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78%2FPetrologia-Ignea%23source%3Afacebook> <#> Agregar a Colecciones Descargar gratis este documento Ocultar automáticamente: el <#> PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 1 ALGUNAS DEFINICIONES
Petrología: Estudio de las propiedades físicas, químicas, mineralógicas, espacialesy cronológicas de las asociaciones rocosas, y de los procesos geológicosresponsables de su formación. Incluye la petrografía (estudio de la morfología delas rocas), y la petrogénesis (estudio del origen y evolución de las rocas).
Magma y magmatismo: Un magma es un fundido de rocas formado principalmente por silicatos (principales componentes de las rocas); Con la partefundida, coexisten minerales cristalizados, fragmentos de roca y gases. Los factoresque determinan la existencia de un magma, son la presión y la temperatura, queactúan de forma diferente, según sea la composición de la roca. El magma puedesalir a la superficie (10% en continentes) o no (90 % en continentes); si lo hace esen forma de lava, dándose la exsolución de los gases. El proceso de exteriorizacióndel magma, se denomina vulcanismo , mientras que si se enfría en el interior de lacorteza, se denomina plutonismo . Actualmente, observamos magmatismo en lasdorsales (creación de placa litosférica), en las zonas de subducción (destrucción de placa) y en volcanes dispersos en el interior de las placas litosféricas.
Origen de la energía interna: Procede de la desintegración de isótopos radiactivosde larga vida media ( 238 U; 235 U; 232 Th; 40 K). En los comienzos de la historiageológica, la energía interna procedía de la desintegración de isótopos radiactivosde corta vida media, lo que significa que actualmente la energía interna es cuatroveces menor.
Relación entre el magmatismo y la tectónica: El magmatismo se encuentraíntimamente ligado a la tectónica, ya que si se comprime el material por esfuerzostectónicos, podemos obtener material fundido, sin necesidad de alcanzar altastemperaturas. Además, la tectónica puede producir el desplazamiento de materialeshacia zonas más calientes. Es capaz además, de hidratar las rocas, lo que produce ladisminución del punto de fusión de las mismas.
Magmatismo extraterrestre: En algunos planetas el magmatismo no tiene unorigen endógeno, sino exógeno (Ej.: impactos de grandes cuerpos). Pero también esmuy frecuente el magmatismo endógeno, como en Marte y Venus. EV. HISTÓRICA DEL ESTUDIO DE LAS ROCAS ÍGNEAS El estudio de las rocas ígneas se inicia en la antigüedad, pero es durante las épocasgriega y latina, cuando se describen las primeras rocas eruptivas.Posteriormente, en el siglo XVIII, surgen dos escuelas sobre el origen y génesis delas rocas ígneas. La Escuela Neptunista, representada por Wegner, afirma que las rocasígneas se forman por precipitación en un gran océano, y posterior resurgimiento de lasaguas. La Escuela Plutnoista, representada por Hutton, afirma que estas rocas tienen suorigen en la fusión de materiales.A partir de 1850, con la invención del microscopio petrográfico, se comienzan ahacer las primeras láminas delgadas de rocas ígneas y su posterior catalogación; Hasta1800 sólo se habían catalogado 37 rocas, y después de 1850 se añadieron 583 y hasta laactualidad, se han añadido otras 974. MÉTODOS DE ESTUDIO DE LAS ROCAS ÍGNEAS Trabajo de campo PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 2 • Cartografía (no hay fósiles ni criterios de sucesión estratigráfica; seaplicarán criterios de corte y enclaves). • Estudio petrográfico. • Estudio estructural. • Muestreo para el laboratorio.Trabajo de laboratorio • Estudio en microscopio petrográfico. • Análisis químico de materiales • Geología isotópica. •
Petrología experimental. • Análisis de propiedades físicas.Síntesis y modelo petrogenético • Origen, evolución y cristalización del magma. COMPOSICIÓN DE UNA ROCA Para conocer la composición de una roca, se realizan análisis petrográficos de unamuestra de 0,02. Con esta pequeña muestra es posible reflejar el contenido de la misma,ya que existe una cierta relación entre la composición química y mineralógica de unaroca. ANÁLISIS MODALES Este tipo de análisis, aunque no es muy preciso, es el más económico en cuanto atécnicas, problemas que plantea y posibles errores de medida; Además es el método másrápido para analizar las rocas ígneas.Es el primer análisis que se realiza, para hacer una clasificación de este tipo de rocas.Las rocas ígneas tienen 5-7 minerales y por lo tanto, 7-8 componentes químicos principales.El análisis modal consiste en cuadricular la superficie que ocupa cada mineral en lamuestra de la roca en una lámina delgada. Se procede a hacer una estimación visual por comparación con una falsilla, valiendo la suma total un 100 %. Dada la imprecisión deeste método, también se utilizan métodos cualitativos a partir del contaje de 1800 puntos de una falsilla situada en el ocular del microscopio.Este tipo de análisis se puede ver complicado por la propia estructura de la roca y delos minerales que la componen (isotropía, bandeado, tamaño de grano, ...). Estascomplicaciones, implican aumentar el área de estudio y el número de láminas delgadas aanalizar. Los datos de los análisis modales indican el % de volumen que ocupa cadamineral; Para convertirlo en análisis de % en peso, se multiplica cada constituyente por la densidad; ese tanto por ciento en peso, se aplicará al porcentaje de cada mineral, y asíobtenemos la composición química.También se puede utilizar clasificaciones basadas en el índice de color ( IC ); así lasrocas ígneas, se van a clasificar según los minerales, que pueden ser félsicos(feldespatos y sílice) o máficos (minerales de hierro y magnesio).A pesar del uso de prefijos y calificativos, estas clasificaciones no nos informansobre la posible petrogénesis de la roca. PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 3 CLASIFICACIONES MINERALÓGICAS Estas clasificaciones se pueden basar tanto en análisis modales (más comunes) comoquímicos. Se dan unos 100 grupos principales de rocas ígneas, localizadas fácilmente enun diagrama de flujo, que reduce las posibilidades, dependiendo del origen de la roca,su contenido en máficos, y otras características. Este diagrama (I.U.G.S.), indica laclasificación a la que se debe acudir para encontrar la roca que estamos estudiando.En esta asignatura estudiaremos las clasificaciones tipo QAPF y T.A.S. Diagramas QAPF En estos diagramas, Q es el cuarzo, A los feldespatos alcalinos, P las plagioclasas yF los feldespatoides. Los términos Q y F, son incompatibles. Se dan distintos rombosQAPF según sean rocas plutónicas o volcánicas.En algunos diagramas de tipo QAPF, se incluye el término M’
, que representa elíndice de color de la roca ígnea: M’=M-(apatito, moscovita, carbonatos) , 90602060 QPAF 90602060 QPAF PlutónicoVolcánico PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 4 donde M representa el resto de los componentes minerales de la roca, que no caben en el propio diagrama.Cuando la roca ígnea es gabro, diorita o anortosita, se recurre a los diagramastriangulares; éstos se basan en el porcentaje de plagioclasa, piroxenos, olivino,ortopiroxenos y clinopiroxenos.En los diagramas QAPF, y dependiendo del índice de color M’ , las rocas se puedenclasificar en:Leucacráticas: M’=0-35 . Claros.Mesocráticas: M’=35-65 . Intermedias.Melanocráticos : M’=65-90 . Oscuros.Ultramáficos : M’=90-100 . Muy oscuros.Para rocas ultramáficas del diagrama QAPF, también se puede acudir a otro tipo dediagramas triángulares en los que se clasifica la roca en función de la composición enolivino, ortopiroxenos, clinopiroxenos y hornblenda. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE UNA ROCA El análisis químico de una roca nos facilita los compuestos químicos que contienedicha roca. Es posible que parte de ellos se puedan deducir del análisis modal de la roca,aunque hay otros que son poco representativos, por deberse a impurezas, zonados, seriesisomorfas, ... Bien es cierto, también, que la representatividad de ciertos elementos,como el apatito, pueden condicionar completamente la química de la roca.La característica principal de un análisis químico, es que viene dado en tanto por ciento en peso, mientras que los análisis modales se daban en tanto por ciento envolumen.Desde un análisis modal es posible obtener el tanto por ciento en peso, y así estimar la composición química de la roca (transformación vm ⋅= ρ ). Sin emba go, siguesiendo necesa io ealiza un examen químico de la oca, po lo cual, se pulve iza una pequeña pa te de la misma, y se ext ae el análisis cuántico de los elementos químicosque apa ecen.En las
ocas ígneas el compuesto más abundante, es el sílice, pe o el o de de loscompuestos en el análisis químico viene condicionado po la valencia del catión segúnel siguiente o den: SiO 2 -TiO 2 -Al 2 O 3 -Fe 2 O 3 -FeO-MnO-MgO-CaO-NaO-K 2 O-H 2 O-P 2 O 5 .El Ti, a veces no apa ece solo, sino en fo ma de ilmenita (FeTiO 3 ). CLASIFICACIÓN QUÍMICA
Según el contenido en sílice: • Ácida: >63 % en peso de SiO 2 . • Inte media: 52-63 % en peso de SiO 2 . • Básica: 52-45 % en peso de SiO 2 . • Ult abásica: >45 % en peso de SiO 2 .
