Petrologia-ignea

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1 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez ALGUNAS DEFINICIONES DEFINICIONES      Petrología: Estudio de las propiedades físicas, químicas, mineralógicas, espaciales y cronológicas de las asociaciones rocosas, y de los procesos geológicos responsables de su formación. Incluye la petrografía (estudio de la morfología de las 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 parte fundida, coexisten minerales cristalizados, fragmentos de roca y gases. Los factores que determinan la existencia de un magma, son la presión y la temperatura, que actúan de forma diferente, según sea la composición de la roca. El magma puede salir a la superficie (10% en continentes) o no (90 % en continentes); si lo hace es en forma de lava, dándose la exsolución de los gases. El proceso de exteriorización del magma, se denomina vulcanismo, mientras que si se enfría en el interior de la corteza, se denomina plutonismo. Actualmente, observamos magmatismo en las dorsales (creación de placa litosférica), en las zonas de subducción (destrucción de  placa) y en volcanes volcanes dispersos dispersos en el interior de las las placas litosféricas. litosféricas. Origen de la energía interna: Procede de la desintegración de isótopos radiactivos de larga vida media ( 238U; 235U; 232Th; 40K). En los comienzos de la historia geológica, la energía interna procedía de la desintegración de isótopos radiactivos de corta vida media, lo que significa que actualmente la energía interna es cuatro veces menor. Relación entre el magmatismo y la tectónica: El magmatismo se encuentra íntimamente ligado a la tectónica, ya que si se comprime el material por esfuerzos tectónicos, podemos obtener material fundido, sin necesidad de alcanzar altas temperaturas. Además, la tectónica puede producir el desplazamiento de materiales hacia zonas más calientes. Es capaz además, de hidratar las rocas, lo que produce la disminución del punto de fusión de las mismas. Magmatismo extraterrestre: En algunos planetas el magmatismo no tiene un origen endógeno, sino exógeno (Ej.: impactos de grandes cuerpos). Pero también es muy 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 épocas griega y latina, cuando se describen las primeras pri meras rocas eruptivas. Posteriormente, en el siglo XVIII, surgen dos escuelas sobre el origen y génesis de las rocas ígneas. La Escuela Neptunista, representada por Wegner, afirma que las rocas ígneas se forman por precipitación en un gran océano, y posterior resurgimiento de las aguas. La Escuela Plutnoista, representada por Hutton, afirma que estas rocas tienen su origen en la fusión de materiales. A partir de 1850, con la invención del microscopio petrográfico, se comienzan a hacer las primeras láminas delgadas de rocas ígneas y su posterior catalogación; Hasta 1800 sólo se habían catalogado 37 rocas, y después de 1850 se añadieron 583 y hasta la actualidad, se han añadido otras 974. MÉTODOS DE ESTUDIO DE LAS ROCAS ÍGNEAS - Trabajo de campo 2 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Cartografía (no hay fósiles ni criterios de sucesión estratigráfica; se aplicarán 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 una muestra 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 una roca. ANÁLISIS MODALES Este tipo de análisis, aunque no es muy preciso, es el más económico en cuanto a técnicas, problemas que plantea y posibles errores de medida; Además es el método más rápido para analizar las rocas ígneas. Es el primer análisis que se realiza, para hacer una clasificación de este tipo t ipo 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 la muestra 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 de este método, también se utilizan métodos cualitativos a partir del contaje de 1800  puntos de una falsilla situada en el ocular ocular del microscopio. microscopio. Este tipo de análisis se puede ver complicado por la propia estructura de la roca y de los minerales que la componen (isotropía, bandeado, tamaño de grano, ...). Estas complicaciones, complicaciones, implican aumentar el área de estudio y el número de láminas delgadas a analizar. Los datos de los análisis modales indican el % de volumen que ocupa cada mineral; 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 así obtenemos la composición química. También se puede utilizar clasificaciones basadas en el índice de color ( IC); así las rocas 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 informan sobre la posible petrogénesis de la roca. 2 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Cartografía (no hay fósiles ni criterios de sucesión estratigráfica; se aplicarán 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 una muestra 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 una roca. ANÁLISIS MODALES Este tipo de análisis, aunque no es muy preciso, es el más económico en cuanto a técnicas, problemas que plantea y posibles errores de medida; Además es el método más rápido para analizar las rocas ígneas. Es el primer análisis que se realiza, para hacer una clasificación de este tipo t ipo 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 la muestra 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 de este método, también se utilizan métodos cualitativos a partir del contaje de 1800  puntos de una falsilla situada en el ocular ocular del microscopio. microscopio. Este tipo de análisis se puede ver complicado por la propia estructura de la roca y de los minerales que la componen (isotropía, bandeado, tamaño de grano, ...). Estas complicaciones, complicaciones, implican aumentar el área de estudio y el número de láminas delgadas a analizar. Los datos de los análisis modales indican el % de volumen que ocupa cada mineral; 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 así obtenemos la composición química. También se puede utilizar clasificaciones basadas en el índice de color ( IC); así las rocas 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 informan sobre la posible petrogénesis de la roca. 3 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez CLASIFICACIONES CLASIFICACIONES MINERALÓGICAS MINERALÓGICAS Estas clasificaciones se pueden basar tanto en análisis modales (más comunes) como químicos. Se dan unos 100 grupos principales de rocas ígneas, localizadas fácilmente en un diagrama de flujo, que reduce las posibilidades, dependiendo del origen de la roca, su contenido en máficos, y otras características. características. Este diagrama diagrama (I.U.G.S.), indica la clasificación 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 y F los feldespatoides. Los términos Q y F, son incompatibles. Se dan distintos rombos QAPF según sean rocas plutónicas o volcánicas. Q Q 90 90 60 60 20 A 20 P A P 60 60 Volcánico Plutónico F F En algunos diagramas de tipo QAPF, se incluye el término M’, que representa el índice de color de la roca ígnea: M’=M-(apatito, moscovita, carbonatos), 4 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez 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 diagramas triangulares; 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 pueden clasificar 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 de diagramas triángulares en los que se clasifica la roca en función de la composición en olivino, ortopiroxenos, clinopiroxenos y hornblenda. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE UNA ROCA El análisis químico de una roca nos facilita los compuestos químicos que contiene dicha 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, series isomorfas, ... 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 en volumen. Desde un análisis modal es posible obtener el tanto por ciento en peso, y así estimar  la composición química de la roca (transformación m = ρ  ⋅ v ). Sin embargo, sigue siendo necesario realizar un examen químico de la roca, por lo cual, se pulveriza una  pequeña parte de la misma, y se extrae el análisis cuántico de los elementos químicos que aparecen. En las rocas ígneas el compuesto más abundante, es el sílice, pero el orde de los compuestos en el análisis químico viene condicionado por la valencia del catión según el siguiente orden: SiO 2-TiO2-Al2O3-Fe2O3-FeO-MnO-MgO-CaO-NaO-K 2O-H2O-P2O5. El Ti, a veces no aparece solo, sino en forma de ilmenita (FeTiO 3). CLASIFICACIÓN QUÍMICA   Según el contenido en sílice: • • • • Ácida: >63 % en peso de SiO 2. Intermedia: 52-63 % en peso de SiO 2. Básica: 52-45 % en peso de SiO 2. Ultrabásica: >45 % en peso de SiO 2.   Según el contenido en Q/foides: • • • Sobresaturada: Con cuarzo. Saturada: Sin cuarzo ni feldespatoides. Subsaturada: Con feldespatoides (aluminoalcalinos).   Según el contenido en aluminio (medidas en moles = %peso/peso atómico): • • Peralumínica: Al2O3 > Na2O+K 2O+CaO. Subalumínica: Al2O3 = Na2O+K 2O+CaO. 5 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Metalumínica: Al2O3 < Na2O+K 2O+CaO. Peralcalina: Al2O3 < Na2O+K 2O. Para expresar la proporción de cada compuesto en moles, se divide el peso (%) entre el peso molecular del compuesto. A continuación, se suman los moles de Na 2O, K 2O y CaO, y se comparan con los moles de Al 2O3, para así poder clasificar la roca ígnea. El exceso de aluminio, se va a reflejar en los minerales que aparecen como, las micas  blancas, granates, cordierita, andalucita o sillimanita. • • Norma C.I.P.W. Esta norma surge como consecuencia de analizar las rocas volcánicas con una cantidad muy alta de vidrio, donde no se pueden detectar minerales. La norma C.I.P.W. es una mineralogía teórica, surgida de pulverizar la roca, y extraer porcentajes de elementos simples. Con estos valores se establece la formación teórica de unos minerales normativos que se podrían haber formado en esa roca.  