IV. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones.

Transcripción

1 Temario: I. Magma: Definición, Origen y Composición. II. Diferenciación magmática. III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas. IV. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. V. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura.

2 I. Magma: Definición El magma es el material de origen de las rocas ígneas. Se puede definir como una mezcla de material rocoso fundido, cristales y gases, con un amplio rango de composición química (predominantemente silicatada), el cual presenta una alta temperatura (en un rango entre 500 y 1200 C) y características físicas de movilidad (fluidez) de líquidos viscosos. La lava es el magma que ha sido expulsado a través de ventanas volcánicas y el cual es accesible a observación directa.

3 I. Magma: Origen Aunque el Manto terrestre es fundamentalmente sólido, el magma se origina principalmente por la fusión parcial de material proveniente del Manto superior. De igual manera, y aunque menos significativamente, se puede generar magma a partir de la fusión de material de la Corteza inferior. Existen tres mecanismos que pueden explicar la fusión del Manto o la Corteza: 1) Aumento de la temperatura (gradiente geotérmico). 2) Descrecimiento de la presión. 3) Presencia de volátiles.

4 I. Magma: Origen 1) Aumento de la temperatura (gradiente geotérmico) El aumento progresivo de la temperatura con la profundidad (gradiente geotérmico), constituye el mecanismo natural que explicaría la fusión del manto por incremento de la temperatura. El decaimiento de elementos radioactivos (K, U, Th) es la principal causa que controla el aporte de calor. Sin embargo, un gradiente geotérmico normal no explicaría, por si solo, la fusión de material mantelar (ver figura) Líquido Sólido Gradiente geotérmico oceánico normal Incremento anómalo de temperatura Fusión por aumento de la temperatura

5 I. Magma: Origen 1) Aumento de la temperatura (gradiente geotérmico) Las manifestaciones más obvias de incremento local anómalo de la temperatura se da en los denominados Puntos Calientes. El origen de estos puntos calientes es controversial, pero generalmente se atribuye a procesos que se dan a grandes profundidades, en la base del manto y quizás relacionado con flujo de calor de corrientes convectivas del núcleo líquido. Mapa de ubicación de las principales zonas de puntos calientes

6 I. Magma: Origen 2) Disminución de la presión La disminución de la presión a una temperatura constante trae como consecuencia una disminución en el punto de fusión del material rocoso. Cuando el material mantelar asciende, la presión disminuye y el volumen aumenta (disminución de la densidad). Para que ocurra la fusión del material, debe existir una descompresión adiabática, siguiendo una ruta de descompresión denominada adiabata. El proceso se conoce como fusión por descompresión Sólido Líquido

7 I. Magma: Origen 2) Disminución de la presión Este proceso de descompresión adiabática pura es poco probable. Sin embargo un ascenso rápido del material minimiza la perdida de calor por intercambio con los alrededores. Qué ambiente tectónico es favorable para que se de este proceso?. Es posible lograr una fusión total del material mediante una fusión por descompresión?

8 I. Magma: Origen 3) Adición de volátiles La presencia de volátiles (H 2 O y CO 2 ) en un sistema silicatado ejerce un efecto marcado sobre el punto de fusión del material. Para minerales anhidros se podría resumir la reacción de fusión en un sistema de un componente como: Sólido Líquido Con la incorporación de agua, se convierte en: Sólido + H 2 O (vapor) Líquido (acu) El resultado de una adición de H 2 O en un sistema anhidro es la disminución del punto de fusión a una presión determinada. Debido a que a mayor presión se incrementa la solubilidad del agua en la solución, el punto de fusión disminuye progresivamente mientras aumenta la presión. Considerando una composición específica para el manto (lherzolítica), se puede establecer que la cantidad de H 2 O en un material mantelar normal no excede en un 0,1 %. Sin embargo, en ambientes más hidratados (zonas de subducción, por ejemplo) se incrementa la presencia de minerales como anfíboles y micas (flogopita).

