PRINCIPALES PROBLEMAS QUE ABORDA LA PETROLOGÍA

La petrología ígnea aborda íntegramente los fenómenos que originan las rocas ígneas, esto es, desde su origen en la fuente magmática, cómo esos magmas se generan, cuáles son los mecanismos de fusión, pasando por cómo ese magma generado se segrega, migra, asciende y se estaciona, etc.

MÉTODOS DE ESTUDIO

Estudios geoquímicos tales como el análisis químico de roca total (puesto que uno asume que es un fiel representante de la composición del magma, es destructivo) tanto de elementos mayores como traza, análisis isotópico (permite el cálculo de edades de formación y tipo de fuente de magmas, puesto que la isotopía es una especie de ADN de las rocas, no cambia con los procesos de cristalización donde la razón inicial de dicho isotopo permanece invariable tras la cristalización de la roca (sistema cerrado), viene heredado de la fuente, a menos que ocurra una asimilación donde se mezclen magmas de distinto origen).

Análisis petrográfico: permite tener datos de textura (tasa de enfriamiento, tasa de nucleación y crecimiento, escape de volátiles, secuencia de mineralización)

Análisis SEM (microscopio electrónico de barrido) y análisis de microsonda electrónica (permite conocer la composición puntual de un mineral) no son destructivos

Análisis por abrasión laser, es parcialmente destructivo, permite analizar elementos traza.

Análisis por difracción de rayos X, permite identificar los minerales mediantes rayos X los cuales se difractan y cada mineral tiene un patrón en particular

Observaciones en terreno

BASES PARA OTRAS DISCIPLINAS

Económicos, estructurales, riesgos geológicos, ambiental, contaminación, geotérmico, etc.

El calor de la Tierra proviene a partir de la acreción de las partículas cósmicas y por el calor liberado por la desintegración radiactiva, el cual se disipa, las manifestaciones de ello comprenden los volcanes, el flujo calórico que se pierde en el espacio, etc.

TRANSFERENCIA DEL CALOR

(Radiación): menos importante para la petrología, proviene del Sol y al llegar a la Tierra solo penetra en escala centimétrica-métrica y está dado, además, por la temperatura ambiente.

Conducción: transferencia de energía cinética mediante la vibración de átomos. En el vacío no hay conducción. Se genera un flujo calórico desde una fuente de calor a un objeto más frio ubicados a cierta distancia, esto está dado

por: 𝑄 = −𝑘𝑑𝑇

𝑑𝑥 que es función del gradiente de temperatura en dicha distancia por la conductividad térmica k, que es

una propiedad intrínseca el material que indica cuan fácil o difícil le es al material el transmitir el calor.

Un material refractario es un mal conductor.

Es un mecanismo muy lento.

Convección: movimiento de masa dado por diferencias de densidad, es decir, la convección se va a detener cuando se igualen las densidades.

Este fenómeno genera celdas convectivas que van desplazando la masa que al calentarse es más liviana y asciende, posteriormente, al enfriarse desciende. También es posible tener plumas convectivas que ascienden y descienden, por ejemplo, a partir de un sill.

Sin gravedad no hay convección.

Un magma viscoso va a tener mayor dificultad para entrar en convección que un magma muy fluido.

Advección: transferencia de masa dentro de un sólido que utiliza estructuras, ejemplo: la intrusión de un magma. Es decir, se asocia a la transferencia de calor de un líquido caliente a través de fracturas, modificando el entorno y perturban el equilibrio termal de las rocas (fenómeno de alteración hidrotermal producto de la advección).

El calor que aporta la intrusión es proporcional al aumento de la temperatura y a la capacidad calórica.

Esto quiere decir que para un mismo aumento de temperatura, si el agua y la roca han subido un grado, la cantidad de energía que ha absorbido el agua es cuatro veces mayor que la roca y como el agua fluye (advecta), puede transportar el calor y modificar el equilibrio termal previo del entorno.

Cambio de fase o calor latente: se puede transmitir ya sea por conducción o por convección. Es la energía requerida por una sustancia para cambiar de fase.

Durante una reacción de cristalización (libera energía, puesto que se pasa de un estado de mayor energía-líquido-a uno de menor energía-sólido)/fusión (magma se enfría puesto que los volátiles se separan del líquido) ocurre un cambio de entalpía dH que está dado por:

𝑑𝐻 = 𝑑𝑄 + 𝑉𝑑𝑃

Si la reacción es isobárica:

𝑑𝐻𝑝 = 𝑑𝑄𝑝

𝑑𝑄𝑝 = 𝐶𝑝1𝑑𝑇

Donde 𝑑𝑄𝑃 = incremento de calor transferido a un cuerpo que produce un incremento proporcional de temperatura dT.

Por consiguiente:

𝑑𝐻𝑝 = 𝐶𝑝𝑑𝑇

El cristal absorbe calor y la T° sube una tasa igual a Cp. Al llegar a la T° de fusión, el calor absorbido no aumenta (permanece constante) la T° del sistema. Este calor absorbido es el calor latente.

GRADIENTE GEOTERMAL

Producto de los distintos flujos calóricos se producen los gradientes geotermales. Estos varían según el ambiente, es decir, son función de la tectónica de placas (ambiente tectónico).

Para generar un magma, se debe calentar lo suficiente un sector de la Tierra (manto superior o corteza inferior) para que el material presente se funda, usualmente a profundidades que varían entre 50 a 200km. El gradiente geotermal por sí solo no es suficiente para esto, si así fuera, bajo una cierta profundidad toda la Tierra sería un fundido.

Fusión total: es aquella en la cual todos los minerales participan en la fusión en la misma proporción de su composición en la roca. En este caso, la composición del solido inicial es igual a la composición del líquido final, es decir, el magma tiene la misma composición de la roca a partir de la cual se originó.

Fusión parcial (o fusión incongruente): es un estado en el que coexiste la materia fundida y la sólida. En ella, los minerales que se funden participan en proporciones distintas a la que están en la roca. Por lo tanto, la composición del

1 Cp = calor específico, es la cantidad de energía que necesita 1 gr de la sustancia para aumentar su temperatura en 1 º C

Calor latente=

Comentado [TV1]: Clase 2

sólido inicial no es igual a la del líquido final, puesto que de la roca madre voy a tener un fluido con una roca residual (refractario: que no se funde) . Esto se debe a que cada mineral tiene puntos de fusión diferentes.

Ejemplo de fusión parcial: una roca con tres minerales (a, b y c), todos participan en la fusión pero con distintas proporciones. El mineral que más participa en la fusión es el mineral b>a>c. Entonces, a un grado de fusión bajo se va a generar un líquido intersticial producto de la fusión, donde el mineral b se consume más rápido que el resto (a y c también se consumen). Posteriormente, al aumentar el grado de fusión, b se consume completamente, quedando un residuo de rocas a y c. Por ende, el residuo rocoso que queda es distinto a la roca inicial y se genera un líquido (el cual va quedando en los intersticios) que a su vez será distinto de la roca inicial.

*Si se extrae la fase liquida después de que haya habido algo de fusión, se produce un fundido con mayor contenido en sílice.

El magma primitivo es el líquido menos evolucionado o diferenciado.

El magma primario es aquel que deriva del manto directamente, es decir, que después de haberse originado por la fusión del manto lherzolítico no ha sufrido ningún proceso de evolución ni fraccionamiento en su ruta hacia la superficie. Se trata de líquidos muy viscosos, no contaminados y con fragmentos de peridotitas del manto.

* La composición del manto terrestre es peridotítica, es decir, de composición lherzolítica (olivino rico en Fo 90-94%, Cpx rico en Ca y Opx pobre en Ca). Siempre que funde un manto de esta composición se va a formar un líquido basáltico.

CRISTALIZACIÓN EN SISTEMAS BINARIOS

SISTEMA EUTECTICO DE DOS COMPONENTES

La Figura 1 muestra el más simple de los diagramas de fase de dos componentes. Los componentes son A y B, y las posibles fases son los cristales puros de A, cristales puros de B, y el líquido con las composiciones que van entre A puro y B. Las composiciones se trazan a través de la parte inferior del diagrama. Tenga en cuenta que la composición se puede expresar como un porcentaje de A o un porcentaje de B, ya que el porcentaje total debe sumar 100. (Composiciones también podría expresarse como fracción molar de A o B, en cuyo caso el total debe sumar a 1). La temperatura o la presión se traza en el eje vertical. Para el caso que se muestra, consideramos la presión sea constante, y por lo tanto hemos trazado la temperatura en el eje vertical.

Las curvas que separan los campos de A + Líquido de Liquido y B + Líquido de Líquido se denominan curvas liquidus. La línea horizontal que separa los campos de A + Liquido y B + Liquido de A + B (todo sólido), se denomina el solidus. El punto E, donde las curvas de líquido y sólido se cruzan, se denomina punto eutéctico. En el punto eutéctico

en este sistema de dos componentes, las tres fases, esto es el Líquido, cristales de A y cristales de B, todos existen en equilibrio. Tenga en cuenta que el eutéctico es el único punto en el diagrama donde esto es cierto.

Considerando el sistema a presión constante, la regla de las fases en este caso es F = C +1 - P. El punto eutéctico, por tanto, es un punto invariante. Si cambiamos la composición del líquido o la temperatura, el número de fases se reducirá a 2.

Si el sistema contiene sólo A puro, entonces el sistema es un sistema de un componente y la fase A se funde a una sola temperatura, la temperatura de fusión de A puro, TMA. Si el sistema contiene sólo B puro, entonces es un sistema de un componente y B se funde sólo a la temperatura de fusión de B puro, TMB.

Para todas las composiciones entre A puro y B puro, la temperatura de fusión se reduce drásticamente, y la fusión comienza en la temperatura eutéctica TE. Tenga en cuenta que para todas las composiciones entre A y B, la fusión también se produce en un intervalo de temperaturas entre el solidus y liquidus. Esto es cierto para todas las composiciones, excepto una, aquella del eutéctico. La composición eutéctica se funde a una sola temperatura, TE.

Ahora consideraremos la cristalización de un líquido con la composición de X en la Figura 1. En primer lugar, sin embargo, debemos señalar lo siguiente regla, que siempre debe ser obedecida:

Regla 1 - En la cristalización en equilibrio o fusión en un sistema cerrado, la composición final del sistema será idéntica a la composición inicial del sistema.

Por lo tanto, de acuerdo con la regla 1, composición X, que se compone de una mezcla de 80% de A y 20% B, tendrá, como su producto cristalino final de una mezcla de 80% de cristales de A y 20% de cristales de B.

La composición X será todo líquido por encima de la temperatura T1, ya que se encuentran en el campo de “todo líquido”. Si la temperatura baja a T1, en cristales T1 de A se empiezan a formar.

El descenso adicional de la temperatura provoca que se formen más cristales de A. Como resultado, la composición líquida debe ser más enriquecida en B a medida que más cristales de A se forman a partir del líquido. Por lo tanto, con disminución de la temperatura, la composición líquida cambiará desde el punto 1 al punto 2 al punto 3 al punto E cuando se baja la temperatura de T1 a T2 a T3 a TE, respectivamente. En todas las temperaturas entre T1 y TE, dos fases estarán presentes en el sistema; líquido y cristales de A. En la temperatura eutéctica, TE, cristales de B comenzarán a formarse, y tres fases coexistirán; cristales de A, cristales de B y el líquido. La temperatura debe permanecer a TE hasta que una de las fases desaparece. Así, cuando el líquido cristaliza completamente, sólo sólido puro A y sólido puro B permanecerán y la mezcla de estas dos fases sólidas estará en las proporciones de la mezcla original, es decir 80% de A y 20% de B.

La historia de cristalización de la composición de X puede ser escrita en forma abreviada de la siguiente manera:

T> T1 - todo líquido

T1 - TE - Líquido + A

en TE - Líquido + A + B

T <TE - A + B todo sólido

Si tuviéramos que detener el proceso de cristalización en cualquier punto durante la cristalización y observar qué cantidad de cada fase está presente, podemos utilizar el ejemplo siguiente para determinar lo que íbamos a ver.

Por ejemplo, a una temperatura T2 de la cantidad de cristales de A y líquido (las dos únicas fases presentes a esta temperatura) se puedo determinar mediante la medición de las distancias a y b en la Figura 1. Los porcentajes serían entonces dados por la regla de la palanca:

% de cristales de A = b / (a + b) x 100

% de líquido = a/ (a + b) x 100

Tenga en cuenta que dado que la cantidad de cristales debe aumentar con la caída de la temperatura la distancia proporcional entre la línea vertical que marca la composición inicial y el liquidus aumenta a medida que la temperatura cae. Así, la distancia utilizada para el cálculo de la cantidad de sólidos se mide siempre hacia el lado del líquido de la composición inicial.

En la temperatura T3, tenga en cuenta que más cristales se han formado ya que la distancia proporcional d / (c + d) es mayor que la distancia proporcional b / (a + b). Así, en la T3 la regla de la palanca da:

% de cristales de A = d / (d + c) x 100

% de líquido = c / (c + d) x 100

En T3, tenga en cuenta que la composición del líquido se da en el punto 3, es decir, el 53% de A, la composición del sólido es A puro, y la composición del sistema sigue siendo el 80% de A y 20% de B. Asegúrese de que usted entiende la diferencia entre la composición de las fases y la cantidad o los porcentajes de las fases.

El proceso de fusión es exactamente el inverso del proceso de cristalización. Esto es, si empezamos con la composición X en algún temperatura inferior TE formaría el primer líquido en TE. La temperatura se mantendrá constante en TE hasta que todos los cristales de B se fundan. La composición del líquido cambiará entonces a lo largo de la curva del liquidus desde E al punto 1 cuando la temperatura aumenta hasta que alcanza la temperatura T1. Por encima de T1 el sistema contendría solamente líquido con una composición de 80% de A y 20% de B. El proceso de fusión en forma abreviada se enumeran a continuación:

T <TE - todo sólido A + B

en TE - líquido + A + B

TE - T1 - líquido + A

T> T1 - todo el líquido

FUSIÓN INCONGRUENTE

Definición de términos:

Liquidus - La línea que separa el campo de “todo líquido” de la de “cristales más líquido”.

Solidus - La línea que separa el campo de “todo sólido” de la de “cristales más líquido”.

Punto eutéctico - el punto en un diagrama de fase en la que el número máximo de fases permisibles están en equilibrio. Cuando se alcanza este punto, la temperatura debe permanecer constante hasta que una de las fases desaparece. Un eutéctico es un punto invariante.

Punto peritéctico - El punto en un diagrama de fase en la que tiene lugar una reacción entre una fase previamente precipitado y el líquido para producir una nueva fase sólida. Cuando se alcanza este punto, la temperatura debe permanecer constante hasta que la reacción se ha quedado a la terminación. Un peritéctica es también un punto invariante.

Compuesto intermedio - una fase que tiene una composición intermedia entre otras dos fases.

Fusión congruente - fusión en la que una fase se funde a un líquido con la misma composición que el sólido.

Fusión incongruente - fusión en la que una fase se funde a un líquido con una composición diferente del sólido y produce un sólido de composición diferente a la del sólido original.

Para el caso de la fusión incongruente, utilizaremos el sistema forsterita (Mg2SiO4) - sílice (SiO2), que tiene un compuesto intermedio, enstatita (MgSiO3).

Este sistema es un excelente ejemplo de los fenómenos de fusión incongruente en las rocas y, por lo tanto, da ideas sobre muchos aspectos de la formación de minerales. Una versión simplificada del sistema forsterita - sílice con su enstatita compuesto intermedio se muestra en la Figura 2. Las historias de cristalización para las composiciones de X, Y y Z se documentarán en la siguiente discusión. Cada una de estas composiciones se comporta de una manera ligeramente diferente.

Cristalización de composición X

La composición X es una mezcla de 13% en peso de SiO2 y 87% en peso de Mg2SiO4. Debido a esta composición se encuentra entre las composiciones de forsterita pura y enstatita pura, ésta debe terminar su historia de cristalización conteniendo solamente los cristales de forsterita y enstatita, es decir, no se producirá cuarzo en la mezcla cristalina final.

Si una mezcla como la composición X es llevado a una temperatura superior a su liquidus (es decir, por encima de 1800°C en la Figura 2) será en todo un estado líquido. Ahora trazamos la historia de enfriamiento de la composición X.

Como se enfría un líquido de composición X, nada ocurrirá hasta que la temperatura es igual a la temperatura liquidus en 1800°C. En este punto, cristales de forsterita (Fo) comienzan a precipitar fuera del líquido. Como se baja la temperatura, la composición del líquido cambia a lo largo del liquidus hacia el peritéctico (P), y los cristales que forman a partir del líquido será siempre Fo pura hasta que se alcanza P.

A la temperatura peritéctica, sobre 1580°C, tenga en cuenta que tres fases deben estar en equilibrio: Fo, líquido y enstatita (En). En este punto, algunos de los cristales de Fo reaccionan con el líquido para producir cristales de En. La reacción que tiene lugar se puede escribir como sigue:

Mg2SiO4 + SiO2 = 2MgSiO3

Fo + LIQ = 2En

(Donde SiO2 en la reacción se refiere al componente de SiO2 en el líquido con la composición P).

Después de que todo el líquido se consume por esta reacción, sólo permanecerán cristales de Fo y En. Las proporciones de Fo y En en el producto cristalino final se pueden encontrar mediante la aplicación de la regla de la palanca.

% Fo cristales = [d / (c + d)] x 100

% En cristales = [c / (c + d)] x 100

En cualquier etapa intermedia en el proceso, tal como al 1700°C la proporción de todas las fases presentes (Fo y líquido en este caso) puede swe encontrado de forma similar mediante la aplicación de la regla de la palanca.

en 1700oC

% Fo cristales = [b / (a + b)] x 100

% de líquido = [a / (a + b)] x 100

Tenga en cuenta que de fusión de la composición X es exactamente el inverso de la cristalización. Una mezcla X comenzará a fundirse a la temperatura peritéctica. En este punto En se fundirá en cristales de Fo más líquido (fusión incongruente). Tan pronto como todos los cristales En se han consumido por esta reacción, la temperatura se puede aumentar hasta que llega a 1800°C, momento en el cual todos los cristales Fo se han consumido y la única fase de la izquierda será líquida con una composición del material inicial.

Cristalización de la composición Y

La composición Y es equivalente a En pura. De este modo, sólo puede aparecer en el producto cristalino final si se mantiene el equilibrio perfecto.

Si la composición Y se enfría desde un estado “todo líquido” ésta primero comienza a cristalizar en alrededor de 1650°C. En 1650°C, los cristales de Fo comenzarán a precipitar a partir del líquido. Esto continuará con enfriamiento adicional hasta que se alcanza la temperatura peritéctica. En este intervalo, la composición del líquido debe ser más enriquecido en SiO2 y por lo tanto cambiará a lo largo del liquidus hasta que tenga la composición del peritéctico, P. A la temperatura peritéctica (1580°C) todo el líquido restante reaccionará con todos el precipitado previamente Fo para producir cristales de baño propio. La temperatura se mantendrá constante hasta que esta reacción ha llegado a completarse, después de lo cual la única fase presente será pura En.

Así, puede verse que la enstatita se funde incongruentemente. Si la enstatita pura se calienta a una temperatura de 1580°C se funde a Fo más líquido.