Según el contenido en Q/foides: • Sob esatu ada: Con cua zo.
• Satu ada: Sin cua zo ni feldespatoides. • Subsatu ada: Con feldespatoides (aluminoalcalinos).
Según el contenido en aluminio (medidas en moles = %peso/peso atómico): • Pe alumínica: Al 2 O3 > Na 2 O+K 2 O+CaO. • Subalumínica: Al 2 O3 = Na 2 O+K 2 O+CaO. PETROLOGÍA ÍGNEAÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguez 5 • Metalumínica: Al 2 O3 < Na 2 O+K 2 O+CaO. • Pe alcalina: Al 2 O3 < Na 2 O+K 2 O.Pa a exp esa la p opo ción de cada compuesto en moles, se divide el peso (%) ent eel peso molecula del compuesto. A continuación, se suman los moles de Na 2 O, K 2
O yCaO, y se compa an con los moles de Al 2 O 3 , pa a así pode clasifica la oca ígnea. Elexceso de aluminio, se va a efleja en los mine ales que apa ecen como, las micas blancas, g anates, co die ita, andalucita o sillimanita. No ma C.I.P.W. Esta no ma su ge como consecuencia de analiza las ocas volcánicas con unacantidad muy alta de vid io, donde no se pueden detecta mine ales.La no ma C.I.P.W. es una mine alogía teó ica, su gida de pulve iza la oca, yext ae po centajes de elementos simples. Con estos valo es se establece la fo maciónteó ica de unos mine ales no mativos que se pod ían habe fo mado en esa oca. En losanálisis químicos, estos mine ales, se asignan en let a cu siva pa a pode dife encia los del esto de los mine ales que ve dade amente apa ecen en la oca . No tienen po que coincidi los mine ales no mativos y los modales; la dife enciaes que la no ma se calcula en % peso de mine ales a pa ti del % peso de los óxidos,mient as que la moda se calcula en volumen; En la no ma, nunca se calculan mine aleshid atados. El núme o de mine ales es limitado (facilitando la compa ación ent edife entes ocas), no tiene en cuenta va iables como P y T, co ige las dife encias encuanto al contenido en volátiles. Mucha utilidad en ocas alte adas o ocas volcánicas.Si apa ece Q no mativo , no apa ecen olivino, nefelita, Cs, Kf. La p esencia de co indón,indica que el Al 2 O 3 está en exceso en compa ación al Na 2 O, K 2 O, CaO (suma de losálcalis). Si la suma de Na+K sob e el Al es supe io , se fo ma A mita o metasilicato de Na. La p esencia de Dy, indica exceso de Ca sob e el Al, po lo que nunca coincidi ácon el co idnón. La p esencia de wollastonia indica que el contenido en Ca esdemasiado alto pa a satu a el Fe y el Mg en la fo mación de Dy.Dependiendo de los mine ales no mativos que se pudie an fo ma , se pod íaclasifica la oca; Po ejemplo, si se fo mase cua zo, la oca se ía ácida, .... Rutina en el cálculo de la No ma C.I.P.W.
El po centaje en peso dado, se pasa a valo es molecula es o milimoles, dividiendo po el peso molecula y multiplicando po mil.
La cantidad de MnO se añade al FeO.
Se une el P 2 O 5 al CaO en p opo ción 3:10 pa a el Apatito.
Se une FeO al TiO 2 en p opo ción 1:1 pa a la Ilmenita.
Si hay exceso de TiO 2 , se gua da pa a la Esfena. Si aún sob a, se queda comoRutilo.
Se une Al 2 O 3 al K 2 O en p opo ción 1:1 pa a fo ma O tosa p ovisional. Si sob a, seune al Na 2 O en p opo ción 1:1 pa a fo ma Albita p ovisional. Si sigue sob ando, seune al CaO sob ante, en p opo ción 1:1 pa a fo ma Ano tita p ovisional. Si aúnsigue sob ando Al 2 O 3 , se queda como Co indón. Si sob a a CaO, se gua da pa afo ma Diópsido. Si sob a a Na 2 O, se une al Fe 2 O 3 , en p opo ción 1:1 pa a fo ma la Egi ina p ovisional; si aún sob a Na 2 O, se fo ma el Metasilicato sódico p ovisional. Si sob a Fe 2 O 3 , se une al FeO sob ante de fo ma el utilo, en p opo ción 1:1 pa a fo ma magnetita. Si aún sob a a Fe 2 O 3 , se queda ía comoHematites. Si sob a FeO, se suma al MgO y se calculan las p opo ciones elativa deambos óxidos. Si aún sob a CaO, se fo ma Wollastonita p ovisional; si sob a/Fe,Mg)O, se fo ma Hipe stena p ovisional.
Si sob a K 2 O se gua da pa a fo ma
Metasilicato potásico.
PETROLOGÍA ÍGNEAÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguez 6
Si hay exceso de Na 2 O sob e Al 2
O 3 , se gua da pa a Egi ina.
Todos los óxidos, excepto el Si 2 O se han dist ibuido ent e las moléculas definitivaso p ovisionales de los mine ales. Aho a, hay que sust ae moléculas de sílice pa atodos los mine ales fo mados; si sob a, se queda como cua zo. Si falta a sílice, losmine ales se van desdoblando en ot os.
Cuando ya está todo ajustado, se pasa ot a vez, de valo es molecula es a po centajeen peso: multiplicamos cada uno de los mine ales po el peso molecula de lafó mula unidad, dividido po el núme o de moléculas, y dividimos ent e 1000. En elcaso de los mine ales fe omagnesianos, hay que tene en cuenta las p opo cionesFe:Mg (calculadas ante io mente).
