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"MAGMATISMO Y AMBIENTES TECTONICOS"PETROGENESIS IGNEAExtrado y Traducido de Marjorie Wilson, 1989 Por: Jaime Cuya Garca

INTRODUCCIONLa mayor produccin de magmas se da en zonas de expansin ocenica en donde por levantamiento diaprico de la parte superior del manto, induce a una fusin parcial por descompresin adiabtica para formar magmas baslticos (MORB). Las zonas de subduccin son las segundas mayores productores de magmas y estn relacionados a los volcanes activos y a los temblores actuales. El vulcanismo en estas zonas puede ser altamente explosivo por su alto contenido voltil (H20) en el magma. El componente basltico de la corteza ocenica es convertido por reaccin metamrfica de conveccin a sacies de esquistos verdes, anfibolita y hasta eglgica, producindose una deshidratacin del ensamble original y liberando agua como una fase fluida separada. En las zonas de expansin medio ocenica, se eleva material del manto superior en forma diapirica provocando una fusin parcial como resultado de una descompresin adiabtica, para, posteriormente formar magma basaltico MORB, que una vez extrudos, forman la capa cortical ocenica. Los magmas tholeiticos ocurren en arcos jvenes inmaduros o ms cercanos a la fosa en los arcos ms maduros, mientras que los magmas calcoalcalinos son tpicos de arcos ms maduros y mrgenes continentales activos. Los basaltos alcalinos y sus diferenciados son encontrados en ambientes tectnicos de intraplacas tales como islas ocenicas y en rift de placas intracontinentales. Cuando se produce una fusin parcial del manto, una parte de los elementos trazas quedan en el liquido residual (elementos incompatibles K, Ba Sr. Pb) y la otra parte queda en la parte slida (elementos compatibles Cr, Ni). La composicin aproximada del manto se puede dar a partir de cinco principales xidos: SiO 2 = 44%; MgO = 42%; FeO = 8%; Al2O3 = 2%; CaO; = 2%; otros = 2%. Solo el SiO2 y el MgO2 dan el 86% esto explica la predominancia del olivino y el ortopiroxeno (Mg, Fi) SiO3. Los minerales comunes del manto son: Olivino, Ortopx, Clinopx, Granate y Espinela. Los elementos raros de peso ligero = Light REE y los incompatibles son usados para construir spiderdiagramas. Quedando de una manera similar: Los basaltos calcoalcalinos y los de arco de isla quedan en el medio. Los basaltos de expansin ocenica =MORB, quedan en la base Los basaltos alcalinos = OIB (ocean islas basalt) quedan en la parte superior

Las Iherzolitas provenientes de magmas Kimberlticos (granate Iherzolita, se forma a 50 Kb en presin) tienen un tenor menor en aluminio que los provenientes de basaltos alcalinos (espinela Iherzolita, se forman a 20 Kb). En un magma la plg reemplaza al Olivino como la fase liquida predominante entre 5 y 10 Kb y este es en su momento reemplazado por Clinopx y entre 10 y 32 Kb como la fase liquida y sobre los 32 Kb el Granate viene a ser la fase liquida predominante. Los basaltos vidriosos que son descargados debajo del agua forman minerales como la palagonita por la gran abundancia del agua y sideromelano cuando son cercanamente anhidros.

CARACTERISTICAS GEOQUIMICAS DE LAS ROCASLos spiderdiagramas utilizan elementos trazas incompatibles. El lado derecho de los spiderdiagramas se encuentra ocupado por los elementos menos incompatibles y en el lado izquierdo los mas incompatibles. Una recta entre Th Rb; Nb Ta, nos indica contaminacin del magma por rocas inferiores de la corteza continental. Concentraciones extremadamente muy altas de elementos trazas mas incompatibles (Light REE), sugieren muy pequeo grado de fusin parcial o una fuente enriquecida con Light REE. Hay dos clases de istopos: radiognicos y los estables. Los primeros se basan en el decaimiento radioactivo de un elemento y el segundo por el fraccionamiento de su masa en reacciones qumicas. Se utilizaran los elementos radiognicos hijos como trazas petrogeneticas para evaluar el origen y evolucin de los magmas. Los elementos traza que son incompatibles con respecto al manto son: K, Rb, Sr, Ba, Zr, Th es decir que son incompatibles con los minerales del manto( Olivino, Px, Espinela, Granate) y escapan hacia la parte basaltica gracias a repetidas y continuas fusiones parciales del manto. Los elementos compatibles son el Cr y el Ni. Los elementos de tierras raras REE son: La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu (57) (58) (59) (68) (69) (70) (71) Light REE heavy REE ISOTOPOS RADIOGENICOS EL Rb tiene dos istopos naturales que son: decae hasta el 87Sr, es decir de 87Rb 87Sr85

Rb y

87

Rb , donde el ultimo es radioactivo y

El Sr tiene cuatro istopos naturales que son: 88Sr, 87Sr, 86Sr y 84Sr de las cuales el 86Sr no es radioactiva.Para poder saber la composicin isotpica inicial del Sr en el momento de formacin de la tierra, se debera tener tambin una muestra de ese preciso momento de formacin, pero como es lgicamente imposible, se han tomado muestras que representan la mayor antigedad como lo son los meteoritos y muestra de la luna, que nos dan una idea de la composicin isotpica muy cercana al momento de la formacin de la tierra. En el caso de un meteorito o BABI su valor inicial 87Sr / 86Sr es 0.699 lo cual se toma como su porcentaje inicial de la nebulosa inicial de la nebulosa solar en las fases tempranas de formacin de la tierra. Y con este valor (0.699) podemos considerar que la tierra se formo hace aproximadamente 4.5 +/- 0.1 GA con un valor inicial de 87Sr / 86Sr de 0.699.

