UNIVERSIDAD NACIONAL DEL ALTIPLANOESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA

CURSO DE PETROLOGIA IGNEA

GUIA UNIVERSITARIA

Autor: Ing. Leonel Palomino Ascencio

Puno – Peru

2015

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CAPITULO IINTRODUCCIÓN

1.1 CONCEPTOS

PETROLOGÍA: La petrología es la parte de la geología que tiene por objeto elestudio de las rocas desde todos los puntos de vista. Los primeros trabajos geológicostrataban las rocas como medio, los fines eran estratigráficos y de geología histórica.Posteriormente, cuando el estudio de las rocas es considerado un fin en sí mismo,comienza a desarrollarse la petrología.Por definición la petrología es el estudio de las rocas, por tanto, es preciso empezar pordefinir que son las rocas y cómo se realiza dicho estudio:

• Las rocas son “agregados naturales de minerales, abundantes en la corteza terrestre”.En esta definición cabe destacar: su origen natural resultado de la actividadgeológica lo que les confiere cierto carácter heterogéneo, su abundancia a escala dela litosfera, y su independencia con el grado consolidación o coherencia de losmateriales. Como agregado de minerales es de resaltar el reducido número deminerales que las forman (minerales petrográficos), y la importancia que tiene sudisposición en el espacio (textura).

• El estudio propuesto es amplio, es decir desde todos los puntos de vista, y completo,abarcando a todos los tipos de rocas y a todos sus aspectos (descriptivos, genéticos ysus aplicaciones).

Sus objetivos son responder a las siguientes preguntas: ¿Qué son las rocas? ¿Cómo son?¿Por qué son así? ¿Cómo, cuándo y dónde se han generado?. ¿Cómo evolucionan?¿Cuál es su interés, su utilidad, su valor económico?

Su campo de estudio es sumamente grande y sus límites se amplían cada vez más,incluyendo: todos los materiales de la litosfera a los que se van sumando los del interiorde la tierra y los de otros planetas, todos los procesos petrogenéticos que han tenidolugar en la tierra desde su formación hace alrededor de 4500 m.a., todas las escalasdesde planetaria a ultramicroscópica, y todos sus aspectos aplicados.

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MAGMA Y MAGMATISMO: Un magma es un fundido de rocas formadoprincipalmente por silicatos (principales componentes de las rocas); Con la partefundida, coexisten minerales cristalizados, fragmentos de roca y gases. Los factores quedeterminan la existencia de un magma, son la presión y la temperatura, que actúan deforma diferente, según sea la composición de la roca. Su distribución vertical es que un65% queda en profundidad (roca plutónica), y solo el 35% sale a la superficie (rocavolcánica). En cuanto a la distribución horizontal se encuentran en los bordesdestructivos el 15%, en los bordes constructivos de placa el 67%, luego en la intraplacaoceánica 16% y en la intraplaca continental el 1.8%. El proceso de exteriorización delmagma, 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 envolcanes dispersos en el interior de las placas litosféricas.

PETROGÉNESIS: Es el estudio del origen de las rocas y de los procesos físico-químicos que tienen lugar dentro de él, así como de las características de su lugar deemplazamiento.

PETROGRAFIA: Descripción desde el punto de vista de la textura, mineralogía ycomposición química agrupadas en familias.

LITOLOGÍA: Estudia especialmente el tamaño de grano de minerales que lo componela roca y de sus características físicas y químicas. Incluye también su composición, sutextura, tipo de transporte así como su composición mineralógica, distribución espacialy material cementante. Hasta antes de que se pudieran realizar los vuelos espaciales, laPetrología se encargaba sólo de las muestras terrestres y de los meteoritos que llegan acaer en la Tierra. En la actualidad se ocupa también de las rocas provenientes decuerpos extraterrestres, La Petrología se apoya en observaciones de campo, conceptosgeológicos y análisis de laboratorio, que caen en el ámbito de la Química, Físico-química, Mineralogía y Mineralogía Óptica. La petrología ígnea estudia las rocasformadas a partir de la consolidación de un magma.