Una vez hechos todos los cálculos, si son co ectos, la suma de todos los mine alesdebe coincidi con la suma total del análisis químico después de habe sust aído elagua. ELEMENTOS MAYORES Son elementos mayo es, todos aquellos que en un análisis químico de una oca,apa ecen en un po centaje mayo al 10 % en peso. Los elementos y compuestos másabundantes en ocas ígneas, son: SiO 2 , TiO 2 , Al 2 O 3 , Fe 2 O 3 , FeO, MnO, MgO, CaO, NaO, K 2 O, H 2 O y P 2 O 5 . DIAGRAMAS DE CLASIFICACIÓN A pa ti de los análisis químicos, obtenemos unos pa ámet os que dan luga a unaclasificación y nomenclatu a de las ocas. Diag amas TAS Estos diag amas se basan en la clasificación según el “total alcali vs silica” . Losdiag amas TAS ep esentan la p opo ción de SiO 2 cont a la p opo ción de Na 2 O+K 2 O.La nomenclatu a utilizada en este tipo de diag amas coincide en muchos
casos conla de los diag amas QAPF. Diag amas de abundancia Están basados en los diag amas TAS, y establecen el máximo de abundancia de ocas ígneas según su composición química. Con el uso de estos diag amas, se puede fonolitatef íticafoiditadacitat aquita (Q<20 %)t aquidacita(Q>20 %) fonolitatef itafonolítica iolita tef ita(ol<10 %) basanita(ol>10 %) t aqui- basalto basalto a n d e s i t a b s á l t i c a a n d e s a 4552 63 SiO 2 (% peso) N a 2 O + K 2 O ( % p e s o ) PETROLOGÍA ÍGNEAÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguezÓsca Pintos Rod íguez 7 econoce , a pa ti de una p opo ción de dete minados elementos químicos, el tipo de oca, ya que cada compuesto ocoso tiene una se ie de máximos dife entes ent e ellos. Se ies ígneas Las ocas ígneas suelen apa ece en se ies de ocas asociadas en familias; nuncaapa ecen solas. Las p incipales se ies de ocas ígneas son las mismas que las deldiag ama TAS: infe io , media y supe io . De esta fo ma, existen secuenciassubalcalinas (basálticas), alcalinas, mode adamente alcalinas o pu amente alcalinas. Lassecuencias basálticas y alcalinas se sepa an po las dos g andes pendientes que p esentael diag ama TAS. Diag amas de va iación Son diag amas simples con dos ejes, el ho izontal con el elemento químico másabundante (Si y Mg), y el ve tical con aquellos que no lo son tanto. Estos diag amas, seemplean pa a conoce la pet ogénesis de las ocas ígneas y su evolución, así como losmecanismos que p oducen la dive sidad pet ológica; en ellos se obse va que losmate iales muy cont astados pe tenecen a se ies distintas, y que los mate iales alineadosestán o iginalmente elacionados.Los p ocesos que pueden o igina dive sidad de mate iales, que se dan en sistemasmagmáticos, son: c istalización f accionada, mezcla de magmas y contaminación.Pasamos de un sistema líquido único multicomponente a unos c istales de dife entecomposición junto con un líquido esidual de composición dife ente a la de los c istalesy el líquido o iginal y condicionada po la composición de los c istales. Cuando elsólido que se está fo mando en un sistema magmático, se queda igual, no existeen iquecimiento ni pé dida del líquido ni de sus componentes; cuando el sólido seempob ece en un elemento, el líquido se en iquece á en el mismo, y viceve sa. Siexp esamos estas situaciones de fo ma g áfica, obtenemos:En donde L 0 es la composición del líquido o iginal, S 1 es el sólido esultante y L
i
t
1 ellíquido esidual t as la fo mación de S 1 . L 0 =L 1 +S 1 100% 12202 •−−= S L L L L %L 2 =100 %S 1 A partir de los datos composicionales de un magma original y la composición de losminerales resultantes, se puede conocer la composición del magma residual con sóloaplicar la siguiente fórmula:)()100%1()( 100%)( 211 S X S X A X −+= donde X es el concepto a estudiar. S 1 L 0 L 1 Componente y C o m p o n e n t e x PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 8 PROCESOS DE FORMACIÓN EN SISTEMAS MAGMÁTICOS Los principales procesos que provocan la formación de sistemas de diferentecomposición magmática, son: Fusión, fraccionamiento cristalino y procesos de sistemasabiertos.Estos fenómenos hacen que se pase del magma original L 0 a otro magma L 1 dedistinta composición, y a un conjunto de rocas S 1 . Fraccionamiento cristalino Formación de un líquido residual L 1 como consecuencia de la cristalización de unsólido S 1 a partir de un magma original L 0 . El estudio de estos procesos se puederealizar por:
Control de fases minerales: Un líquido inicial forma un líquido residual L 0 conlos componentes que no entran en la cristalización de un sólido S1. De estaforma, un líquido residual es aún rico en el componente X, que no entra en laformación del sólido, y viceversa. También es posible la formación de un sistemaintermedio. La formación de este sólido produce un enriquecimiento local delsistema magmático en un componente , y el empobrecimiento en otros.Gráficamente, se observa por la posición del líquido y del sólido resultante conrespecto al líquido inicial. Si se sitúa por debajo de él, está empobrecido, y si está por encima, está enriquecido. En rocas volcánicas porfídicas, existenfenocristales que, una vez analizados y representados gráficamente, puedenquedar alineados en el diagrama. Éstos se debe a que se pueden haber formado por acumulación de cristales, o por extracción de éstos del magma residual. Inflexiones en diagramas: En los diagramas de variación, pueden existir puntosde inflexión, es decir, que aparecen nuevos compuestos o precipitación de nuevoscristales minerales. ELEMENTOS MENORES Y TRAZA Son elementos menores aquellos que se encuentran en una proporción del 0’1 1 %en peso. Si su proporción es menor al 0’1 %, se denominan elementos traza.Del estudio de elementos menores y traza, se pueden obtener importantesinterpretaciones sobre el origen de los materiales ígneos que los contienen. Sinembargo, no son muy útiles para la clasificación de dichos materiales.Los elementos menores y traza, se subdividen en grupos dependiendo de suscaracterísticas atómicas: S 1 L 0 L 1 Componente y C o m p o n e n t e x PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 9 LIL (LILE): Large Ion litophile elements . Elementos alcalinos y alcalinotérreos.Son litófilos, es decir, se encuentran en mayor cantidad en la corteza terrestre,formando silicatos. También aparecen en meteoritos. HFS (HFSE) : High field strength elements . Elementos con una valencia elevada.Siderófilos. REE : Rare earth elements . Tierras raras. Siderófilos Metales:
Siderófilos. Evolución de las relaciones C l /C 0 en función deF, para una fusión parcial en equilibrio(primera figura) y para una cristalizaciónfraccionada 0.11101001000 C s R b B a T h U N b T a K 2 O L a C e b P r S r N d Z r H f S m E u T i O 2 G T b D y H o E r Y bY L u M u e s t r a / M a n t o P r i m i t i v CortezaN MORBE MORBOIB IncompatibleCompatible 0.11101001000 C s R b B a T h U N b T a K 2 O L a C e b P r S r N d Z r H f S m E u T i O 2 G T b D y H o E r Y bY L u M u e s t r a / M a n t o P r i m i t i v CortezaN MORBE MORBOIB IncompatibleCompatible Los aracnigramas expresan el logaritmo de lasconcentraciones relativas (concentración en lamuestra/material de referencia, como las condritas,MORB, …) con respecto al número atómico. Debido a suincompatibilidad, los elementos traza no mostrarán elmismo patrón para la corteza, para el manto, o para elnúcleo PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 10 Elementos compatibles e incompatibles Los elementos menores y traza, entran en las estructuras de los mineralessustituyendo a alguno de los elementos con los que tenga afinidad geoquímica. Estasustitución también se puede deber a la ausencia de un elemento mayoritario en elmagma; esta carencia es aprovechada por un elemento minoritario o traza paraintroducirse en la estructura del mineral.En ocasiones hay elementos traza que no se acomodan en las estructuras de lossilicatos, por lo que van a formar minerales propios.Teniendo en cuenta las características de los diferentes grupos de los elementosmenores y traza, se puede afirmar que los elementos litófilos y los HFS tienden aescapar de los fundidos del manto, mientras que el resto suelen tener hacia él. Con esta propiedad se puede definir la compatibilidad e incompatibilidad de los elementos con lacomposición litológica: K D =concentración mineral/concentración del líquido=coef. Distribución K D ≤ 1 ⇒ elemento incompatible (no forma minerales)K D >1 ⇒ elemento compatible (forma minerales)Cuando este coeficiente es muy grande (2, 5, 7, ...), el elemento es claramentecompatible con la estructura del mineral; si su valor es muy pequeño (0’1, 0’01, ...),
P d
P d
elelemento es claramente incompatible con la estructura mineral.El coeficiente de distribución se calcula de forma experimental, haciendo cristalizar un fundido de composición conocida y en condiciones de presión y temperaturaconocidas. Posteriormente, se analiza químicamente el contenido mineral resultante.También es posible calcular este coeficiente, en relación a los fenocristales y su matriz: K Dx =X fenocristales/X matriz El coeficiente de distribución (K D ), depende de la presión en la que se produzca lacristalización; La temperatura y la fugacidad del oxígeno del medio, también controlanel valor del K D , pero es la composición química la que más fuertemente controla suvalor.A partir del K D , se puede obtener el coeficiente de partición global de los mineralesque participan en el proceso: ∑ = 0 xK D donde x es la proporción de mineral que toma parte; K 0 es el coeficiente de particiónideal del elemento menor o traza que se está estudiando (está tabulado). Aplicación en petrogénesis ígnea Los elementos traza no son útiles para la clasificación geoquímica de las rocasígneas, pero aportan gran cantidad de información sobre la petrogénesis de las mismas.Por este motivo, los elementos traza se emplean para la clasificación de rocas ígenasdependiendo de su petrogénesis: Debemos saber cómo va a ser el aracnigrama (recto oinclinado); En los diagramas de TR, se utiliza el “grado de fraccionamiento delmagma”. Si a pesar de haber normalizado el aracnigrama, aparecen quiebros en él, se ledenominan anomalías. PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 11 CARACTERÍSTICAS FÍSICO QUÍMICAS DE LOS MAGMAS Componentes volátiles Están presentes en los magmas, en un tanto por ciento en peso, casi insignificante, pero de gran importancia en las propiedades del magma, debido a que su fracción molar es muy grande, y su peso molecular muy pequeño. Afectan a su viscosidad,composición, y al orden y forma de cristalización de los minerales. No siempre se presentan en las rocas volcánicas, pero sí en las plutónicas. Solubilidad de los gases en el magma No es la cantidad, sino la capacidad de estar disuelto un gas en el magma. Varía conla presión, la temperatura y la composición tanto del gas, como del fluido. Decrece conla presión y con la existencia de otro gas en el sistema. Los magmas ácidos presentanmayor solubilidad que los básicos. Parámetros termodinámicos
Temperatura: En los líquidos básicos, las menores temperaturas son de1000 1200 en los ácidos, de 800 1000 C.