AMBIENTES DE EXPANSION OCEANICALa expansin del suelo ocenico se da de 1 a 10cm por ao, y como el volumen de la tierra es constante, nueva litosfera es creada solo si el mismo volumen es consumido en la zona de subduccin. La estructura profunda de la corteza de la tierra se le ha llamado Ofiolita, y consiste de varias secuencias a saber: en la parte superior se encuentran chert, lodolitas, lutitas, y calizas ricas en fierro y manganeso, le sigue una secuencia de lavas almohadilladas o pillow lavas, ambas secuencias contienen depsitos de sulfuros de Cu y Zn depositados por soluciones hidrotermales circulantes, le sigue una secuencia de diques complejos, una secuencia de gabros, una secuencia de peridotitas estratificadas y por ultimo una secuencia de dunitas. Las reacciones de intercambio entre las pillow lavas y las soluciones hidrotermales circulantes buffean la composicin qumica e isotpica del agua de mar y pueden conducir a la formacin de depsitos metalferos cerca de las crestas del centro de expansin y la cantidad de agua incorporada por este proceso hacia el suelo ocenico es critico para modelar la generacin de magmas en la zona de subduccin. En la mayora de Ofiolitas, los pillow lavas estn cubiertas por varios metros de sedimentos metalferos llamados Umber (como en Troodos-Cyprus) y estos estn comnmente asociados a depsitos lenticulares de sulfuros de fierro, ocupando las depresiones en la superficie de los basaltos. Un alto de Sr87 / Sr86 indica que ha habido contaminacin por agua de mar, que quiere decir que salmueras hidrotermales tomaron parte en el metamorfismo del suelo ocenico en la vecindad de las escarpas y fallas transformantes produciendo greenstones y serpentinas. Las muestras de perforaciones solamente muestran alteracin Zeoltica hasta una profundidad de 600 metros, a lo largo de las fracturas y oquedades en el piso del suelo ocenico La corteza ocenica superior gana agua por interaccin del agua marina a travs de una serie de reacciones metamrficas, involucrando una serie de desarrollo de minerales como clorita, serpentina, esmctica, illita y finalmente anfboles. La formacin de tales minerales es secuencial y se puede dividir en tres fases mayores: fase I (Palagonita); fase II (Esmectita); fase III (Carbonatos). La fase I y II representan la interaccin del basalto y agua de mar e involucra grandes volmenes de agua produciendo un gran flujo qumico en la parte superior del suelo ocenico. La alteracin hidrotermal de la corteza ocenica se da en un 15% lo que es importante para la zona de subduccin, donde la corteza ocenica recicla agua y Cloro hacia el manto. La fabrica de los basaltos MORB reflejan rpido enfriamiento de magmas extrudos en ambientes submarinos fro, el tamao de los granos es variable, desde vidriosos hasta altamente porfirticos con 20% a 30% de fenos. Los basaltos porfirticos son los ms comunes. Los ensambles ms comunes de fenocristales son: Olivino +- Espnela Mg-Cr; Olivino + Plag + Espnela Mg-Cr; Plag + Olivino + Augita. Los fenos de augita son raros y comnmente estn confinados a rocas con abundante olivino y plagioclasa. El olivino, espnela, plagioclasa son los primeros minerales en cristalizar, seguido por augita y luego por xidos de Fe y Ti. El anfbol es raro y se le ve en los gabros cmulos como producto de una fase posterior de cristalizacin o de alteracin hidrotermal. Una fase de espnela es comn en basaltos picrticos y en las ricas en olivino ocurriendo como pequeas inclusiones dentro del olivino, esto es raro verlo en basaltos ricos en plagioclasa. La plagioclasa va de An88-An40, y son pobres en ortoclasa. Las rocas gabroicas comprenden olivino, plagioclasa, olivino, ortopiroxenos, clinopiroxenos y accesorios como: esfena, horblenda, apatito y titanomagnetita.

El bajo contenido de K sirve para diferenciar a los basaltos MORB de los basaltos de otros ambientes tectnicos y la Slice muestra un estrecho margen de variacin que va de 47% a 51% y por ello no puede ser usado como un ndice de diferenciacin, para lo cual se utiliza al MgO como ndice de diferenciacin con el valor: M = (100Mg / Mg + Fe) para ilustrar una diferenciacin de un magma primitivo hacia otros mas diferenciados. Los magmas tholeticos tienen una marcada tendencia al enriquecimiento temprano de Fe en las fases tempranas de cristalizacin. La mayora de MORB estn empobrecidos en cationes de baja valencia (K, Ba, Sr, Pb) con respecto a las tholeitas de IO y continentales. Con respecto a los elementos trazas se define a los

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