1.2 ANTECEDENTES HISTÓRICOS

El estudio de las rocas ígneas se inicia en la antigüedad, pero es durante las épocasgriega y latina, cuando se describen las primeras rocas eruptivas.

Posteriormente, en el siglo XVIII, surgen dos escuelas sobre el origen y génesis de lasrocas ígneas. La Escuela Neptunista, representada por Wegner, afirma que las rocasígneas se forman por precipitación en un gran océano, y posterior resurgimiento de lasaguas. La Escuela Plutonista, representada por Hutton, afirma que estas rocas tienen suorigen en la fusión de materiales.

A partir de 1850, con la invención del microscopio petrográfico, se comienzan a hacerlas primeras láminas delgadas de rocas ígneas y su posterior catalogación; Hasta 1800sólo se habían catalogado 37 rocas, y después de 1850 se añadieron 583 y hasta laactualidad, se han añadido otras 974.

Scrope (1825) propuso que todas las rocas ígneas provienen de la diferenciación de unmagma básico primario.

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Bunsen (1851) propone dos magmas primarios, uno ácido y otro básico, a partir de loscuales o de sus mezclas se generarían todas las rocas ígneas.

Waltershausen (1853).- Los dos magmas de Bunsen no están separados, sino querepresentan las partes superior e inferior de una cámara magmática, cuya composiciónvaría gradualmente.

Durocher (1857).- Las rocas ígneas son el resultado de la separación de líquidosprovenientes de los dos magmas primarios o de su mezcla.

Sorby fue el primero en utilizar en 1858 el microscopio polarizante. En 1870 sedifundió la aplicación de este instrumento, con los trabajos de Zirkel sobre un estudiomicroscópico de los basaltos.

De 1870 a 1880 Zirkel, Rosenbusch, Fouqué y Michel-Lévy, desarrollaron lapetrografía sistemática.

Harker (1909) apoyó los diagramas de variación y desde entonces se utilizan enpetrogénesis.

Clarke (1892, 1924) realizo estudios estadísticos en rocas de una provincia petrográficay calculo los promedios de los diferentes tipos de rocas.

Bowen 1928 publicó “The evolution of igneous rocks”, se basa principalmente en datosexperimentales, desarrollando el esquema de la diferenciación de acuerdo con sus“series de reacción”. “Un magma basáltico primario da lugar a todas las rocas ígneasmediante el proceso de cristalización fraccionada”.

Fersman (1933 - 1939) enfatiza el valor de esos promedios y denomina “clarke” a laabundancia relativa de un determinado elemento en la corteza La Tectónica de Placas haprovocado una revolución en la Petrología Ígnea, al igual que en todas las disciplinasgeológicas. Los factores que gobiernan la distribución de la actividad ígnea estánconfinados fundamentalmente a las grandes cadenas montañosas de origen volcánico, lamayoría sometidas a las fajas orogénicas y a los arcos insulares.

1.3 ORIGEN DEL UNIVERSO

Hay varias teorías sobre el origen del universo. El primero es la teoría del estadoconstante que dice que el universo es y que ha sido siempre esencialmente igual portodas partes. Otra teoría es la teoría del plasma propone que el universo fue llevadofuera de los fenómenos eléctricos y magnéticos que implicaban plasma. Las corrientesdel plasma obran recíprocamente el uno con el otro que produce remolinar y la atracciónde la materia. Los partidarios de esta teoría demandan esa evidencia que utilice la teoríade la grande explosión también utilice la teoría del plasma. La teoría que ahora se validacomúnmente es la teoría grande de la explosión.

Einstein desarrolló su teoría general de la relatividad (que es una teoría de lagravitación) en 1916. La teoría de Einstein se supone para trabajar para ambos cuerposinmóviles y los cuerpos en el movimiento. En su teoría, gravedad de Einstein actual nocomo campo gravitacional, sino como una distorsión en espacio y tiempo.