C, y
Viscosidad: Mide la resistencia interna a fluir de cualquier sustancia líquida.Está relacionada con la cantidad de sílice (estructuras de los tetraedros Si O yAl O) que existe en el magma. El magma no es una sustancia iónica simple,sino que tiene cierto orden. La temperatura aumenta al disminuir laviscosidad; la presión aumenta al disminuir la viscosidad; el porcentaje deagua aumenta al disminuir la viscosidad.
Densidad: A mayor temperatura, menor densidad. Cualquier fluido siempretiene menor densidad que su forma cristalizada (excepto en el hielo agua); Amedida que aumenta la presión, aumenta la densidad. EL FENÓMENO VOLCÁNICO Magmas muy poco viscosos El líquido comienza a ascender con el dióxido de carbono procedente de la cámaramagmática; al ir ascendiendo, coge agua. A un determinado nivel, el magma estásaturado en volátiles (nivel de saturación), y más arriba, se da el nivel de vesiculación(nucleación de las primeras burbujas de gas; como son magmas muy poco viscosos, lanucleación se da con facilidad). Primero se dará una emisión de una nube de gases, yluego la salida de fundido en forma de colada de lava; se darán rocas masivas; Ej.:Hawai. Magmas muy viscosos Igual que en el caso anterior, el magma empieza a ascender, alcanzando el nivel desaturación algo antes. En el nivel de vesiculación, se forman muchísimas más burbujasque en el caso anterior, pero no se pueden unir debido a la tensión superficial. Al haber tantas burbujas aumenta el volumen, y además, el magma, al ir ascendiendo se vaenfriando y cristalizando, por lo que también contribuirá al aumento de volumen, y por tanto una sobrepresión. Llega un momento que esta presión hace que se produzca unaruptura/explosión de las burbujas (nivel de fragmentación). Se dará una gran explosión,en la que todos los materiales salen disparados a la misma velocidad; Rocas piroclásticas. COLUMNA ERUPTIVA Sistema disperso fluidificado de baja concentración (mayor cantidad de gasesdisueltos que de sólidos), que surge del conducto a velocidades de hasta 600 m/s. Alsalir al exterior, su densidad disminuye, permitiendo que siga ascendiendo a lo largo de PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 12 la atmósfera debido a la expansión de los gases y a la incorporación del aire atmosféricoque se calienta rápidamente actuando como un motor. Chorros en función de su densidad
Baja velocidad y tasa eruptiva: Chorros formados por pequeñas gotas, clastosde lava que al salir a la atmósfera, se enfrían y caen formando acumulacioneso conos de escoria (Cinder).
Media velocidad y tasa eruptiva: Chorros más densos; enfriamiento más lentoal haber mayor número de partículas. Forman conos de escupitajo oaglutinados (Spatter cones).
Alta velocidad y tasa eruptiva: Chorros que dan coladas en diferentes oleadas,formando lavas clastogénicas o autoclásticas.
Muy alta velocidad y tasa eruptiva: Lagos de lava; aporte continuo de lavaque se queda junto al cráter y se va reequilibrando manteniéndose fundidomucho tiempo. TIPOS DE ACTIVIDAD VOLCÁNICA Sin participación de agua externa
Hawaiana: Efusiva. Líquido magmático menos viscoso de todos; muy pocosgases; caudal eruptivo no muy abundante, y a una velocidad más o menosconstante, para que no varíe la temperatura y viscosidad. Actividad tranquila;líquidos basálticos; magmas poco viscosos; chorros incandescentes de variosmetros de altura (fuentes de fuego).
Estromboliana: Ruidosa. Pequeñas explosiones intermitentes de unos pocosminutos de duración, y separadas por períodos de calma de 30 minutos ahoras. Basaltos, pero más viscosos y con mayor contenido en gases.Mecanismo parecido al anterior, pero ya hay una explosión (fragmentación).Presenta etapas piroclásticas.
Pliniana: Explosiva. Ocurre dos o tres veces cada siglo. Magmas muyviscosos. Dacitas o Riolitas con alto contenido en gases. Columnas dematerial piroclástico que se mantienen hasta varias horas, llegando a vaciarsela cámara magmática. Con participación de agua externa
Erupciones freáticas: El agua no entra en contacto con el magma, sino con laroca volcánica aún caliente; se transforma el vapor en agua, y cuando ésta pasa nuevamente a vapor, se produce una explosión devastadora que destrozatodo el encajante. PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 13
Erupciones freatomagmáticas: Interacción del magma caliente con el agua.Explosión más violenta (mayor grado de fragmentación y destrucción delencajante)
Actividad vulcaniana: Actividad explosiva; columnas eruptivas muy altas;material intensamente fragmentado. Al tener lugar la erupción, se destruyegran parte del
edificio volcánico. Viscosidad menor que la pliniana y mayor que la estromboliana. Composición andesítica. EDIFICIOS VOLCÁNICOS
Centrales: Chimenea en posición central. Forma más o menos cónica con pendientes de hasta 30 . Formados por bombas, bloques, lapillo, sobre todo cenizasy alguna colada; las coladas se derraman por orificios asociados de salida y, por lachimenea salen los piroclastos y los gases, excepto en los hawaianos, donde éstastambién salen por el cono.
Monogenéticos: Han sufrido una única erupción a lo largo de su actividad; cuandocesa dicha actividad, los tubos se solidifican. Erupciones tempranas. ∆ Conos de escoria / Zinder: Edificios de alturas no muy grandes (200 300metros) y pendientes de 30 . Simetría más o menos cónica según ladirección de los vientos. A veces hay un canal por donde corre lava. Cráter no muy grande en relación con sus dimensiones. No hay participación deagua. Actividad hawaiana o estromboliana. ∆ Maares: Lo mismo que el caso anterior, pero con agua. Cráter simple,depresión circular de fondo plano y paredes más o menos empinadasrebajadas por la erosión; se rellena de agua. Depósitos asociados en formade media luna, que son los productos de la columna eruptiva. Diámetro de100 a 1500 metros, y profundidad hasta 200 metros en función del punto deinteracción agua/fenómeno eruptivo. ∆ Tuffs Rings: Formados por maares más depósitos entre 10 y 40 metros queson productos de la columna eruptiva, depósitos en torno al anillo con una pendiente baja de hasta 10 . Mismo mecanismo hidrovolcánico; se forma unmaar cuando la interacción es somera y tuff rings cuando la interacción seda a mayor profundidad. ∆ Tuff Cones: Mayor pendiente (30 ) y mayor acumulación que en un anillode tobas. Mismos depósitos más materiales de caída. Indican el paso de laactividad volcánica a la estromboliana: desaparece el agua.
Poligenéticos: Varios períodos eruptivos; Actividad volcánica recurrene. ∆ Conos simples: Edificios que han recrecido varias veces (conos de escoriaque alcanzan grandes dimensiones y alturas de hasta 6000 m por lasrepetidas erupciones). Pendientes muy escarpadas que en las cercanías delcráter alcanzan los 40 . Simetría radial. Gran variedad de productosvolcánicos. Ej.: Monte Mayon en Filipinas. ∆
Conos compuestos (estratovolcanes): Edificios que han sufrido historiaseruptivas muy complejas; se han construido y destruido varias veces a lolargo de su historia. Actividad volcánica siempre referida al mismo lugar geográfico. Ej.: Teidi, Vesuvio o Etna. ∆ Volcanes de escudo/Shield: Erupción central. Son convexos, a diferencia delos anteriores. Muy bajas pendientes (8 10 ). Sólo se construyen con coladasde lava de líquidos basálticos. Es la reología (velocidad de emisión) la queconstruye los edificios. PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 14
Fisurales: Enormes fracturas; enormes cordilleras volcánicas que están emitiendo productos a cada lado de sus vertientes. Gran apilamiento de coladas basálticas(muy fluidas y con pocos gases). Poligénicos. Gran longitud y apilamiento. CALDERAS VOLCÁNICAS No se trata de edificios propiamente dichos, sino de grandes depresiones enforma de cubeta, de fondo plano, con planta circular o elíptica que se origina paracompensar un déficit de productos subterráneos (siempre a favor de fracturasconcéntricas).