En los análisis químicos, estos minerales, se asignan en letra cursiva para poder diferenciarlos del  resto de los minerales que verdaderamente aparecen en la roca.  No tienen porque coincidir los minerales normativos y los modales; la diferencia es que la norma se calcula en % peso de minerales a partir del % peso de los óxidos, mientras que la moda se calcula en volumen; En la norma, nunca se calculan minerales hidratados. El número de minerales es limitado (facilitando la comparación entre diferentes rocas), no tiene en cuenta variables como P y T, corrige las diferencias en cuanto al contenido en volátiles. Mucha utilidad en rocas alteradas o rocas volcánicas. Si aparece Qnormativo, no aparecen olivino, nefelita, Cs, Kf. La presencia de corindón, indica que el Al2O3 está en exceso en comparación al Na 2O, K 2O, CaO (suma de los álcalis). Si la suma de Na+K sobre el Al es superior, se forma Armita o metasilicato de  Na. La presencia de Dy, indica exceso de Ca sobre el Al, por lo que nunca coincidirá con el coridnón. La presencia de wollastonia indica que el contenido en Ca es demasiado alto para saturar el Fe y el Mg en la formación de Dy. Dependiendo de los minerales normativos que se pudieran formar, se podría clasificar la roca; Por ejemplo, si se formase cuarzo, la roca sería ácida, .... Rutina en el cálculo de la Norma C.I.P.W.        El porcentaje en peso dado, se pasa a valores moleculares o milimoles, dividiendo  por el peso molecular y multiplicando por mil. La cantidad de MnO se añade al FeO. Se une el P 2O5 al CaO en proporción 3:10 para el Apatito. Se une FeO al TiO 2 en proporción 1:1 para la Ilmenita. Si hay exceso de TiO 2, se guarda para la Esfena. Si aún sobra, se queda como Rutilo. Se une Al 2O3 al K 2O en proporción 1:1 para formar Ortosa provisional. Si sobra, se une al Na2O en proporción 1:1 para formar Albita provisional. Si sigue sobrando, se une al CaO sobrante, en proporción 1:1 para formar Anortita provisional. Si aún sigue sobrando Al 2O3, se queda como Corindón. Si sobrara CaO, se guarda para formar Diópsido. Si sobrara Na 2O, se une al Fe 2O3, en proporción 1:1 para formar  la Egirina provisional; si aún sobra Na 2O, se forma el Metasilicato sódico  provisional. Si sobra Fe2O3, se une al FeO sobrante de formar el rutilo, en  proporción 1:1 para formar magnetita. Si aún sobrara Fe 2O3, se quedaría como Hematites. Si sobra FeO, se suma al MgO y se calculan las proporciones relativa de ambos óxidos. Si aún sobra CaO, se forma Wollastonita provisional; si sobra /Fe,Mg)O, se forma Hiperstena provisional. Si sobra K 2O se guarda para formar Metasilicato potásico. 6 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez     Si hay exceso de Na 2O sobre Al 2O3, se guarda para Egirina. Todos los óxidos, excepto el Si 2O se han distribuido entre las moléculas definitivas o provisionales de los minerales. Ahora, hay que sustraer moléculas de sílice para todos los minerales formados; si sobra, se queda como cuarzo. Si faltara sílice, los minerales se van desdoblando en otros. Cuando ya está todo ajustado, se pasa otra vez, de valores moleculares a porcentaje en peso: multiplicamos cada uno de los minerales por el peso molecular de la fórmula unidad, dividido por el número de moléculas, y dividimos entre 1000. En el caso de los minerales ferromagnesianos, hay que tener en cuenta las proporciones Fe:Mg (calculadas anteriormente). Una vez hechos todos los cálculos, si son correctos, la suma de todos los minerales debe coincidir con la suma total del análisis químico después de haber sustraído el agua. ELEMENTOS MAYORES Son elementos mayores, todos aquellos que en un análisis químico de una roca, aparecen en un porcentaje mayor al 10 % en peso. Los elementos y compuestos más abundantes en rocas ígneas, son: SiO 2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO,  NaO, K 2O, H2O y P2O5. DIAGRAMAS DE CLASIFICACIÓN A partir de los análisis químicos, obtenemos unos parámetros que dan lugar a una clasificación y nomenclatura de las rocas. Diagramas TAS Estos diagramas se basan en la clasificación según el “total alcali vs silica”. Los diagramas TAS representan la proporción de SiO 2 contra la proporción de Na 2O+K 2O.    )   o   s   e   p    %    (    O    2    K    +    O    2   a    N foidita fonolita fonolita tefrítica tefrita fonolítica traquita (Q<20 %) traquidacita (Q>20 %) riolita tefrita (ol<10 %)  basanita (ol>10 %) traqui-  basalto  basalto   a    t    i   c   s    i   e   t    l    d   á   s   n   b   a   a    t    i   s   e    d   n   a dacita SiO2 (% peso) 45 52 63 La nomenclatura utilizada en este tipo de diagramas coincide en muchos casos con la de los diagramas QAPF. Diagramas de abundancia Están basados en los diagramas TAS, y establecen el máximo de abundancia de rocas ígneas según su composición química. Con el uso de estos diagramas, se puede 7 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez reconocer, a partir de una proporción de determinados elementos químicos, el tipo de roca, ya que cada compuesto rocoso tiene una serie de máximos diferentes entre ellos. Series ígneas Las rocas ígneas suelen aparecer en series de rocas asociadas en familias; nunca aparecen solas. Las principales series de rocas ígneas son las mismas que las del diagrama TAS: inferior, media y superior. De esta forma, existen secuencias subalcalinas (basálticas), alcalinas, moderadamente alcalinas o puramente alcalinas. Las secuencias basálticas y alcalinas se separan por las dos grandes pendientes que presenta el diagrama TAS. Diagramas de variación Son diagramas simples con dos ejes, el horizontal con el elemento químico más abundante (Si y Mg), y el vertical con aquellos que no lo son tanto. Estos diagramas, se emplean para conocer la petrogénesis de las rocas ígneas y su evolución, así como los mecanismos que producen la diversidad petrológica; en ellos se observa que los materiales muy contrastados pertenecen a series distintas, y que los materiales alineados están originalmente relacionados. Los procesos que pueden originar diversidad de materiales, que se dan en sistemas magmáticos, son: cristalización fraccionada, mezcla de magmas y contaminación. Pasamos de un sistema líquido único multicomponente a unos cristales de diferente composición junto con un líquido residual de composición diferente a la de los cristales y el líquido original y condicionada por la composición de los cristales. Cuando el sólido que se está formando en un sistema magmático, se queda igual, no existe enriquecimiento ni pérdida del líquido ni de sus componentes; cuando el sólido se empobrece en un elemento, el líquido se enriquecerá en el mismo, y viceversa. Si expresamos estas situaciones de forma gráfica, obtenemos:   x   e    t   n   e   n   o   p   m   o    C S1 L0 L1 Componente y En donde L0 es la composición del líquido original, S 1 es el sólido resultante y L 1 el líquido residual tras la formación de S 1. % L2  L0=L1+S 1  L0 − L2 =  L2 − S 1 • 100 %L2=100-%S1 A partir de los datos composicionales de un magma original y la composición de los minerales resultantes, se puede conocer la composición del magma residual con sólo aplicar la siguiente fórmula: % %  X ( A1 ) =  X ( S 1 ) + (1 − ) X ( S 2 ) 100 100 donde X es el concepto a estudiar. 8 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez PROCESOS DE FORMACIÓN EN SISTEMAS MAGMÁTICOS Los principales procesos que provocan la formación de sistemas de diferente composición magmática, son: Fusión, fraccionamiento cristalino y procesos de sistemas abiertos. Estos fenómenos hacen que se pase del magma original L 0 a otro magma L1 de distinta composición, y a un conjunto de rocas S 1. Fraccionamiento cristalino Formación de un líquido residual L 1 como consecuencia de la cristalización de un sólido S1 a partir de un magma original L 0. El estudio de estos procesos se puede realizar por: - Control de fases minerales: Un líquido inicial forma un líquido residual L 0 con los componentes que no entran en la cristalización de un sólido S1. De esta forma, un líquido residual es aún rico en el componente X, que no entra en la formación del sólido, y viceversa. También es posible la formación de un sistema intermedio. La formación de este sólido produce un enriquecimiento local del sistema magmático en un componente , y el empobrecimiento en otros. Gráficamente, se observa por la posición del líquido y del sólido resultante con respecto al líquido inicial. Si se sitúa por debajo de él, está empobrecido, y si está  por encima, está enriquecido. En rocas volcánicas porfídicas, existen fenocristales que, una vez analizados y representados gráficamente, pueden quedar 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.   