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Está comúnmente aceptado que el Universo comenzó a formarse hace unos 15.000millones de años de acuerdo con la teoría del "Big-Bang". La teoría nos dice que toda lamateria, el tiempo y el espacio estuvieron originalmente condensados en un punto dealtísima densidad desde donde, tras una tremenda explosión, inició su expansión comola superficie de un globo que se hincha.

Arno Pencias y Robert Wilson, premios Nobel de física de 1978, por la detección de"La microonda cósmica", midieron el eco residual originado por el "Big-Bang".También, por otros métodos, se ha confirmado la teoría de que las partes constitutivasdel Universo están en expansión. Racimos galácticos, cada uno con miles de millonesde estrellas como el Sol se van separando unas de otras a grandes velocidades.

El "Big-Bang" generó enormes temperaturas y sus consecuencias aún persisten en elespacio: la radiación residual suministra una temperatura uniforme y medible de 3º F. ElUniverso podría continuar su expansión hasta alcanzar la nada absoluta; o tal vez, enalgún punto, iniciar un nuevo proceso de condensación en un largo recorrido hacia unnuevo "Big-Bang".

Durante las dos últimas décadas, se ha confirmado que el Universo no es un lugartranquilo, sino que se trata de un espacio sometido a muy violenta actividad. Galaxiasenteras continúan explotando, lanzadas por fuerzas gravitatorias de energíainimaginable. A su vez, ciertas estrellas de gran tamaño estallan en SUPERNOVAS,irradiando una energía equivalente a la de un billón de soles y proyectando al espaciodespojos cósmicos que forman nuevas estrellas y planetas.

La VÍA LÁCTEA

Es una galaxia de tipo espiral y completa un giro en 2 millones de años. Los brazosenroscados se comprimen por una onda de alta densidad cada año cósmico. Desde suformación se estima que ha sufrido varias compresiones que, a su vez, fuerzan laconcentración de las nubes de gases y la formación de estrellas. Estas estrellas serompen y dan lugar a nuevas nubes, de menor tamaño, que, al contraerse de nuevo, seconvierten en nuevas estrellas. Nuestro sistema solar se pudo formar así, a partir de unanube contraída que evolucionó hasta llegar a formar el actual sistema de planetas.

EL SISTEMA SOLAR

El Sol, una estrella de tamaño medio (1.400.000 kilómetros de diámetro), situada a dostercios del centro de la galaxia, concentra el 99% de la materia del sistema solar.Suministra energía luz y calor, procedente de las reacciones nucleares que convierten elhidrógeno en helio. Su temperatura, en el centro, se mantiene entorno a los 15 millonesde grados centígrados, lo que impide su contracción. Su masa central disminuye a razónde 4 millones de toneladas de hidrógeno por segundo. Cada gramo de hidrógenoquemado produce el calor equivalente a 100 billones de lámparas eléctricas. Todavía lequeda combustible para seguir radiando energía durante miles de millones de años.

El SOL es una estrella solitaria que se formó aislada, acompañada: de los nueveplanetas y sus satélites, de planetas menores (asteroides) y de cometas y meteoritos. Sucondición solitaria facilita el desarrollo de vida, pues cuando en un sistema hay dos omás estrellas los planetas que giran a su alrededor se ven sometidos a bruscos cambiosde temperatura debido a la inestabilidad de sus órbitas.

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Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno son los planetas exteriores, los "gigantes gaseosos", yestán compuestos, esencialmente de metano y amoniaco. La masa de Júpiter es dosveces y media superior a la del resto de los planetas juntos. Plutón es considerado comoel noveno planeta, pero algunos astrónomos le consideran un asteroide o una lunaescapada de Neptuno con cuya órbita coincide a veces.