9 I. Magma: Origen 3) Adición de volátiles El efecto del H 2 O en la disminución del punto de fusión en sistemas silicatados ha sido sustanciado en numerosos experimentos bajo condiciones hidratadas. Ecuación de Clapeyron P/ T = S/ V Solidus de peridotita anhidra comparado con solidus en varios experimentos de peridotitas saturadas con H 2 O

10 I. Magma: Origen 3) Adición de volátiles Los requerimientos para que ocurra la fusión en sistemas lherzolíticos deben ser: a) H 2 O libre, no enlazado a los minerales b) T/P suficientes para fundir la lherzolita en condiciones de saturación de H 2 O En que punto(s) del diagrama se cumplen los requerimientos antes mencionados? Diagrama esquematizado donde se muestra el solidus de lherzolita saturada, curvas de deshidratación de anfíboles y flogopita y los gradientes geotérmicos de océanos y escudos

11 I. Magma: Origen Sitios tectónicos donde pueden ocurrir formación de magma por fusión de manto o corteza

12 COMENTARIOS PREGUNTAS

13 I. Magma: Composición La composición inicial del magma (magma primario o parental) se encuentra condicionada por dos factores: a) La composición de la roca fuente o material parental b) El grado de fusión parcial En términos generales, si ocurre la fusión de un material mantelar (peridotítico) se obtiene un magma máfico/basáltico. Si por el contrario ocurre la fusión de un material continental se obtiene un magma mas félsico. La transformación o modificación del magma parental se da por un proceso conocido como Diferenciación Magmática, el cual será discutido en próximas láminas. Volumétricamente, la generación de magma parental se puede ver representada por la fusión de material mantelar y la evolución del material fundido, por lo cual en el presente apartado se desarrollara los conceptos asociados a la generación de magmas basálticos.

14 I. Magma: Composición Principales magmas basálticos: En las cuencas oceánicas se generan principalmente tres tipos de magmas basálticos: TOLEÍTICO, ALCALÍNO y CALCOALCALINO Magma Toleítico. Se genera en las dorsales oceánicas a poca profundidad (entre 15 y 30 km de profundidad) como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas del manto. El magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempo para su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros. Magma Alcalino. Es un magma rico en metales alcalinos, especialmente sodio y potasio que se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en zonas profundas. Suele aparecer en ambientes de rift continental y puntos calientes a una profundidad de entre 30 y 70 Km. El ascenso de los magmas desde la profundidad en la que se generan proporciona el tiempo necesario para que se produzca su diferenciación. Origina basaltos alcalinos, traquitas, riolitas entre otras rocas. Magma Calcoalcalino. Se forma por fusión a gran profundidad (100 a 150 km) de la corteza oceánica subducida. Son magmas que no ascienden a la superficie por regla general debido a la profundidad en la que se forman, existiendo bastante tiempo para su diferenciación. Este magma origina andesitas, riolitas, dioritas y granitos.

15 I. Magma: Composición Principales magmas basálticos: Generación de magmas basálticos y su relación con los sitios tectónicos

16 I. Magma: Composición Series magmáticas: grupo de rocas que comparte una característica química o mineralógica común y que muestran un patrón consistente de variación que sugiere una relación genética (a) (b) Diagramas que representan las distintas series magmáticas (Toleítica y Calcoalcalina): (a) Saturación en sílice; (b) AFM

17 I. Magma: Composición Volcanismo en dorsales oceánicas y en zonas de intraplacas oceánicas MORBs: Son basaltos que se generan en las dorsales centrooceánicas por ascenso de material mantelar fundido. Pueden ser empobrecidos (N- MORB) o enriquecidos (E- MORB o P-MORB) OIBs: Son basaltos que se generan en las zonas de intraplacas oceánicas por efecto principal de puntos calientes

18 I. Magma: Composición Volcanismo en dorsales oceánicas y en zonas de intraplacas oceánicas MORBs: Son basaltos que se generan en las dorsales centrooceánicas por ascenso de material mantelar fundido. Pueden ser empobrecidos (N- MORB) o enriquecidos (E- MORB o P-MORB OIBs: Son basaltos que se generan en las zonas de intraplacas oceánicas por efecto principal de puntos calientes

20 I. Magma: Composición Generación de basaltos de un Manto químicamente uniforme Aunque la composición química del manto se puede asumir como constante (manto lherzolitíco), la composición mineralógica varía con la profundidad (ver figura). Sólido Debido a que las fases minerales poseen diferentes puntos de fusión, no es la misma composición la del primer fundido parcial de una lherzolita plagioclásica que la del primer fundido parcial de una lherzolita granatífera. Evidentemente un fundido total sería idéntico ya que todos los componentes pasaría al líquido.