x   e    t   n   e   n   o   p   m   o    C S1 L0 L1 Componente y - Inflexiones en diagramas: En los diagramas de variación, pueden existir puntos de inflexión, es decir, que aparecen nuevos compuestos o precipitación de nuevos cristales 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 importantes interpretaciones sobre el origen de los materiales ígneos que los contienen. Sin embargo, no son muy útiles para la clasificación de dichos materiales. Los elementos menores y traza, se subdividen en grupos dependiendo de sus características atómicas: 9 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez - 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. Corteza N-MORB E-MORB OIB 1000   v    i    t    i 100   m    i   r    P   o    t   n   a 10    M    /   a   r    t   s   e 1   u    M 0.1 Evolución de las relaciones Cl/C0 en función de F, para una fusión parcial en equilibrio (primera figura) y para una cristalización fraccionada Incompatible Compatible   s   b   a   h   U   b   a   O  a   e   b   r   r    d   r    f   m  u   2   d   b   y   o   r   b Y  u    E   Y    L    T   D   H    C   R   B   T    N   T   2   L   C   P   P   S   N   Z   H   S   E   O    i    G    K    T Los aracnigramas expresan el logaritmo de las concentraciones relativas (concentración en la muestra/material de referencia, como las condritas, MORB, …) con respecto al número atómico. Debido a su incompatibilidad, los elementos traza no mostrarán el mismo patrón para la corteza, para el manto, o para el núcleo 10 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Elementos compatibles e incompatibles Los elementos menores y traza, entran en las estructuras de los minerales sustituyendo a alguno de los elementos con los que tenga afinidad geoquímica. Esta sustitución también se puede deber a la ausencia de un elemento mayoritario en el magma; esta carencia es aprovechada por un elemento minoritario o traza para introducirse en la estructura del mineral. En ocasiones hay elementos traza que no se acomodan en las estructuras de los silicatos, por lo que van a formar minerales propios. Teniendo en cuenta las características de los diferentes grupos de los elementos menores y traza, se puede afirmar que los elementos litófilos y los HFS tienden a escapar 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 la composición 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 claramente compatible con la estructura del mineral; si su valor es muy pequeño (0’1, 0’01, ...), el elemento 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 temperatura conocidas. 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 la cristalización; La temperatura y la fugacidad del oxígeno del medio, también controlan el valor del K D, pero es la composición química la que más fuertemente controla su valor. A partir del K D, se puede obtener el coeficiente de partición global de los minerales que participan en el proceso:  D = ∑ xK 0 donde x es la proporción de mineral que toma parte; K 0 es el coeficiente de partición ideal 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 rocas ígneas, 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 ígenas dependiendo de su petrogénesis: Debemos saber cómo va a ser el aracnigrama (recto o inclinado); En los diagramas de TR, se utiliza el “grado de fraccionamiento del magma”. Si a pesar de haber normalizado el aracnigrama, aparecen quiebros en él, se le denominan anomalías. 11 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez 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 con la presión, la temperatura y la composición tanto del gas, como del fluido. Decrece con la presión y con la existencia de otro gas en el sistema. Los magmas ácidos presentan mayor solubilidad que los básicos. Parámetros termodinámicos    Temperatura: En los líquidos básicos, las menores temperaturas son de 1000-1200 ºC, y en los ácidos, de 800-1000 ºC. Viscosidad: Mide la resistencia interna a fluir de cualquier sustancia líquida. Está relacionada con la cantidad de sílice (estructuras de los tetraedros Si-O y Al-O) que existe en el magma. El magma no es una sustancia iónica simple, sino que tiene cierto orden. La temperatura aumenta al disminuir la viscosidad; la presión aumenta al disminuir la viscosidad; el porcentaje de agua aumenta al disminuir la viscosidad. Densidad: A mayor temperatura, menor densidad. Cualquier fluido siempre tiene menor densidad que su forma cristalizada (excepto en el hielo-agua); A medida 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 cámara magmática; al ir ascendiendo, coge agua. A un determinado nivel, el magma está saturado 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, la nucleación se da con facilidad). Primero se dará una emisión de una nube de gases, y luego 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 de saturación algo antes. En el nivel de vesiculación, se forman muchísimas más burbujas que 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 va enfriando 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 una ruptura/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 gases disueltos que de sólidos), que surge del conducto a velocidades de hasta 600 m/s. Al salir al exterior, su densidad disminuye, permitiendo que siga ascendiendo a lo largo de 12 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez la atmósfera debido a la expansión de los gases y a la incorporación del aire atmosférico que se calienta rápidamente actuando como un motor. Chorros en función de su densidad     Baja velocidad y tasa eruptiva: Chorros formados por pequeñas gotas, clastos de lava que al salir a la atmósfera, se enfrían y caen formando acumulaciones o conos de escoria (Cinder). Media velocidad y tasa eruptiva: Chorros más densos; enfriamiento más lento al haber mayor número de partículas. Forman conos de escupitajo o aglutinados (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 lava que se queda junto al cráter y se va reequilibrando manteniéndose fundido mucho tiempo. TIPOS DE ACTIVIDAD VOLCÁNICA Sin participación de agua externa    Hawaiana: Efusiva. Líquido magmático menos viscoso de todos; muy pocos gases; caudal eruptivo no muy abundante, y a una velocidad más o menos constante, para que no varíe la temperatura y viscosidad. Actividad tranquila; líquidos basálticos; magmas poco viscosos; chorros incandescentes de varios metros de altura (fuentes de fuego). Estromboliana: Ruidosa. Pequeñas explosiones intermitentes de unos pocos minutos de duración, y separadas por períodos de calma de 30 minutos a horas. 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 muy viscosos. Dacitas o Riolitas con alto contenido en gases. Columnas de material piroclástico que se mantienen hasta varias horas, llegando a vaciarse la cámara magmática. Con participación de agua externa  Erupciones freáticas: El agua no entra en contacto con el magma, sino con la roca volcánica aún caliente; se transforma el vapor en agua, y cuando ésta  pasa nuevamente a vapor, se produce una explosión devastadora que destroza todo el encajante. 13 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez   Erupciones freatomagmáticas: Interacción del magma caliente con el agua. Explosión más violenta (mayor grado de fragmentación y destrucción del encajante) Actividad vulcaniana: Actividad explosiva; columnas eruptivas muy altas; material intensamente fragmentado. Al tener lugar la erupción, se destruye gran 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 30º. Formados por bombas, bloques, lapillo, sobre todo cenizas y alguna colada; las coladas se derraman por orificios asociados de salida y, por la chimenea salen los piroclastos y los gases, excepto en los hawaianos, donde éstas también salen por el cono. Monogenéticos: Han sufrido una única erupción a lo largo de su actividad; cuando cesa dicha actividad, los tubos se solidifican. Erupciones tempranas. ∆ Conos de escoria / Zinder: Edificios de alturas no muy grandes (200-300 metros) y pendientes de 30 º. Simetría más o menos cónica según la dirección de los vientos. A veces hay un canal por donde corre lava. Cráter  no muy grande en relación con sus dimensiones. No hay participación de agua. 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 empinadas rebajadas por la erosión; se rellena de agua. Depósitos asociados en forma de media luna, que son los productos de la columna eruptiva. Diámetro de 100 a 1500 metros, y profundidad hasta 200 metros en función del punto de interacción agua/fenómeno eruptivo. ∆ Tuffs-Rings: Formados por maares más depósitos entre 10 y 40 metros que son productos de la columna eruptiva, depósitos en torno al anillo con una  pendiente baja de hasta 10º. Mismo mecanismo hidrovolcánico; se forma un maar cuando la interacción es somera y tuff-rings cuando la interacción se da a mayor profundidad. ∆ Tuff-Cones: Mayor pendiente (30º) y mayor acumulación que en un anillo de tobas. Mismos depósitos más materiales de caída. Indican el paso de la actividad volcánica a la estromboliana: desaparece el agua. Poligenéticos: Varios períodos eruptivos; Actividad volcánica recurrene. ∆ Conos simples: Edificios que han recrecido varias veces (conos de escoria que alcanzan grandes dimensiones y alturas de hasta 6000 m por las repetidas erupciones). Pendientes muy escarpadas que en las cercanías del cráter alcanzan los 40º. Simetría radial. Gran variedad de productos volcánicos. Ej.: Monte Mayon en Filipinas. ∆ Conos compuestos (estratovolcanes): Edificios que han sufrido historias eruptivas muy complejas; se han construido y destruido varias veces a lo largo 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 de los anteriores. Muy bajas pendientes (8-10º). Sólo se construyen con coladas de lava de líquidos basálticos. Es la reología (velocidad de emisión) la que construye los edificios. 