Júpiter y Saturno tienen unos diecisiete satélites cada uno cuyos sus diámetros varíanenormemente. Ganímedes (satélite de Júpiter descubierto por Galileo) tiene un diámetrode 5.000 kilómetros y Deimos, satélite de Marte, no supera los 8 kilómetros. La Luna, auna distancia media de la Tierra de 384.000 kilómetros, tiene un diámetro de 3.476kilómetros y una masa 81 veces inferior a la de la Tierra. Su órbita es de 27,3 días, elmismo tiempo que tarda en girar sobre su eje, por eso siempre nos ofrece la misma cara.

1.4 ESTRUCTURA DEL PLANETA TIERRA

Corteza

La corteza terrestre es una capa comparativamente fina; su grosor oscila entre 3 km enlas dorsales oceánicas y 70 km a más en las grandes cordilleras terrestres como losAndes y el Himalaya.

Los fondos de las grandes cuencas oceánicas están formados por la corteza oceánica,con un espesor medio de 7 km; está compuesta por rocas máficas (silicatos de hierro ymagnesio) con una densidad media de 3,0 g/cm3.

Los continentes están formados por la corteza continental, que está compuesta por rocasfélsicas (silicatos de sodio, potasio y aluminio), más ligeras, con una densidad media de2,7 g/cm3.

La frontera entre corteza y manto se manifiesta en dos fenómenos físicos. En primerlugar, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce como laDiscontinuidad de Mohorovicic, o "Moho". Se cree que este fenómeno es debido a uncambio en la composición de las rocas, de unas que contienen feldespatos plagioclásicos(situadas en la parte superior) a otras que no poseen feldespatos (en la parte inferior). Ensegundo lugar, existe una discontinuidad química entre cúmulos ultramáficos yharzburgitas tectonizadas, que se ha observado en partes profundas de la cortezaoceánica que han sido obducidas dentro de la corteza continental y conservada comosecuencias ofiolíticas.

Manto

El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2.890 km, lo que le convierte enla capa más grande del planeta. La presión, en la parte inferior del manto, es de unos140 GPa (1,4 M atm). El manto está compuesto por rocas silíceas, más ricas en hierro ymagnesio que la corteza. Las grandes temperaturas hacen que los materiales silíceossean lo suficientemente dúctiles como para fluir, aunque en escalas temporales muygrandes. La convección del manto es responsable, en la superficie, del movimiento delas placas tectónicas. Como el punto de fusión y la viscosidad de una sustanciadependen de la presión a la que esté sometida, la parte inferior del manto se mueve conmayor dificultad que el manto superior, aunque también los cambios químicos pueden

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tener importancia en este fenómeno. La viscosidad del manto varía entre 1021 y 1024

Pa.s.4 Como comparación, la viscosidad del agua es aproximadamente 10-3 Pa.s, lo queilustra la lentitud con la que se mueve el manto.

¿Por qué es sólido el núcleo interno, líquido el externo, y semisólido el manto? Larespuesta depende tanto de los puntos de fusión de las diferentes capas (núcleo dehierro-níquel, manto, y corteza de silicatos) como del incremento de la temperatura ypresión conforme nos movemos hacia el centro de la Tierra. En la superficie, tanto lasaleaciones de hierro-níquel como los silicatos están suficientemente fríos como para sersólidos. En el manto superior, los silicatos son normalmente sólidos (aunque hay puntoslocales donde están derretidos), pero como están bajo condiciones de alta temperatura yrelativamente poca presión, las rocas en el manto superior tienen una viscosidadrelativamente baja. En contraste, el manto inferior está sometido a una presión muchomayor, lo que hace que tenga una mayor viscosidad en comparación con el mantosuperior. El núcleo externo, formado por hierro y níquel, es líquido a pesar de la presiónporque tiene un punto de fusión menor que los silicatos del manto. El núcleo interno,por su parte, es sólido debido a la enorme presión que hay en el centro del planeta.