Cristalización de la composición Z

Debido a que composición Z se encuentra entre En y SiO2, debe terminar con cristales de En y Qz (cuarzo). Si tal composición se enfría desde una temperatura algo elevada, donde se encuentra en estado “todo líquido”, que se mantendría “todo líquido” hasta que alcanze la temperatura del liquidus cerca de 1600°C. A esta temperatura, cristales de Fo comenzarían a precipitar y la composición del líquido comenzaría a cambiar a lo largo del liquidus hacia el peritéctico, P. En P, todo el Fo previamente precipitado reacciona con el líquido para producir cristales de En. Después de que esta reacción se ha ejecutado hasta el final, y todo el Fo previamente precipitado se consume, todavía quedaría un poco de líquido. Con la disminución de la temperatura, más cristales de En se formarían, y la composición líquida

cambiarían a lo largo del liquidus hacia la eutéctica, E. En E cristales de Qz se empezarían a formar, la temperatura se mantendrá constante hasta que todo el líquido se consuma, dejando cristales de Qz y En como sólido final. Tenga en cuenta que debido a que la composición Z se encuentra muy cerca de la composición de EN puro, el producto cristalino final sería en mayor parte consistente en En con una cantidad muy pequeña de Qz.

Para todas las composiciones entre P y 100% de SiO2 el sistema se comportaría de una manera idéntica al sistema eutéctico simple discutido previamente.

La cristalización fraccionada en el Sistema

Hasta este momento siempre hemos estado discutiendo el caso de la cristalización de equilibrio. Es decir, que todos los sólidos se mantienen en contacto con el líquido hasta que cualquier reacción que tiene lugar se ha ejecutado hasta el final. Como es a menudo el caso en que los sistemas cristalinos naturales de alguna manera pueden llegar a ser separados del sistema de modo que no reaccionan en los puntos de reacción tales como P. Este es el caso de cristalización fraccionada. En condiciones de cristalización fraccionada, las historias de enfriamiento y cristalización serán drásticamente diferentes. En particular, la regla de que la composición final debe ser igual a la composición inicial no se sigue.

Como ejemplo de este fenómeno, examinaremos la cristalización fraccionada de la composición X. Por otra parte, vamos a ver el caso de cristalización fraccionada perfecta. Durante la cristalización fraccionada perfecta de la composición X, toda la Fo que se precipita será eliminada de alguna manera desde el sistema. (En la naturaleza esto puede ocurrir por los cristales que se hunden hasta el fondo del líquido debido al hecho de que los cristales tienden generalmente a ser más densos que los líquidos.) Tenga en cuenta que si sólo algunos de los cristales se separan del líquido tendremos un caso intermedio entre cristalización fraccionada perfecta y la cristalización en equilibrio.

El enfriamiento de un líquido de composición X a la del liquidus en 1800°C causará que la Fo precipite como antes. Con más enfriamiento de la composición líquida va a cambiar a lo largo del liquidus y será más Fo precipitada. En este caso, sin embargo, todo el Fo se eliminará del sistema, ya que cristaliza. Dado que la Fo ya no está presente, la composición del sistema tendrá la composición del líquido (el Fo eliminado ya no puede contribuir a la composición del sistema). Por lo tanto, cuando la temperatura alcanza la temperatura peritéctica, 1580°C, no habrá Fo disponible para reaccionar con el líquido, y el líquido (y el sistema) tendrán una composición, P. Así, el líquido ahora precipitará cristales de En y continuará el enfriamiento hacia el eutéctico, E, donde se formarán cristales de Qz. El producto cristalino final consistirá en Qz y En.

Compare este caso con el caso discutido previamente de cristalización en equilibrio de la composición X. Obsérvese que en condiciones de equilibrio el producto cristalino final de la composición X contenía cristales de Fo y En, mientras que en el caso de cristalización fraccionada el producto final contiene En y Qz. Así cristalización fraccionada ha permitido una composición originalmente rica en Fo producir un líquido rico en SiO2 y Qz en el producto cristalino final.

Si usted regresa y mira sistemas eutécticos simples, o mira la cristalización fraccionada de composición Z en el sistema más complejo, usted debería ser capaz de ver que la cristalización fraccionada no tendrá ningún efecto en las fases que se producen en el producto cristalino final, sino que sólo cambian las proporciones de las fases producidas. La cristalización fraccionada sólo es eficaz en la producción de un conjunto diferente en la fase final si hay una relación de

reacción de una de las fases en el líquido.

SISTEMAS CON SOLUCIÓN SÓLIDA

Es posible distinguir entre tres condiciones contrastantes:

5. En la cristalización de equilibrio, los cristales permanecen suspendidos en la masa fundida y si el enfriamiento y la cristalización son lo suficientemente lentas como para permitir la reacción continua y completa entre cristales y el fundido. Los cristales formados primero, al enfriarse, reaccionarán con el fundido de forma continua y con ello cambiaran gradualmente su composición a lo largo del solidus de B a F, mientras que al mismo tiempo los cambios del líquido será de A a E. En tales circunstancias, los cristales no van a cambiar la composición más allá de F, y el producto final es un cristal mixto homogéneo (solución sólida) que tiene la misma composición que la masa fundida inicial.

6. Suponga que los cristales se separan continuamente de la masa fundida, por hundimiento o algún proceso de filtrado natural. Se impide la reacción de los cristales con la masa fundida, y la composición del líquido continuará cambiando a lo largo de la curva liquidus hacia el componente de feldespato sódico. El único límite a este cambio de composición del líquido es la composición del feldespato Na puro, pero la cantidad relativa del líquido muy sódico sería muy pequeño. Como la fase líquida cambia de composición con la eliminación continua de cristales, los cristales formados sucesivamente se convertirían continuamente más sódicos; el producto final será albita pura, pero constituiría una proporción muy pequeña de la cantidad inicial.

7. Si los cristales permanecen suspendidas en el líquido, pero una cristalización relativamente rápida no permitirá la reacción completa entre los cristales y el líquido, el efecto será algo diferente. En efecto, el hecho de la reacción parcialmente completa elimina los cristales ya formados del sistema. La masa fundida se vuelve cada vez más sódica, y los cristales más cálcicos formados previamente sirven como núcleos en los que cristaliza feldespato cada vez más sódico. El cristal resultante contiene zonas de diferente composición; las zonas interiores se vuelven más cálcicas, y las zonas exteriores más sódicos. La mayor parte (promedio) de la composición del cristal zonal es la del sistema inicial, pero la gama de composición entre las zonas interior y exterior podría teóricamente ser tan grande desde de B a Ab pura en el ejemplo mostrado para la composición X.

CRISTALIZACIÓN EN SISTEMAS TERNARIOS

Cristalización en equilibrio donde las tres componentes del sistema son Sistemas Eutécticos Binarios

La figura 1 muestra una representación tridimensional de los tres componentes del sistema (ternario) ABC. Tenga en cuenta que la composición se mide a lo largo de los lados del triángulo basal y la temperatura (o presión) se mide verticalmente. La parte superior de la figura muestra una superficie con contorno de representación de líneas de temperatura constante. Estos contornos son llamadas isotermas. Tenga en cuenta que los puntos eutécticos en cada uno de los sistemas binarios se proyectan en los sistemas ternarios como curvas. Estas curvas se denominan cotécticas, y cualquier composición en una de estas curvas cristalizarán las dos fases a cada lado de la curva. Este diagrama está formado por tres eutécticos que generan una superficie gris en el diagrama que corresponde a la superficie líquidus (en 2D es una curva). En esta superficie se generan tres valles (cotécticas) que convergen a un punto más bajo, llamado eutéctico ternario, que corresponde al punto más bajo en temperatura para generar un líquido.

La Figura 2 muestra la misma figura en dos dimensiones como se ve desde arriba. Las cotécticas y las isotermas se muestran también proyectadas en el triángulo basal. Nótese cómo la temperatura disminuye hacia el centro del diagrama.

En la figura 3 se traza la cristalización de la composición de X. La figura 3 es la misma que la figura 2, con las isotermas fueron sacadas para mayor claridad.

Tenga en cuenta que el sólido final debe estar compuesto de cristales de A + B + C ya que la composición inicial está en el triángulo ABC.

A una temperatura de aproximadamente 980° el líquido de la composición X intersectaría la superficie de líquidus. En este punto comenzarían a precipitar cristales de C. Cuando se baja la temperatura, los cristales de C continuarían precipitando, y la composición del líquido se movería a lo largo de una línea recta alejándose de C. Esto es debido a que C está precipitando y el líquido se está volviendo empobrecido en C y enriquecido en los componentes A + B.

A una temperatura de aproximadamente 820°, el punto L en la Figura 3, se puede determinar la proporción relativa de cristales y líquido:

% cristales = a / (a + b) * 100

% líquido = b / (a + b) * 100

Con un enfriamiento adicional, el camino de la composición líquida cruzará la cotéctica en el punto O. En la cotéctica los cristales de A precipitarán. La trayectoria del líquido seguirá luego la cotéctica hacia el punto M. La mayor parte de la composición de la fase sólida precipitada durante este intervalo será una mezcla de A + C en la proporción mostrada por el punto P.

En el punto M, la mayor parte de la composición de las fases sólidas precipitadas hasta ahora a través de la historia de enfriamiento se encuentra en el punto N (la extensión de la línea recta desde M a través de la composición X inicial). En este momento,

el % de sólidos será dada por las distancias:

(distancia MX / distancia MN) * 100

y el líquido% en las distancias:

(distancia XN / distancia MN) * 100

Tenga en cuenta, sin embargo, que el sólido en este punto consiste en cristales de A y cristales de C. Por lo tanto, tenemos que además desglosar los porcentajes de sólidos. Esto se hace de la siguiente manera: El porcentaje de sólidos que es A se dará por la distancia desde C a N relativa a la distancia entre A y C; es decir, por la fórmula:

% A en sólidos = (distancia NC / distancia AC) * 100

Del mismo modo, el porcentaje del sólido que consiste de cristales de C está dada por la fórmula:

C =% en sólidos (distancia AN / distancia AC) * 100

Ahora podemos calcular el porcentaje exacto de todas las fases presentes en la composición de X a una temperatura de 660 ° (en donde la composición líquida está en el punto M). Las fórmulas siguientes se aplican:

% Cristales de A =% de A en el sólido * % de cristales / 100 o

% A = (distancia NC / distancia AC) * 100 * (distancia MX / distancia MN)

y

% Cristales de C =% de C en el sólido * % de cristales / 100 o

% C = (distancia NA / distancia AC) * 100 * distancia MX / distancia MN

Tenga en cuenta también que podemos determinar la composición de todas las fases presentes en el sistema en este punto. La composición del líquido viene dada por la lectura de la composición del punto M del triángulo basal. Dado que es una mezcla de A, B y C, tendrá una composición expresada en términos de los porcentajes de A, B y C. La composición de los sólidos son 100% A y 100% C; es decir, que son fases sólidas puras (no mezclas).

Con un enfriamiento adicional, la composición líquida se moverá a la eutéctica ternaria E, a una temperatura de aproximadamente 650°, en la que los cristales del punto B precipitarán. La temperatura se mantendrá constante hasta que todo el líquido se ha agotado. El producto cristalino final constará de cristales de A + B + C en las proporciones dadas por la composición inicial X.

La cristalización se procederá de manera análoga para todas las demás composiciones en el sistema ternario.

En resumen, podemos expresar el camino de la cristalización de la composición X en una forma abreviada de la siguiente manera:

T> 980 ° todo líquido

980 ° -680 ° Liq + C

680 ° -650 ° Liq + C + A

T = 650 ° Liq + C + A + B

T <650 ° C + A + B (todo sólido)

A cualquier temperatura un plano isotérmico puede ser construido a través del sistema que mostrará las fases presentes para todas las composiciones en el sistema ternario. Tal plano isotérmico para el sistema ABC a 700 ° se muestra en la Figura 4.

La cristalización en sistemas ternarios que contienen un compuesto que se funde congruentemente.

Un sistema ternario que tiene un sistema binario con un compuesto que muestra fusión congruente (se funde a un líquido de su propia composición) se muestra en la Figura 5. También se muestra el sistema binario XY que contiene el compuesto intermedio W. El resultado de la adición de este compuesto intermedio es esencialmente que el sistema ternario XYZ se divide en dos sistemas ternarios más pequeños representados por tri ángulos WYZ y XWZ.

La cristalización en este sistema se ilustra en la Figura 6, donde se han eliminado las isotermas para mayor simplicidad.

Observamos en primer lugar que cualquier composición dentro del triángulo WYZ debe terminar con cristales de W + Y + Z en el producto cristalino final, composiciones en el XWY triángulo va a terminar con cristales de X + W + Y, y las composiciones en la línea WZ debe terminar con cristales de W + Z solamente.

Consideremos, en primer lugar, la cristalización de la composición A en la Figura 6. La cristalización comienza aproximadamente a 1160 ° con la separación de los cristales de Z. La composición del líquido cambia a continuación a lo largo de una línea recta lejos de Z. Cuando la temperatura alcanza aproximadamente 680 °, la composición líquida ha intersectado la curva de borde de en el punto B.

En este momento, cristales de W comienzan a separarse y con una mayor disminución de la temperatura, el líquido se desplaza a lo largo de la curva de contorno, B-E1, precipitando cristales de Z + W. Cuando el líquido llega a la eutéctica ternaria, E1, cristales de X comenzar para separar junto con cristales de W y Z. la temperatura permanece

constante a 640 ° hasta que todo el líquido se utiliza dejando un producto final de cristales de X + W + Z en las proporciones de la composición original, A.

Podemos resumir esta historia de cristalización en forma abreviada de la siguiente manera:

T > 1160 All liquid

1160-680 Liq + Z

680-640 Liq + Z + W

T = 640 Liq + Z + W + X

T < 640 Z + W + X (all solid)

Now consider the crystallization of composition M which lies on the binary system W-Z. Since this

is a binary system, only phases W and Z will be found in the final crystalline product. Thus,

crystallization will stop when the liquid composition reaches the point O, which is equivalent to the

binary eutectic in the system W-Z.

Again, we can construct isothermal planes showing the phases present in any part of the system at

any temperature of interest. Such an isothermal plane at 700 for the system XYZ is shown in

Figure 7.

La cristalización en sistemas ternarios que contiene un compuesto que se funde incongruentemente

A. Equilibrium Crystallization

Figure 8 shows the ternary system ABC and one of the binary systems AB that contains a

compound, D, that melts incongruently. Note that incongruent melting of D continues into the

ternary system.

e will consider equilibrium crystallization of compositions P, Q, S, T and X, as all will behave

somewhat differently.

Crystallization of composition P

Since composition P lies in the triangle ADC, it must end up with crystals of A + D + C

in its final crystalline product. As the temperature is lowered, at about 1090, crystals of

A will begin to precipitate. With continued cooling, the composition of the liquid will

change along the line away from A toward T, meanwhile, crystals of A continue to

separate.

When the temperature reaches 800, at point T, crystals of D will precipitate along with

crystals of A.

With further cooling, the liquid will change composition along the boundary curve

toward R while the liquid reacts with crystal of A to produce crystals of D. Finally when

the temperature reaches about 680 at point R, crystals of C will begin to precipitate

while the liquid would react with some of the crystals of A until all the liquid is used up.

Crystallization would then cease, and temperature would drop below 680, leaving a

mixture of crystals of A + D + C in the original proportion of composition P.

Composition Q, which lies on the join between D and C must end up with only crystals

of D + C. Crystallization of Q would follow a similar path as that of composition P, first

precipitating crystals of A from Q to T, then liquid reacting with A to make D while the

liquid composition moves along the boundary curve to R. At R, all of the previously

precipitated A would be used up to make crystals of D, and crystals of C would separate.

Crystallization would cease at point R leaving crystals of D + C in the original

proportion as composition Q.

We next consider crystallization of composition S which lies in the triangle DBC. Thus,

complete crystallization of composition S will result in a final assemblage of crystals of

D + B + C. Crystallization begins at a temperature of about 850 with separation of

crystals of A. This continues as the liquid composition changes from S to T as the

temperature drops to 800. At 800 (T) the liquid begins to react with crystals of A to

form crystals of D. The liquid composition then changes along the boundary curve

towards point U as the temperature is reduced further. By the time point U is reached, all

of the crystals of A have been remade to crystals of D. The composition of the solid

phase precipitating is now pure D, as indicated by the line from the liquid composition at

U through the initial composition S. The liquid path then leaves the boundary curve at U

and moves across the field where pure D is crystallizing. When the liquid composition

reaches point N on the boundary curve between D + LIQ and C + LIQ, crystals of C

begin to form. The liquid then moves along the boundary curve toward the eutectic, E.

At E, crystals of B begin to separate and the temperature remains constant until all of the

liquid is gone. The final assemblage consists of crystals of B + D + C in the proportion

of the original composition.

Note that all compositions in the triangle DBC will reach the ternary eutectic, E, while

those compositions in the triangle ADC will reach only the ternary peritectic, R.

i. Note also that a composition, such as T will leave a boundary curve when the line through

the liquid composition and the original composition intersects the intermediate compound,

D. This occurs almost immediately after crystallization begins. The path of crystallization

for composition T is listed below:

T > 800 All Liquid

T = 800 Liq + D + A

800-690 Liq + D

690-580 Liq + D + B

T = 580 Liq + D + B + C

T < 580 D + B + C

The crystallization path of the composition x is shown in abbreviated form below.

T > 860 All Liquid

860-810 Liq + D

810-580 Liq + D + B

T = 580 Liq + D + B + C

T < 580 D + B + C

B. Fractional Crystallization

We next consider what might happen under conditions of fractional crystallization in the system.

As you recall, fractional crystallization occurs when a crystalline phase is somehow removed from

the system and is thus prevented from reacting with the liquid to form different crystals.

Consider now fractional crystallization of composition P in Figure 8. Under equilibrium conditions,

composition P would follow the path discussed above, becoming completely solid at the ternary

peritectic, R, with an assemblage of crystals of A + D + C.

We will consider fractional crystallization in steps for this example. That is at various points we

will imagine all of the previously precipitated crystals are somehow removed. At 1090composition

P begins to crystallize. Crystals of A separate from the liquid. On cooling to point Q, we remove all

of the previously precipitated crystals of A, our system now has composition Q, since we have

removed part of the system that has already crystallized as crystals of A.

Cooling to point S, more crystals of A precipitate, and again are removed from the system. Note

that at this point, the system has the composition S. Further cooling of composition S, without

removing any more crystals from the system, would result in the liquid composition following the

equilibrium crystallization path of composition S, as discussed above. Note that composition S is in

the triangle D-C-B, and would end up crystallizing D, C, and B, in contrast to the assemblage that

would have crystallized from composition P (A, D, and C) if it had crystallized under equilibrium

conditions. Thus fractional crystallization of composition P would result in not only a different

final crystalline assemblage, but a final liquid composition which is very different from the final

liquid composition that would result from equilibrium crystallization.

If we continue our fractional crystallization of composition P, starting with the liquid (and system)

having a composition of S, further cooling to point T on the boundary curve, results in further

precipitation of A. If we remove all crystals of A, the system now has a composition T. Because no

crystals are present to react with the liquid to form crystals of D, the liquid composition will not

change along the boundary curve towards R, but instead will move directly across the field where

only D is precipitated. When the temperature reaches 680, at point V, crystals of B form and the

liquid composition changes along the boundary curve toward E. At E, crystals of C form and our

final assemblage consists of crystals of D + B + C. Note how fractional crystallization has allowed

the liquid to become enriched in B, while under equilibrium conditions no crystals of B could have

formed.

The system discussed above is very similar to the behavior of the system Mg2SiO4 - SiO2 -

CaAl2Si2O8, where A = Forsterite, B = Quartz, C = Anorthite, and D = Enstatite. Thus, knowledge

of the crystallization behavior of such a system is in many ways analogous to what may happen in

magmas and shows how a basaltic magma, that would normally only crystallize forsterite, enstatite,

and plagioclase, could change to a rhyolitic magma that would crystallize quartz.