Calderas de subsidencia o colapso: 1) Actividad eruptiva con emisión piroclásticay coladas fundamentalmente a través del cráter y coladas de lava por los conosadventicios. 2) Mayor desarrollo de la columna eruptiva favorecida por un aumentodel cráter (las coladas sólo pueden salir por los conos adventicios). 3) Clímax/Puntocrítico: mayor actividad/cámara medio vacía; colapso de la columna eruptiva yexplosión piroclástica. 4) Colapso/hundimiento a favor de fallas concéntricas por isostasia al no poder soportar el vacío. Cuando esto ocurre en varios episodios,hablamos de calderas de subsidencia, y si ocurre en un solo episodio, de calderas decolapso.
Calderas erosivas o de desplazamiento: Igual que en el caso anterior, pero siendoel principal agente, el externo (Ej.: volcán de flancos inestables debido a una pendiente demasiado pronunciada; al deslizarse ésta por erosión, la pérdida devolumen en el edificio generará una gran diferencia de presión: erupciones plinianas; rápido vaciado de la cámara y hundimiento del edificio).
Calderas de explosión: Combinación del caso anterior más explosión. Debido a laentrada de agua, explosión tremendamente violenta que vacía la cámara. MATERIALES DE LA ACTIVIDAD VOLCÁNICA SUBAÉREA Coladas de lava Magma líquido relativamente fluido que se derrama por gravedad a lo largo deledificio volcánico encajándose después por los valles
preexistentes. Influye latemperatura, composición, viscosidad, gases, … Se generan a temperaturas muyelevadas, próximas a los 1000 C; tienen elevadas velocidades, aunque se enfrían rápidoen contacto con la atmósfera, y fluyen peor. A la película de lava en contacto con el PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 15 suelo y con la atmósfera, se les denomina escoria de base y escoria de techo . Alenfriarse rápidamente, dan aspecto de aglomerado sin morfología definida; está a 300 400 C (cristalización en las vesículas y vacuolas), pero la zona interior tienetemperatura suficiente para seguir fluyendo; aquí surge la matriz porfídica.
Lavas Pahoe hoe, cordadas o en tripas: Líquidos basálticos; Rocas básicas. Muy bajo contenido en gases y viscosidad prácticamente nula. Son las más fluidas detodas. Alta velocidad, cubriendo distancias de hasta 50 km. Dan todo tipo deestructuras, siendo características las de oruga o en tripas.
Lavas A.A. o de Mal País: Líquidos de básicos a intermedias; Andesitas basálticasa traquibasaltos. Mezcla de bloques sin casi cohesión. Morfologías irregulares muyrugosas (cortan como cuchillas). Menor velocidad, menos distancias, más potencia.
En bloques: Mismos materiales, pero distinta velocidad; Igual que la anterior, pero bloques mayores. Se desplazan con un equilibrio entre la gravedad y las fuerzas defricción con el sustrato. Mayor viscosidad; fluyen peor y se enfrían muy rápido.
Coladas clastogénicas/autoclásticas/autobrechas: Líquidos intermedios. Mayoresviscosidades. Hacen erupción a temperaturas inferiores. Movilidad muy reducida;rápidamente se enfrían y solidifican. Poca distancia, aunque gran potencia. Casi nohay movimiento; se da una sucesión de oleadas magmáticas, donde al ir montándose la segunda oleada sobre la otra a medio enfriar, se genera un aspecto de brecha sin llegar a serlo, ya que la matriz y los clastos son del mismo material. Domos/Pitones/Roques Líquidos intermedios ácidos tremendamente viscosos por su alto contenido ensílice (Dactias/Riolitas). “Barro” de fenocristales que no puede fluir. Erupcionesacompañadas de un pequeño fenómeno explosivo. Los domos pueden ser endógenos(domo de magma formado en sucesivas inyecciones de magma procedente de la cámaramagmática, que crecen al abrirse grietas en sus estructuras y la nueva oleada escapar por ellas) o exógenos (domo de lava; apilamientos de coladas de lava con mucho gas).
Criptodomos: Gran altura y diámetro en relación pequeño; Son como columnas.Las sucesivas inyecciones de magma deforman el terreno hasta romper la superficiey elevarlo. Se conservan muy pocos efectos erosivos. Están formados por magmasmuy viscosos (Ej.: Región volcánica japonesa).
Peléanos: Altura, prácticamente igual al radio. Pendientes bastante acusadas (30 40 ); de mayor tamaño y heterogeneidad. Formas cónicas o piramidales que sumadoa sus acusadas pendientes, hace fácil su desmorone por avalanchas que se depositanal pie. En la parte superior desarrollan una espina que es tremendamente explosiva,al concentrar una gran cantidad de gases (Ej.: Montaña de Mont Pelé).
Domos de lava rebajados: Diámetro bastante superior a su altura; bajas pendientes. Alomado; aún conserva flancos con avalanchas o desplomes. Acumulan bastantes gases (Ej.: Las pequeñas Antillas).
Domos colada: Híbrido entre el anterior y las coladas. Son disimétricos al estar adaptados a latopografía. Líquidos menos viscosos que los nombrados hasta ahora. Productos piroclásticos Tamaño de losfragmentosFragmentoDepósito piroclástico(sin consolidar)Roca piroclástica(consolidada) > 64 mmBombas, bloquesNivel o capa o depósitode bombas o bloquesAglomerados (bombas)o brechas (bloques)64 a 2 mmLapilliNivel, capa o depósitode lapilliToba de lapilli2 a 1/16 mmGranos de ceniza gruesaCeniza gruesaToba cinerítica gruesa< 1/16 mmGranos de ceniza finaCeniza finaToba cinerítica fina PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 16
Lluvia piroclástica/Piroclastos de caída/Fall: Están en relación con la columnaeruptiva: bloques o bombas en la región cinética; lapillo en la región convectiva;ceniza en la región de expansión lateral. Tapizan por igual toda la superficie delterreno. Muy buena selección; son extremadamente homogéneos.
Coladas piroclásticas/Flow:
Alta densidad: Son especialmente catastróficas/mortíferas. Son las demayor peligrosidad, seguidas por las coladas de barro. Material piroclásticotransportado en un sistema fluidizado de alta concentración (gran proporción dematerial/partículas sólidas), es decir, una mezcla de partículas sólidas o líquidassuspendidas en una fase líquida o gaseosa que se comporta como un fluido. Suorigen está relacionado con el colapso de columnas eruptivas/domos,explosiones de domos o coladas de lava. o Coladas piroclásticas: Es uno de los fenómenos de mayor movilidad.Debido a su energía, cubre grandes áreas a gran velocidad. Al colapsar la columna, cae una gran
cantidad de partículas, polvo y gas; el polvoy gas hacen que se comporte como un fluido. Viajan más de 60 km ygeneran potencias de 2 m. Su espectacularidad y gran energía, sedeben a que toda la energía potencial de la columna, se transforma enenergía cinética al colapsar y, además, esta energía se propagalateralmente (el flujo es rasante, y lleva ondas de choque asociadas);estos flujos, se canalizan en las depresiones del terreno; depósitos noseleccionados; carga accidental bastante importante; aspecto muyheterogéneo. o Pumice flor/Flujo de pómez/Ignimbrita: Colada piroclástica conflamas (fragmentos de vidrio aplastado y estirado). Se vacía casi todala cámara magmática. Colapso de columnas eruptivas tremendamentealtas (actividad Pliniana). Gran consistencia del depósito. o Ahs and block/Nube ardiente: Igual que la anterior, pero en vez deflamas, bloques+ceniza. Relacionada con colapsos de los domos y delas coladas. Fragmentos de mayor tamaño que en el caso anterior.
Baja densidad: Oleada piroclástica. o Base surge: Al tener baja densidad, no están tan condicionadas por latopografía. Tienen flujos turbulentos, en lugar de laminaciones comolas de alta densidad. No viajan tan lejos. Están relacionadas con laactividad hidrovolcánica (anillo de tobas). Son muy plásticas, porquellevan mucho calor condensado; son materiales “pegajosos” que seadhieren a la superficie. Gran cantidad de material pulverizado delencajante, por la explosión en sus depósitos. Selección muy pobre.Generan huellas de impacto.