21 I. Magma: Composición Generación de basaltos de un Manto químicamente uniforme Olivino 90 Dunita Peridotitas Lherzolita 40 Orthopiroxenita Olivino Websterita 10 Piroxenitas 10 Ortopiroxeno Websterita Clinopiroxenita Clinopiroxeno Diagrama de clasificación de rocas ultramáficas (faneríticas) según la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS)

22 I. Magma: Composición Generación de basaltos de un Manto químicamente uniforme 15 Basaltos toleíticos 10 5 Lherzolita Harzburgita Dunita Residuo % TiO 2 Extracción de un fundido parcial basáltico en una Lherzolita granatífera (Mussett, 1993)

23 I. Magma: Composición Generación de basaltos de un Manto químicamente uniforme Productos de la fusión parcial de pirolita a distintas presiones (Green y Ringwood, 1967)

24 I. Magma: Composición Modelo de Manto químicamente heterogéneo Aunque el modelo del manto químicamente homogéneo provee una solución simple a la generación de las series magmáticas (mediante cristalización fraccionada, fusión parcial o composición de fluidos), existen algunos aspectos que no han podido ser explicados. LREE depleted or unfractionated Fraccionamiento de REE en materiales que deberían ser químicamente homogéneos? LREE enriched Distribución de REE (normalizado frente a condrito) en xenolitos ultramáficos. Existencia de material enriquecido y empobrecido en LREE

25 I. Magma: Composición Modelo de Manto químicamente heterogéneo Se propone un modelo de convección de doble capa, donde el manto inferior (poco diferenciado y enriquecido ) posee un sistema convectivo separado del manto superior (más diferenciado y empobrecido ) Modelo de convección de doble capa del Manto (Winter, 2001)

26 I. Magma: Composición Modelo de Manto químicamente heterogéneo propiciado por manto inferior enriquecido propiciado por manto superior empobrecido

28 II. Diferenciación Magmática Definición Es el proceso por el cual un magma es capaz de diversificarse y producir un magma o una roca de diferente composición. Contempla dos procesos esenciales: A. Creación de una composición diferente entre una o más fases, como elemento de partición entre ellos mismos, en respuesta a cambios de variables intensivas (presión, temperatura o composición). B. Preservación de las diferencias químicas creadas en la parte (A) por segregación de distintas porciones químicas, ubicándolas en sistemas separados. El Fraccionamiento es el proceso físico que permite que diferentes porciones (usualmente distintas fases), sean mecánicamente separadas. Mecanismos de diferenciación magmática: Fundamentalmente se presentan tres mecanismos : (A) Cristalización fraccionada; (B) Mezcla de magmas y; (C) Asimilación

29 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (A) Fusión parcial: este proceso, que es el principal responsable de generar diferentes magmas, ocurre cuando solo una porción del sólido se funde (presencia de fases minerales con distintos puntos de fusión) Fusión parcial en equilibrio: series de líquidos producidos por estados sucesivos de fusiones parciales en equilibrio. Fusión fraccionada: la fusión parcial no es un proceso continuo. Puede existir incremento en la temperatura de la cámara magmática

30 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (B) Cristalización fraccionada: es considerado el mecanismo más dominante en la diferenciación de la mayoría de los magmas. Se fundamenta en la cristalización de fases minerales a distintas temperaturas La composición de los cristales es diferente a la del magma (original y residual) La composición química del magma varía con la cristalización (distinta composición del magma residual comparada al magma original) Los minerales con mayor punto de fusión, cristalizan primero (Ver Serie de Bowen)

31 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (B) Cristalización fraccionada:

32 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (B) Cristalización fraccionada: Existen tres mecanismos que pueden acompañar a la cristalización fraccionada: A. Distribución por gravedad: la densidad de los minerales máficos (primeros en cristalizar) suele ser mayor que la del magma que cristalizan. Esto permite una distribución selectiva por densidades. B. Filtrado por presión: si una mezcla de cristales y líquido es sometido a un estrés compresional, el líquido será expulsado de la mezcla y se separará de los cristales. C. Segregación por flujo: diferentes velocidades de cristalización en flujos de magma que se desplazan por diques o fracturas. Mayor velocidad en el centro/menor velocidad en los bordes.