14 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez  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 en forma de cubeta, de fondo plano, con planta circular o elíptica que se origina para compensar un déficit de productos subterráneos (siempre a favor de fracturas concéntricas).  Calderas de subsidencia o colapso: 1) Actividad eruptiva con emisión piroclástica y coladas fundamentalmente a través del cráter y coladas de lava por los conos adventicios. 2) Mayor desarrollo de la columna eruptiva favorecida por un aumento del cráter (las coladas sólo pueden salir por los conos adventicios). 3) Clímax/Punto crítico: mayor actividad/cámara medio vacía; colapso de la columna eruptiva y explosión 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 de colapso.  Calderas erosivas o de desplazamiento: Igual que en el caso anterior, pero siendo el principal agente, el externo (Ej.: volcán de flancos inestables debido a una  pendiente demasiado pronunciada; al deslizarse ésta por erosión, la pérdida de volumen 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 la entrada 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 del edificio volcánico encajándose después por los valles preexistentes. Influye la temperatura, composición, viscosidad, gases, … Se generan a temperaturas muy elevadas, próximas a los 1000 ºC; tienen elevadas velocidades, aunque se enfrían rápido en contacto con la atmósfera, y fluyen peor. A la película de lava en contacto con el 15 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez suelo y con la atmósfera, se les denomina escoria de base y escoria de techo. Al enfriarse rápidamente, dan aspecto de aglomerado sin morfología definida; está a 300400 ºC (cristalización en las vesículas y vacuolas), pero la zona interior tiene temperatura 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 de todas. Alta velocidad, cubriendo distancias de hasta 50 km. Dan todo tipo de estructuras, siendo características las de oruga o en tripas.  Lavas A.A. o de Mal País: Líquidos de básicos a intermedias; Andesitas basálticas a traquibasaltos. Mezcla de bloques sin casi cohesión. Morfologías irregulares muy rugosas (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 de fricción con el sustrato. Mayor viscosidad; fluyen peor y se enfrían muy rápido.  Coladas clastogénicas/autoclásticas/autobrechas: Líquidos intermedios. Mayores viscosidades. Hacen erupción a temperaturas inferiores. Movilidad muy reducida; rápidamente se enfrían y solidifican. Poca distancia, aunque gran potencia. Casi no hay 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 en sílice (Dactias/Riolitas). “Barro” de fenocristales que no puede fluir. Erupciones acompañadas de un pequeño fenómeno explosivo. Los domos pueden ser endógenos (domo de magma formado en sucesivas inyecciones de magma procedente de la cámara magmática, 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 superficie y elevarlo. Se conservan muy pocos efectos erosivos. Están formados por magmas muy viscosos (Ej.: Región volcánica japonesa).  Peléanos: Altura, prácticamente igual al radio. Pendientes bastante acusadas (3040º); de mayor tamaño y heterogeneidad. Formas cónicas o piramidales que sumado a sus acusadas pendientes, hace fácil su desmorone por avalanchas que se depositan al 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 los fragmentos Fragmento Depósito piroclástico Roca piroclástica (sin consolidar) (consolidada) Nivel o capa o depósito  Aglomerados ( bom bas) de bombas o bloques o brechas (bloques) Nivel, capa o depósito Toba de lapilli de lapilli > 64 mm Bombas, bloques 64 a 2 mm Lapilli 2 a 1/16 mm Granos de ceniza gruesa Ceniza gruesa Toba cinerítica gruesa < 1/16 mm Granos de ceniza fina Ceniza fina Toba cinerítica fina 16 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez   Lluvia piroclástica/Piroclastos de caída/Fall: Están en relación con la columna eruptiva: 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 del terreno. 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 piroclástico transportado en un sistema fluidizado de alta concentración (gran proporción de material/partículas sólidas), es decir, una mezcla de partículas sólidas o líquidas suspendidas en una fase líquida o gaseosa que se comporta como un fluido. Su origen 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 polvo y gas hacen que se comporte como un fluido. Viajan más de 60 km y generan potencias de 2 m. Su espectacularidad y gran energía, se deben a que toda la energía potencial de la columna, se transforma en energía cinética al colapsar y, además, esta energía se propaga lateralmente (el flujo es rasante, y lleva ondas de choque asociadas); estos flujos, se canalizan en las depresiones del terreno; depósitos no seleccionados; carga accidental bastante importante; aspecto muy heterogéneo. o  Pumice flor/Flujo de pómez/Ignimbrita: Colada piroclástica con flamas (fragmentos de vidrio aplastado y estirado). Se vacía casi toda la cámara magmática. Colapso de columnas eruptivas tremendamente altas (actividad Pliniana). Gran consistencia del depósito. o  Ahs and block/Nube ardiente: Igual que la anterior, pero en vez de flamas, bloques+ceniza. Relacionada con colapsos de los domos y de las 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 la topografía. Tienen flujos turbulentos, en lugar de laminaciones como las de alta densidad. No viajan tan lejos. Están relacionadas con la actividad hidrovolcánica (anillo de tobas). Son muy plásticas, porque llevan mucho calor condensado; son materiales “pegajosos” que se adhieren a la superficie. Gran cantidad de material pulverizado del encajante, por la explosión en sus depósitos. Selección muy pobre. Generan huellas de impacto.  Coladas de barro/Lahares/Mud flow: No son productos directamente relacionados con el colapso volcánico, pero si están asociados. Se trata de rocas sólidas (volcánicas, procedentes de avalanchas laterales al edificio volcánico) y agua (meteórica, magmática, freática, …); al mezclar estos ingredientes, se genera 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 17 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Son las llamadas dorsales. Material basáltico. Características efusivas. Al aumentar la presión de la fase fluida, no se puede comportar como unas, y lo hace como un 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. En su interior, se pueden formar vesículas. Surgen del centro volcánico gota a gota, y ruedan 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 (vidrios hidratados 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, son cuerpos 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 intrusitos únicos, sino que están constituidos por diferentes plutones de tamaño y tipología variados. Lopolitos: Morfología cóncava con decenas o centenas de kilómetros de diámetro; espesor kilométrico. Rocas básicas con estratificación ígnea. Son minerales almacen de Cr y Pt. Formas intermedias o tabulares    Sills: Cuerpos intrusivos horizontales de tamaño muy variable. Se forma cuando 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 la corteza; suelen tener un conducto de alimentación, tanto vertical como lateral. Composición de rocas intermedias. Mayor densidad; debido a esto, le cuesta seguir 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 ciclo intrusito.   Anulares: Buzamiento vertical, forma cilíndrica. Asociados a calderas de colapso generadas por mecanismos de subsidencia de caldera al fracturarse la roca caja donde luego intruyen. Texturas de grano mediogrueso.  Cónicos: Buzamiento hacia un dentro común de actividad ígnea. Se generan también, por la presión que produce el magma fracturando las rocas por donde luego ascenderá. Textura de gran fino. Asociados a rocas volcánicas. FÁBRICA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS 18 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Las rocas ígneas presentan heterogeneidades que nos permiten deducir sus mecanismos de emplazamiento (nos lo muestra la estructura). La fábrica de la roca ígnea 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. La concentración de materiales máficos dentro de la roca plutónica se denomina Schlieren; al igual que los enclaves, marcan estructuración dentro de la roca.  