IV. Ternary System with a Binary Solid Solution

Figure 9 shows the ternary system

Albite - Anorthite - Diopside. As

you recall, albite and anorthite form

a complete solid solution series (the

plagioclase series). Anorthite and

diopside form a eutectic system, as

do albite and diopside. However, the

eutectic in the system albite-

diopside is very close to pure albite.

The solid solution between albite

and anorthite continues into the

ternary system and is expressed by

the boundary curve connecting the

two binary eutectics. Note that this

boundary curve forms a

"temperature valley" in the ternary

system.

We will now consider equilibrium crystallization of 2 compositions on the plagioclase side of the

boundary curve. It must be noted that geometrical methods will not predict the exact path of

equilibrium crystallization in systems of this type. We here give an approximate path consistent

with experimental results.

First, consider crystallization of

composition D, in Figure 10, which is

27% Albite, 46% Anorthite and 28%

diopside. The final product should

consist of pure diopside and a

plagioclase of composition 63%

Anorthite.

At a temperature of about 1325 the

liquid begins to crystallize with

separation of plagioclase of

composition 99% anorthite. As the

liquid is cooled, it moves along the

curved path D-P, while continually

reacting with the previously

precipitated plagioclase to form a

more albitic plagioclase.

By the time the liquid composition has reached point P, the Plagioclase has the composition 98%

anorthite. this is found by extending a line from the liquid composition through the initial

composition (D) back to the base of the triangle.

With continued cooling, the liquid composition will eventually reach the boundary curve at point

M, at which time the plagioclase has the composition S (90% anorthite).

We now construct what is known as a three phase triangle. It is shown in the figure by the straight

line connecting the three phases in equilibrium, Di (solid), liquid (point M) and plagioclase solid

solution (Point S).

With continued cooling, the liquid composition changes along the boundary curve towards pure

albite. Meanwhile the plagioclase solid solution is continually made over to more albitic

compositions.

Crystallization ceases when the base of the three phase triangle intersects the original liquid

composition, D. Such a three phase triangle with apices Di, I, F, is shown in the figure. It indicates

that the last liquid has the composition I, and is in equilibrium with pure diopside and a plagioclase

composition of 70% anorthite (point F).

Crystallization of composition P will be similar to that of D. Note, however that the liquid

composition will follow a different path and intersect the boundary curve at point L. The liquid

composition will then change along the boundary curve until the base of the three phase triangle Di,

H, G, intersects the initial composition P. The final assemblage will then consist of pure diopside

and plagioclase of composition G (60% anorthite).

We now consider what would happen if the solid material were removed somehow, and prevented

from reacting with the liquid. This is the case of fractional crystallization. Suppose we start again

with composition D and cool it to a point where the liquid has the composition P. If we now

remove all of the plagioclase that has crystallized up to this point, our liquid, and thus our entire

system (without the removed crystals) now has the composition P. As we saw in the example

above, composition P follows a different path of crystallization than composition D, and will

produce a plagioclase of more albitic composition that of composition D. Thus, by continually

removing plagioclase from contact with the liquid, it is possible, under perfect fractionation

conditions to produce an almost pure albitic plagioclase from a liquid which would give a very

calcic plagioclase under perfect equilibrium conditions.

http://www.tulane.edu/~sanelson/eens211/2compphasdiag.html

http://www.tulane.edu/~sanelson/eens212/ternaryphdiag.htm

https://www.uwgb.edu/dutchs/Petrology/Teutect.htm

Esta figura muestra un diagrama ternario abatido, que muestran las cotecticas (que se derivan de los eutecticos, donde la proyección del punto 1 da el punto 2) y la intersección de ellas es el punto más bajo.

Ejemplo: se tiene una roca cuya composición en términos de A, B y C está en . Si esta roca la empezamos a fundir, ¿cuál será la composición del primer líquido que se va a generar a partir de la fusión de ? La del eutéctico ternario, que corresponde a la temperatura más baja a la cual vamos a obtener un líquido y su composición es E. ¿Qué sucede con la composición de la roca inicial cuando le extraemos un líquido de composición E? La composición de la roca inicial se va a alejar de la composición E, hasta llegar al punto D, 2donde se consumió todo C (C es parte del líquido) y de ser un diagrama ternario ABC se pasa a uno binario de composición AB, por consiguiente, se pasa ahora al diagrama (*).

Si queremos reanudar la fusión ¿qué debemos hacer? Llegar a la temperatura del eutéctico binario.

En la composición de A>B>C.

2 En este proceso, la temperatura permanece constante en la del eutéctico E, hasta que se acaba uno de los componentes

1

2

1

1

2

2

(*)

D

Fusión fraccionada: es un mecanismo de fusión parcial donde en determinadas instancias el líquido que se está generando se separa (o segrega). Si la fusión continúa, se comienza a fundir el residuo que quedó y, en otra instancia, el líquido que se genera nuevamente se segrega. Es decir, se van extrayendo los líquidos a medida que se van generando.

Por ejemplo: si tenemos un líquido de composición A,B y C en la proporción X. ¿Cuál es la composición del primer líquido que se va a generar? La composición E. A medida que aumenta la temperatura, la roca comenzará a empobrecerse en C que es el elemento que más está participando en la fusión hasta llegar al punto M, donde similarmente al caso anterior estaría en un diagrama eutéctico binario dado que se acabó C. Para que continúe la fusión del sistema binario, es necesario llegar a la temperatura del eutéctico binario, dando lugar a una fusión eutéctica binaria. En el diagrama, la composición eutéctica está más cargada en A que en B, por ende, participa más en la fusión A que B. Entonces si reanudamos la fusión, tendremos un líquido de composición P hasta que A se acabe. Quedando un residuo de solo B. Si en este caso, quiero continuar la fusión es necesario aumentar la temperatura hasta fundir B solo.

En resumen, se tienen líquidos de composición E,P y B y a su vez también se formaran tres sólidos X(inicial), M (residual) y B (final).

MECANISMOS DE GENERACIÓN DE MAGMAS

Para que se produzca fusión se debe:

1. Aumentar isobáricamente la temperatura. 2. Disminuir isotérmicamente la presión. 3. Añadir volátiles: se desplaza la curva del solidus hacia la izquierda (es decir, el punto x queda en el campo del líquidus), por lo que se necesita menos energía para fundir la roca.

*La curva tiene esta forma porque el volumen del sólido+gas es mayor que la del líquido (pendiente negativa). Al final vuelve a tener pendiente positiva porque los volátiles tienden a ser compresivos a altas presiones.

Del gráfico se deduce que la roca en las condiciones X no se funde por lo que se disminuye la presión, se aumenta la temperatura o se le añaden volátiles (X queda a la derecha de la curva) para que la fusión comience.

Las curvas se deducen de la ecuación 𝑑𝑃/𝑑𝑇 = ∆𝐻/𝑇∆𝑉. Si se tiene un sólido con vapor el cual se funde, genera un líquido saturado en agua, entonces la diferencia de volumen entre los productos y reactantes será negativa (𝑉𝑙í𝑞𝑢𝑖𝑑𝑜 −(𝑉𝑐𝑟𝑖𝑠𝑡𝑎𝑙𝑒𝑠 + 𝑉𝑣𝑎𝑝𝑜𝑟) < 0), puesto que el líquido ocupa un volumen menor.

¿QUÉ FENOMENOS GEOLÓGICOS SE ASOCIAN A ESTOS MECANISMOS?

Descompresión:

Dorsales: se funde la astenósfera.

Pluma mantélica: al ir ascendiendo desde el manto medio-superior se descomprime y por ende, genera fusión parcial.

Esto debe suceder bajo las condiciones adecuadas, por ejemplo una falla la que pone en contacto dos puntos que están a distinta presión y generan un bombeo tectónico porque se descomprime. Este mecanismo tiene dos efectos: (1) producir la fusión al entrar en contacto con la superficie inferior y (2) bombear hacia arriba el magma generado.

Aumento de temperatura:

La llegada de un magma, ie intrusión de magmas, a una roca que está a punto de fundirse, pero que aún no se ha fundido (está precalentado) sube el gradiente y funde parcialmente la roca. Ejemplo más claro es en la zona de subducción, cuando un magma proveniente del manto se acumula en la base de la corteza (acumulación que se produce porque el magma y la corteza tienen densidades similares). Cuando se estaciona genera un efecto tipo soplete o under plating (como si colocara un soplete debajo de la corteza).

Adición de volátiles:

Se genera en el ambiente de subducción debido a las transformaciones metamórficas que liberan los volátiles, los cuales bajan el punto de fusión de la astenósfera. Se produce una liberación de agua desde la corteza oceánica (deshidratación) lo que gatilla la fusión de la astenósfera.

*Todos estos procesos pueden ocurrir simultáneamente, en un mismo ciclo magmático.

MINERALOGÍA DE LOS BASALTOS

La mineralogía esencial de un basalto (lo que lo define) es: la plagioclasa cálcica y clinopiroxeno. Un basalto no se define con la presencia de olivino, si un basalto tiene olivino, entonces el olivino le da el “apellido”: basalto de olivino. A su vez, si contiene ortopiroxeno, se denominará basalto de ortopiroxeno.

Plagioclasa (Labradorita: 𝑋𝑎𝑛=0.5, mayor o igual)

Clinopiroxeno (diópsido, augita)

Magnetita (ss con la ulvoespinela, tipo de espinela), suele ser abundante en cristales pequeños

Cromo-espinela

(Olivino forsterítico: 𝑋𝑓𝑜=>0.5 – forsterítico: rico en magnesio)

(Ortopiroxeno)

(Vidrio)

*X: Fracción molar

*(): A veces

ANDESITA BASÁLTICA

Mineralógicamente es un basalto (macroscópicamente), pero químicamente corresponde a una andesita (por el contenido de sílice).

Es anhidra.

Posee plagioclasa (con mayor cantidad de albita3), es decir, posee mayor cantidad de silicio a diferencia del basalto.

El vidrio presente será más silíceo que el vidrio de un basalto.

*La diferencia entre el basalto y andesita basáltica será entonces en la composición de la plagioclasa (andesina) y el vidrio.

3 Albita: NaAlSi3O8; Anortita: CaAl2Si2O8

BASALTO PICRÍTICO

20-50% de fenocristales de olivino4

Augita titanífera

Cr-espinela

Cantidades menores de plagioclasa

Alto contenido de Mg (25-35%)

Ocurren generalmente en Islas oceánicas

BASANITAS

Químicamente son basaltos, pero están constreñidas a ambientes de intraplaca oceánica y continental (islas oceánicas, hot spots, no subducción), no están asociados a ambientes orogénicos.

Poseen feldespatoides (y no plagioclasa): son tectosilicatos similares a los feldespatos, con una estructura diferente y con menor cantidad de sílice. La cristalización de feldespatoides a partir del magma se produce cuando éste no contiene suficiente silicio (magmas subsaturados en sílice) para formar junto con potasio, sodio y aluminio un feldespato, por ser la roca ígnea de composición básica o ultrabásica. Es decir, los feldespatoides son más estables en magmas pobres en sílice y ricos en álcalis.

Nefelina: NaAlSiO4(Feldespatoide) >5%

Leucita:KAlSi2O6 (Feldespatoide)

(Plagioclasa labrodorítica)

Olivino (Fo) >10%

(Ortopiroxeno)

Es normar encontrar basaltos picríticos junto a basanitas formando magmas profundos.

Pueden tener expresiones muy variadas (afáníticas, vesiculares, etc.)

4 Un tema de debate es sobre el origen de los olivinos, si son producto de la cristalización del magma o son arrastrados de la

fuente mantélica. Esto podría saberse con estudios isotópicos de elementos trazas, por rasgos texturales (los olivinos del manto tienen texturas cataclásticas (extinción ondulosa), lo cual es por creptación del manto) o mediante un análisis de la geoquímica completa de los basaltos, se analiza la matriz con microsonda y se compara su composición con la de un olivino, de modo de determinar si están en equilibrio o no, mediante los coeficientes de partición.

NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8 Nefelina Cuarzo Albita

KAlSi2O6 + SiO2 = KAlSiO3O8 Leucita Cuarzo Ortoclasa

TEXTURA DE BASALTOS Y ROCAS AFINES

Textura relacionada a la escala de observación de los cristales

Porfídica: Son rocas que se producen cuando el magma que contiene algunos cristales grandes cambian de condiciones, la porción fundida de la lava se enfriará rápidamente. Las rocas resultantes son las que tienen grandes cristales incrustados en una matriz de cristales más pequeños, que son las que tienen esta textura

Se caracteriza por dos tamaños de cristales, los fenocristales relativamente grandes, y la masa fundamental de grano notoriamente más fino o constituido de vidrio.

La textura porfídica se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos con bordes redondeados o arqueados.

Se da una alta tasa de crecimiento y una baja tasa de nucleación.

Afanítica: Se origina cuando el enfriamiento del magma es relativamente rápido por lo que los cristales que se forman son de tamaño microscópico y es imposibles distinguir a simple vista los minerales que componen la roca.

Se da una alta tasa de crecimiento y una alta tasa de nucleación.

Texturas relacionadas a la masa fundamental

Intergranular: los microlitos de plagioclasa forman un enrejado, en los intersticios quedan granos de otros minerales (máficos u opacos). Es una textura completamente cristalina.

Intersertal: idéntica a la intergranular, pero en lugar de tener granos de minerales en los intersticios contiene vidrio

Traquítica: se refiere a cuando los microlitos de plagioclasa están orientados5, lo cual denota el flujo (que implica que el magma es poco viscoso, puesto que fluye con facilidad y orienta los cristales).

Ofítica: es una textura basáltica por excelencia, puesto que relaciona clinopiroxeno y plagioclasa, donde se cumple 𝐶𝑝𝑥/𝑃𝑙𝑎𝑔 > 1, por lo que los clinopiroxenos están en contacto entre sí.

Subofítica: se cumple que 𝐶𝑝𝑥

𝑃𝑙𝑎𝑔< 1, por consiguiente los microlitos de plagioclasa están en contacto entre sí.

Estas texturas se pueden explicar por el Diagrama de equilibrio Diópsido- Anortita (Eutéctico simple)

Subofítica: si comienza la cristalización en a, entonces la plagioclasa será más abundante que el clinopiroxeno. Al llegar a la temperatura i, cristalizan juntos plagioclasa y clinopiroxeno hasta que se acaba el líquido.

Ofítica: si comienza a cristalizar en el lado iquierdo, el diópsido será más abundante hasta llegar a la temperatura j, donde cristalizan plagioclasa y clinopiroxeno

Si se mira esto en 3D, en el diagrama ternario de equilibrio Di-Ab-An, el cual está formado por dos eutécticos simples y una solución sólida completa

5 Muchos de los microlitos se forman durante el emplazamiento del flujo de lava (son sineruptivos)

Consideremos la composición , si fuese una cristalización en equilibrio entonces la composición del líquido inicial es igual a la composición del sólido final. La textura que se genera con esta composición es subofítica. ¿Cuál es la composición del primer cristal en formarse? Se puede determinar al abatir el diagrama binario Ab-An, por consiguiente el primer cristal de plagioclasa va tener una composicion de Xi

*La composición del líquido inicial en términos de Ab-An es Li

Al seguir enfriando el sistema, se va a llegar hasta la cotéctica, donde comienza a cristalizar el diópsido. La composición de la plagioclasa en ese punto está dado por X2.

Luego de este punto, la composición del líquido se va por la cotectica hasta llegar al punto donde la composición del líquido inicial es igual a la del sólido final (Xf) (el cual es generado a partir de un líquido de composición Lf)

Li

Xi

X2 Xf

Lf

Texturas relacionadas a los fenocristales

Glómero-porfírica o cúmulo-porfírica: son cúmulos o agregados cristalinos de varios fenocristales juntos en una masa fundamental. Probablemente la asociación de minerales está en equilibrio (su análisis permite ver las condiciones P-T a las cuales se formaron)

Seriada: hay dos o más poblaciones de fenocristales.

Borde de reacción de enstatita (ortopiroxeno) en olivino: representa una reacción entre el olivino y el líquido magmático para generar ortopiroxeno. Para entender esta textura es necesario remitirnos al Diagrama Binario Fo-Qz. Notemos que la Forsterita y la Enstatita son minerales que consumen los mismos componentes químicos, la diferencia radica en que uno consume más sílice que el otro (la enstatita consume más sílice que la forsterita; por eso en un punto intermedio del diagrama se genera Enstatita)

En (1) cuando comienza a descender la temperatura se forma Forsterita y, en el umbral de la temperatura T, se comienza a formar Enstatita porque se da la reacción (se va a unir a la Fo la En). Por consiguiente, si el magma alcanza la temperatura T y sale por una erupción se va a tener la reacción registrada como olivino rodeado por ortopiroxeno. En (2) ocurre algo similar, la diferencia radica en que en (1) una vez que se acaba el liquido todo se transforma en En y Fo, mientras que al disminuir la temperatura en (2) no se acaba el liquido, si no que en a una temperatura constante T se consume toda la forsterita y se forma enstatita. En ambos casos, si una erupción interrumpe la cristalización se puede tener esta textura producto de la reacción con el líquido.

Texturas en plagioclasas: Zonación y texturas de desequilibrio Las plagioclasas son los minerales que mejor registran los cambios en las condiciones del magma a partir del cual se forma. Pueden tener un registro casi completo puesto que son los minerales más abundantes en estas rocas. Se forman prácticamente desde el inicio de la cristalización de un magma basáltico hasta el final. Por ende, si existen eventos que interrumpen la cristalización, serán registrados por las plagioclasas. Dan una especie de registro estratigráfico, de cómo ha ido cambiando en el tiempo las condiciones del líquido. Se denominan de “desequilibrio” puesto que representan una interrupción en la cristalización en el magma, la cual se puede reanudar e interrumpir en varias ocasiones.

Las plagioclasas corresponden a una solución solida completa de dos componentes. Si se tiene una cristalización en equilibrio de m, entonces al cristalizar, inicialmente el líquido tendrá una composición a y un sólido de composición b. Los cambios composicionales están dados por las curvas de liquidus y solidus. En este caso, la cristalización llega hasta el punto f donde la composición del líquido inicial es igual a la del sólido final. Recordar que este diagrama muestra la temperatura vs composición a una presión constante. Desde el punto de vista físico, una cristalización en equilibrio consiste en un sistema cerrado donde los cristales están siempre en contacto con el líquido, por ende la composición del cristal inicial cambia a lo largo de la cristalización a medida que el cristal va creciendo, ie, se reequilibra la composición del sólido. Una

situación geológica en la que esto puede darse si los cristales formados conforman un enrejado cristalino que atrapa el líquido en los intersticios.

2MgSiO3 = Mg2SiO4 + SiO2 Enstatita Forsterita Cuarzo

1 2

Comentado [TV2]: Clase 3

En el caso de la cristalización fraccionada donde a medida que cristaliza el mineral el líquido se separa (por ende, si se reanuda la cristalización se parte de nuevo desde la composición del último líquido que se formó). Esto puede deberse a que el líquido al ser menos denso flota o producto de una turbulencia magmática. Por lo tanto, la composición del líquido inicial es distinta a la del sólido final. Las zonaciones muestran interrupciones y reanudaciones en la cristalización dados por los cambios composicionales.

Zonacion normal: Ca Na (del núcleo al borde) Zonacion inversa: NaCa

Zonación concéntrica

Perfil composicional de cristal de plagioclasa con zonación concéntrica (oscilatoria).