33 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (C) Inmiscibilidad de líquidos: Durante la cristalización de un magma, la composición del líquido remanente y la temperatura cambia. Se puede dar las condiciones para que se formen dos líquidos inmiscibles (formación de solvus). En la naturaleza, se encuentra limitado a condiciones particulares: A. Separación de líquidos graníticos y basálticos en series basalticas toleíticas ricas en Fe. B. Separación de líquidos ricos en sulfuros de magmas silicatados saturados en sulfuros. C. Separación magmas silico-alcalinos de magmas carbonáticos en magmas altamente alcalinos ricos en CO 2

34 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (D) Transporte de volátiles: Durante niveles someros de cristalización magmática (etapas avanzadas de cristalización magmática), los volátiles pueden ser separados del líquido (ebullición retrograda), por lo que quedan excluidos de las fases cristalinas. La separación de volátiles puede ser asociado con el fraccionamiento de ciertos elementos entre la fase líquido-vapor. Elementos como H 2 O, Na, K, S, CO 2, B, P, F y Cl son preferentemente incluidas en la fase de vapor. Pegmatitas Cavidades miaroliticas

35 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (E) Mezcla de Magmas: La mezcla de magmas se puede ver como el proceso contrario a la inmiscibilidad de líquidos. El magma final será el resultado de la mezcla de los magmas iniciales. A comienzos del siglo pasado se pensaba que los diferentes tipos de magmas surgían a partir de la mezcla de los principales magmas primarios: basálticos (fusión del manto) y riolítico/granítico (fusión de la corteza). Actualmente la teoría de magmas por mezcla de miembros terminales cae en desuso. Sin embargo, existen muchos ejemplos en la literatura donde se da diferenciación locales explicada por mecanismos de mezcla de magmas.

36 II. Diferenciación Magmática Mecanismos de diferenciación magmática: (F) Asimilación: La asimilación contempla la incorporación de constituyentes químicos de las paredes o el piso de la cámara magmática en el magma. El grado con el que el magma puede asimilar a la roca caja por fusión de la misma, viene dado por la disponibilidad de calor del magma.

38 III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas Composición promedio (%) de algunos tipos de rocas ígneas Oxido Granito (Riolita) Granodiorita (Dacita) Gabro (Basalto) Rocas ígneas promedio* SiO 2 72,08 66,15 48,36 60,18 TiO 2 0,37 0,62 1, Al 2 O Fe 2 O FeO MnO no reportado MgO CaO Na 2 O K 2 O H 2 O ,15 P 2 O datos tomados de Nockolds (1954) *datos tomados de 5159 análisis : Clarke y Washington (1924)

39 III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas Distribución de frecuencia del % de SiO 2 en rocas ígneas (Mason and Moore, 1984)

40 III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas Distribución de frecuencia del % de elementos mayoritarios (en óxidos) en rocas ígneas (Mason and Moore, 1984)

41 III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas Minerales formadores Minerales accesorios 1) Cuarzo, tridimita, cristobalita 1) Circón 2) Feldespatos: ortosa, microclino, sanidina, plagioclasas 2) Titanita 3) Feldespatoides: nefelina, sodalita, leucita 3) Magnetita 4) Micas: biotita, moscovita, flogopita 4) Ilmenita 5) Piroxenos: augita, aegirina, enstantita, ferrosilita 5) Hematita 6) Anfíboles: horblenda, riebeckita 6) Apatito 7) Olivino: forsterita-fayalita 7) Pirita 8) Rutilo Mineralogía de las rocas ígneas 9) Corindón 10) Granates

42 III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas Composición mineralógica aproximada de los principales tipos de rocas ígneas

44 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Un diagrama de fase o de equilibrio es una representación gráfica de las distintas fases que están presentes en un sistema determinado bajo las condiciones de presión, temperatura o composición en las cuales puedan existir o coexistir. Las líneas en los diagramas representan condiciones de equilibrio entre las fases. Ecuaciones de Energía Libre y Clapeyron dg = VdP SdT P/ T = S/ V Una FASE es una sustancia homogénea con un definido grupo de propiedades físicas y químicas que la caracterizan. Los COMPONENTES son el menor número de entidades químicas necesarias para definir la composición de todas las fases presentes en un sistema El número de minerales (fases) que pueden coexistir en equilibrio es limitado y puede ser establecido mediante la regla de fases de Gibbs : F + L = C + 2 F= fases; L= grados de libertad; C= componentes

45 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de dos componentes (1) Sistema de soluciones sólidas (plagioclasas y olivino) Diagrama de fases de plagioclasas

46 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de dos componentes (1) Sistema de soluciones sólidas (plagioclasas y olivino) Cristales zonados de plagioclasas

47 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de dos componentes (1) Sistema de soluciones sólidas (plagioclasas y olivino) Diagrama de fases de olivino