Lineal: Están definidas por la orientación de minerales. Los feldespatos marcan estas lineaciones, además de los enclaves. Las rocas ígneas, pueden estar orientadas como consecuencia de un flujo ígneo (la estructura de la roca ígnea debe ser igual a la de la roca caja), o debido al emplazamiento producido sincrónicamente con un proceso de deformación (la roca ígnea es diferente a la de la roca caja). Tipos de contactos Pueden ser  externos (suelen ser netos, por contraste térmico; si hay paralelismo entre la roca ígnea y la roca caja, hablamos de contactos concordantes, es decir, que se han 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 o enclaves. En función de cómo sean los enclaves podemos distinguir: ⊕ Enclave: Fragmento rocoso que difiere en la composición de la roca ígnea que lo contiene. ⊕ Inclusión: Material encerrado dentro de un mineral. ⊕ Xenocristal: Enclave formado por un único cristal. ⊕ Nódulo mineral: Constituido por una concentración de minerales que tienen una geometría imprecisa (1 o 2 minerales). Tipos de enclaves → → → → Xenolitos: Son fragmentos de la roca caja (también llamado enclave exógeno). A veces presenta contactos netos con la roca ígnea. Tienen metamorfismo de contacto. Autolitos: Enclaves microgranulares. Fragmento de otra roca ígnea que tiene un origen común con la roca plutónica que los contiene. Composición transicional hacia la composición de la roca que contiene. Forma subredondeada, textura de grano fino. Son más básicas que la roca que los contiene. Restitas (residuo de la fusión) y enclaves micáceos: Constituidos por más del 50% 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 que aparecen rellenos de cristales pegmatíticos de líquidos residuales ricos en volátiles. EDAD Y NIVEL DE EMPLAZAMIENTO Cuando una orogenia termina, hay unas etapas distensivas, donde intruyen gran número de cuerpos plutónicos que se han emplazado antes, después o durante la orogenia: Los cuerpos sintectónicos se han emplazado dentro de una etapa de 19 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez 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 ciclo tectónico o con un circulo magmático previo. Los postectónicos se han encajado después 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 contactos intrusivos, netos y discordantes. No desarrollan cuerpos zonales, son pequeños. Las rocas encajantes son de grado metamórfico bajo y presentan metamorfismo de contacto. Mesozonales: 5-17 km. Son post o sintectónicos. Contactos netos con el encajante y varía de discordante a concordante. Dimensiones grandes, constituidos por  diversas intrusiones. Si son sintectónicos presentan estructuras internas. El encajante puede desarrollar o no metamorfismo de contacto. Si el plutón queda encajado en niveles más profundos no hay metamorfismo de contacto. Si el contacto 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 roca caja, y ésta va asimilando los bloques generados; Éstos caen al magma, y dejan huecos en el encajante por dónde va ascendiendo el cuerpo plutónico. Un buen indicador de este tipo de mecanismo, es una roca con muchos enclaves. Es un mecanismo limitado, ya que al ir asimilando estos bloques, desciende la temperatura, aumentan la densidad y viscosidad, y se limita su movimiento. Se da en niveles superficiales de la corteza, pertenecientes al dominio frágil. Muchos xenolitos en las rocas plutónicas; en la roca caja hay fracturación. Relacionado con este mecanismo, se puede dar subsidencia de caldera: al llegar el cuerpo magmático a la corteza, fracturaría el encajante sobre la cámara magmática, hundiéndolo. Brechificación de las rocas caja: Cuerpos tabulares muy ricos en volátiles, que se separan 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 el emplazamiento de alcoholitos. Niveles relativamente superficiales de la corteza. Hinchamiento o ballowing: Se da, al expandirse los diapiros, como consecuencia de 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 es una 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 al alejarnos. Deformación dúctil de la roca caja: Relacionada con el hinchamiento o  ballowing. Se trata del estiramiento hacia debajo de la roca caja; La roca caja calentada, tiende a ocupar el sitio que va dejando el plutón al ascender. Asimilación de rocas caja, fusión parcial y zona de fusión: A veces, relacionado con el stopping magmático. Al intruir el cuerpo magmático, es capaz de fundir  20 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez    parcialmente la roca caja y su asimilación, depende de la composición de la roca caja 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 de deformación 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. Morfología no redondeada, sino alargada. 1. 2. 3. 4. 5. 6. Abombamiento del techo. Asimilación de ocas caja, fusión  parcial y zona de fusión. Stopping. Deformación dúctil de la roca caja. Desplazamiento lateral de la roca caja  por fracturación y plegamiento. (y 1.) Emplazamiento dentro de ambientes extensionales ZONACIÓN DE LOS PLUTONES En el borde encontramos rocas básicas. En la zona externa aparecen más enclaves 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 gradual entre distintos tipos plutónicos. 2) Inyecciones sucesivas de magma: Las distintas intrusiones pueden proceder del mismo magma inicial o no ser cogenéticas. Si no son cogenéticas habría saltos de tipo 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 roca ígnea haya asimilado, porque la roca caja está formada por distintas litologías. Al final nos dará un plutón zonado. 21 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez DIAGRAMAS DE FASE La fusión/cristalización es lo que más influye en la generación de las rocas ígneas; Como resulta difícil trabajar con rocas ígneas, se usan modelos análogos reduciendo el número de variables; Su expresión gráfica representa un conjunto de fases o de componentes que están en equilibrio con el sistema en determinadas condiciones de presión y temperatura; estos son los diagramas de fases . Entendemos por  sistema, una parte del Universo que es aislada natural o artificialmente para llevar a cabo una experimentación; si es abierto, se produce intercambio de materia y energía; si es cerrado, sólo se intercambia energía (es el usado en 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 y que presentan un determinado estado físico. Los componentes son los constituyentes químicos 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 entre dos fases. La intersección de dos curvas definen un punto en el que no podremos variar T ni P, porque se pueden destruir o cambiar la/s fase/s. Tipos de diagramas 1 componente binario ternario 22 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Regla de las fases Es útil para la interpretación de diagramas de fases. Define el número de variables que podemos modificar (grados de libertad) sin que varíen o se destruyan fases.  f  = 2 + c - p  f: Número de grados de libertad o varianza c : Número de componentes  p : Número de fases Si 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 fase F  = 2 + 1 - 1 = 2. Tiene dos grados de libertad, pueden variar dos variables intensivas (T y P), Estado de equilibrio divariante. En la línea que divide los campos de cuarzo α y cuarzo β coexisten esas dos fases. F  = 2 + 1 - 2 = 1 Tiene un grado de libertad, sólo puede variar una de las variables intensivas (P o T) y la otra queda fijada. Estado de equilibrio univariante. En el punto triple que une los campos de cuarzo α, cuarzo β y coesita coexisten esas tres fases F  = 2 + 1 - 3 = 0 No tiene ningún grado de libertad, P y T son fijos. Estado de equilibrio invariante. Diagramas binarios (conceptos básicos) LÍQUIDO L Isoterma L + Diópsida E X Y S L + Anortita Diósida + Anortita CRISTALES      a        t      e        l      p      o      s        I 23 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez → → → → → → La curva líquidus representa la máxima temperatura a la cual los cristales de una composición determinada, están en equilibrio con el líquido. Por encima, sólo hay líquido. La curva sólidus representa la temperatura mínima en la cual los cristales están en equilibrio con el líquido. Por debajo de esta curva, sólo hay sólidos. La intersección curva líquidus/curva sólidus es el punto invariante conocido como punto eutéctico, y que representa la temperatura y composición en las cuales dos fáses sólidas y un líquido de composición determinada están en equilibrio. La T de fusión del diópsido puro es 1392ºC; la de la anortita pura, es 1553ºC. Al añadir anortita al diópsida, disminuye la temperatura del líquidus; Ocurre lo mismo, 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 invariante F=1+2-3 = 0). Isopleta, es la línea de composición constante, mientras que isoterma la línea de temperatura constante.  Punto a 1400 ºC y con composición total de An 90; dos fases presentes: Líquido y Anortita. A lo largo de la isoterma se puede encontrar la composición de las dos fases que coexisten: líquido (L) y cristales de anortita (S). La línea que une a L y S se llama línea cotéctica. La proporción de cristales y líquido en ese punto se X  puede encontrar con la regla de la palanca ( S = = 72 % cristales; Y+X Y = 28 % líquido ). S= Y+X Diagramas binarios (cristalización en equilibrio) L1 L m L2 L3 L + Di L + An LE Di + An S T1 T2 T3 T4 TE T5 24 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez → → → → → → 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 volverá cada vez más rico en CaMgSi 2O6. 