Se dan variaciones composicionales que oscilan de Ca a Na y de Na a Ca. Esto se debe a que cada película que se forma sobre el cristal tienen dos tipos de difusiones que compiten entre sí: la difusión química y la difusión térmica. Para generar una película del cristal se deben consumir los elementos químicos del mineral, por consiguiente en esa interfaz el líquido debe estar sobresaturado en los componentes del mineral e inmediatamente, el líquido adyacente de la nueva película va a quedar empobrecido en los elementos consumidos, por lo tanto, esta menor concentración debe ser compensada y se va a generar una difusión iónica, pero esto se da tardíamente, puesto que la difusión térmica es más rápida 10-3 cm2/seg vs difusión química 10-11 cm2/seg.

Al formar una película solida la temperatura aumenta puesto que se libera energía (calor latente) lo que puede dar lugar a una lámina de plagioclasa más cálcica (que es estable a más alta temperatura), lo que posteriormente es compensado por los elementos químicos y puede formar una nueva lamina menos cálcica y así sucesivamente.

Bordes corroídos/zonación inversa

Textura de criba o colador: oquedades que presenta la plagioclasa, las cuales indican reabsorción. Los cristales de plagioclasa se pueden reabsorben tanto por los bordes como interiormente. Por ejemplo, si se tiene un líquido a 1000°C y una plagioclasa que se formó a 800°C, ésta será susceptible a ser reabsorbida o refundida por el líquido de mayor temperatura, dando lugar a la textura de criba o a la textura de bordes corroídos.6

6 Los colores más claros suelen ser elementos más livianos. Gris: más cálcico, anortita. Blanco: Albita.

Textura de sieve

densamente distribuida o

sphongy zone

Zonación a parche

Zonación a parche: significa que cuando se generan las oquedades estas se rellenan con otros minerales o con plagioclasa de otra composición formando parches. Involucra tanto reabsorción como cristalización encima.

*Inclusiones fundidas: las plagioclasas tienden a atrapar líquido magmático, el cual puede transformarse en un mineral o en un vidrio.

Causas de la Reabsorción

Puede tener relación a una subsaturación del líquido de los componentes del cristal. Los factores que varían la saturación tienen relación con la presión, la temperatura y los volátiles

Descompresión, asociado al ascenso del magma.

Aumento de la temperatura: el líquido queda subsaturado en los componentes. Producto de mezcla de magmas, intrusiones, etc.

Aumento del contenido de volátiles, que cambia el punto de fusión. Se refiere a un cambio en la saturación de volátiles producto de la cristalización de minerales anhidro o hidratado que consume volátiles en menor proporción.

Mezcla de magmas

*Entonces si se aumenta la temperatura o disminuye la presión se puede reabsorber el mineral. Si se aumenta el contenido de volátiles, la curva del solidus se desplaza hacia la izquierda.

Explicación de la reabsorción y la zonación inversa

Al disminuir la presión, los puntos de fusión de la albita y la anortita bajan (a). Lo mismo ocurre cuando los contenidos de agua aumentan (b).

Entonces si está cristalizando el liquido magmatico a 10 kbar a 1400°C, la composición de la plagioclasa que se genera a partir de este liquido es de An=58%. Si el magma que lo alberga sufre una descompresión, la plagioclasa estable a la misma temperatura será An=72% (distinta a la anterior), lo cual da lugar a la zonación inversa.

Por otro lado, para que la plagioclasa de composición An=58% esté en equilibrio en el nuevo sistema (la temperatura de equilibrio de esta plagioclasa bajo estas condiciones es menor – punto amarillo), debe producirse una reabsorción, puesto que la temperatura del sistema sigue siendo 1400°C).

Por lo tanto, generalmente las zonaciones inversas están relacionadas con las reabsorciones.

¿Qué procesos geológicos se asocian a la descompresión, al aumento de la temperatura y del contenido de volátiles de un sistema magmático?

Descompresión: se asocia al ascenso magmático desde un reservorio.

Mezcla de magmas: Si se tiene un magma más cristalizado a temperaturas más bajas y llega un magma menos cristalizado y más caliente, perturba el régimen termal, se abre el sistema generando un desequilibrio total (temperatura y composición) lo que puede dar lugar a la interrupción de la cristalización y a la reabsorción o sieve, etc.

Automezcla: se da en un sistema cerrado. Si se tiene un reservorio magmático y la temperatura aumenta, producto de la intrusión de un nuevo magma más caliente, el cual no se inyecta producto de una barrera reológica donde parte de los cristales se acumulan en la parte inferior que dificulta la inyección actuando como un soplete por debajo. Esto genera plumas convectivas ascendentes puesto que disminuye la densidad7 al aumentar la temperatura. El magma al ascender se va automezclando, no asciende de forma aislada. Entonces, en el reservorio se produce tanto una descompresión como un aumento de la temperatura.

En la parte superior no hay una influencia del aumento de la temperatura, lo que permite la cristalización de minerales en equilibrio.

*Se da la coexistencia de distintas plagioclasas

CLASIFICACIÓN NORMATIVA DE BASALTOS

Está basado en la química de los basaltos. Surge de la necesidad de clasificar las rocas volcánicas, por la dificultad de clasificar los constituyentes de estas rocas (los fenocristales no superan el 10% en volumen) y hacer una comparación con las rocas plutónicas, las cuales si se pueden clasificar modalmente.

NORMA (NORMALIZACIÓN) CIPW (CROSS, IDDINGS, PEARSON Y WASHINGTON)

Asumen un modelo de cristalización y a partir de la química de la roca se van obteniendo los minerales virtuales que posteriormente se comparan con los reales.

Se basa en lo siguiente: dado un análisis químico en una roca basáltica, esto va a constituir una despensa de elementos químicos que van a formar los minerales en un cierto orden. Se forma un mineral extrayendo sus componentes hasta que no sea posible su formación debido a que se acabó uno de sus constituyentes, el resto de los constituyentes permite la formación de otro mineral, así sucesivamente hasta que se acabe uno de los constituyentes de los minerales.

Supuesto: el magma está sobresaturado en sílice

Tras la formación de los minerales, se hace un balance de la sílice. Consideremos el total de la sílice consumida por los minerales virtuales X y el sílice total real de la roca Y. Entonces, si:

𝑌 > 𝑋 , entonces se forma cuarzo hasta que se agota la sílice

𝑋 > 𝑌, entonces se tiene un déficit de sílice que se debe recuperar. En este caso, se cambian los minerales formados por aquellos que tengan una química igual pero que consuman menos sílice. El proceso continúa hasta que el balance sea cero (no sobra ni falta sílice).

Minerales normativos8

El sentido de formación de los minerales de la lista es descendente

Apatito Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) *Primero en acabarse suele ser el fósforo

Ilmenita FeTiO3 *Titanio suele acabarse primero

Magnetita Fe3O4

7 El cambio de densidad gatilla la convección 8 Los minerales que no están entre paréntesis son aquellos que se pueden formar cuando el magma está sobresaturado en sílice

Comentado [TV3]: Clase 4

Hematita Fe2O3

Ortoclasa (KAlSi3O8) *Potasio suele acabarse primero

(Leucita) (KAlSi2O6)

Albita (NaAlSi3O8) *Sodio suele acabarse primero

(Nefelina) (NaAlSiO4)

Anortita CaAl2Si2O8

Diópsido CaMgSi2O6

Enstatita (MgSiO3)

(Olivino) (Mg2SiO4)

Cuarzo

Si el balance da negativo, se cambian los minerales que consumen más sílice por aquellos que consumen menos en el orden inverso de la lista (que corresponden a los últimos en formarse). Ejemplo: cambio de la Enstatita por Olivino, ahorrando media sílice. 9

Esto implica que el olivino no es compatible con el exceso de sílice, solo cuando existe un déficit de sílice se transforma la enstatita en olivino. Si luego de transformar toda la enstatita en olivino continúa el déficit, esto se suple formando la nefelina a partir de la albita y así sucesivamente hasta llegar al balance cero.

Entonces, solo en aquellas rocas basálticas deficitarias en sílice se tendrán feldespatoides y solo en aquellas sobresaturadas en silice se tendrá enstatita.

Se da una discordancia en el cuarzo normativo, puesto que los basaltos no suelen tener cuarzo. Sin embargo, esa sílice forma parte del vidrio.

Notar que este mecanismo no forma minerales hidratados.

Clasificación normativa de basaltos

Basaltos sobresaturados en sílice: son aquellos que contienen cuarzo normativo debido al exceso de sílice (línea roja).

Basaltos saturados en sílice: se tiene solo enstatita, sin cuarzo ni olivino. No hay déficit ni exceso de sílice (línea verde).

Basaltos subsaturados en sílice: son aquellos en los que se debe corregir debido al déficit de sílice (línea azul).

Tetraedro de basalto normativo

Utilizado para la clasificación de basaltos

Se generan tres volúmenes separados por dos planos (que corresponden a un triángulo)

Si tiene cuarzo normativo: Basalto toleítico

Si no tiene Qz, ni Fo, ie solo En: Basalto de hiperstena (nombre de la ss)

Si contiene olivino y Fo: Toleítas de olivino

Si solo contiene Fo, sin En: Basalto de olivino (plano critico de subsaturación)

Si contiene nefelina: Basalto alcalino

9 Para obtener el balance cero se puede tomar como que solo una parte del mineral se transformó y la otra permaneció

Se hace el balance de sílice

NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8

Nefelina Albita

2MgSiO3 = Mg2SiO4 + SiO2

Enstatita Forsterita Cuarzo

2MgSiO3 = Mg2SiO4 + SiO2 Enstatita Forsterita Cuarzo NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8 Nefelina Albita KAlSi2O6 + SiO2 = KAlSiO3O8 Leucita Feld K

BASALTOS Y EL MANTO SUPERIOR

Los basaltos se clasifican también por su relación con el manto.

Los basaltos se forman por la fusión parcial de peridotitas. Una evidencia geológica de esta relación son los enclaves de peridotitas dentro de basaltos, donde las condiciones físicas para formar las peridotitas corresponden al manto, por consiguiente, los basaltos son buenos indicadores del manto.

Los basaltos permiten conocer indirectamente el manto

Su composición refleja el protolito mantélico y las profundidades de la fusión

El manto es heterogéneo: lo que se atribuye a los diversos AMBIENTES TECTÓNICOS (y por ello existe una gran variedad de basaltos)

BASALTOS Y AMBIENTES TECTÓNICOS

La relación entre magmas y ambientes tectónicos se determina con los basaltos. Se distinguen cuatro tipos de basaltos en función de su ambiente tectónico, los cuales reflejan distintas composiciones o características del manto:

MORB: Mid Ocean Ridge Basalts (Basaltos de dorsales oceánicas)

OIB: Oceanic Island Basalts (Basaltos de Islas oceánicas)

CFB: Continental Flood Basalts (Basaltos de plateau continental)

IAB: Island Arc Basalts (Basaltos de arcos de isla)

Basaltos primitivos o primarios:

Provienen de la fusión del manto sin una modificación posterior por cristalización fraccionada o asimilación. Son raramente encontrados y corresponden a la huella digital de la fuente mantélica. Este tipo de basalto debe cumplir los siguientes criterios:

MgO=12-17 wt%

Cr>1000 ppm

Ni>400-500 ppm

Tectónica de placas y Génesis Ígnea

1. Mid-ocean Ridges ( basaltos de dorsales oceánicas) 5. Back-arc Basins (cuencas marginales)

2. Intracontinental Rifts, CFB (basaltos continentales o de rift) 6. Ocean Island Basalts (islas oceánicas)

3. Island Arcs (arcos de isla) 7. Miscellaneous Intra Continental Activity

4. Active Continental Margins (margen continental activo)

Variedades de basaltos desde el punto de vista químico

• MORB: basaltos toleíticos (basalto en zona de divergencia de placas) • OIB: Basaltos toleíticos y alcalinos (basalto intraplaca) • CFB: Basaltos toleíticos y alcalinos (basalto intraplaca) • IAB: Basaltos calcoalcalinos (siempre en ambiente de subducción), toleíticos y shoshonitas (son los únicos

alcalinos que se dan asociados en ambiente de subducción en el trasarco). Basalto, andesita, dacita y riolita (basaltos de arco, ya sea en arcos de isla o en márgenes continentales activos). Esta asociación solo se dan en ambientes de subducción

• Active continental margin: Idem IAB

GEOQUÍMICA DE ROCAS VOLCÁNICAS

Es posible clasificar las rocas en dos grandes tipos:

Subalcalinas: Rocas calco-alcalinas y toleíticas (son típicas de ambientes de subducción)

Alcalinas: Rocas potásicas, sódicas y shoshoníticas (son típicas de ambientes de intraplaca)

La alcalinidad de las rocas se mide en función de la sílice, es decir, cuantos álcalis (K,Na) se tiene para un valor de sílice determinado. Se discriminan en los gráficos de álcalis totales vs sílice.

Rocas subalcalinas:

Se pueden distinguir entre rocas calco-alcalinas y toleíticas usando los diagramas AFM (Álcalis, Hierro y Magnesio).

Sobre la curva corresponden a rocas toleíticas y por debajo corresponden a rocas calco-alcalinas.

En el caso de las rocas calco-alcalinas se da un trend: Basaltos calco-alcalinos, Andesitas, Dacitas y Riolitas.

En el caso toleítico, el trend sigue una curva, que significa que hubo un enriquecimiento en hierro, es decir, que las andesitas y las dacitas se enriquecen en hierro, mientras que las rocas más diferenciadas disminuyen su cantidad de hierro. Esto implica que en las rocas toleíticas, la magnetita no está cristalizando en el trayecto inicial, sino que comienza a cristalizar en andesitas la cual se lleva gran parte del hierro acumulado (Mt puede tener un 70% de Fe), empobreciendo el líquido, por lo cual el trend desciende. Esta curva muestra el trend de enriquecimiento en hierro, donde en un comienzo el líquido se enriquece en hierro puesto que no está cristalizando magnetita y luego comienza su cristalización bajando el contenido en hierro. Esto no ocurre en las rocas calco-alcalinas, no muestran una etapa de enriquecimiento en hierro. ¿Por qué? La cristalización de la magnetita depende del ambiente (si es oxidante o reductor), su formación se favorece en un ambiente rico en oxígeno. Las rocas calco-alcalinas solo se dan en zonas de subducción, donde la loza oceánica se deshidrata y aumenta el grado de oxidación, dando lugar a un ambiente oxidado, por consiguiente, en estas rocas la magnetita está presente desde el comienzo de la cristalización, por ello no tiene una etapa de enriquecimiento sino que siempre está presente, a diferencia de las rocas toleíticas.

Indice de Peacock

Es otra forma de clasificar las rocas en alcalinas y subalcalinas. Esta considera también el contenido de calcio. En este caso es necesario realizar el estudio de una serie de rocas, donde cada punto es una muestra. Ambas curvas tienen pendientes opuestas. A medida que aumenta la silice, el contenido en calcio disminuye y aumenta el contenido de álcalis. En el punto en que ambas curvas se intersectan da el índice de Peacock.

IP < 60 Alcalina

IP > 60 Subalcalina

Otra forma de clasificar las rocas subalcalinas está dada por el gráfico de K vs sílice.

BASALTOS ALCALINOS

Basaltos alcalinos sódicos: Na2O – 2.0 > K2O

Basaltos alcalinos potásicos: Na2O- 2.0 <K2O

Basanitas: Basaltos con feldespatoides (Leucita o Nefelina), son subalcalinos.

Diagrama TAS para la clasificación de rocas ígneas volcánicas

DIAGRAMAS DISCRIMINANTES

Todas las clasificaciones hasta el momento consideran los elementos mayores. Estas son fiables en rocas volcánicas frescas y actuales, no para rocas volcánicas viejas, por ello se recurre a los elementos inmóviles para su clasificación, como el itrio, titanio y zircón.

WPB: within plate basalt (basalto de intraplaca)

OFB: ocean floor basalt (basalto de fondo oceánico)

LKT: low potassium toleite

CAB: basaltos continentes

Resultan bastante precisos.

Toleítas

Calco-Alcalino

Shoshonita

Ambiente de subducción

Ambiente de intraplaca

DIAGRAMA MULTI-ELEMENTOS (O SPIDER DIAGRAMS)

Se utilizan para discriminar las rocas en su ambiente tectónico en función de los elementos trazas.

Los contenidos suelen estar normalizados (a condritos, MORB) para que se disminuyan las diferencias.

MORB: empobrecido en elementos trazas incompatibles y luego se aplana para los elementos más compatibles. Se debe a que esta poco contaminado (los elementos que más fácil contaminan son los incompatibles -son aquellos que tienen afinidad por la fase liquida). En las dorsales oceánicas constantemente se genera corteza basáltica durante largos periodos de tiempo (es el lugar geométrico donde más magma se genera en el planeta). ¿Qué sucede cuando esa fuente está siendo extraída durante millones de años? Se empobrece en elementos incompatibles (los basaltos que se van extrayendo son liquidos, por lo que saca los elementos incompatibles, dejando un residuo pobre en incompatibles). El MORB es el basalto que sale de la dorsal.

La tendencia se debe entonces a que en las dorsales oceánicas continuamente se extrae magma basáltico, por lo que se empobrecen en elementos incompatibles.

Esta tendencia se da solo en los MORB normales. En los MORB enriquecidos no presentan esta disminución en los incompatibles, estos pueden deberse a la contaminación por plumas astenosféricas que están cercas de las dorsales.

OIB: son ricos en elementos incompatibles y pobres en compatibles. Se derivan probablemente de un manto que ha estado aislado durante mucho tiempo y solo por los hots spots han sido extraídos por un magma de composición basáltica. Entonces, al estar aislado el manto, no ha sufrido empobrecimiento de los elementos incompatibles. Las plumas astenosféricas generan basaltos OIB que son enriquecidos en incompatibles.

Rocas asociadas a subducción

Rocas alcalinas de intraplaca

Incompatible Compatible

Comentado [TV4]: Clase 5

Basaltos de arcos de islas y calco-alcalinos: son los se producen en zonas de subducción. Son enriquecidos en elementos incompatibles. Este enriquecimiento se debe a la deshidratación de la losa oceánica, por lo que hay una liberación de fluido desde la litosfera oceánica hacia la astenósfera, llevando con ello los elementos incompatibles y, por consiguiente, contaminan la astenósfera, enriqueciéndola en incompatibles, excepto en Niobio y Tantalio (se le atribuye a la presencia de minerales refractarios que no participaron en la fusión de la astenósfera para generar el basalto y se quedaron en la fuente, los cuales retienen el Nb y Ta, como es el caso del Rutilo).

Ejemplo normalizado con un MORB enriquecido. Las muestras probablemente corresponden a un MORB normal, puesto que está ligeramente empobrecido en incompatibles y el resto está entorno al 1.

IAB: convergencia de Placas (arcos de isla o margen continental)

Muestra el empobrecimiento de Nb. (OIB es la línea amarilla). Con respecto a los incompatibles, no hay mucha diferencia entre los OIB y los IAB (exceptuando en Nb)

OIB: intraplaca

PROTOLITO Y GENERACIÓN DE BASALTOS

¿DÓNDE SE GENERAN LOS BASALTOS?

Fuente o protolito

¿Todas las peridotitas10 del manto pueden generar magmas basálticos?

No, solo las Lherzolitas (Ol> Cpx + Opx, el resto de los mx son accesorios) que si son fértiles desde el punto de vista magmático. Éstas generan los magmas basálticos. Es decir, constituyen el manto fértil.