48 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de dos componentes (2) Sistema de exsolución (NaAlSi 3 O 8 - KAlSi 3 O 8 ) Diagrama de fases de albita-ortosa

49 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de dos componentes (3) Sistema de eutéctico (CaAl 2 Si 2 O 8 - CaMgSi 2 O 6 ) Diagrama de fases de diopsido-anortita

50 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de dos componentes (4) Sistema de eutéctico-peritéctico (KAl Si 2 O 6 - KAlSi 3 O 8 -SiO 2 ) Diagrama de fases de Leucita-K-feldespato-Cuarzo

51 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de tres componentes (1)

52 III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones. Diagrama de tres componentes (2) Sistema albita-anortita-diopsido

54 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Cristalización magmática: La cristalización de un magma se caracteriza por reacciones de dos tipos: a) reacción continua (series de soluciones sólida), donde los cristales recién formados cambian ininterrumpidamente su composición (sin cambio en su estructura cristalina) por reacción con el fundido. b) reacción discontinua, donde las fases recién cristalizadas reaccionan con el fundido para dar nuevas fases con diferentes estructuras cristalinas y diferente composición química.

55 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. A medida que avanza la Cristalización magmática: cristalización: En la serie discontinua aumenta la complejidad del ensamblaje silicatado (mayor polimerización) Se incremente el volumen de las celdas unitarias de las fases minerales Aumento de concentración de volátiles Aumento del grado de reemplazo de Si por Al en la serie discontinua En la serie continua, la relación Al:Si pasa de 1:1 a 1:3 La relación Na+K/Al aumenta para ambas series (0 1) Aumento de elementos incompatibles

56 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización La determinación de los cambios químicos que se verifican en los sistemas geoquímicos tienen su origen, en última instancia, en la fortaleza de los enlaces químicos presentes en los materiales involucrados. Sin embargo, no sólo la energía de los enlaces químicos son los conductores de las reacciones en geoquímica. El tamaño de los iones que se introducen en una red cristalina, así como el empaquetamiento, son influyentes.

57 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización El incremento en la temperatura permite una expansión volumétrica de los sitios en los cuales tiene lugar las uniones metal-oxigeno-metal (M-O-M). Por consiguiente, cationes grandes pueden entrar en esos sitios, y a mayores temperaturas, pueden tener lugar soluciones solidas completas, que a bajas temperaturas no se darían.

58 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Los enlaces Si-O-Si, presentes en prácticamente todas las rocas, son energéticamente mas fuertes que otros enlaces M-O-M. Por tanto, el tamaño de los tetraedros SiO 4 no varia mucho con el cambio de temperatura.

59 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Los enlaces Si-O-Si, presentes en prácticamente todas las rocas, son energéticamente mas fuertes que otros enlaces M-O-M. Por tanto, el tamaño de los tetraedros SiO 4 no varia mucho con el cambio de temperatura.

60 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Sabemos que el aluminio puede sustituir al silicio en los sitios tetraédricos, lo que permite eventualmente la formación de enlaces Al-O-Al. Estos enlaces tienen mayor energía que los enlaces Al-O-Si, lo que trae como consecuencia que los tetraedros AlO 4 sean energéticamente desfavorables respecto a los de silicio. Como resultado, encontraremos enlaces Al-O-Si-O-Al-O-Si en muchos minerales (por ejemplo, anortita, Ca 2 Al 2 Si 2 O 8 )

61 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Este comportamiento se conoce como el Principio de evitabilidad del aluminio o Al-avoidability Este principio establece que no hay formación de tetraedros AlO 4 vecinos, y es importante en el comportamiento ordenado de muchos silicatos.

62 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización En muchos cristales coordinados poliédricos, existe una correlación entre presión y temperatura y el tamaño de los sitios en red, donde el incremento en temperatura tiene un efecto similar al de disminución en presión, y viceversa. En el olivino por ejemplo, un incremento en temperatura o disminución en presión trae consigo una expansión de los sitios M1 y M2. El tamaño de los tetraedros SiO 4 permanece sin cambios. Un incremento en presión o disminución en la temperatura tendrá un efecto inverso.