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 primero Di y luego Di +An. Si un líquido tiene la composición eutéctica An 42, cristalizarán simultáneamente Di +An. Diagramas binarios (fusión en equilibrio) L3 T5 T4 T3 L2 L1 L + Di Di + An → → → L + An LE S T2 T1 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 proporción eutéctica (An42; Di58), y los primeros líquidos tendrán composición eutéctica. En este caso, la isoterma del eutéctico (1274 ºC) corresponde al sólidus, debajo del cual todo el sistema es sólido. La temperatura permanece constante hasta que se agote una de las fases. En este caso será Di que está en proporción menor. 25 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez → → → La temperatura puede seguir aumentando, y cada vez más An se disolverá en el líquido, aumentando la concentración de CaAl 2Si2O8 en el líquido. Finalmente a T=1465ºC, la isopleta de An 75 (composición inicial) intersecta el líquidus; la proporción de sólidos de acuerdo a la regla de la palanca es cero; la fusión es completa. El sistema es completamente líquido a T > 1465ºC. Si la composición del sólido inicial está a la izquierda de E, se agotará primero An. Si el sólido tiene la composición eutéctica An 42, fundirán simultáneamente Di +An hasta agotarse también simultáneamente. Diagramas binarios con solución sólida Diagramas ternarios Para describir un sistema de tres componentes, se requiere un espacio tetradimensional: composición de los tres componentes, P y T. Representaciones isobáricas (P=cte) se pueden hacer en un espacio tridimensional, con las composiciones de los componentes en las esquinas de un triángulo equilátero y T en el eje vertical. Punto de fusión de Z Línea Cotéctica Superficie del ternario  Liquidus Eutéctico ternario Línea del  Liquidus Línea del  Solidus binario binario Plano del  Solidus ternario 26 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Se agrega una dimensión a los elementos del diagrama: las líneas de líquidus y sólidus binarios pasan a superficies ternarias; el punto eutéctico binario pasa a línea cotéctica ternaria; hay un nuevo punto eutéctico ternario. Las relaciones ternarias se Línea Cotéctica  presentan generalmente en  proyecciones del liquidus, representando en el plano la composición y las características de la Isotermas superficie del liquidus. La temperartura se representa en contornos de igual temperatura Eutéctico ternario (isotermas). Cuando no se representan las isotermas se indica la dirección de descenso de temperatura con flechas en las líneas cotécticas. X La dirección de descenso de T se puede también determinar con el Teorema de Alkemade, trazando una tangente en cualquier punto de la línea cotéctica hasta intersectar la línea que X+L une las composiciones de las fases en equilibrio. La temperatura descenderá en sentido contrario a esta intersección. Cuando la línea que une las composiciones de las fases en Z+L equilibrio (X-YZ) atraviesa la línea Y+L cotéctica se tiene un máximo térmico. YZ + L Z Y YZ 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 y luego sale. Tampoco se forma en el núcleo externo, ya que este es un fundido que sólo contiene Fe y Ni (se formarían magmas silicatados, lo cual no parece razonable, ni por  su composición, ni desde el punto de vista geofísico). Se piensa, que en parte, proviene de 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 corteza oceánica, a partir de rocas basálticas. Por qué → → Aumento de la temperatura: Por el calor de los elementos radioactivos de la Tierra (no es global). En zonas de subducción (fricción entre ambas placas). En zonas de colisión continental (engrosamiento cortical; la base de esta corteza desciende a zonas profundas y se puede calentar). En zonas de subducción, la  placa que subduce, también pueden entrar a zonas profundas. Descenso de la presión: En las dorsales, tenemos un manto, que al ascender, se descomprime; si el ascenso fuera lento y se pudiera equilibrar con lo del 27 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez → alrededor, no llegaría a fundir porque iría también descendiendo la temperatura; Sólo cuando el descenso es adiabático (sin descenso de temperatura), puede dar  lugar a que la roca funda (ascenso rápido en las dorsales). También hay corrientes de convección (puntos calientes o plumas), dónde el magma asciende aisladamente; se dan en intraplaca. Mayor contenido en volátiles: En las zonas de subducción, el agua entra en las rocas del fondo oceánico, que se alteran dando lugar a fases hidratadas (anfíboles, micas), y cuando llegan a la zona de subducción, se calienta y se va perdiendo el agua que se libera y asciende hacia el manto entre ambas placas, produciendo un aporte significativo y continuo de volátiles, por lo que las rocas por encima, fundirán. Cómo se genera Cuando hablamos de fusión, realmente, nos referimos a fusión parcial: la roca funde parcialmente, por lo que la composición del fundido no es la misma que la de la roca inicial (diagrama con eutéctico). Mecanismos de fusión   Fusión en equilibrio: El líquido permanece en contacto con la roca a partir de la que se forma, estableciendo un equilibrio entre ambos. Fusión fraccionada: En un determinado momento del proceso, el líquido se separa del sólido, pero la fusión continúa. Normalmente, la composición es la misma que en la fusión en equilibrio, 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. Sabemos que un magma es primario, si no tenemos muchos fenocristales, rocas afaníticas, minerales en equilibrio con las condiciones de formación, en magmas basálticos abundante olivino fosterítico (alto contenido en Mg con respecto al Fe), magmas con peridotito, … DIFERENCIACIÓN Y FRACCIONAMIENTO MAGMÁTICOS A partir de los magmas primarios, se van formando rocas de diferente composición:  Rocas comagmáticas: Diferentes rocas, pero de la misma familia.  Magmas diferenciados: Han experimentado procesos de diferenciación magmática; no primario.  Magmas parentales: Magmas de los que proceden los magmas derivados o diferenciados; 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 gradientes muy fuertes de T. Esto causa unos desequilibrios importantes en el potencial químico de los compuestos del magma. Como los elementos tienden a uniformar su  potencial químico se distribuirán por la cámara en aquellos sitios donde las T sean contrastadas. Este proceso presenta un problema: su efectividad es muy limitada  porque la velocidad de migración es muy, muy lenta.  Inmiscibilidad: Separación a partir de un único líquido, homogéneo, de dos fases líquidas composicionalmente distintas. Dado que la densidad de los dos líquidos 28 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez también es distinta, se pueden separar gravitacionalmente. Parece ser que la inmiscibilidad sea efectiva cuando la T es muy alta y cuando nos encontramos con composiciones bastante anómalas y poco frecuentes en la naturaleza como: Magmas silicatados ultramáficos; por un lado se separa en líquido silicatado normal y por  otro un líquido con abundante cantidad de sulfuros. Magmas ultralcalinos ricos en CO2; dos fracciones inmiscibles, una rica en álcalis y otra rica en carbonatita. Magmas toleíticos muy ricos en Fe; líquido rico en sílice y otro máfico rico en Fe. Fraccionación líquido-vapor La diferencia entre el líquido y la fase volátil es muy pequeña. Se conocen francamente mal este tipo de procesos. DIFERENCIACIÓN ÍGNEA EN SISTEMAS ABIERTOS   Mezcla e hibridación: Cualquier líquido magmático es susceptible de mezclarse con otro líquido de forma química o de forma física simple que cumpla estas tres  premisas: 1: Tiempo suficiente para que se de el proceso de mezcla. 2: Que las composiciones químicas sean más o menos adecuadas. 3: Existencia de movimientos turbulentos que mezclen mecánicamente los líquidos. Si uno de los líquidos es muy denso y el otro poco, obtendremos una cámara estratificada por   procesos meramente gravitatorios. La dinámica de los fluidos tiene mucho que decir  en este proceso ya que si el régimen es laminar y no turbulento, no se producirá la mezcla. Si lo que queremos es mezclar líquidos de composición basáltica (muy  básicos), los menos viscosos favorecen el que haya movimientos turbulentos. Como generalmente se generan en las dorsales, es en estas zonas donde tendrá lugar la hibridación de los magmas. En una zona de rift la cámara se sitúa debajo de la cresta de la dorsal. Se separan minerales máficos que se van al fondo de la cámara. Si hubiera un nuevo pulso de magma entonces se abortaría el proceso de diferenciación. Este nuevo/s liquido/s se mezcla con: 1: Cristales del fondo de la cámara. 2: El líquido residual o cristales. Mezcla de magmas en composiciones contrastadas o diferenciadas: Es difícil que se produzca la mezcla ya que la gravedad separa los líquidos densos de los menos densos. En la Naturaleza este tipo de procesos se ve muy bien en los diques. La mezcla de composiciones contrastadas se efectúa siempre que existe en la cámara un líquido diferenciado y, con posterioridad, intruye un magma básico. Ejemplo en cámaras superficiales Tenemos un líquido diferenciado frío y entra otro más caliente. En la interfase entre los dos líquidos se genera un movimiento turbulento de diferenciación magmático que hace que se formen cristales máficos en el fondo de la cámara, dándole así la categoría de diferenciado al líquido residual, que se hace más ligero y asciende a zonas más superficiales de la cámara. Se mezcla el líquido residual del segundo magma con el  primer magma dando lugar a una roca de composición diferente. En el fondo tenemos las fases que han precipitado a partir del magma básico. La mayor parte de enclaves microgranulares se producen por un proceso de mezcla. En los diagramas las líneas rectas indican procesos de mezcla, mientras que las curvas indican un proceso de diferenciación fraccionada. 