La Hazburgita es una peridotita de Ol y Opx (muy poco Cpx)

La Wherlita es una peridotita de Ol y Cpx (muy poco Opx)

Se conocen tres tipos de lherzolitas en función de sus elementos accesorios (fases ricas en aluminio):

Lherzolita de plagioclasa

Lherzolita de espinela

Lherzolita de granate

Estos minerales ocurren en el manto en diferentes profundidades donde son estables (en el manto ocurren cambios de fases en función de la profundidad):

Plagioclasa: someras (<30 km)

Espinela: 30-70 km

Granate: >70 km

Las reacciones que dan cuenta de esta transición de fase son las siguientes:

2Mg2SiO4 + CaAl2Si2O8 = 2MgSiO3 + CaMgSi2O+ MgAl2O4

Ol Plag Opx Cpx Sp

MgAl2O4 + 4MgSiO3 = Mg2SiO4 + Mg3Al2Si3O12

Sp Opx Ol Gt

Notar que es posible tener lherzolitas de plagioclasa- espinela o de espinela-granate, justo en el cambio de fase.

10 Es el único conjunto de rocas ígneas donde las plagioclasas no son minerales esenciales.

Campo en que se generan los basaltos

Fusión de la Lherzolita

La lherzolita es considerada manto fértil capaz de producir basaltos toleíticos mediante la fusión parcial (diagrama de extracción)

La dunita y la harzburgita (ol, opx y gt) son residuos refractarios luego de que el basalto ha sido extraído de la fusión parcial, son infértiles, es decir, incapaces de producir basaltos.

Dunita es producto de la fusión de la Harzbugita

Diagrama TiO2 vs Al2O3 de rocas lherzolítica, harzgitica,

dunitica y magmas toleíticos Las lherzolitas (punto naranjo) tienen una composicion intermedia entre dunitas/hazburgitas y magmas toleiticos; a través de procesos de fusión parcial, las lherzolitas producen magmas toleíticos y un residuo refractario harzburgitico; para un mayor grado de fusión parcial de las lherzolitas producen magmas toleiticos y un residuo refractario dunitico.

Si suponemos entonces la fusión que ocurre bajo una dorsal, la astenósfera que se funde será de tipo lherzolita y el residuo será una harzburgita. Y el manto astenosferico que se funde va a ir dejando un residuo de harzburgita. Por ende, se tiene un manto litosférico bajo la corteza oceánica de harzburgita formando una capa producto de la acumulación de este residuo refractario.

Mecanismos de fusión del manto

Aumento de temperatura: dado que no existen mecanismos que traslade la geoterma de manera tal que se traslade hacia la derecha e intersecte la línea del solidus, por consiguiente, el factor aumento de temperatura no ocurre.

Descenso de la presión La geoterma muestra el punto A que está en estado sólido, solo mediante la descompresion, en el punto B es posible fundir la roca a dicha temperatura.

Harzburgita

El grado de fusión depende de la magnitud de la descompresión y del gradiente geotérmico. *La curva del solidus indica grado de fusion 0, el liquidus implica un grado de fusión 100. Entre ambas curvas se dan todos los grados intermedios. De modo que a mayor descompresión mayor será el grado de fusión parcial.

Adición de volatiles (H2O y SO2) permite la fusion de la lherzolita

Una geoterma típica nunca va a cortar la curva del solidus seco. Pero al añadir agua, se generan un set de curvas experimentales saturadas en agua. Se traslada la curva inicial, donde la geoterma sí la intersecta.

Resultados de fusión parcial de la Lherzolita

Fusión de lherzolita de espinela fértil a un 1 GPa:

0.380 Opx + 0.710 Cpx + 0.130 Sp = 1.000 Liq + 0.220 Ol

0.090 Opx + 0.907 Cpx + 0.039 Sp =1.000 Liq + 0.034 Ol

Estas ecuaciones tienen algo en común: Cpx participa en la fusión más que el Opx.

*En el microscopio, se observa que alrededor de los clinopiroxenos se ven texturas de fusión parcial, mientras que el resto de los minerales se ven más bien frescos. A medida que el cpx se funde, el liquido al interior va a comenzar a coalescer de modo que se rompe el enrejado cristalino y por el cambio de densidad, se producirá la flotación del liquido el cual escapa.

Estudios experimentales: Condiciones P, T y productos de la fusión parcial de Lherzolita

Resultados de los experimentos de fusión parcial en Lherzolita fértiles. Las líneas discontinuas son contornos que representan el porcentaje de fusión parcial producida. Las líneas fuertemente curvas son contornos del contenido de olivino normativo del fundido. "Opx out" y "Cpx out" representan el grado de fusión en el que estas fases se consumen completamente en el fundido. El área sombreada representa las condiciones requeridas para la generación de magmas basálticos alcalinos.

Manto deprimido:

Toleita es fácilmente creada a los 10-30% de fusión parcial

Mayor saturación de sílice a menor P

Gradual hacia alcalino a mayor P

Manto enriquecido

Las toleítas se extienden a una mayor P que para el manto deprimido (Las toleítas son de baja-intermedia presión y de menores grados de fusión parcial). Se dan en ambientes de subducción.

El campo de los basaltos alcalinos tienen una mayor P y menor porcentaje de fusión parcial

A grados bajos de fusión parcial (<20) el Cpx se consumió completamente, el residuo generado es harzburgitico.

A grados mayores de fusión parcial va a participar el olivino y el Opx (sobre los 40% de FP se acaba el Opx), con lo cual se genera un residuo dunitico.

A mayor presión se obtiene mayor porcentaje de olivinos normativos

Toleitas de cuarzo: se forman a baja presión y con bajo contenido de olivino normativo. Tipicamente son los productos de las dorsales oceanicas.

Basaltos alcalinos: son de altas presiones y de bajo porcentaje de fusión parcial, donde el granate es el mineral estable. (ej: Isla de Pascua)

Entonces, como conclusión:

Los basaltos se generan por fusión parcial donde el clinopiroxeno es el principal contribuyente en grados de fusión parcial bajos (<20%)

Si el basalto se genera a partir de la fusion parcial una lherzolita donde la plagioclasa es estable, entonces se tendrá un patrón de REE con una anomalía de Europio (puesto que la plagioclasa tiende a captar el Eu, dejando empobrecido el líquido).

En el caso de la lherzolita de espinela, la anomalía de Eu desaparece.

En el caso del granate, este tiene una particularidad que es un gran consumidor de REE pesadas, por lo que su participación se expresa en una razón de La/Yb muy alta (porque gran parte de las REE pesadas se las quedo el granate). El líquido residual queda empobrecido en REE pesadas.

Comportamiento de los Elementos Trazas

Los elementos trazas entran en la estructura cristalina en función de lo que le permiten los elementos mayores. Los elementos trazas suelen ser ligeramente más grandes que los elementos mayores.

Compatibilidad:

1. Tamaño: Iones pequeños son incorporados preferentemente en el sólido respecto del líquido.

2. Carga: Iones con mayor carga son incorporados preferentemente en el sólido respecto del líquido.

La distribución de los elementos es desigual entre el sólido y el líquido en equilibrio.

El coeficiente de partición (KD o D) define la magnitud de la distribución

𝐾𝐷 =𝐶𝑆

𝐶𝐿

CS = concentración de un elemento en la fase solida

CL= concentración de un elemento en la fase líquida

Los coeficientes de partición se determinan experimentalmente, esta razón es constante. Algunos elementos trazas cambian sus propiedades dependiendo del estado de oxidación.

Los elementos incompatibles se concentran en el líquido 𝐾𝐷 𝑜 𝐷 < 1

Los elementos compatibles se concentran en el sólido 𝐾𝐷 𝑜 𝐷 > 1

Elementos Trazas Incompatibles

High Field Strength Elements (HFSE): Zr, Hf, Ti, Nb, Ta – pequeños, altamente cargados (4+ o 5+)

Large Ion Lithophile Elements (LILE): Rb, Cs, Ba, Sr - gran tamaño, baja carga (1+ o 2+); solubles en fluidos, fáciles de remover.

Rare Earth Elements (REE): La a Lu - relativamente grandes, carga 3; separados en LREE, MREE y HREE muestran un decrecimiento uniforme en tamaño.

Elementos Trazas Compatibles

Metales de transición más comunes: Ni, Cr, Co, V. Generalmente ingresan a minerales máficos específicos: Ni en olivino; Cr en magnetita y Cpx,

Ejemplos de Diagramas

Como se produce un empobrecimiento brusco del Ni en el líquido, implica que comenzó la cristalización de un mineral que consumió este elemento.

Ni es compatible (KD > 1) en olivino. Cristalización de olivino empobrece el magma residual en Ni.

Zr es incompatible (KD <1). Magmas residuales se enriquecen continuamente en Zr puesto que el elemento permanece en el líquido.

La mayoría de los elementos no consumen REE (Ol, Opx, Cpx)

El granate consume REE pesadas.

La plagioclasa consume Eu.

Los anfíboles también consumen REE pesadas.

Coeficientes de partición para distintos minerales en equilibrio con un basalto

MODELACIÓN GEOQUÍMICA DE LA FUSIÓN PARCIAL

Roca fuente (𝐶0) Líquido (𝐶𝐿)+ Sólido residual (D) Fusión Parcial

𝐶𝑙

𝐶0=

1

𝐷(1 − 𝐹) + 𝐹

𝐶𝐿 = concentración de un elemento en el líquido

𝐶0 = concentración del mismo elemento en la fuente

𝐷 = Coeficiente de distribución global del o elemento entre los minerales residuales y el líquido generado (SK*Xα)

𝐹 = Grado de fusión parcial

Esta ecuación se aplica para todos los elementos trazas. Si el modelo reproduce las condiciones reales, entonces es válido.

MINERALOGÍA

Su mineralogía esencial son las plagioclasas y los clinopiroxenos.

Plagioclasa

Clinopiroxeno

(Hornblenda) * En Chile, la mayoría son Gabros de Hornblenda

(Olivino)

(Ortopiroxeno)

Magnetita (suele ser muy importante). Si los gabros son calco-alcalinos, la magnetita estará presente durante todo el periodo de cristalización del gabro. Pero si es toleítica, entonces la magnetita solo aparece en las rocas intermedias a félsica, por lo que si este es el caso, probablemente no tendrá magnetita como mineral accesorio (pero si en dioritas).

(Biotita)

*Su equivalente volcánico son los basaltos

TEXTURA:

Debido a su naturaleza intrusiva, poseen textura holocristalina, fanerítica y generalmente equigranular.

CLASIFICACIÓN

*Notar que no distingue que clase de piroxeno es, por lo que se puede utilizar el diagrama inferior, donde el gabro en sentido estricto se ubica entre la plagioclasa y el clinopiroxeno. (Pg+Op: son las noritas)

*Se clasifican los gabroides con el prefijo: mela (hasta un 35% de plagioclasa; oscuros) y leuco (65-90% de plagioclasa; claros)

Entonces, si hay hornblenda en los gabros, ¿Por qué no hay hornblenda en los basaltos? La hornblenda en el caso de los gabros es tardía y se encuentra reemplazando los clinopiroxenos mediante el proceso de uralitización. En el microscopio se verá un núcleo de Cpx rodeado de Hb. La horblenda se forma probablemente porque aumenta la actividad del agua y el clinopiroxeno reacciona con ésta formando la Hb puesto que el sistema es cerrado (en el caso de los basaltos, el sistema es abierto y los volátiles escapan).

Comentado [TV5]: Clase 6

GABROS EN LA NATURALEZA

Intrusiones aisladas

Enclaves máficos en granitoides

Formando parte de un batolito más félsico

Formando parte de ofiolitas

Anortosita

Es una roca leucocrática, no es una roca máfica, contiene solo plagioclasas. Químicamente es cálcica (por la plagioclasa), básica a ultrabásica (48-50 % de SiO2). Este es un caso donde lo ultrabásico no es ultramáfico (que se refiere al índice de color).

En el microscopio, las plagioclasas son de tamaño más o menos homogéneo que poseen cierta orientación. Estas texturas de la anortosita se interpretan como una acumulación de plagioclasas, lo que implica que es posible que no representen la composición de un líquido sino que solo una acumulación de plagioclasas que no fueron formadas insitu. Además no presentan zonación.

Gabros de olivino

Suele darse que el olivino sea cononítico, es decir, que presente una corona y además se encuentra muy fracturado, donde puede haber minerales secundarios. Las coronas sulen ser de Hb o Px. En el caso de las coronas de Hb, el olivino sufre un proceso de hidratación y por ello se interpreta como un proceso de autometamorfismo, puesto que el olivino al ser inestable y se hidrata, se transforma en parte en un anfíbol y al hidratarse, aumenta el volumen y el mineral se fractura.

BASALTOS, GABROS Y ROCAS ULTRAMÁFICAS EN COMPLEJOS OFIOLÍTICOS

Complejos ofiolíticos: son asociaciones de rocas ultramáficas, máficas y máfico volcánicas constituyentes de la corteza y litosfera oceánica que aparecen dispuestas en la corteza continental como consecuencia de un fenómeno llamado obducción (convergencia de placas continentales) o en prismas de acreción (acumulación de sedimentos deformados, provenientes de la corteza oceánica, que se acumulan en forma de cuña en una zona de subducción).

Los gabros cercanos al reservorio son transportados por la expansión oceánica y serán posteriormente acrecionados y expuestos a la superficie.

Son testimonios del reservorio magmático a parir del cual se generaron los diques alimentadores y los basaltos pillow lavas que forman la corteza oceánica.

El complejo ofiolitico se interpreta que representa lo que se formó en la dorsal.

ROCAS ULTRABÁSICAS EN INTRUSIONES LAMINADAS O ESTRATIFICADAS

Roca ultrabásica: < 48% SiO2, la mayoría son ultramáficas(Índice de color dado por la cantidad de minerales máficos >90%).

*No todas las peridotitas son testigos del manto, puesto que pueden provenir de otros ambientes (como en los complejos ofiolíticos o intrusiones laminadas)

Las intrusiones laminadas se forman por cristalización fraccionada que produce la estratificación. Ej: Skaergaard, Bushveld. Se produce debido a la precipitación de los cristales más grandes seguida por la precipitación de los cristales más pequeños formando capas distinguibles a diversas escalas. Esto se explica por la ley de Stokes, donde la velocidad es función de diversos factores y con ello se puede determinar que minerales precipitan primero y cuales después:

𝑉 =2𝑔𝑟2(𝜌𝑠 − 𝜌𝑙)

9𝜂

V = velocidad de decantación/flotación (cm/sec) g = aceleración de gravedad (980 cm/sec2) r = radio de una partícula sólida esférica (cm) 𝜌𝑠= densidad de la partícula sólida esférica (g/cm3) 𝜌𝑙 = densidad del líquido (g/cm3) 𝜂 = viscosidad del líquido (Pa s)

*El núcleo inferior son rocas ultrabásicas y el superior son más félsicas.

Cuando precipitan estos minerales y se decantan se forman las texturas cumuladas.

TEXTURAS CUMULAS

Son entre monominerálicas o biminerálicas, donde se tiene un gran volumen de un mineral y un menor volumen de otro. Luego de que los minerales precipitan, se forma un enrejado, el cual atrapa el líquido dando lugar a la precipitación de minerales en los intersticios. Muchas veces estas texturas no presentan zonación, puesto que el líquido queda atrapado dando lugar a una cristalización en equilibrio. Los bordes de los minerales pueden crecer producto de este reequilibrio. Los cristales suelen orientarse paralelos al lecho. Se distinguen tres tipos:

Adcumulada:<7% de minerales intersticiales.

Mesocumulada:7-15%

Ortocumulada: 15-25%

Una de las rocas más abundantes de la corteza, particularmente en ambientes de subducción. Es común encontrar juntos todos los tipos de granitoides.

El fenómeno por el cual se generan los magmas graníticos en la corteza se llama anatexia cortical (fusión parcial de la corteza continental).

PLUTONES ALÓCTONOS Y AUTÓCTONOS

→Autóctono: Emplazado cerca del lugar donde se formó (in-situ).

Exhumación muy alta y erosión muy importante, formados en corteza

La roca es consecuencia del metamorfismo, no existe aureola de contacto porque la roca se funde, no intruye, concordante con la roca caja.

Permiten estudiar los fenómenos de fusión parcial en la corteza. Son magmas que están relacionados a roca metamórficas de muy alto grado (ultramorfismo). Cuando el grado metamórfico en la corteza continental es tan alto es capaz de generar las condiciones P,T que son capaces de fundir la corteza y genera un magma granítico producto del metamorfismo extremo. Esta es una fusión incongruente, deja un residuo refractario que no se funde.

*No todo el magma que se genera asciende, si no que se queda en la fuente

Las migmatitas son testimonios de esta fusión parcial anatetica autóctona. Son rocas hibridas entre ígneas intrusivas y metamórficas, donde coexisten ambas. En estricto rigor, estas rocas claras corresponden a magma granítico que se formó por fusión parcial de la roca metamórfica y que dejó un residuo que corresponde a las bandas más oscuras.

→Alóctonos: Emplazado en un lugar distinto de aquel donde se formó (migración del magma).

Cuando el granito es discordante con la estructura y se ve una aureola de contacto en la roca caja, es un plutón alóctonos

Granitoides

Comentado [TV6]: Clase 7

¿CUÁLES SON LAS CONDICIONES MÍNIMAS DE FUSIÓN CORTICAL?

Se entiende con el sistema haplogranito: se basa en Qz-Ab-Or-H20, un sistema cuaternario donde el agua está en exceso. Una roca con esta composición permite la generación de un magma granítico en las condiciones mínimas de fusión de la corteza.

Se basa en tres sistemas binarios:

Ab-Or-H2O (solución solida incompleta) Qz-Or-H2O (eutéctico simple) Qz-Ab-H2O (eutéctico simple)

El triangulo basal Q-Ab-Or. Eje vertical: temperatura, eje horizontal: composicion.

Punto azul: corresponde al punto más bajo, donde se dan las condiciones minimas en el cual se puede tener, a una presion determinada, un magma de composicion granitica

Sistema binario Ab-Or

Solvus: línea de exsolución al estado sólido

A bajas presiones, el solvus no corta a las curvas sólidus y liquidus, se produce un gap. Se tiene un mínimo binario (punto amarillo). Esto implica que si se cristaliza un magma de cierta composición (flecha azul), va a comenzar a cristalizar feldespato alcalino solución solida (en la flecha verde). Al llegar a la temperatura donde comienza a cortar al solvus (flecha roja) comienza a exsolverse, es decir, el feldespato alcalino solución solida comienza a separarse en una fase rica en albita y en otra fase rica en ortoclasa. Esto es el origen de las pertitas. Las pertitas son un feldespato alcalino que era una solución sólida homogénea que se empieza a exsolver al estado sólido y se separa en bandas ricas en Ab (claras) y ricas en Or (grisáceas). Esto ocurre siempre y cuando el enfriamiento sea lento y una vez en el estado sólido se separan, conservando un solo grano (el original original).

*Mesopertita: mitad de bandas de Or y mitad de bandas de Ab

*Pertita son más comunes (mayor contenido de FeldK que Ab)

En este caso se dice que las pertitas se forman hipersolvus (sobre el solvus) llamado feldespato potásico hipersolvus.

A altas presiones si corta al solvus y, a mayores presiones, lo trunca (en este caso, ej: 5 kbar, desde que comienza su cristalización, se separa en dos fases generando dos cristales distintos de Ab y Or) Esto se denomina cristalización subsolvus. Se tiene un mínimo eutéctico binario (punto rojo). El gráfico está cargado hacia la albita, por ende esta es más pura, mientras que la ortoclasa contiene más albita disuelta por lo que tiene aún potencial de exsolver.