63 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Para una solución solida de granates, entre los miembros finales grosularia (Ca 3 Al 2 Si 3 O 12 ) y piropo(mg 3 Al 2 Si 3 O 12 ). A bajas presiones, los sitios octaédricos son algo grandes para cationes Mg ++ (0,97 Å en coordinación octaédrica) y por tanto son ocupados por los cationes Ca ++, que son mayores (1,2 Å). A mayor presión, estos huecos se volverán mas pequeños, permitiendo que sean ocupados preferentemente por iones Mg ++, que explican la presencia de piropo como la fase natural de granate a mayor presión.

64 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización El tamaño de los cationes también tiene profundas implicaciones sobre el rango de estabilidad de una solución solida. La sustitución de un catión voluminoso como Ca ++ por cationes mas pequeños como Fe ++ o Mg ++ ocasiona un cambio en la longitud de los enlaces con los átomos vecinos, lo que trae como consecuencia un debilitamiento de los enlaces M-O-M y distorsión junto a expansión de la red cristalina. Sustituciones que involucren cationes tan disimiles solo se darán si la estructura del cristal es lo suficientemente abierta como para compensar la tensión generada por el nuevo catión.

65 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Consideremos una solución solida de olivino en el sistema CaO-FeO- MgO-SiO2 (CFMS). En este sistema, el olivino es una solución solida reciproca, ya que hay cuatro minerales de composición de miembro final de la solución: Mineral Sitio M2 Sitio M1 Sitio T Forsterita Mg Mg Si Fayalita Fe Fe Si Monticellita Ca Mg Si Kirschsteinita Ca Fe Si

66 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Debido a que los cationes Fe++ y Mg++ tienen prácticamente igual tamaño, el intercambio Fe-Mg (escrito como vector FeMg -1 ) tiene lugar fácilmente. La transición de forsterita a fayalita se observa comúnmente en la naturaleza, al igual que entre monticellita y kirschsteinita. Por el contrario, debido a la gran diferencia en el tamaño de los cationes, las sustituciones entre Fe-Mg olivinos y olivino cálcico es muy limitada, razón por la cual existe un amplio vacio entre esos olivinos.

67 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización La estructura del olivino no es capaz de compensar la tensión generada por esta difícil sustitución (Fe,Mg)Ca -1, por lo que la extensión de esta sustitución es muy pequeña. La presencia de olivinos forsterita y monticellita se limita a sus respectivos miembros finales composicionales. El aumento de la temperatura permitirá una muy leve miscibilidad entre estos miembros finales, lo que ocasiona que a 1000 o C, la extensión de la sustitución (Fe,Mg)Ca -1 es del orden de un 5%; a 1450 o C, la miscibilidad se incrementa a un 15%.

68 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Estabilidad de estructuras cristalinas (Reglas de Pauling): Regla 1. Un poliedro de coordinación de aniones es formado para cada catión. La distancia catión-anión es determinada por la suma de sus radios y el número de coordinación del catión por la relación de radios. RA: RX, donde: RA= radio del catión RX= radio del anión Regla 2. En una estructura cristalina estable la valencia electrostática de cada ión coordinado debe compensar la carga del ión coordinante. La valencia electrostática se define como la carga del ión dividido entre su numero de coordinación Regla 3. La existencia de bordes y especialmente de caras comunes en poliedros de aniones decrece la estabilidad de una estructura coordinada. Este efecto es mayor en cationes de mayor valencia y pequeño numero de coordinación y especialmente crítico cuando la relación de radios se acerca a los límites permitidos Regla 4. En un cristal que contiene diferentes cationes, aquellos que posean mayor valencia y menor número de coordinación tienden a no compartir elementos del poliedro (caras especialmente) con otros Regla 5. El número de tipos esenciales de constituyentes en un cristal tiende a ser pequeño. Los sitios dispuestos para la ubicación de cationes y aniones es limitado

69 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Los elementos presentan afinidades particulares a sitios cristalográficos específicos o bajo condiciones fisicoquímicas de un ambiente particular en el cual residen Como se puede entender y predecir este comportamiento? Reglas de afinidad de elementos (basado en radio y carga) de Goldschmidt: a) Dos iones con el mismo radio y valencia pueden entrar en el mismo espacio de la red cristalina con igual facilidad. b) Si dos iones poseen similar radio y la misma carga, el ión más pequeño entrará con mayor facilidad al espacio cristalino disponible c) Si dos iones poseen similar radio y diferente carga, los iones con mayor carga son más rápidamente incorporados en el sólido sobre el líquido.