Coladas de barro/Lahares/Mud flow: No son productos directamenterelacionados con el colapso volcánico, pero si están asociados. Se trata de rocassólidas (volcánicas, procedentes de avalanchas laterales al edificio volcánico) yagua (meteórica, magmática, freática, …); al mezclar estos ingredientes, segenera una avalancha que se comporta de forma parecida a las coladas piroclásticas. Tienen un enorme poder destructivo. MATERIALES DE LA ACTIVIDAD VOLCÁNICA SUBMARINA En aguas profundas PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 17 Son las llamadas dorsales. Material basáltico. Características efusivas. Alaumentar la presión de la fase fluida, no se puede comportar como unas, y lo hace comoun líquido: no hay burbujas ni vacuolas. En aguas someras ∆ Pillow lavas/Lavas almohadilladas: Generalmente basálticas, aunque también se pueden dar otras
composiciones. Morfología convexa, para acabar en una quilla. Ensu interior, se pueden formar vesículas. Surgen del centro volcánico gota a gota, yruedan ladera abajo, enfriándose rápidamente. Se generan a 10 2000 metros.Cubren todo el registro geológico. Poseen alta velocidad de salida. ∆ Hialoclastitas: Rápido enfriamiento. La cantidad de agua, impide la explosión;forman un detritus. Baja velocidad de salida. Forman la palagonita (vidrioshidratados de fines industriales; negros a marrones). FORMAS PLUTÓNICAS DE EMPLAZAMIENTO Formas plutónicas o de gran extensión
Stock: Cuerpo plutónico de extensión inferior a 100 km. Normalmente, soncuerpos aislados que aparecen en áreas donde no hay un plutonismo masivo;asociados a rocas de carácter alcalino.
Batolitos: Dimensiones mayores (más de 100 km). No son cuerpos intrusitosúnicos, sino que están constituidos por diferentes plutones de tamaño ytipología variados.
Lopolitos: Morfología cóncava con decenas o centenas de kilómetros dediámetro; espesor kilométrico. Rocas básicas con estratificación ígnea. Sonminerales almacen de Cr y Pt. Formas intermedias o tabulares
Sills: Cuerpos intrusivos horizontales de tamaño muy variable. Se formacuando la densidad media de las rocas superiores, es menor o igual que la del plutón, con lo que el magma al no poder seguir intruyendo, se sitúa en los planos de debilidad por donde se extiende lateralmente.
Lacolitos: Cuerpos con morfología de seta, que deforman las capas superiores.Diámetros de 2 a 3 kilómetros. Se emplazan en los niveles superiores de lacorteza; suelen tener un conducto de alimentación, tanto vertical como lateral.Composición de rocas intermedias. Mayor densidad; debido a esto, le cuestaseguir ascendiendo, generando así una morfología engrosada.
Diques: Cuerpos intrusivos tabulares, con mayor extensión lateral que espesor.Cortan la estructura de las rocas que atraviesan, ya que aprovechan fracturas para su emplazamiento. Aparecen, formando enjambres de diques más o menos paralelos que se han emplazado todos más o menos a
la vez, en un único ciclointrusito.
Anulares: Buzamiento vertical, forma cilíndrica. Asociados a calderasde colapso generadas por mecanismos de subsidencia de caldera alfracturarse la roca caja donde luego intruyen. Texturas de grano medio grueso.
Cónicos: Buzamiento hacia un dentro común de actividad ígnea. Segeneran también, por la presión que produce el magma fracturando lasrocas por donde luego ascenderá. Textura de gran fino. Asociados arocas volcánicas. FÁBRICA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 18 Las rocas ígneas presentan heterogeneidades que nos permiten deducir susmecanismos de emplazamiento (nos lo muestra la estructura). La fábrica de la rocaígnea puede ser:
Planar: La roca tiene foliación. Los elementos que definen foliación son las micas,los márgenes enfriados de la roca plutónica, bandeados dentro de la roca. Laconcentración de materiales máficos dentro de la roca plutónica se denominaSchlieren; al igual que los enclaves, marcan estructuración dentro de la roca.
Lineal: Están definidas por la orientación de minerales. Los feldespatos marcanestas lineaciones, además de los enclaves.Las rocas ígneas, pueden estar orientadas como consecuencia de un flujo ígneo (laestructura de la roca ígnea debe ser igual a la de la roca caja), o debido alemplazamiento producido sincrónicamente con un proceso de deformación (la rocaígnea es diferente a la de la roca caja). Tipos de contactos Pueden ser externos (suelen ser netos, por contraste térmico; si hay paralelismoentre la roca ígnea y la roca caja, hablamos de contactos concordantes, es decir, que sehan formado a la vez; si las estructuras se cortan, hablamos de contactos discordantes) o internos (se pueden deber a intrusiones; a veces a gradaciones: evolución magmática). ENCLAVES/INCLUSIONES Introducción. Algunos conceptos Se trata de rocas ígneas que transportan otras rocas, es decir, otros fragmentos oenclaves. En función de cómo sean los enclaves podemos distinguir: ⊕ Enclave: Fragmento rocoso que difiere en la composición de la roca ígnea que locontiene. ⊕
Inclusión: Material encerrado dentro de un mineral. ⊕ Xenocristal: Enclave formado por un único cristal. ⊕ Nódulo mineral: Constituido por una concentración de minerales que tienen unageometría imprecisa (1 o 2 minerales). Tipos de enclaves → Xenolitos: Son fragmentos de la roca caja (también llamado enclave exógeno). Aveces presenta contactos netos con la roca ígnea. Tienen metamorfismo decontacto. → Autolitos: Enclaves microgranulares. Fragmento de otra roca ígnea que tiene unorigen común con la roca plutónica que los contiene. Composición transicionalhacia la composición de la roca que contiene. Forma subredondeada, textura degrano fino. Son más básicas que la roca que los contiene. → Restitas (residuo de la fusión) y enclaves micáceos: Constituidos por más del50% modal de biotita y minerales de alta temperatura de fusión (sillimanita,cordierita,…); contactos netos y forma lenticular. → Cavidades miarolíticas: Vacuolas que se encuentran en diques y lavas queaparecen rellenos de cristales pegmatíticos de líquidos residuales ricos envolátiles. EDAD Y NIVEL DE EMPLAZAMIENTO Cuando una orogenia termina, hay unas etapas distensivas, donde intruyen grannúmero de cuerpos plutónicos que se han emplazado antes, después o durante laorogenia: Los cuerpos sintectónicos se han emplazado dentro de una etapa de PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 19 deformación; presentan deformación concordante con la roca caja. Los cuerpos pretectónicos se han encajado antes de una deformación; también van a estar deformados, además de metamorfizados; pueden estar relacionados con el ciclotectónico o con un circulo magmático previo. Los postectónicos se han encajadodespués de una etapa de deformación; son discordantes y no están desplazados. Clasificación de los plutones en función de su nivel de emplazamiento
Epizonales: 100m (subvolcánicos) 5.8 km. Son postectónicos, tienen
contactosintrusivos, netos y discordantes. No desarrollan cuerpos zonales, son pequeños. Lasrocas encajantes son de grado metamórfico bajo y presentan metamorfismo decontacto.
Mesozonales: 5 17 km. Son post o sintectónicos. Contactos netos con el encajantey varía de discordante a concordante. Dimensiones grandes, constituidos por diversas intrusiones. Si son sintectónicos presentan estructuras internas. Elencajante puede desarrollar o no metamorfismo de contacto. Si el plutón quedaencajado en niveles más profundos no hay metamorfismo de contacto. Si elcontacto térmico es muy alto se desarrolla metamorfismo térmico.
Catazonales: 15 35 km. Pre o sintectónicos. Contactos bastante difusos. Suelen presentar procesos de migmatización. También se llaman granitos de anatexia. MECANISMOS DE EMPLAZAMIENTO
Stopping magmático: El cuerpo magmático, al ascender, va fracturando la rocacaja, y ésta va asimilando los bloques generados; Éstos caen al magma, y dejanhuecos en el encajante por dónde va ascendiendo el cuerpo plutónico. Un buenindicador de este tipo de mecanismo, es una roca con muchos enclaves. Es unmecanismo limitado, ya que al ir asimilando estos bloques, desciende latemperatura, aumentan la densidad y viscosidad, y se limita su movimiento. Se daen niveles superficiales de la corteza, pertenecientes al dominio frágil. Muchosxenolitos en las rocas plutónicas; en la roca caja hay fracturación. Relacionado coneste mecanismo, se puede dar subsidencia de caldera: al llegar el cuerpo magmáticoa la corteza, fracturaría el encajante sobre la cámara magmática, hundiéndolo.
Brechificación de las rocas caja: Cuerpos tabulares muy ricos en volátiles, que seseparan del magma y van fracturando el encajante dado que su presión es muy alta.La roca plutónica está llena de xenolitos.
Abombamiento en el techo: El empuje del cuerpo plutónico en su emplazamiento,flexiona y fractura las rocas caja. Cuerpos pequeños. Frecuente en elemplazamiento de alcoholitos. Niveles relativamente superficiales de la corteza.