Granito hipersolvus

El proceso anterior es lo que genera los granitos hipersolvus, donde no hay plagioclasas como granos independientes, sino que formando parte de las pertitas. Solo se da cuando existe el gap, es decir, a bajas presiones. Se tiene solo presencia de cuarzo y pertitas

En muestra de mano, se ve rosado por el feldespato potásico donde es posible ver las lamelas de exsolución de albita (rayitas blancas), no hay cxs de plagioclasa, solo cuarzo y corresponde a un granito de feldespato alcalino.

Granito subsolvus

Cristaliza inmediatamente a partir del líquido en una ortoclasa y una albita. Por lo que se tiene feldespato potásico (rosado) y una plagioclasa lechosa. Se da a altas presiones. Corresponde a la gran mayoría de los casos.

Sistema Ab-Qz Sistema Or-Qz

Efecto de la presión en el sistema Qz-Ab-Or

*Es una proyección del Sistema Qz-Ab-Or en la base del triangulo

A mayor presión el punto triple de intersección (el punto mínimo) se aproxima a la albita. Es decir, a medida que se aumenta la presión se va haciendo más rico en albita la primera gota de magma que se genera (líquidos cada vez más ricos en albita) .

*Los sistemas considerados hasta el momento no consideran el calcio.

Efecto del Calcio (componente anortita)

Cada cara son diagramas ternarios. Se tiene una cotectica cuaternaria (E5-E6), que representa la curva donde están las primeras gotas de magma que se va a obtener fundiendo una roca que tiene anortita como componente. Notar que esta curva está ubicada muy cerca de la base, alejada del vértice de la anortita. Esto implica independiente del contenido de anortita de la roca que se funde, el fundido que se obtiene tiene un % de An bajo.

Campo de Presión y temperatura a los cuales se pueden formar granitos en las condiciones minimas (baja T)

Grafico muestra la T° de fusión del granito para distintas presiones y saturado en agua, independiente de la composición.

En un rift ya a una profundidad de 10 km es posible fundir una roca saturada en agua que contenga Qz-Ab-Or.

En ambientes cratónicos se funde a 40 km de profundidad.

¿Es común que las rocas que son fundidas estén saturadas en agua?

No son comunes. Entonces, ¿De dónde sacamos el agua?

El problema del agua A(OH)

A+H2O L

S

Fusión saturada en agua es poco probable

Fusión deficitaria en agua es más probable

¿De dónde proviene el agua?

De los minerales hidratados a partir de una fusión deshidratante, es decir, se deben deshidratar los minerales para aportar agua al sistema y así bajar el punto de fusión generando fusión parcial.

A partir del gráfico se observa el cambio en las curvas de fusión a medida que aumenta progresivamente el contenido de agua.

Todas las curvas con pendiente positiva están subsaturadas en agua. Estas cortan a la curva de esa misma roca saturada en agua. Por lo que en ese punto de intersección (hacia abajo) a esa T° y P°, el magma que se genera lo hace en condiciones saturadas en agua. (hacia arriba lo hace en condiciones subsaturadas en agua). *Recordar que la solubidad del agua cambia con la presión (Mayor presión aumenta la solubilidad). El porcentaje de agua presente en la fusión está determinada por los minerales hidratados que participan en la fusión. Si se tiene un mineral A(OH), a la derecha de la curva generará líquido, no en el caso contrario.

Capacidad o potencial de ascenso de magma granítico

Supongamos que las rxns metamórficas aportaron un 4% de agua. Al ascender el magma, al llegar a la curva del solidus, está todo cristalizado. Sin embargo, si ese mismo magma con un aporte mayor de agua (8%) el ascenso antes de cristalizar es menor, puesto que intersecta antes la curva del solidus. Entonces el potencial de ascenso de un magma rico en agua es baja con respecto al magma pobre en agua.

Un granito seco, tiene potencial para llegar a la superficie.

Si el magma llega a bajas presiones, entonces se obtiene un granito hipersolvus (B)

Si el magma llega a altas presiones, entonces se obtiene un granito subsolvus (A)

Fusión deshidratante (protolito metapelítico11)

Agua se libera del rompimiento de minerales hidratados para producir la fusión.

Reacciones típicas en metasedimentos, ejemplos de fusiones deshidratantes12:

Ms+Qz+Pl = melt+Sill+Kspr (740ºC, 7 kbar) – Facies esquistos verdes

Bt+Als+Qz+Pl = melt+Grt+Kspr (850ºC, 10 kbar) – Facies anfibolita o granulita

Bt+Qz+Pl = melt+Opx±Cord+Kspr (800ºC, 8 kbar) – Facies granulita

11 es el más probable de obtener un porcentaje de volátiles importante 12 Porque el líquido absorbe los volátiles

El fundido es entonces subsaturado en agua.

Si se considera la rxn de la Ms, a un gradiente de 40°C/km, en el punto 1, se va fundir pero en porcentajes muy bajos (10% de liquido magmático). Bajo el umbral de la franja rosada el líquido no es capaz de separarse del solido, por ende puede dar lugar a migmatitas.

En 2 se produce el aporte de agua de la biotita, el cual es mayor y aumenta el volumen de magma generado llegando hasta un 50% capaz de separarse.

Entonces, el rompimiento de estos minerales va a aportar los volátiles necesarios para la fusión.

Generación de granitos y su ambiente tectónico

En un gradiente tipo Rift es posible fundir las rocas más rápidamente, porque el gradiente es muy alto.

Pero en gradientes normales, como el del fanerozoico, no es posible fundirlo, porque una vez cruzado el Moho se acaba la corteza (se llega al manto). Para que se funda en estas condiciones, es necesario subir el Moho. Entonces, para fundir rocas corticales se necesita de una corteza gruesa cercana a los 60 km.

Una corteza gruesa se puede obtener por compresión, colisión continental (Himalayas). Esto nos lleva a los granitos tipo S.

Granitos tipo S

Deriva de la fusión parcial (anatexia cortical) de una roca sedimentaria metapelítica (rica en arcillas). Estas son las que tienen más bajo punto de fusión porque los minerales de arcilla son ricos en agua (lo que disminuye el punto de fusión)

Se da en la zona de “Crustal melting”

Son peraluminosos: Al/Na+K+Ca > 1.0 (álcalis son más abundantes). Porque se asume que todos los álcalis, Ca y Al forman preferentemente feldespatos. Si luego de formarse los feldespatos queda un excedente de Al, forma minerales aluminosos. En cambio, si queda un exceso de álcalis (porque se agotó antes el Al), se forman minerales alcalinos. En este caso, sobra aluminio, lo que da lugar a la formación de mx ricos en Al.

Son pobres en Na2O, puesto que el Na se disuelve y forma parte del agua que lo transporta, el cual llega al mar.

Contiene Ilmenita en lugar de magnetita, puesto que las condiciones son reductoras.

Contiene minerales aluminosos: Al2SiO5, granate, cordierita (estable a bajas presiones), muscovita (primaria, que no esté confinada a un mineral), biotita, granate almandinos (son profundos dentro de la corteza y de altas presiones corticales), etc. (No suele encontrarse cordierita con granate).

No tiene hornblenda, puesto que es un mineral metaluminoso, es decir, tiene un déficit de aluminio.

Tiene un espectro composicional restringido a variedades félsicas (granitos y granodiorita), por lo que forma magmas más félsicos.

Razón inicial de Sr alta

¿Qué otro protolito cortical puede fundirse?

Comentado [TV7]: Clase 8

El interior de una cámara magmática es heterogénea y tiende a hacerse más basáltica en profundidad. En ambientes orogénicos, la parte inferior es más básica porque existe un fraccionamiento por densidad, además producto de la subducción, los magmas basálticos ascienden y se pueden acumular o acrecionar en la base de la corteza (MASH), formando gabros o metagabros, lo que genera una corteza inferior básica. Esta corteza inferior también es susceptible a fundirse, lo que implica que tanto protolitos peliticos como básicos se pueden fundir en la corteza (anatexia cortical).

Fusión deshidratante (protolito anfibolítico)

En la mayoría de los casos se asume un protolito anfibolitico (roca ígnea básica transformada a metamórficamente a facies anfibolita, son ricas en anfíboles) donde el agua proviene del rompimiento de la Hb en condiciones subsaturadas.

Metabasaltos/amphibolitas pueden también sufrir fusión deshidratante:

Hbl + Qz = melt + Opx + Cpx + Pl (produce una asociación de facies granulita de mineralogía anhidra)13

Hbl + Qz = melt + Opx + Cpx ± Grt + Pl (facies granulita o incluso eclogita, es anhidra)

Fusión comienza a 850-900ºC/10 kbar (residuo granatífero)

Fundidos generados por la fusión parcial son intermedios, tonalitico (más ricos en Ca), andesítico.

*Algunos creen que este es el principal mecanismo para generar las grandes masas batolíticos como lo es el caso de los Andes.

Se asocian a los granitos de tipo I.

Granitoides tipo I

5. Deriva de la fusión parcial de protolito ígneo básico. 6. Amplio espectro composicional de magmas, puesto que es un protolito básico. A distintos grados de fusión se producen distintos tipos de roca (a mayor grado son más básicas y a un menor grado, más félsicas), las cuales pueden diferenciarse posteriormente.* A diferencia de los granitos tipo S 7. Son metaluminosos: Al/Na+K > 1.0; Al/Na+K+Ca < 1.0 (menos aluminosos que los peraluminosos) 8. Más rico en Na2O 9. Minerales metaluminosos: hornblenda, clinopiroxeno. La presencia de Hb es diagnostica en los granitos de tipo I. El granate queda en el residuo. 10. Se tiene magnetita, porque las condiciones son más oxidantes (y no ilmenita). 11. Se da en la zona “Underplate and mash” 12. Razones iniciales de Sr bajas.

𝑅𝑏87 → 𝑆𝑟87

Cuando se produce una cristalización a partir de un magma, al principio la proporción isótopo pesado-ligero del Sr será la misma para todos los minerales porque los isótopos pesados no se fraccionan en ningún proceso ígneo (ni fusión ni cristalización). Por tanto dos isótopos que se corten en el eje de ordenadas serán comagmáticos y si no, no lo serán.

*Rb más incompatible que el Sr, por ende cuando se produce la fusión, mayor cantidad de Rb se irá a la fase líquida. Por lo que cada vez que se produce la fusión se va a concentrar el Rb en el líquido, la cual da lugar a muchos Sr hijos. En cambio, si el protolito es básico, será Rb será poco abundante, dando lugar a pocos Sr hijos, con lo que se obtienen razones iniciales de Rb bajas.

*El Rb sustituye al K a minerales relacionados con K y el Sr sustituye al Ca en minerales relacionados con C

*Si se funde el manto y genero un basalto, ya no es manto, sino que corteza a medida que se reanuda la fusión se va haciendo más radiogénica.

* La hb puede crecer a expensas del cpx cuando el contenido de volátiles aumenta en el magma en un sistema cerrado.

Condiciones tectónicas para generar granitoides

13 A la roca con esa composición se le llama restita (lo que no se fundió)

Los granitoides de tipo I son típicos de zonas de subducción (los Andes, este de USA). Donde la deshidratación de la corteza oceánica funde la cuña astenosférica, la cual genera basaltos que al ser más livianos que la astenósfera asciende hasta la corteza inferior, la cual tiene una densidad similar al basalto, por consiguiente, la igualdad de densidades constituye un freno y tiende a acumularse en la base (MASH). Parte de la corteza inicial se puede fundir por la intrusión y mezclar, generando magmas intermedios (andesiticos) o bien, no se mezclan. Algunos magmas no ascienden, por lo que se van a refundir por la llegada de otro pulso, generando grandes masas batolíticas por reciclamiento de corteza básica a intermedia.

Cuando se acumula mucho magma máfico, el cual al no ascender se solidificaba y se transformaba en gabro o metragrabro, este se desprende por el colapso gravitacional. Este fenómeno se llama delaminacion o refusión (en el underplate).

En ambientes de colisión de placas continentales es posible generar granitoides de tipo S por anatexia cortical debido al aumento en el espesor de la corteza.

Granitos tipo A

13. Son alcalinos y peralcalinos: Al/Na+K = 1.0 (< 1.0 si es peralcalino, con un alto contenido en álcalis). El que la razón sea igual a uno implica que todos los álcalis y el aluminio formaron feldespatos alcalinos. Si existe un exceso de álcalis, entonces corresponde a una roca peralcalina.

14. El Ca tiende a cero. 15. Son anhidros y leucocraticos 16. Anorogénicos (ambinte continental de intraplaca) 17. Son variedades félsicas: granitos y granodioritas. 18. Comúnmente son granitos hipersolvus (como el granito de

feldespato alcalino).

*Puede contener leucita y nefelina, que son subsaturados en sílice respecto a la sílice. Los feldespatoides son granitos tipo A.

*Presentan mesopertitas

¿Por qué son anhidros?

Debido a que el protolito es pobre en agua. Esto se obtiene cuando precozmente, antes de que se funda la roca, se deshidrata. Esto se debe al metamorfismo en altos grados de modo que rápidamente expulsa los volátiles.

Si se tiene un alto gradiente geotermal (línea azul) muy dominado por la temperatura, probablemente una zona de rift, entonces el gradiente va a cortar la curva de deshidratación en un punto más bajo, precozmente, antes de que llegue a la fusión. Entonces su fusión genera una roca félsica anhidra.

¿Cuál es el protolito?

Una roca metamórfica de alto grado hasta una granulita o una anfibolita en transición a una granulita. Entonces la corteza inferior en ese ambiente de alto gradiente geotermal estará empobrecida en los componentes de granitos tipo I, será entonces una corteza restítica o metamórfica de alto grado. Donde se tienen reacciones tales como:

6𝐵𝑡 + 6𝑄𝑡𝑧 + 3𝐴𝑏 = 4𝑂𝑝𝑥 + 2𝑂𝑟 + 𝑚𝑒𝑙𝑡

*Se considera la Bt porque la Ms se rompió antes en el estado sólido.

Ambiente

Corteza continental adelgazada, ambiente de rift extensional donde hay un abombamiento del manto, provocando un acercamiento de la fuente de calor donde el gradiente será muy alto, lo que conlleva a que la corteza se metamorfice rápidamente

Diagramas discriminantes entre granitos de tipo A, I y S

Los elementos trazas (Y,Nb,Zr) también permiten discriminar entre los distintos tipos de granitos

Existen dos mecanismos que son importantes:

1. Diapirismo: consiste en el ascenso de magma producto de diferencias de densidad entre el líquido y su entorno y que debido a un gatillo de carácter tectónico provoca el ascenso. Es un proceso en el cual el magma es capaz de ascender (lentamente) deformando la roca de caja. Este mecanismo está dado por la ley de Stokes, donde los elementos principales son los contrastes de densidad y las viscosidades involucradas.

Los detractores de este mecanismo indican que la tasa emplazamiento es muy lenta, menor que la tasa de cristalización. Por consiguiente, tras un pequeño ascenso el diapiro se va a solidificar.

Los defensores de este mecanismo dicen que los diapiros se autosustentan, es decir, tras el ascenso de un diapiro, llega otro pulso que calienta el sistema y permite el ascenso, así sucesivamente, de modo que se evita que se solidifique. Los volúmenes, entonces, van a ir creciendo cada vez más producto del autosustento.

Se puede dar tanto en el manto como en la corteza. 2. Dyking: está relacionado con mecanismos de ascenso vía diques donde los magmas circulan a través de fracturas

formando cuerpos tabulares. Son mecanismos observables en afloramientos. Para que se produzca el ascenso es necesario el contraste de densidad y la propagación de fracturas. Este mecanismo se aplica para cualquier tipo de magma. Para que este mecanismo sea eficiente se necesita que el dique esté operativo durante un largo tiempo, que lo haga a una velocidad tal que impida que se solidifique (mientras menos espesor tenga el dique, más rápido se va a solidificar).

El dyking opera en plutones elongados y controlados por fallas. Para impedir que el dique se solidifique debe tener una velocidad de ascenso alta la cual se aproxima mediante la relación:

𝑉 = Δ𝜌𝑔𝑤2/12𝜇

Δ𝜌=contraste de densidad w=espesor del dique μ=viscosidad del magma Se define un espesor crítico para que se produzca el ascenso sin que se solidifique w𝑐

*En todos estos mecanismos existe una competencia entre la velocidad de ascenso y la velocidad de enfriamiento.

Comentado [TV8]: Clase 9

*La geometría de los cuerpos nos indica el tipo de ascenso

Un magma granítico puede ascender a una velocidad media:

1. V≈0.2 – 1.0 cm/s 2. V≈1 - 5 km/año

Forma y límites de un plutón

Para conocer la forma de un plutón es necesario conocer previamente sus límites. En terreno, lo que se observa no es necesariamente el límite de un plutón, en muchos casos lo que se ve son los límites del afloramiento.

Plutón la Gloria: ventaja: límites muy claros tanto laterales como del techo con una extensión vertical de más de 2000m

*La mayoría de los techos son planos y subhorizontales y las paredes tienden a ser subverticales.

*Los diques pueden cortarse.

*La definición de pared y techo se hace solo por sus márgenes geométricos.

*roof pendant: techo colgante, con pedazos de techo aislados.

Tiempo de formación de un plutón (es un reservorio magmático)

Este tema se aborda desde dos perspectivas: datando las unidades geocronológicamente y con modelaciones físicas.

El tiempo que tarda (Δ𝑡) en llenarse un plutón de volumen Q está dado por:

Δ𝑡 = 𝑄/𝑉𝑤𝑐𝑙

Donde Q = volumen del plutón; V =velocidad de flujo; 𝑤𝑐= ancho crítico del dique; l = extensión lateral del dique.

*Un factor a considerar es que el llenado puede ocurrir en varios pulsos, por lo que se debe considerar el intervalo entre cada uno.

Geometría y mecanismos de emplazamiento

En la vertical puede haber muchas soluciones para una vista en planta, por ello es fundamental conocer la geometría del cuerpo.

*En algunos casos se puede tener el balloning, una inflación como un globo a partir de los magmas con los cuales se va rellenando, si hay controles estructurales, como una falla de rumbo sinestral, genera cavidades que a medida que se van rellenando va empujando la roca de caja a medida que se va hinchando, lo cual es producto de la llegada de nuevos magmas.

*Los controles estructurales son muy importantes (como fallas de rumbo). Permiten explicar la alineación de volcanes.

Evidencias empíricas

1. Los plutones no se extienden indefinidamente en profundidad 2. Plutones basculados evidencian espesores de hasta 10 km

Una de las preguntas sin respuesta que tiene el geólogo es cual es espesor del cuerpo intrusivo o del reservorio magmático o cuan profundo es y cómo se extiende lateralmente.

Una forma de determinarlo es con estudios estadísticos de cuerpos en los que si se reconocen los límites. Se estableció que hay una ley de potencia del espesor del cuerpo en función de la longitud más larga del plutón, donde:

𝑇 = 𝑘𝐿𝑎

Para lacolitos: a=0.88±0.1; k=0.12

Para plutones: a=0.80±0.2;k=0.29

a=1 entonces el cuerpo es esférico, si es menor a 1 significa que es alargado y aplanado en la horizontal; mayor a 1 significa que está inflado en la vertical.