29 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez GENERACIÓN DE MAGMAS BASÁLTICOS Paragénesis mineral • • • • Olivino: Las rocas alcalinas tienen alto contenido en olivino, pudiendo aparecer  tanto como fenocristal como en la matriz. Las rocas toleíticas también lo pueden contener como fenocristal, pero rodeado por una aureola de reación. Piroxeno: Las rocas alcalinas tienen Cpx (titanado (augita) y rico en Ca). Las toleíticas tienen los dos piroxenos: Opx como fenocristales y en la matriz y Cpx (diopsido); Los piroxenos de las rocas toleíticas pueden ser tanto ricos en Ca como pobres en este elemento. Fto. alcalino: Gran cantidad de ftos alcalinos, (sanidina es volcánica), en series alcalinas, desde los términos iniciales (anortoclasa). Feldespatoides: Son frecuentes la leucita y la nefelina en los basaltos alcalinos. Los toleíticos no tienen foides. Origen (toleitas) o o o Dorsales (MORB): La parte central de la dorsal es la más importante para nosotros ya que en ella se encuentra el mayor flujo calorífico y la máxima actividad volcánica e hidrotermal. Los materiales que eruptan se metamorfizan (metamorfismo de bajo grado pero con gran cantidad de agua).  Mineralogía: en orden de cristalización: Olivino-espinela-plagioclasa-cpx (diopsido)-opx. Geoquímica de elementos mayores: La mayoría de los MORB tienen olivino e hiperstena normativa, es decir, son toleitas olivínicas, aunque también podemos encontrar alguna cuarzotoleita. Rasgos más característicos: Muy bajos contenidos en K 2O y P2O (-0,1%); contenidos bajos en TiO 2, Fe2O2/FeO y K 2O/Na2O; contenidos elevados en Al 2O3 (15%); contenido homogéneo en sílice (47-51%); contenido variable en MgO (6,5-9,5%). Geoquímica de elementos menores: Contenidos muy bajos en Rb, Sr; Ba, y; contenidos bajos en Th, U, Zr; hf, Nb. Zonas continentales: En las zonas fisurales continentales tenemos los basaltos de inundación o fisurales. Se emiten en edificios fisurales y su característica fundamental es su gran extensión y volumen en la historia de la Tierra. Actualmente están en zonas de margen inactivo, aunque estuvieron asociados a rifts y zonas activas. Composición: Distintas composiciones dentro de cada provincia geográfica  pero siempre suelen ser de cuarzotoleitas y de toleitas olivínicas. Diferencias con los MORB: Tienen mayor concentración en Si, K, Ti, y E.I. (Ba y Rb); tienen menor concentración en Mg, Ni (-5%); con respecto a la T.R. presentan enriquecimiento en T.R. ligeras y anomalía negativa en Eu (fraccionación de  plagioclasa). Génesis: Se pensó que procedían de los basaltos de fondo oceánico  pero eso no justifica su alto contenido en T.R.; una segunda hipótesis sugiere la contaminación cortical; y, una tercera hipótesis dice quee forman en mantos heterogéneos. Islas oceánicas (OIB): En orden de cristalización se forman: espinela, rica en Al; olivino con coronas de Opx; enstatita o pigeonita (Opx); plagioclasa; Cpx restringido a la matriz. En general no contiene fases hidratadas. Composición: De menos a más diferenciación: basaltos toleíticos-basaltos-icelandita-dacita-riolita sódica.  Equivalente plutónico: Gabros olivínicos-gabros-dioritas-cuarzosienitas. Características químicas: La mayoría de los OIB son cuarzotoleitas, pero también se puede encontrar alguna toleita olivínica. Diferencias con los MORB: Tienen mayor contenido en FeO, TiO 2,P2O5, K 2O; menor proporción de Al 2O3, MgO; más elementos incompatibles de tipo Rb, Ba, Zr; pobres en T.R. ligeras (la relación La/Lu varia de 3 a 5 mientras que en los MORB no superaba el 1). Génesis: Tienen 30 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez o un grado de fusión menor ya que están enriquecidos en T.R. pesadas. No podemos achacar su composición a la heterogeneidad del manto. Arcos isla; asociaciones toleíticas: Aparecen en arcos isla inmaduros y tienen características iguales a las de la serie calcoalcalina continental pobre en K. Contribuyen a crear corteza continental. Se les denomina basaltos y andesitas  basálticas y se caracterizan por tener un contenido en K, E.I. y T.R. ligeras superior  al de las asociaciones toleíticas de fondo oceánico pero inferior a la serie calcoalcalina de bajo contenido en K. El espectro de T.R. es igual que los MORB  pero de anomalía negativa en Eu. Génesis: Se generan en una placa oceánica que subduce y penetra en zonas de alta T y P pero no llegan a fundir la placa sino que reorganizan la estructura de los minerales hidratados. Al reestructurarse se liberan agua y volátiles que tienden a ascender a la superficie y fundir el manto formando las series toleíticas. ASOCIACIONES ALCALINAS Y ULTRAALCALINAS Tienen gran complejidad extrema.  Zonas de aparición: Intraplaca oceánica (Islas Canarias); Intraplaca continental (Calatrava); rift continental; Antiguas zonas de subducción; Periodos distensivos después de la subducción. Características de las rocas ultralcalinas: Ricas en álcalis, Ti y P; ricas en E.I. de gran radio iónico (Ba, Sr, Rb); tienen los espectros de T.R. más fraccionados que hay; alto contenido en T.R. ligeras. Génesis: Se producen por medio de una tasa de fusión baja; de ahí que tengan tantas T.R. ligeras y E.I. Necesita fundir a mayor profundidad que las rocas toleíticas  pero necesita menos cantidad de agua que estas. Complejos plutonio-volcánicos  No forman grandes cuerpos. Lo más típico de estos complejos es la asociación que se produce entre rocas ácidas y básicas. Carbonatitas: Son rocas pobres en SiO 2 y muy subsaturadas. Son aquellas rocas ígneas compuestas por más del 50% de carbonatos y se clasifican en función de su mineralogía: normalmente el carbonato que tienen suele ser calcita pero pueden tener  ankerita, dolomita o siderita. También hay Cpx, anfibol de alto contenido en Na, flogopita y biotita como fases comunes. Normalmente aparecen en venas o diques. Provienen de un manto anómalo rico en carbonatos que se encuentra en condiciones de  baja P y T. En estas condiciones se produce el fenómeno de inmiscibilidad magmática que da lugar a dos líquidos: uno muy saturado rico en álcalis (nefelinitas) y otro rico en carbonatos (carbonatitas). El proceso de inmiscibilidad quedó patente cuando encontraron en las lavas unos “ocelos”, que son gotitas de composición extrema. ROCAS MÁFICAS Y ULTRAMÁFICAS Las asociaciones de rocas máficas forman complejos estratiformes caracterizados por la presencia de bandeados, ocupando grandes extensiones y con secciones verticales de afloramiento de varios kilómetros. La mayoría de ellos son  precámbricos, con forma de lopolito, siendo intrusivos en zonas de extensión cortical. Mineralogía y geoquímica Las rocas que constituyen estos complejos son peridotitas, gabros y en menor  medida anortositas, por lo que los minerales principales que las constituyen son olivino,  piroxenos y plagioclasa, con mineralizaciones asociadas de cromo, platino, paladio y óxidos de hierro y titanio. Los minerales ferrornagnesianos, en general, (olivino y  piroxenos) presentan una disminución del contenido en magnesio de la base de la intrusión hacia el techo, al igual que la plagioclasa que disminuye, en el mismo sentido, 31 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez su contenido en calcio. La composición química de la mayoría de estas intrusiones corresponde a la de un basalto toleítico, que se ha diferenciado siguiendo una pauta con un pronunciado enriquecimiento en hierro. Fábrica En cuanto a su estructura, se caracterizan por la presencia de bandeado ígneo, en el que definimos los estratos como entidades con forma de lámina caracterizadas por  una determinada asociación mineralógica; un bandeado es una secuencia o asociación de estratos. Origen de los bandeados Cada uno de estos complejos presenta un bandeado algo diferente lo que nos indica que los procesos que los han originado han sido algo diferentes. En el complejo de Bushveld, la presencia de rocas ultramáficas y desarrollo de unidades anortosíticas hace pensar en la existencia de dos magmas de distinta composición que, darian lugar a los distintos tipos rocosos. Realizando trabajos experimentales con rocas cuya composición podria ser la del magma prinútivo se llega a la conclusión de que los líquidos que pudieron dar lugar a las rocas ultramáficas tendrían una composición similar a la de boninitas, pues su secuencia de cristalización seria: cromita ~ olivino ~ ortopiroxeno, que es la misma que se observa en las rocas. Las anortositas se podrían haber producido por la cristalización fraccionada de un liquido con composición de  basalto toleítico,-pues la secuencia de cristalización seria, en este caso: plagioclasa + cromita ~ olivino + plagioclasa ~ augita + ortopiroxeno + plagioclasa, que daría lugar a las secuencias acumuladas de anortositas, troctolitas y gabros. En cuanto al origen de las unidades macrorítmicas, cada ciclo