Hinchamiento o ballowing: Se da, al expandirse los diapiros, como consecuenciade la intrusión de uno en otro por pulsos magmáticos que siguen el mismo camino.A este mecanismo de crecimiento, se le llama forzado, ya que lo que se produce esuna deformación dúctil de la roca caja favorecida por las altas temperaturas.Morfologías circulares; Estructura interna (foliación) paralela a los contactos del plutón; esta estructura desaparece hacia el centro del plutón. La roca caja también presenta esta deformación en las zonas cercanas al contacto, desapareciendo alalejarnos.
Deformación dúctil de la roca caja: Relacionada con el hinchamiento o ballowing. Se trata del estiramiento hacia debajo de la roca caja; La roca cajacalentada, tiende a ocupar el sitio que va dejando el plutón al ascender.
Asimilación de rocas caja, fusión parcial y zona de fusión: A veces, relacionadocon el stopping magmático. Al intruir el cuerpo magmático, es capaz de fundir PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 20 parcialmente la roca caja y su asimilación, depende de la composición de la rocacaja y de la temperatura del cuerpo plutónico.
A favor de estructuras tectónicas: Desplazamiento lateral de la roca caja por fracturación y plegamiento (estiramiento/acortamiento).
Emplazamiento dentro de ambientes extensionales: Cuando hay una fase dedeformación importante en la corteza, se facilita el emplazamiento de cuerpos plutónicos. La roca estará fracturada de forma concordante con la roca caja al sufrir ambos una misma deformación externa. También aprovechan cizallas. Morfologíano redondeada, sino alargada. ZONACIÓN DE LOS PLUTONES En el borde encontramos rocas básicas. En la zona externa aparecen másenclaves que en la interna. A veces la variación es más críptica, y todo el complejo plutónico tiene la misma composición mineralógica pero varia la composición modal.Esto es una zonación más oculta. Existen varios mecanismos que podrían explicarlo:1) Mediante un mecanismo de cristalización fraccionada que se inicia en las zonas del borde del plutón, y progresa hacia el centro del plutón. Veríamos el transito gradualentre distintos tipos plutónicos.2) Inyecciones sucesivas de magma: Las distintas intrusiones pueden proceder delmismo magma inicial o no ser cogenéticas. Si no son cogenéticas habría saltos detipo petrográfico.3) Subsidencia de caldera: El siguiente cuerpo que intruye, fracturaría la roca.Aparecen los complejos anulares. Es frecuente en rocas de carácter alcalino.4) Stopping magmático: Se han podido generar procesos de hibridación del magma. El proceso de mezcla da un resultado distinto, en función de la litología que la rocaígnea haya asimilado, porque la roca caja está formada por distintas litologías. Alfinal nos dará un plutón zonado. 1. Abombamiento del techo. 2. Asimilación de ocas caja, fusión parcial y zona de fusión. 3.
Stopping. 4. Deformación dúctil de la roca caja. 5. Desplazamiento lateral de la roca caja por fracturación y plegamiento. 6. (y 1.) Emplazamiento dentro deambientes extensionales PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 21 DIAGRAMAS DE FASE La fusión/cristalización es lo que más influye en la generación de las rocasígneas; Como resulta difícil trabajar con rocas ígneas, se usan modelos análogosreduciendo el número de variables; Su expresión gráfica representa un conjunto de faseso de componentes que están en equilibrio con el sistema en determinadas condicionesde presión y temperatura; estos son los diagramas de fases .Entendemos por sistema , una parte del Universo que es aislada natural oartificialmente para llevar a cabo una experimentación; si es abierto, se produceintercambio de materia y energía; si es cerrado, sólo se intercambia energía (es el usadoen Petrología Ígnea); y si es aislado, no se intercambia ni materia ni energía.Las fases , serían las partes del sistema con una composición química particular yque presentan un determinado estado físico. Los componentes son los constituyentesquímicos que permiten definir una fase.Los campos , son divariantes desde el punto de vista termodinámico, es decir,que al movernos dentro del mismo campo, podremos variar la presión o la temperatura, pero seguiremos teniendo la misma fase. Las curvas , son el lugar de equilibrio entredos fases. La intersección de dos curvas definen un punto en el que no podremosvariar T ni P, porque se pueden destruir o cambiar la/s fase/s. Tipos de diagramas 1 componente binario ternario PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 22 Regla de las fases Es útil para la interpretación de diagramas de fases. Define el número devariables que podemos modificar (grados de libertad) sin que varíen o se destruyanfases. Diagramas binarios (conceptos básicos) f = 2 + c
p f: Número de grados delibertad o varianza c : Número de componentes p :Número de fasesSi P o T son constantes: f = 1 + c p Si P y T son constantes: f = c p En el campo de cuarzo α se tiene 1 componente y 1 f se F = 2 + 1 -1 = 2. Tiene dos gr dos de libert d, puedenv ri r dos v ri bles intensiv s (T y P),Est do de equilibrio div ri nte .En l líne que divide los c mpos de cu rzo α y cu rzo
β coexisten esas dos fases. F = 2 + 1 -2 = 1 Tiene un grado de li ertad, sólo puedevariar una de las varia les intensivas (Po T) y la otra queda fijada.Estado de equili rio univariante .En el punto triple que une los campos de cuarzo α, cu rzo
β y coesitacoexisten esas tres fases F = 2 + 1 -3 = 0 No tiene ningún grado de li ertad, P y Tson fijos.Estado de equili rio invariante . LÍQUIDOL +DiópsidaL + AnortitaDiósida+ AnortitaCRISTALESEL
Isoterma I S
s
o
p
l
e
t
a
LÍQUIDOL +DiópsidaL + AnortitaDiósida+ AnortitaCRISTALESEL Isoterma I s o p l e t a S X Y PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 23 → La curva líquidus representa la máxima temperatura a la cual los cristales de unacomposición determinada, están en equili rio con el líquido. Por encima, sólo haylíquido. → La curva sólidus representa la temperatura mínima en la cual los cristales estánen equili rio con el líquido. Por de ajo de esta curva, sólo hay sólidos. → La intersección curva líquidus/curva sólidus es el punto invariante conocidocomo punto eutéctico , y que representa la temperatura y composición en lascuales dos fáses sólidas y un líquido de composición determinada están enequili rio. → La T de fusión del diópsido puro es 1392ºC; la de la anortita pura, es 1553ºC. Alañadir anortita al diópsida, disminuye la temperatura del líquidus; Ocurre lomismo, si se añade diópsido a la anortita. Las líneas descendentes del liquidus(univariante, F=1+c-p = 1+2-2 = 1) se unen el punto eutéctico E (punto invarianteF=1+2-3 = 0). → Isopleta, es la línea de composición constante, mientras que isoterma la línea detemperatura constante. →
Punto a 1400 ºC y con composición total de An 90 ; dos fases presentes: Líquidoy Anortita. A lo largo de la isoterma se puede encontrar la composición de las dosfases que coexisten: líquido (L) y cristales de anortita (S). La línea que une a L yS se llama línea cotéctica. La proporción de cristales y líquido en ese punto se puede encontrar con la regla de la palanca (;cristales%72 XYXS =+= líquido%28XYYS =+= ). Diagramas inarios (cristalización en equili rio)
m L L + DiL + An Di + An L 1 T 1 T 2 T 3 L 2 L 3 T 4 L E T E T 5 S m L L + DiL + An Di + An L 1 T 1 T 2 T 3 L 2 L 3 T 4 L E T E T 5 S PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 24 → Se tiene líquido de composición A (An 75 ).