70 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Sustitución iónica (Diadoquia) Las sustituciones se ven favorecidas cuando la diferencia de radios entre los elementos es < a 15% a) Cuando un elemento minoritario posee igual carga y radio que el elemento mayoritario que sustituye, esta sustitución se conoce como camuflaje. Ga 3+ (0,62 Å) en minerales de Al (Al +3 = 0,54 Å); Hf 4+ (0,71 Å) en circón (Zr 4+ = 0,72 Å) b) Cuando el elemento minoritario posee similar radio pero mayor carga que el elemento que sustituye, la sustitución se conoce como captura. Ba 2+ (1,42 Å) es capturado por los minerales de potasio (K + = 1,51 Å) c) Cuando el elemento minoritario posee similar radio pero menor carga que el elemento que sustituye, la sustitución se conoce como admisión. Li + (0,74 Å) es admitido por los minerales de magnesio (Mg 2+ = 0,72 Å) Para los casos (b) y (c) que ocurre con la electroneutralidad de la estructura?

71 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Las reglas de sustitución de Goldschmidt son mas o menos validas cuando están involucrados iones alcalinos y alcalino-térreos, pero falla en otros casos. Por ejemplo, el Cd 2+ (radio iónico = 0,97 Å) tiene igual carga y radio semejante al Ca 2+ (0,9 Å). Sin embargo, el Cd no se presenta en minerales en los que el Ca esta participando como integrante de la red cristalina. La naturaleza del enlace químico y el carácter iónico son muy importantes en la determinación del grado de asociación entre pares de elementos.

72 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Con objeto de solucionar algunas de las limitaciones de las reglas de Goldschmidt, Rindwood propuso la siguiente regla: Cuando dos elementos de radio iónico similar e igual carga (caso 1 de las reglas de Goldschmidt) están compitiendo por un determinado sitio en una red cristalina, se incorporara preferentemente aquel cuya electronegatividad sea menor, debido a que formara enlaces iónicos mas fuertes.

73 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Durante la cristalización, el fraccionamiento químico que sufren los elementos se observa a partir de su distribución entre la fase líquida fundida y la fase sólida cristalizada. Este fraccionamiento se puede definir de manera empírica según una constante de distribución: K D = X sol /X liq = C sol /C liq Cuando se refiere a elementos traza, esta constante se denomina Coeficiente de distribución o de partición, y se denota con la letra D Coeficiente de distribución total (incluye todos los minerales) D i = W A D i A W A peso de la fracción de mineral A D ia coeficiente de distribución del mineral A Por convención, los elementos traza incompatibles son aquellos que se concentran más en el líquido que en el sólido (D< 1), mientras los elementos compatibles se concentran en el sólido (D>> 1)

74 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Coeficiente de partición para algunos elementos traza en minerales formadores de rocas (Winter, 2001)

75 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Elementos compatibles: los elementos compatibles poseen radios pequeños y bajas cargas (generalmente +2 y +3). Se puede nombrar a las especies Mg 2+, Fe 2+, Ni 2+, Co 2+, Sc 3+, Cr 3+, V 3+ Elementos incompatibles: es posible clasificarlos en dos grandes grupos basados en su radio y carga a) Elementos con alta fuerza de campo (high field strength elements): son aquellos que poseen una alta carga (mayor a 2) y un radio iónico pequeño. En este grupo se encuentran los REE, Th, U, Zr, Hf, Nb, Ta, Y, W b) Iones litófilos grandes (large ion lithophile): son aquellos que poseen una carga baja (+2 o +1), pero un gran radio iónico. Entre ellos podemos nombrar a K, Rb, Cs, Ba, Pb, Sr, Eu 2+

76 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización Elementos de la Tierras Raras (REE): Comprenden los 15 elementos del grupo de los Lantánidos (La Lu) y algunos autores incorporan Y y Sc. Contracción de los Lantánidos Poseen especies con carga +3 ( a excepción del Eu (+2/+3) y el Ce (+3/+4)) Como eliminar el efecto Oddo-Harkins? a) Son fuertemente fraccionados por minerales como granate (HREE vs LREE) b) Fraccionamiento controlado por % de fusión c) Eu (2+) es fraccionado por las plagioclasas (anomalías de Europio Eu/Eu*)

77 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización a) Son fuertemente fraccionados por minerales como granate (HREE vs LREE)

78 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización b ) Fraccionamiento controlado por % de fusión

79 IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura. Distribución de elementos durante cristalización c) Eu (2+) es fraccionado por las plagioclasas