Núcleo

La densidad media de la Tierra es 5.515 kg/m3. Esta cifra lo convierte en el planeta másdenso del sistema solar. Si consideramos que la densidad media de la corteza esaproximadamente 3.000 kg/m3, debemos asumir que el núcleo terrestre debe estarcompuesto de materiales más densos. Los estudios sismológicos han aportado másevidencias sobre la densidad del núcleo. En sus primeras fases, hace unos 4.500millones de años, los materiales más densos, derretidos, se habrían hundido hacia elnúcleo en un proceso llamado diferenciación planetaria, mientras que otros menosdensos habrían migrado hacia la corteza. Como resultado de este proceso, el núcleo estácompuesto ampliamente de hierro (Fe)(80%), junto con níquel (Ni) y varios elementosmás ligeros. Otros elementos más densos, como el plomo (Pb) o el uranio (U) son muyraros, o permanecieron en la superficie unidos a otros elementos más ligeros.

Diversas mediciones sísmicas muestran que el núcleo está compuesto de dos partes, unainterna sólida de 1.220 km de radio y una capa externa, semisólida que llega hasta los3.400 km. El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se creede forma más o menos unánime que está compuesto de hierro con algo de níquel.Algunos científicos creen que el núcleo interno podría estar en forma de un cristal dehierro.5 6

El núcleo externo rodea al interno y se cree que está compuesto por una mezcla dehierro, níquel y otros elementos más ligeros. Recientes propuestas sugieren que la partemás interna del núcleo podría estar enriquecida con elementos muy pesados, con mayornúmero atómico que el cesio (Cs)(trans-Cesio, elementos con número atómico mayor de55). Esto incluiría oro (Au), mercurio (Hg) y uranio (U).7

Se aceptaba, de manera general, que los movimientos de convección en el núcleoexterno, combinados con el movimiento provocado por la rotación terrestre (efectoCoriolis), son responsables del campo magnético terrestre, mediante un proceso descritopor la hipótesis de la dínamo. El núcleo interno está demasiado caliente para mantenerun campo magnético permanente (ver temperatura de Curie) pero probablemente

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estabilice el creado por el núcleo externo. Pruebas recientes sugieren que el núcleointerno podría rotar ligeramente más rápido que el resto del planeta.8 En agosto de 2005un grupo de geofísicos publicaron, en la revista Science que, de acuerdo con suscálculos, el núcleo interno rota aproximadamente entre 0,3 y 0,5 grados más al año quela corteza.9 10 Las últimas teorías científicas explican el gradiente de temperatura de laTierra como una combinación del calor remanente de la formación del planeta, calorproducido por la desintegración de elementos radiactivos y el enfriamiento del núcleointerno.

1.5 ESTRUCTURA DE LA ATMOSFERA DE LA TIERRA

La capa gaseosa que rodea a la Tierra se denomina atmósfera.

La atmósfera terrestre está constituida por una mezcla homogénea de gases (78,08 % denitrógeno; 20,95 % de oxígeno; 0,03 % de dióxido de carbono; 0,93 % de argón; 0,0018% de neón; 0,0005 % de helio; 0,0001 % de kriptón y 0,00001 % de xenón) quellamamos aire.

Desde la superficie de la Tierra hacia arriba se distinguen varias capas:

nitrógeno78%

oxígeno21%

otros1%

Composición del aire

nitrógeno oxígeno otros

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• Troposfera: es la capa que está en contacto con la superficie terrestre. Su grosor varíaentre 8 km en los polos y 16 km en el ecuador y su temperatura disminuye alaumentar la altura. Contiene el 75 % del peso total de la atmósfera y en ella seproducen la mayoría de los fenómenos meteorológicos.

• Estratosfera: capa que se eleva hasta los 50 km. La temperatura se mantieneconstante. Aquí es donde se encuentra la capa de ozono que protege a los seres vivosde la acción dañina de los rayos ultravioleta.

• Mesosfera: tiene un grosor de 40 km, aproximadamente. La temperatura desciendehasta los –77 ºC en su límite superior. Hay nubes de hielo y polvo. En esta capa losmeteoritos que caen a la tierra se transforman en estrellas fugaces.