Tanto para los plutones como para los lacolitos, la forma que tienen los cuerpos intrusivos no son como una gota invertida si no que son más bien tipo sills

Mecanismos asociados al emplazamiento de plutones

El problema del espacio se vuelve más complicado para los grandes cuerpos intrusivos que deben mover mucho mayor volumen de roca en su ascenso. Los mecanismos propuestos por los cuales un plutón hace espacio para ascender son los siguientes:

i. Stoping: el magma a medida que asciende necesita comerse el techo y ocupa el espacio que solía ocupar este. Por consiguiente, si las rocas superficiales son suficientemente frágiles y bloques de techo caen dentro del plutón, se produce un desalojo por caída y el magma asciende ocupando dicho lugar. Se evidencia al observar en las partes superiores de muchos plutones, donde bloques de roca de caja están suspendidos en la roca ígnea cristalizada, formando balsas y xenolitos. El stoping requiere que la roca de caja sea más densa que el magma y que los bloques deben ser lo suficientemente grandes (decenas de metros) para que se hundan rápidamente en el magma viscoso. El stoping puede ser efectivo sólo en corteza somera cuando las rocas pueden ser fracturadas. *Inconveniente: la gran mayoría de rocas plutónicas son graníticas y con una viscosidad alta, por lo que los fragmentos incorporados se quedan cerca del techo (No es tan eficiente). El fenómeno sí ocurre, pero no es regional, sino que local. ii. Balloning: está relacionado con el diapirismo, va deformando la roca caja haciéndose espacio. El magma se estaciona y se infla el espacio. iii. Propagación lateral: la incorporación de cuerpos grandes, las inyecciones van desplazando lateralmente a las inyecciones anteriores (varios pulsos de relleno). Se dan con el alzamiento del techo y hundimiento del piso, dando espacio para que se emplace el magma (forma concordante). Da lugar a un cuerpo zonado con varias litologías con edades casi idénticas. *Se forman Lacolitos *Más viejos en el exterior *Cambio en la concepción geológica y solo por la geometría, pues no se separan litologías como plutones distintos. *El gradiente aumenta hacia abajo, lo que se ve en superficie es un mismo nivel de alteración. iv. Amalgamación: los cuerpos magmáticos se están juntando pulso por pulso de manera incremental (emplazamiento incremental). Pulsos discretos van llegando al mismo lugar y se van acumulando para construir masas inmensas. En el lugar de acumulación se pueden ir enfriando los plutones más antiguos mientras llegan otros pulsos. Genera una perturbación termal en el sistema. Para determinar que si sucedió este evento es necesario saber la geocronogía de los eventos y las condiciones termales.

*La llegada de un evento lo que genera es el levantamiento del techo o bien que parte del piso baje tectónicamente. Se forman sinclinales por la succión del magma (hundimiento del piso).

Existen dos puntos de vista, una en que el reservorio constituye un sistema cerrado (que se emplaza en un lugar determinado de la corteza) y otra en que es un sistema abierto.

PROPIEDADES FÍSICAS DE LOS MAGMAS

Tanto la densidad como la viscosidad juegan un rol importante en la diferenciación.

Densidad:

Los magmas tienen una densidad variable, donde los basaltos tienen una mayor densidad y las riolitas una menor densidad.

Basaltos: ≈2.7 g/cm3, es muy similar al promedio de la densidad de la corteza. Lo que implca que los magmas basalticos que se generen en un lugar distinto de la corteza, como en el manto, estos ascienden en el manto al tener una menor densidad que la astenósfera y se emplazan en la base de la corteza puesto que tienen una densidad similar. Generalmente los procesos de adveccion, se hacen hasta niveles en que se iguala la densidad.

Notar que en un reservorio magmático se pueden generar magmas de distinta densidad y composicion y se van a ordenar en forma ascendente desde más densos a más livianos. Las densidades cambian constantemente en un reservorio magmático.

¿Qué factores modifican la densidad de un determinado magma?

1. Temperatura: a mayor T, menor densidad puesto que el magma se expande (expansión volumétrica). 2. Presión: a mayor P, mayor densidad puesto que ocurre una contracción volumétrica. *El factor temperatura es más importante que la presión 3. Cristalización: no es la densidad del mineral lo que afecta, si no que al cristalizar uno extrae minerales densos o livianos respecto de su líquido, empobreciendo al líquido en elementos densos o livianos dependiendo de lo que incorpora el mineral, de modo que en función de ello el líquido residual es más denso o liviano. Esta es una condición necesaria pero no suficiente. Depende, además de la proporción con la que es extraído, si la proporción con la que se extrae un elemento químico es mayor a la que existe en el líquido, entonces se empobrece y, si es menor, el líquido se enriquece. En este punto es importante el concepto de densidad de fraccionamiento (es la densidad de los constituyentes químicos vs los minerales que se forman respecto a un basalto) . En el caso de un ilmenita-hematita o espinela-magnetita los constituyentes quimicos que extraen al formarse estos minerales tienen un alto rango de densidad (proporcion que consumen los minerales), es bastante mayor que la densidad del liquido basaltico (franja sombreada), por consiguiente, estos minerales cuando cristalizan provocan cambios muy sustanciales en la densidad. La magnetita es tan consumidora de Fe y Ti, que al cristalizar cambia drásticamente esos contenidos al magma, cambiando su composicion, ademas tiene un calor latente muy grande (al cristalizar emite una cantidad de calor muy importante). 4. Las plagioclasas, como en el caso de la anortita los componentes que consume es levemente más denso que la albita y ambas son similares a los basaltos, por consiguiente, cuando cristalizan, no le sucede nada al liquido basaltico en terminos de densidad. 5. Variaciones en el contenido de volátiles: a medida que se exsuelven volátiles aumenta la densidad del líquido residual, mientras que el magma (conjunto de las 3 fases) disminuye, porque las burbujas ocupan un volumen mayor.

Las burbujas tienen patrones de nucleación y crecimiento al igual que los cristales. *Se ve favorecida por la nucleación heterogénea que ocurre favorablemente en las paredes.

A menor presión la solubilidad de los volátiles disminuye. A medida que el magma asciende el volumen de las burbujas aumenta. Si el magma comienza subsaturado en volátiles y al ascender se exsuelven se produce el First Boiling (se denomina a la perdida de solubilidad en el magma y la consecuente exsolución (separación) del agua desde la fase magmática).

El Second Boilling ocurre durante el enfriamiento del magma que conduce a la cristalización de minerales anhidro lo que aumenta la proporción del agua disuelta hasta que alcanza su saturación.

Baja nucleación, bajo crecimiento: pocas burbujas Baja nucleación, alto crecimiento: pocas burbujas grandes aisladas Alta nucleación, int crecimiento: muchas burbujas pequeñas Int nucleación, alto crecimiento: varias burbujas grandes

Influencia de los volátiles en la densidad de los magmas

*Curva de saturación o solubilidad

*Campo amarillo, magma sobresaturado en volátiles

Suponiendo un magma subsaturado en volátiles, entre 1-2% de agua, comienza a ascender. Por lo que la densidad del líquido disminuye levemente (pendiente negativa) por la descompresión. En el punto en que la línea roja intersecta la curva de saturación, comienza a exsolverse las burbujas, puesto que la solubilidad alcanza la saturación. En ese punto la densidad del magma disminuye. Las burbujas comienzan a coalescer de modo tal que se pueden separar del líquido, lo cual deja al líquido desgasificado, aumentando la densidad del líquido por lo que puede descender. Si el sistema es abierto, continuamente se liberan las burbujas, en cambio si el sistema es cerrado, en un punto llegará a una concentración tal de burbujas que produce una erupción explosiva. Al exsolverse un gas el régimen termal de un magma baja, mientras que si este cristaliza aumenta la temperatura. Cuando cristaliza un magma, la viscosidad aumenta y cuando se exsuelven burbujas, la viscosidad tiende a disminuir un poco.

Si se produce una erupción violenta cuando el magma contiene muchas burbujas y no se separan, entonces se produce una pómez. Pero si el magma se desgasifica completamente y el producto que sale es una obsidiana. Ambas son idénticas composicionalmente. Esto también ocurre en los plutones hipabisales, la manifestación física de esta presencia de magma será alteración y en las cavidades miarolíticas que son oquedades parcialmente rellenas por minerales automorfos (similar a una geoda), los espacios que quedan son ocupados por el fluido que escapa.

Viscosidad:

6. Sólo se manifiesta en fluidos en movimiento 7. Mide la resistencia al movimiento de un fluido. Más viscosos implica una mayor resistencia a fluir 8. Lo inverso de la viscosidad es la fluidez 9. La fluidez se manifiesta cuando se aplica una fuerza tangencial al área superficial del cuerpo de fluido: Stress de cizalle (σ) 10. El stress de cizalle (σ) deforma al cuerpo de fluido de

un modo tiempo-dependiente, es decir, que mientras se aplique la fuerza el fluido se mueve. El desplazamiento es mayor en los niveles superiores que en los inferiores 11. Esta deformación se mide en función de un gradiente de velocidad dv/dz, el cual varia dentro del espesor del fluido.

¿Cuáles son los factores que influyen en la viscosidad de los magmas?

12. Composición de los magmas: SiO2, cationes, H2O. Los constructores de polímeros, como la sílice, implica que mayor cantidad de polímeros va a haber en la estructura de los liquidos. Los destructores de polímeros, como los cationes y el agua, favorecen la viscosidad. Los magmas riolitcos son los mas viscosos.

13. Temperatura 14. Partículas sólidas en suspensión (viscosidad efectiva)

𝑛𝑒𝑓 = 𝑛0(1 − 1.75𝜑)2.5

15. 𝜑: Fraccion de cristales en suspensión

16. Si 𝜑 = 1/1.75 (o sea= 0.6) la 𝑛𝑒𝑓 = ∞

Si en un reservorio hay minerales suspendidos en todas partes, estos no están dispuestos al azar, sino que algunos precipitan, otros se acumulan en las paredes, lo que produce viscosidades muy distintas al interior se da un gradiente de viscosidad que aumenta en profundidad o varía al acercarse a las paredes. Por lo tanto, en un mismo reservorio coexisten liquidos con distintas vicosidades, densidad, etc.

DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA

Cristalización en equilibrio: el líquido no se separa del cristal en formación. Li=Sf . El mismo solido que se va formando se va reequilibrando.

Cristalización fraccionada: se separan las fases liquidas y sólidas desde donde se formó. Li≠Sf. Se puede ver en la zonación.

Fraccionamiento gravitacional: tanto de sólidos, líquidos y burbujas obedece la ley de Stokes. Liquido basáltico: Olivino (𝜌𝑠 = 3.3 𝑔/𝑐𝑚3) y su velocidad de decantación es de 5 cm/hora. Líquido riolítico: Hornblenda (𝜌𝑠 = 3.2 𝑔/𝑐𝑚3) y su velocidad de decantación es de 6 cm/año. Feldespatos (𝜌𝑠 2.7 𝑔/𝑐𝑚3) y su velocidad de decantación es de 200 m en 10.000 años El problema es que continuamente cambian las viscosidades. En el caso de que exista una erupción volcánica en el reservorio va a tener un concentrado de plagioclasa de viscosidad muy alta, por lo que tenderá a no fluir, por ende se necesita una fuerza superior que permita la erupción. Por lo tanto, no necesariamente son lavas con un alto contenido de fenocristales, sino que puede ser un plutón hipabisal, como un sill. Esto último puede verse en terreno como un halo de alteración por el calentamiento de la roca de caja arriba y abajo, mientras que en una lava es probable que existan vesículas, rugosidades, brechas y el contenido de fenocristales es muy bajo. ¿Cuál es el volumen eruptable en una cámara magmática? Solo una fracción es eruptable. Probablemente 1/3. Para aumentar la eruptibilidad del reservorio es posible aumentar la temperatura al disminuir la viscosidad y al reabsorber los cristales. El fraccionamiento gravitación permite la formación de capas en un sistema cerrado que impide el acceso de magmas desde abajo hacia arriba.

Fraccionamiento convectivo:

Modelo de Lagmuir: Se genera un frente de cristalización que provoca que cambie la densidad del líquido. El magma comienza a enfriarse en las paredes laterales y en el techo. En estos lugares es donde hay más contraste térmico. Dado esto y por la nucleación heterogénea controlado por la superficie disponible, los primeros cristales en formarse son en estos lugares. Va a haber líquido que decante o ascienda, así como cristales que decanten o que floten, todo esto va a depender de la densidad. Los líquidos, cristales y burbujas se fraccionan, generando cámaras estratificadas de distinta composición.

Es por esto que se encuentran en los sistemas magmáticos tanto cristales (están en equilibrio con su liquido) como antecristales (son aquellos formados en otro lugar de la cámara y no están necesariamente en equilibrio). Los xenocristales son cristales que forman parte de la roca de caja.

¿CÓMO CONOCER LA HISTORIA TEMPRANA DE LA EVOLUCIÓN DE UN RESERVORIO

MAGMÁTICO?

Etapa temprana: aquella en la cual domina la fase liquida.

Etapa tardía: es posible obtener los registros mediante el estudio de plutones, el cual puede borrar gran parte del registro temprano.

SIMULACIÓN NUMÉRICA TIEMPO-DEPENDIENTE

Un ejemplo de simulación de un reservorio de composicion basáltica conocida cuyas condiciones iniciales están dadas por una T° de 1200°C, ubicado a una profundidad de 2km del techo y a 4 km del piso, el gradiente geotermal determinado, las condiciones de fugacidad de oxígeno, etc. Se utilizó un basalto del Hudson como punto de partida composicional. Se modeló un pluton con forma de sill y otro como stock.

La simulación numérica

Permite controlar la temperatura en la roca de caja

Modelar la fluidodinamica del magma, los gradientes de viscosidad

Se consideró lo que sucede cuando el magma comienza a cristalizar

Se consideró también el calor latente

Se consideró un tiempo de 10.000 años de enfriamiento.

Resultados de la simulación

Composición del magma y el flujo magmático.

Composición del líquido

Flechas: distintos campos de velocidad del reservorio

Colores: reflejan las primeras plumas que ascienden y también se generan plumas que descienden por que el techo era más frío. Estos circuitos se iban por las paredes y por la parte central. A medida que pasaba el tiempo el reservorio comenzaba a estratificarse, arriba magmas más félsicos y abajo magmas ultrabásicos. Las plumas ascendentes llegaban cada vez más abajo y finalmente se da poco movimiento.

o en porcentaje en sílice y (b) en Mg# (número magnesiano)

Comentado [TV9]: Clase 11

Composición del líquido

También se produce una estratificación (basalto, andesita basáltica a andesita) con presencia de plumas.

Esto implica que si existe una erupción en etapas tempranas, se va a tener un magmatismo homogéneo (basáltico). Pero será distinto 10.000 años después.

*Las erupciones sacan las porciones del techo del reservorio, por lo que será de composiciones andesitaca a dacitica, muy distinto a lo basáltico. Esto puede llevar a interpretaciones equivocadas en el estudio de volcanes, puesto que al ser dacitico se podría pensar en que ocurrió fusión parcial de la corteza y no que corresponde a un estadio tardío en la evolución del reservorio que tenía una composición basáltica inicial.

Distintas erupciones sacan cada vez niveles más inferiores, dándose una gradación composicional. Si hay intervalos entre una erupción y otra, puede que se obtenga magma de otra composición porque tiene el tiempo para renoverse o si se produce una gran erupción puede llevar consigo composiciones muy variadas.

El cambio en las isotermas se explica por la propagación del calor a lo largo del tiempo. Se pueden establecer los gradientes metamórficos (isogradas).

Formación de cristales a los 10ky

El líquido se concentra en la parte superior izquierdo (volumen eruptable), el sólido en la inferior y la fase gaseosa en el extremo superior. El olivino, la magnetita y clinopiroxeno se concentran abajo, los feldespatos en las paredes y los ortopiroxenos en la parte superior.

Notar que los volúmenes eruptables son muy inferiores a los volúmenes del reservorio.

Algunos llaman reservorio a todo el conjunto y cámara magmática solo al volumen que es eruptable, el resto es casi solido o semisolido.

Cambios en las isotermas en una roca de caja en un sill

Se concluye que la geometría del reservorio afecta a la fluidodinámica y el gradiente geotermal. Las isotermas están más separadas en el piso que en el techo y estas se expanden en el tiempo.

Estudio en un sill a los 10 ky

Se tiene un núcleo líquido homogéneo más basáltico y félsicos en la parte superior. Se produce el ascenso de plumas. Gran parte de la fase solida se concentra abajo. Con la fase gaseosa en la parte inferior y algunos spots en el techo.

REGISTRO DE LA ETAPA TEMPRANA DE UN RESERVORIO

Existen registros de estas etapas tempranas y de cambios que pudo haber ocurrido como es el caso de la ignimbrita Lican, volcán Villarrica que se produjo en hace 13.000 años, cuando se produjo el retiro de los hielos. Fue una erupción de 10 km3.

Esta ignimbrita pasa a ser una interrupción en la historia del volcán. Es levemente más rica en sílice y es altamente vesiculada, con abundantes clastos de xenolitos que provienen del basamento.

Hipotesis: la erupción obedecio un calentamiento de otro magma sin necesariamente mezclarse. Surge de la evidencia de que los fenocristales se habían calentado a más de 200°C. Los piroxenos tenían un núcleo bajo en magnesio (900°C) y un anillo rico en magnesio (1100°C), una zonación inversa. La temperatura se determina con el geotermómetro de dos piroxenos. Por otro lado se distinguieron tres grupos de plagioclasas, dos de ellos asociados a los piroxenos (el grupo 2: plagioclasa con piroxeno de bajo magnesio y temperatura con reabsorción; grupo 3: plagioclasa con piroxeno alto en magnesio y alto en temperatura sin reabsorción), las cuales también estaban siendo afectadas por el mismo proceso, existía una correlación entre ellas.

Entonces si se instala un magma al interior que calienta el reservorio, ¿qué le sucede al reservorio?:

1. Convección 2. Reabsorción 3. Gatillar la erupción 4. Exsolución de volátiles

Lo que se concluyó es que en esta cámara se produjo lo siguiente: un evento de descompresión y desvolatilización temprana, asociado a los piroxenos y grupo 2 de plagioclasas. La descompresión se produjo desde la pluma que nace en el piso y ascienden hasta el techo, es decir, una descompresión acotada al reservorio.

Entonces, no es necesario mezclar los magmas porque las variaciones en las composiciones de los minerales estaban en equilibrio (y no en desequilibrio como se esperaría que fuese en el caso de una mezcla que provocara el calentamiento).

Se registraron dos eventos de descompresión y desgasificación: dentro y fuera de la cámara. La desgasificación se registró con el hidrómetro de las plagioclasas, puesto que la composición de las plagioclasas es función del contenido de agua (a mayor contenido de agua más anortítica es la plagioclasa) y es poco dependiente de la presión.

Comentado [TV10]: No están las diapos :c

Se evidencia en bombas donde hay bandas rioliticas (que contienen olivino) que coexisten con las basáltica (cuarzo), esto se debe a que dos tipos de magmas interactúan, por consiguiente, llega a un reservorio un pulso que lo contaminó. Esta roca no es necesariamente producto de una mezcla de magmas, también puede producirse por fraccionamiento convectivo.

No implica necesariamente que el sistema se abra, si no que se produjo por una automezcla.

Los enclaves también son indicadores de mezcla, son impulsos basálticos o gábricos mezclados con granitos o granodioritas. Magma basico inyectado en magma félsico. Pueden tenerse formas de pillow o de almohadilla que se forman cuando un liquido se inyecta en otro magma.

Los diques sinplutonicos se emplazan dentro de un magma y pueden formar enclaves al desmembrarse.

Estas son evidencias fisicas en terreno de la coexistencia de magmas.

Los magmas se pueden mezclar en funcion de la viscosidad y el tiempo de residencia. El rol de la reología es fundamental para que la mezcla sea eficiente.

Rol de la reología

Supongamos un magma felsico que está cristalizando, a la izquierda está poco cristalizado y a la derecha está muy cristalizado. Se estudia que sucede si el magma máfico se inyecta en distintas etapas y las evidencias que se tienen en terreno. La viscosidad en este esenario es muy cambiante.