→ Al enfriarse a T2 se alcanza el líquidus y empezará a cristalizar An. → Si sigue descendiendo la temperatura cristalizará cada vez más An y L se volverácada vez más rico en CaMgSi 2 O 6 . La proporción de L y An a cada temperatura se puede determinar con la regla de la palanca. → Al alcanzar la temperatura del eutéctico (TE), el líquido tiene la composición LE.Empieza a cristalizar Di y el sistema se vuelve invariante (F = 1+c-p=1+2-3 = 0).La temperatura permanece constante mientras continúan cristalizando An y Di. → Al desaparecer todo el Líquido, se tiene An y Di sólidos y el sistema puede seguir enfriándose (p. ej. a T5). La composición modal en el sólido resultante (S) es 75%An y 25 % de Di (igual que A). → Si la composición del líquido inicial está a la izquierda de E, cristalizará primeroDi y luego Di +An. Si un líquido tiene la composición eutéctica An 42 , cristalizaránsimultáneamente Di +An. Diagramas inarios (fusión en equili rio) → Se tiene sólido de composición S (An 75 ). → Independientemente de la proporción modal de las fases en el sólido, al aumentar la temperatura a T2 (Eutéctico), empezarán a fundir An y Di en la proporcióneutéctica (An 42 ; Di 58 ), y los primeros líquidos tendrán composición eutéctica. Eneste caso, la isoterma del eutéctico (1274 ºC) corresponde al sólidus, de ajo delcual todo el sistema es sólido. → La temperatura permanece constante hasta que se agote una de las fases. En estecaso será Di que está en proporción menor. L + DiL + An Di + An T 5 T 4 L 3
L 2 L 1 T 3 L E T 2 T 1 S L + DiL + An Di + An T 5 T 4 L 3 L 2 L 1 T 3 L E T 2 T 1 S PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 25 → La temperatura puede seguir aumentando, y cada vez más An se disolverá en ellíquido, aumentando la concentración de CaAl 2 Si 2 O 8 en el líquido. → Finalmente a T=1465ºC, la isopleta de An 75 (composición inicial) intersecta ellíquidus; la proporción de sólidos de acuerdo a la regla de la palanca es cero; lafusión es completa. El sistema es completamente líquido a T > 1465ºC. → Si la composición del sólido inicial está a la izquierda de E, se agotará primeroAn. Si el sólido tiene la composición eutéctica An
42 , fundirán simultáneamente Di+An hasta agotarse tam ién simultáneamente. Diagramas inarios con solución sólida Diagramas ternarios Para descri ir un sistema de tres componentes, se requiere un espaciotetradimensional: composición de los tres componentes, P y T. Representacionesiso áricas (P=cte) se pueden hacer en un espacio tridimensional, con las composicionesde los componentes en las esquinas de un triángulo equilátero y T en el eje vertical. Plano del Solidus ternarioLínea Cotéctica EutécticoternarioSuperficie del Liquidus ternarioLínea del Solidus inarioLínea del Liquidus inarioPuntodefusiónde Z Plano del Solidus ternarioLínea Cotéctica EutécticoternarioSuperficie del Liquidus ternarioLínea del Solidus inarioLínea del Liquidus inarioPuntodefusiónde ZPlano del Solidus ternarioLínea Cotéctica Eutécticoternario Superficie del Liquidus ternarioLínea del Solidus inarioLínea del Liquidus inario Superficie del Liquidus ternario Superficie del Liquidus ternarioLínea del Solidus inarioLínea del Liquidus inarioPuntodefusiónde Z PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez
26 Se agrega una dimensión a los elementos del diagrama: las líneas de líquidus ysólidus inarios pasan a superficies ternarias; el punto eutéctico inario pasa a líneacotéctica ternaria; hay un nuevo punto eutéctico ternario.Las relaciones ternarias se presentan generalmente en proyecciones del liquidus,representando en el plano lacomposición y las características de lasuperficie del liquidus.La temperartura se representaen contornos de igual temperatura(isotermas).Cuando no se representan lasisotermas se indica la dirección dedescenso de temperatura con flechas enlas líneas cotécticas.La dirección de descenso de Tse puede tam ién determinar con elTeorema de Alkemade, trazando unatangente en cualquier punto de la líneacotéctica hasta intersectar la línea queune las composiciones de las fases enequili rio. La temperatura descenderáen sentido contrario a esta intersección.Cuando la línea que une lascomposiciones de las fases enequili rio (X-YZ) atraviesa la líneacotéctica se tiene un máximo térmico. GENERACIÓN DE MAGMAS Dónde se forma y a partir de qué El magma no se forma en la cámara magámtica, sino que aquí sólo se estanca yluego sale. Tampoco se forma en el núcleo externo, ya que este es un fundido que sólocontiene Fe y Ni (se formarían magmas silicatados, lo cual no parece razona le, ni por su composición, ni desde el punto de vista geofísico). Se piensa, que en parte, provienede una zona parcialmente fundida de la corteza o el manto superior (astenosfera).Si se forma en el manto superior, es a partir de peridotitos; si es en cortezaoceánica, a partir de rocas asálticas. Por qué → Aumento de la temperatura: Por el calor de los elementos radioactivos de laTierra (no es glo al). En zonas de su ducción (fricción entre am as placas). Enzonas de colisión continental (engrosamiento cortical; la ase de esta cortezadesciende a zonas profundas y se puede calentar). En zonas de su ducción, la placa que su duce, tam ién pueden entrar a zonas profundas. → Descenso de la presión: En las dorsales, tenemos un manto, que al ascender, sedescomprime; si el ascenso fuera lento y se pudiera equili rar con lo del Línea Cotéctica EutécticoternarioIsotermas Línea Cotéctica EutécticoternarioIsotermas YXZ X + LY + LZ + LYZ + L YZYXZ X + LY + LZ + LYZ + L YZ PETROLOGÍA ÍGNEAÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos RodríguezÓscar Pintos Rodríguez 27 alrededor, no llegaría a fundir porque iría tam ién descendiendo la
temperatura;Sólo cuando el descenso es adia ático (sin descenso de temperatura), puede dar lugar a que la roca funda (ascenso rápido en las dorsales). Tam ién hay corrientesde convección (puntos calientes o plumas), dónde el magma asciendeaisladamente; se dan en intraplaca. → Mayor contenido en volátiles: En las zonas de su ducción, el agua entra en lasrocas del fondo oceánico, que se alteran dando lugar a fases hidratadas (anfí oles,micas), y cuando llegan a la zona de su ducción, se calienta y se va perdiendo elagua que se li era y asciende hacia el manto entre am as placas, produciendo unaporte significativo y continuo de volátiles, por lo que las rocas por encima,fundirán. Cómo se genera Cuando ha lamos de fusión, realmente, nos referimos a fusión parcial: la rocafunde parcialmente, por lo que la composición del fundido no es la misma que la de laroca inicial (diagrama con eutéctico). Mecanismos de fusión
Fusión en equili rio: El líquido permanece en contacto con la roca a partir de laque se forma, esta leciendo un equili rio entre am os.
Fusión fraccionada: En un determinado momento del proceso, el líquido se separadel sólido, pero la fusión continúa. Normalmente, la composición es la misma queen la fusión en equili rio, pero atendiendo a los elementos traza, es diferente. Qué se forma
Magmas primarios: Fusión de una roca que no haya experimentado ningún proceso de evolución magmática posterior. Sa emos que un magma es primario, sino tenemos muchos fenocristales, rocas afaníticas, minerales en equili rio con lascondiciones de formación, en magmas asálticos a undante olivino fosterítico (altocontenido en Mg con respecto al Fe), magmas con peridotito, … DIFERENCIACIÓN Y FRACCIONAMIENTO MAGMÁTICOS A partir de los magmas primarios, se van formando rocas de diferentecomposición:
Rocas comagmáticas: Diferentes rocas, pero de la misma familia.
Magmas diferenciados: Han experimentado procesos de diferenciaciónmagmática; no primario.
Magmas parentales: Magmas de los que proceden los magmas derivados odiferenciados; no tiene porqué ser un magma primario. DIFERENCIACIÓN ÍGNEA EN SISTEMAS CERRADOS Fraccionación líquido-líquido A partir de un mismo líquido se separan líquidos de composiciones distintas a partir de dos procesos fundamentales:
Difusión térmica (efecto soret): Requiere que el magma esté sujeto a gradientesmuy fuertes de T. Esto causa unos desequili rios importantes en el potencialquímico de los compuestos del magma. Como los elementos tienden a uniformar su potencial químico se distri uirán por la cámara en aquellos sitios donde las T seancontrastadas. Este proceso presenta un pro lema: su efectividad es muy limitada porque la velocidad de migración es muy, muy lenta.
Inmisci ilidad: Separación a partir de un único líquido, homogéneo, de dos faseslíquidas composicionalmente distintas. Dado que la densidad de los dos líquidos Petrología Ígnea Descargar gratis este documentoImprimirMóvilColeccionesDenunciar documento ¿Quiere denunciar este documento? Por favor, indique los motivos por los que está denunciando este documento Spam o correo asura Contenido para adultos con pornografía Detesta le u ofensivo If you are the copyright owner of this document and want to report it, please follow these directions to su mit a copyright infringement notice. Denunciar Cancelar Este es un documento privado. Información y clasificación Lecturas: 11,896 Su ido: 03/06/2009 Categoría: Tra ajos escolares >Guías de Estudio, Notas, y Examenes Clasificación: (1 Rating) Derechos de autor: Funciones no comerciales Attri ution_noncommercial Apuntes de Petrología Ígena. 3º Geología. Universidad Complutense de Madrid
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