representa un cambio en el magma a composiciones más primitivas, que se puede interpretar como el resultado de la inyección periódica de un magma más primitivo en la cámara magmática. El bandeado que presenta la intrusión de Muskox, se habría originado también  por la entrada sucesiva de magma en la cámara magmática, desplazando a los líquidos más evolucionados que alcanzarían la superficie en forma de erupciones volcánicas. Por último, la intrusión de Skaergaard es el resultado de una diferenciación extrema de un magma, similar en composición a un basalto toleítico algo evolucionado, que finaliza con la segregación de pequeños volúmenes de granofidos ricos en hierro. El  bandeado de estas rocas se habría originado por la combinación de cristalización "in situ", difusión química y térmica, y las velocidades de nucleación y crecimiento. SERIES CALCOALCALINAS Y SHOSHONÍTICAS Las rocas de la serie calcoalcalina pertenecen a las series subalcalinas, sin enriquecimiento en hierro en los términos intermedios y se localizan, fundamentalmente, en zonas donde hay subducción. Los tipos rocosos que forman parte de esta serie son: basaltos, andesitas, dacitas y riolitas. En zonas de arco isla  predominan basaltos y andesitas con escasas dacitas y riolitas, mientras que en zonas de margen continental activo son escasos los basaltos, abundando andesitas y los términos más ricos en SiO 2 (dacitas y riolitas). Mineralogía y geoquímica La principal característica es que presentan dos piroxenos (orto y clinopiroxeno); en los términos básicos el olivino es escaso en comparación con el ortopiroxeno. Otros máficos abundantes son el anfibol y la biotita, lo cual indica alto contenido en volátiles. La plagioclasa, de carácter cálcico, aparece como fenocristal con zonado. Cuarzo y 32 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez feldespato potásico se encuentran en la matriz de los términos más diferenciados (dacitas v riolitas). La textura es porfídica con matriz vítrea o criptocristalina siendo completamente vítrea en los tipos más ácidos. Químicamente son rocas saturadas en SiO 2 (52% - 63%). En fúnción de su contenido en K 20 se distinguen las siguientes series: baja en potasio, calcoalcalina, alta en potasio y shoshonítica. En arco isla son más frecuentes las de bajo contenido en K 20, mientras, que en margen continental es al revés. En zonas de arco pueden aparecer  series tanto toleíticas como calcoalcalinas, presentando las primeras un enriquecimiento moderado en hierro a medida que aumenta la sílice. Estas rocas son ricas en elementos incompatibles (HFS; Rb, Ba, Sr, Zr, Th, U) con respecto a las tierras raras (REE) aumentando el contenido en LREE con el aumento de K 20 lo cual las diferencia de los MORB y los OIB. Las relaciones isotópicas iniciales de Sr ( 87Sr/86Sr) varian entre 0.702 y 0.706 en rocas de bajo contenido en K 20 y entre 0.702 y 0.712 en las de alto contenido en K 20. Serie shoshonítica Se caracteriza por su alto contenido en K 20 siendo sus términos rocosos: absarokita, shoshonita y banakita. Contienen fenocristales de olivino, clinopiroxeno,  plagioclasa y ortopiroxeno, siendo el feldespato potásico muy abundante en la matriz,  pueden aparecer también flogopita, analcima y leucita. Químicamente son rocas que se encuentran en le limite de saturación de Si0 2, y son más ricas en incompatibles que las rocas de la serie calcoalcalina. VARIEDAD DE ASOCIACIONES GRANÍTICAS Los grandes cuerpos intrusivos de dimensiones batolíticas están constituidos por  granitos en sentido amplio, originados en áreas orogénicas (margen continental o colisión continente - continente). Según sea el régimen tectónico en el que se han generado, presentan unas determinadas caracteristicas mineralógicas y químicas, que reflejan la variación en el material fuente a partir del cual se han formado. Mineralogía y geoquímica Los componentes fundamentales de las rocas granitoideas son Q, Fk y Plag; se denomina granitoide a aquella roca que tiene más del 5% modal de Q y presenta textura granuda. Son rocas, por tant,o que se proyectan en el diagrama Q - A - P variando desde tipos rocosos con bajos contenidos en cuarzo (cuarzo dioritas, cuarzo monzonitas y cuarzo sienitas) hasta tipos rocosos más ricos en cuarzo, que además son los más frecuentes (tonalitas, granodioritas, monzogranitos, sienogranitos y granitos de feldespato alcalino). La diferencia fundamental que existe entre estos tipos rocosos son las proporciones relativas entre Fk y Plag. Como minerales máficos más frecuentes aparecen biotita y anfibol, estando presente el piroxeno en los tipos más básicos (dioritas). La cantidad de máficos varia, disminuyendo hacia los tipos más diferenciados, en los que aparece exclusivamente biotita. Las texturas son granudas, siendo más frecuentes las de tamaño de grano medio o grueso. Los tipos porfídicos son también importantes presentando en algunos casos fenocristales de 5 a 10 cm. que normalmente son de Fk. La variedad de texturas que presentan estas rocas reflejan sus diferentes condiciones de cristalización. Los frecuentes intercrecimientos que aparecen entre Q y Fk (textura gráfica) o Q y Plag (textura mirmequítica) son el resultado de la cristalización a partir de una composición eutéctica constituida por  cuarzo y feldespatos. Desde un punto de vista químico lo más destacable es que son rocas saturadas en Si0 2 (entre 50% y 77%), presentando en la mayoría de los casos Q 33 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez normativo y pertenecen a las series calcoalcalinas. Normalmente M 2O3, FeO, MgO y CaO disminuyen con la Si0 2, mientras que los álcalis aumentan. Un parámetro muy empleado en rocas granitoideas es el índice de saturación en M 2O3 que mide la relación entre M2O3/CaO + Na2O + K 20 en valores moleculares. Los espectros de tierras raras  presentan enriquecimiento en LREE frente a las pesadas, con anomalías de Eu de distinto rango, pudiendo aparecer tanto anomalías positivas (en rocas ricas en  plagioclasa dioritas, tonalitas), como anomalías negativas (sienogranitos y granitos de feldespato alcalino). Las relaciones isotópicas iniciales de Sr también presentan una amplia variación, ya que hay asociaciones graniticas con ISr bajas ( 87Sr/86Sr 0.700 0.705) que pondrian de manifiesto una afinidad mantélica; mientras que otras series graníticas presentan relaciones de Sr elevadas ( 87Sr/86Sr> 0.710) que indicarian una clara influencia cortical en la generación de los magmas. Ambientes geotectónicos Podemos agrupar los ambientes geotctónicos en los que aparecen rocas granitoideas en dos grandes grupos: los anorogénicos y los orogénicos. En estos últimos es donde aparecen los mayores volúmenes de rocas granitoideas, es decir en zonas donde hay corteza continental, siendo muy escasos en ambientes oceánicos. Esto último se interpreta como que en ambientes oceánicos no existe un material fuente adecuado  para generar magmas de composición granítica y que los escasos granitoides que aparecen en áreas oceánicas representan los líquidos residuales de la diferenciación de  basaltos, por lo que una diferenciación extrema de líquidos basálticos no daria lugar a grandes volúmenes de rocas graniticas y parece necesaria la participación de la corteza  para generar estas rocas. o Ambientes anorogénicos.  Zonas de rifi continental: Se trata de los granitos intraplaca (WPG); los tipos rocosos son granitos en sentido amplio, asociados a rocas gabroideas y monzoníticas. Geoquímicamente corresponden a series alcalinas y peralcalinas, saturadas en SiO 2 pobres en CaO y MgO y ocasionalmente ricas en K 2O, se caracterizan por la presencia de piroxenos y anfiboles sódicos. Geoquimicamente se caracterizan por un fuerte enriquecimiento de REE tanto ligeras como pesadas. Las relaciones ISr varian entre valores bajos (0.703) a valores altos (0.713), lo cual se interpreta como que derivan de una fuente mantelica enriquecida, pero que han podido asimilar materiales de la corteza lo cual aumentaria el contenido en LIL. Corresponden a los granitos de tipo A. o Zonas de dorsal oceánica. (ORG): Pequeños volúmenes de tonalitas y leucotonalitas, asociados a gabros toleiticos. Son metaalumínicos, con clinopiroxeno y anfibol como principales fases máficas. Presentan relaciones ISr   bajas por lo que su material fuente seria un manto empobrecido, y representarian los líquidos residuales de la cristalización fraccionada de Ol, Cpx y Plag a partir de líquidos basálticos. o Ambientes orogénicos.  Arco isla (VAG): Corresponden a tipos calcoalcalinos variados, predominando gabros, cuarzodioritas y tonalitas. Presentan bajas relaciones ISr (< 0.704) lo que indica su procedencia por fraccionamiento de magmas de composición basáltica procedentes de la fusión del manto astenosférico. Granitos tipo M. o Margen continental activo: Dominan los plutones calcoalcalinos de carácter metaalumíninco, encontrándose tipos rocosos desde gabro a granito con predominio de las granodioritas, con anfibol, piroxeno y biotita como minerales máficos  predominantes. Las relaciones ISr son bajas, entre 0.704 - 0.708, así como enriquecimiento den LIL con respecto a elementos HFS. Se interpreta que se han originado a partir de rocas ígneas intermedias o básicas con arifibol, es decir rocas