En (1), si el magma máfico intruye al magma félsico cuando está completamente líquido se obtendría una homogeneización muy buena.

En (2), en una situación viscoplástica, se pueden dar enclaves dispersos.

En cambio (3 y 4), si lo hace con un 70% o más de cristales, es prácticamente un sólido, por consiguiente estará emplazado postplutonicamente y no se va a mezclar.

Entonces, a mayor grado de cristalinidad, la mezcla disminuye.

Automezcla convectiva

Si llega un magma basáltico que no entra en advección, es decir, que aporta calor y no con intercambio de masa. El magma huésped entra en convección por el aumento de T° y comienza a automezclarse (entre el mismo magma).

1. Fraccionamiento

1 2 3 4

Comentado [TV11]: Clase 12

2. Mezcla de magma

Modelación geoquímica

𝐶𝑙

𝐶0= 𝐹(𝐷−1) 𝐹𝑟𝑎𝑐𝑐𝑖𝑜𝑛𝑎𝑚𝑖𝑒𝑛𝑡𝑜 𝑑𝑒 𝑅𝑎𝑦𝑙𝑒𝑖𝑔ℎ

𝐶𝐿 = concentración de un elemento en el líquido

𝐶0 = concentración del mismo elemento en la fuente

𝐷 = Coeficiente de distribución global del o elemento entre los minerales residuales y el líquido generado (SK*Xα)

𝐹 = Grado de cristalización fraccionada ( a menor F mas alto es el grado de fraccionamiento)

Se busca modelar dos rocas diferentes que se sospecha que están vinculadas por fraccionamiento. Para ello se modela a partir de la roca final una roca que se cree que es la inicial, aplicando las ecuaciones para cada elemento, si el modelo reproduce las condiciones reales (aplicando distintos F) entonces es válido. Son del tipo ensayo y error, en caso de que no sea válido se prueba con distintas proporciones de minerales distintos.

En el ejemplo, un F=0.1 reproduce mejor las condiciones (G2:inicial, G4:final), sin embargo, algunos elementos no calzan muy bien.

Software de modelación: MELTS, modelamiento termodinámico del sistema magmático.

La relación entre magmas, fuentes mantélicas y ambientes tectónicos se determina con los basaltos (magmas parentales). Los principales magmas parentales que nos van a indicar el ambiente tectónico son:

MORB: Mid Ocean Ridge Basalts. Empobrecidos en incompatibles, porque se deprimía al sacar continuamente magma basáltico de su fuente.

OIB: Oceanic Island Basalts. Son enriquecidos en incompatibles, porque probablemente nunca o casi nunca fueron modificados por magmatismo.

CFB: Continental Flood Basalts.

IAB: Island Arc & Continental Arc Basalts. Son los se producen en zonas de subducción. Son enriquecidos en elementos incompatibles. Este enriquecimiento se debe a la deshidratación de la losa oceánica, por lo que hay una liberación de fluido desde la litosfera oceánica hacia la astenósfera, bajando su punto de fusión, llevando con ello los elementos incompatibles y, por consiguiente, contaminan la astenósfera, enriqueciéndola en incompatibles, excepto en Niobio y Tantalio (se le atribuye a la presencia de minerales refractarios que no participaron en la fusión de la astenósfera para generar el basalto y se quedaron en la fuente, los cuales retienen el Nb y Ta, como es el caso del Rutilo).

Comentado [TV12]: Faltan las diapos :c

MORB: valores 𝜀𝑁𝑑 muy positivos, es decir, muy deprimidos. La razón de estroncio, los MORB son muy bajos, porque se le sacó mucho Rb

OIB: amplio rango 𝜀𝑁𝑑, pero la mayoría mucho más enriquecido. La razón de Rb tienen un amplio espectro, similar al IAV.

IAV: amplio espectro 𝜀𝑁𝑑 , pero bastante más enriquecidos que los MORB. Amplio espectro en la razón de Rb; en este caso los fluidos son capaces de llevarse el Rb y contaminar la astenosfera.

MORB: Mid-Ocean Ridge Basalts

Este es el lugar geométrico donde más magma se produce.

Se da una fusión parcial por descompresión debido a ascenso adiabático del manto, empobreciendo constantemente el reservorio en elementos incompatibles.

Fusión del N-MORB se inicia a ~ 60-80 km de profundidad en el manto deprimido donde hereda la signatura isotópica y en empobrecimiento de los elementos trazas.

El E-MORB corresponde es el MORB enriquecido en REE. Se le atribuye a una contaminación en las dorsales oceánicas por plumas OIB.

Ocenic Island Basalts (OIB)

Se dan en hot spot y en ambiente de intraplaca continental

En los OIB se distinguen dos etapas:

Construcción de volcanes escudo, que son volúmenes inmensos de magma donde se generan basaltos toleíticos

Series alcalinos: terminan el ciclo eruptivo, volúmenes más bajos de magma. Las lavas son más diversas, con una mayor proporción de magmas geoquímicamente diferenciados.

Geoquímica de los OIB

OIB varían entre tholeiitas de olivino y basaltos alcalinos con relativamente alto TiO2, Na2O, K2O y P2O5.

Todos los elementos incompatibles (LREE, K, Rb, Cs, Ba, Pb, Sr, Th, U, Ce, Zr, Hf, Nb, Ta, and Ti) están enriquecidos en los OIB con respecto a los MORBs.

HREE (REE pesadas) están deprimidos indicando una fusión profunda dentro del campo de estabilidad del granate (>70-80 depth).

Isotópicamente más radiogénicos comparados con los MORB, indicando participación de un manto primitivo (no deprimido) y/o de un manto enriquecido (porque no se le ha extraído basaltos).

Diagrama: Típico patrón OIB muy enriquecido en elementos incompatibles con respecto al MORB. Independiente con respecto a que roca se normalice, siempre se muestra enriquecido en incompatibles.

Petrogénesis de los OIB

Existen muchos modelos para explicar los OIB, todos ellos parten de la base de que son plumas que provienen de la profundidad del manto (limite núcleo-manto). Las plumas mantélica provienen de un manto sobre calentado: 200-300°C, son rocas anormalmente calientes y por ende más livianas y comienzan a ascender hasta llegar a su punto de fusión y comienza a fundirse, provocando que el magma ascienda aún más formando un hot spot.

La fusión parcial se da en profundidades altas >100 km dentro del campo de estabilidad del granate (explica lo deprimido en las REE pesadas)

Relativamente enriquecido en incompatibles.

Algunos piensan que las plumas se originan en la discontinuidad existente entre el manto superior e inferior a los 660 km de profundidad, otros que proviene del contacto núcleo-manto y otros que puede estar contaminado por la subducción.

Otras hipótesis establecen que estas plumas nacen del límite nucleo-manto y por una anomalía termal genera que este límite comience a ascender por buoyancia, si lo que asciende es de gran magnitud, es posible crear estas grandes provincias ígneas o cosas más pequeñas como islas puntuales. Y que la loza que subduce en algún momento se desprende y contamina parte de esta fuente.

Otra hipótesis establece que se generarían en el límite núcleo-manto y que por alguna anomalía de temperatura más alta (gatillador) genera el ascenso de manto profundo hasta que se funde y genera islas como Hawaii y que la placa que subduce termina en el límite núcleo-manto, desplazándose y contaminando la fuente. Esto explicaría por qué los OIB tienen signaturas que son parecidas a subducción.

Continental Flood Basalts (Basaltos de Mesetas Continentales)

Son muy similares a los OIB (geoquímica e isotópicamente), puesto que son intraplacas (OIB oceánica, OFB continental).

Son los que explican los LIPs (Large Igneous Provinces) que son grandes volúmenes de magmas generados en un muy corto tiempo. El volcanismo no es central, si no que fisural. Para algunos, estos generan grandes cambios climáticos, que podría explicar la extinción de las especies (el caso del Deccan). Estas provincias magmáticas explican la apertura de Gondwana producto de una gran mega pluma.

El Deccan habría generado el desprendimiento de la India de África.

Geoquímica de los CFB

CFB son mayoritariamente tholeiiticas y similar a OIB, aunque también pueden ser alcalinas

Son enriquecidas en elementos trazas incompatibles e isotopos, similar a OIB.

Enriquecimiento característico en la mayoría de los elementos altamente incompatible (K, Ba, Rb, Th, Pb, y LREE) por sobre un típico OIB. Notable empobrecimiento en HFSE (Nb, Ta) comparado con OIB.

Razones isotópicas de Sr and Nd sobrepuestas con los OIB, pero se extiende hacia composiciones más enriquecidas (higher 87Sr/86Sr and lower 𝜀𝑁𝑑)

*Geoquímicamente e isotópicamente es muy difícil de distinguirlo de los OIB

No se produce una disminución en los HREE lo que indica profundidades de fusión relativamente superficiales (<70 km)

Fuertemente enriquecido en elementos traza incompatibles, lo que indica una fuente mantélica enriquecida.

CFB están muy traslapados con los OIB Razones altas de Sr (0.7035- 0.713)y 𝜀𝑁𝑑 = +5 𝑎 − 10

Petrogénesis de CFB

Básicamente similar a la petrogénesis de los OIB, pero con participación de manto litosférico continental y corteza. Es probable que se del caso de la derecha donde una megapluma asciende

CFB OIB

generando los CFB.

Magmatismo de Arco (Arco de isla & Margen continental)

Arco de isla: se produce por el choque entre placas oceánicas. *Caso de Japón es un arco de isla. Durante la subducción entre cortezas oceánicas se genera corteza continental, entonces generar un arco de isla en etapas muy tempranas cuando la corteza continental es muy pobre y a medida que el magmatismo avanza y las rocas se reciclan se va formando corteza continental. Entonces, eventualmente un arco de isla pasa a ser un fragmento de continente.

Margen continental: se produce por el choque de una placa oceánica con una continental.

ARCO DE ISLA

El arco volcánico se genera por el magmatismo a una profundidad más o menos constante 110 km). Los volcanes orientados hacia el océano se llaman frente volcánico. Tiene una pequeña corteza continental, donde existe un prisma de acreción. El antearco está sobre el prisma (en este caso). Hacia la derecha se desarrolla una cuenca marginal o de trasarco, donde se genera fondo oceánico.

El punto máximo del flujo de calor es en el arco magmático.

Rol del ángulo de subducción

Influye en la ubicación del arco y en la presencia de magmatismo.

Si el ángulo de subducción es bajo, se traslada el arco, pero si tiende a cero no se produce magmatismo debido que se suprime la cuña astenosferica, que es la porción del manto fértil que es capaz de fundirse cuando se deshidrata la losa oceánica. Un menor ángulo de subducción también influye en el prisma de acreción, generando más roce y parte del material se va a adicionar. Esto se produce en Chile entre los 27-33°. Se da por la dorsal de Juan Fernández debido a un mayor roce, la velocidad de subducción, porque es más liviano.

Un ángulo bajo de subducción puede generar el fenómeno de roll-back que genera extensión más que de compresión tectónica en el arco.

*Obs: En una subducción puede haber compresión y extensión en los arcos. No en todos los sistemas de subducción se generan prismas de acreción.

Entonces, un cambio en el ángulo de subducción implica un cambio en el foco magmático hacia el este, en el caso chileno desde el Paleozoico hasta el Cenozoico. Los focos magmáticos de desde el Paleozoico hasta en Terciario, han quedado evidenciado principalmente en las franjas plutónicas, que son los testimonios del arco, cuyas edades cambian de este a oeste. Durante el Mezosoico la tectónica chilena era extensional. Estos cambios geodinámicos obedecen a los cambios de subducción.

Comentado [TV13]: Clase 13

Las rocas volcánicas de los arcos de isla son diferentes con respecto a las de arco continental. En los arcos de isla las rocas son más primitivas, basálticas (principalmente andesitas, basalto andesita). Mientras que en los arcos continentales las rocas son más ácidas (dacitas y riolitas)

¿Cuáles son las causas de esas diferencias?

Mayor espesor cortical (implica mayor contaminación y tiempo de residencia, mayor mezcla de magmas, etc.)

Mayor residencia en la corteza

Mayor contaminación

Más probabilidades de fusión parcial

Durante el Mesozoico, probablemente la corteza era más delgada. Cretácico, máxima extensión y se generó mucho magmatismo basáltico. Hoy en día, a esta misma latitud se forman dacitas y riolitas.

Las rocas de arco todas son subalcalinas.

En el diagrama álcalis vs sílice tanto para arcos continentales como de isla son subalcalinas, muy pocas son alcalinas.

En el caso de los arcos de isla suelen haber rocas calcoalcalinas y toleiticas (diagrama Fe-Mg vs sílice). Algunas muestran el peak de enriquecimiento en Fe (diagrama AFM). En cambio en los arcos de isla continentales, éstas son totalmente calcoalcalina s, no son muy toleiticas.

El ambiente de arco se caracteriza por tener la

presencia de una suit que tiene basaltos, andesitas, dacitas y riolitas. Es el único ambiente donde se forma esta suit completa, donde las proporciones de cada una de ellas son importante. En los otros ambientes son principalmente basaltos.

Los arcos continentales son más potásicas, en comparación con los de isla que contienen menos K.

Posibles fuentes de magma en ambientes de subducción

Las posibles fuentes son varias y en algunos casos se tienen muchas fuentes distintas, pero una de ellas va a dominar. Posibles fuentes:

(1) La losa oceánica que subduce (2) La cuña del manto que está arriba de la zoan de subducción (3) La base de la corteza (4) El manto sublitosférico que se está subduciendo (5) El manto astenosférico que está debajo de la subducción Sin embargo la gran mayoría de los magmas que se generan en subducción se encuentran la cuña astenosférica y en la base de la corteza.

Proceso MASH (Melting Assimilation Storage Homogenization), son todos los procesos que se producen cuando el basalto se acumula debajo de la corteza inferior.

Magmatismo de Arco Continental

Sección transversal esquemática de una zona de subducción continental de margen activo, mostrando la deshidratación de la placa en subducción, la hidratación y la fusión de una cuña del manto heterogéneo (incluyendo el manto litosférico-subcontinental), la acumulación bajo la corteza (underplate) de fundidos derivados del manto donde se pueden producir procesos de MASH, así como cristalización de en el underplate. La refusión del underplate produce magmas tonalíticos y también se muestra una posible zona de anatexia cortical. Cuando los magmas pasan a través de la corteza continental pueden diferenciar aún más y/o asimilar la corteza continental.

*Más o menos a los 1000-1200°C se comienza a fundir (T° de fusión de una peridotita) en la cuña del manto.

En algunos casos se puede tener una segunda cadena volcánica desplazada hacia el continente, donde participan minerales hidratados que no se rompieron inicialmente (la flogopita: tipo de mica que es estable y solo se rompe a mayor profundidad) y el volumen generado es mucho menor y serían probablemente más alcalinos (shoshoniticos).

Si el angulo de subduccion es bajo, los arcos son más anchos. Si es empinado, el arco magmatico es estrecho

Geoquímica de los basaltos de arco

Presentan la anomalía de Nb-Ta y enriquecida en elementos traza incompatibles

¿Qué son las ADAKITAS?

Son rocas de arcos

(1) Dacitas y andesitas de hornblenda

(2) SiO2: 63-68%

(3)K2O: 1-2% (bajo)

(4) Sr (inicial): 0.703 (~MORB) baja

(5) Sin anomalía de Eu, no contiene plagioclasa residual

(6) (La/Yb)n: 30 (Granate en la fuente) muy alta pendiente, indica la presencia de granate residual.

(7) 𝜀𝑁𝑑: +5 a +7 (tipo MORB) muy deprimido

Estos razgos geoquímicos se interpretan como:

Fusión parcial de basaltos (en facies eclogita, roca metamórfica alto grado y presión, contiene granate; lo que explica 5 y 6), de la placa subductada (los basaltos normales se generan por la fusión parcial de la lherzolita en la cuña astenosférica)

Se genera cuando la subducción es muy cercanía a una dorsal, porque necesita de una presión muy alta para fundir la eclogita (es muy refractaria), solo se produce la fusión cuando el régimen termal es anormalmente alto. Cuando la placa oceánica se va alejando de la dorsal se va haciendo más fría, por ende, para que se produzca un régimen termal más alto se necesita de una placa joven.

Régimen termal anormalmente alto

Durante la subducción de la losa oceánica se va a romper, generando el slab window que permitiría que el manto que está por debajo de la zona de subducción sea una potencial fuente. Es decir, se produce un ascenso de la astenósfera debido a la descompresión. A su vez, esta loza oceánica está a alta temperatura, por lo que el basalto en facies eclogita se funde y genera las adakitas. Pueden producirse dos tipos de magmatismos, uno que se genera debajo de la zona de subducción (litosfera subductante) y otro en la loza oceánica

Este fenómeno es equivalente a uno ocurrido en el Arqueano, correspondientes a las TTG (Tonalite-Trondhjemite-Granodiorite) las cuales son muy similares a las adakitas, por ende, las adakitas serían los equivalentes modernos de los TTG. Estas eran muy abundantes, debido a que todo el régimen termal era altísimo.

Las Adakitas también están en los Andes, en el caso chileno se asocia a la subducción de la dorsal de Chile (separa la placa de Nazca de la Antártica, frente a la península de Taitao, donde se subduce se produce un gap volcánico), donde se generó el slab window con un alto ángulo de subducción, por consiguiente los productos volcánicos son muy distales de la fosa. También se reconocen adakitas en los volcanes chilenos.

Anomalía Nb-Ta

Alta razón La/Yb, lo que implica la presencia de granate residual

Sin anomalía de Eu

BADR: basalto, andesita, dacita, riolita

El BADR de cualquier sistema volcánico caen en la parte inferior. Las adakitas muestran todas razones muy altas.

Modelación geoquímica con distintos protolitos

Las adakitas se reproducen de un protolito de anfibolita de granate con un 10 de granate, se generan en la parte más inferior, mientras que con un 25% estáran más arriba y con la eclogita se puede llegar aún más arriba. *Abajo, anfibolita sin granate, campo gris indica la presencia de granate.

¿Cómo es la isotopía de 𝜀𝑁𝑑 vs la razón de estroncio en una adakita?

Sería muy parecido al MORB, puesto que es un MORB.

Tanto 𝜀𝑁𝑑 (muy positivo) como la razón de estroncio son bajos.

¿Todas las adakitas se originan por fusión del slab?

Para responder esto es necesario considerar el protolito eclogítico. ¿Las eclogitas solo se forman en ambientes de subducción? No, en ambientes de colisión, bajo un orógeno donde la acumulación de basalto en una corteza profunda y las altas presiones generan eclogitas o una anfibolita eclogítica. Entonces, el ambiente de subducción no es la única fuente.

*El basalto que se acumula en la corteza probablemente no va a tener una signatura de MORB, puesto que es un basalto que se generó por subducción. La eclogita generada en la corteza puede ser tan densa que puede que se desprenda generando la delaminación.

Las adakitas se relacionan a la metalogénesis, para algunos puede ser la fuente de yacimientos gigantes de pórfidos cupríferos, el caso de Los Pelambres, que se originó a partir de la fusión parcial de rocas de la dorsal de Juan Fernández.

*Batolito Cordillera Blanca en Perú: ocurre fusión en dos etapas, una de un magma basáltico que generaba los diques y el magma basáltico que se quedó en la corteza en facie eclogita porque la corteza es muy gruesa y si se funde ese basalto en facie eclogita en la base de la corteza, se puede generar este batolito con un 35% de fusión parcial, es decir, tiene similitudes adkíticas, pero no viene de un MORB, sino que de la fusión parcial de un basalto de la corteza.