• Ionosfera o termosfera: capa que se extiende hasta los 500 km. En ella los gases sontransformados en iones por la absorción de la radiación solar, hecho que permiterealizar transmisiones de radio alrededor de la superficie curvada de la Tierra, pues elgas ionizado actúa como reflector de ciertas longitudes de onda.

• Exosfera: desde los 500 km hasta alturas no determinadas, contiene unaconcentración gaseosa extraordinariamente enrarecida.

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CAPITULO IIPRINCIPALES MINERALES QUE COMPONEN LAS ROCAS ÍGNEAS

Los silicatos forman la mayor parte de los minerales existentes en la corteza terrestre.De acuerdo con su organización interna los silicatos dan diversos tipos de mineralescomo pegmatitas en rocas ígneas. La unidad fundamental de los silicatos es (SiO-4)4+

ordenado en forma de tetraedro regular. El tetraedro mencionado está unido por 50%iónico y 50% covalente.

Las carga negativas pueden servir, de hecho es así intermolecularmente, se unen a otroscationes para neutralizar sus cargas. Entonces esta unión se puede presentar entremoléculas SiO4. Cuando esto sucede a esas uniones le llama puentes de oxígeno,cuando el número de puentes de oxígeno se incrementa en tal forma que se dice que lasmoléculas se están polimerizando.

Con esta polimerización se pueden formar estructuras llamadas nesosilicatos,sorosilicatos, inosilicatos, cadenas de silicatos, anillos, ciclosilicatos, filosilicatos ytectosilicatos. Hablaremos de cada uno de ellos por separado.

Podemos hablar entonces también de sustitución de Si4+ por Al3+, no todas lasestructuras de silicatos lo manejan, y no es poco común, en realidad en la mayoría desus minerales de silicatos están entrelazados tetraedros de SiO4 y AlO3 formandodiversas estructuras.

2.1 Clasificación estructural de los silicatos.

2.1.1 Nesosilicatos.

Los tetraedros SiO4 están unidos por O2- en enlaces iónicos. El empaquetamientoatómico de las estructuras de los nesosilicatos es generalmente denso, lo que hace quelos minerales de este grupo tengan valores relativamente altos de peso específico ydureza. Como los tetraedros de SiO4 son independientes y no están ligados a cadenas oláminas, por ejemplo, el hábito cristalino de los nesosilicatos es generalmenteequidimensional y no existen direcciones pronuncias de exfoliación. Aunque el Al3+sustituye común y fácilmente la posición de Si de los silicatos, la proporción de estasustitución en los tetraedros de SiO4 en los nesosilicatos es generalmente débil. Losmiembros más comunes de los nesosilicatos son el olivino y el granate, para su estudiolos hemos dividido en grupos, donde detallamos sus características principales.

A. Grupo del olivino.

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Su representación es CaO- MgO-FeO- SiO2 su serie comienza de la forsterita (Mg2SiO4) a la fayerita (Fe2 SiO4) durante esta serie puede presentarse sustituciones del tipoMn2+ por Fe2+ dando olivinos muy raros con el tefroita (Mn2SiO4). Esta serie tiene suorigen cuando un magma rico en Fe y Mg comienza a cristalizar, formándose forsteritaen un grado de fusión de 1840° C en su extremo esta la fallerita con 1205° C, aunquesea una temperatura inferior no deja de ser muy elevada para nosotros. De acuerdo conla serie, dependiendo del contenido del magma existirán variaciones en el resultado decristalización por ejemplo: si tiene mayor contenido de Fe el olivino agotará más rápidoal Mn y sus cristales tendrán mayor contenido de Fe, por lo tanto hay ligeras diferenciassi el magma es rico en Fe o Mn.

B.- Grupo del granate.

