, U
Mineralogía Bt, Anf, Px, Mt, Ilm Bt, Ilm, muscovita
cordierita, silicatos
de Al (silimanita,
andalusita), granate,
turmalina.
No magnetita
Petrogénesis Zona de subducción,
fusión cortical,
fuente ígnea máfica a
intermedia
Zona de subducción,
fusión cortical,
fuente sedimentaria