Se encuentran especialmente en las rocas metamórficas, su fórmula estructural esA3B2(SiO4 )3 en donde A son cationes divalentes de gran tamaño y B cationestrivalentes pequeños, entonces si A está ocupada por Ca y B puede ser Mg2+, Fe2+,Mn2+ tenemos un pequeño grupo llamado ugrandita; ahora si B contiene Al3+, Fe3+ yCr3+ tenemos otra nueva división, 2 series: la piralespita ( Ca en a no existe y B es Al)y ugrandita (antes mencionado).

Además de estos grupos también se puede sustituir al SiO4 por grupos de (OH)4teniendo hidro-granates. Del grupo ugrandita el más común llamado simplementegranate es la andradita (Ca3Fe3+2). Tienen un peso específico alto pero no mayor al delolivino, sus colores varían en el verde oscuro pasando por cafés.

Existen otros grupos además de éstos, el circón, el grupo de la humita, obviamente conestructura de nesosilicatos pero no resaltan la sencillez de los dos grupos primeramentedescritos, a diferencia de ellos presentan complejidades en su forma estructural, conexcepción del circón. Hablemos brevemente de ellos.

C.- Circón.

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Formula (SiO4)Zr generalmente se utiliza como gema por su gran semejanza con eldiamante en cuanto a color y brillo.

D.- grupo Al3 SiO5

Son polimorfos localizados en rocas metamórficas generalmente:

andalucita- tiene gran dureza, presenta cristales ortorrómbicos en forma deprismas, es utilizada en la industria.

silimanita. Cristales largos delgados ortorrómbicos. cianita.- triclínico con cristales tabulares. Utilizado también en la industria.

topacio (Al2SiO4(F.OH)2) es ortorrómbico, en cristales prismáticos terminadosen bipirámide, generalmente se usa como gema por sus diversos colores ydureza.

E.- Grupo de la humanita.

Formado por 4 miembros:

noribergita Mg3(SiO4)(F,OH)2 condrodita Mg5(SiO4)2(F, OH)2 humita Mg7(SiO4)3(F, OH)2 clinohumanita Mg9(SiO4)4(F, OH)2

Su estructura es muy parecida a la del olivino, se localizan en calizas y dolomitasmetamórficas.

2.1.2 Sorosilicatos

Los sorosilicatos están formados por grupos tetraédricos dobles, es decir, por dostetraedros SiO4 compartiendo un oxigeno, la proporción Si-O es 7:2. De este grupo solose conocen 6 especies, pero las más importantes son el grupo de la epidota y el grupo dela idocrasa.

A.- Grupo de la epidota.

En su estructura contiene además de tetraedros dobles tetraedros independientes.Contienen ortosilicatos AlO6 y AlO4(OH)2 compartiéndose en dirección de un eje. Lascadenas están enlazadas por grupos independientes SiO4 y Si2O7. El Ca está encoordinación irregular 8 con el oxígeno. La porción que albergue el Ca2+ puede estarcubierta en parte por Na+. La posición octaédrica exterior a las cadenas puede albergarMn3+ y más raramente Mn2+, además del Al y Fe3+.

Todos sus miembros son sorosilicatos formando cristales monoclínicos, alargados en uneje (generalmente B). El mineral más representativo es la epidota, su cristalografía esortorrómbica, presenta cristales alargados con un aspecto prismático, en algunasocasiones es utilizada como gema.

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B.- Grupo de la idocrasa (Ca10(Mg,Fe)2Al4(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4.

Hay alguna sustitución de Na por C; Mn2+ y Ti por Al; F por OH. En algunasvariedades se ha registrado B y Be. La estructura de la idocrasa aparece íntimamenterelacionada con la del granate grosularita. Algunas partes de la estructura son comunes aambos minerales. Los tetraedros SiO4, así como los grupos Si2O7, se presentasaislados. Tres cuartas partes del Ca están en coordinación 8 y un cuarto en coordinación6 con el oxígeno. El Al y Fe y Mg están en coordinación octaédrica con el oxígeno.Tienen cristalografía tetragonal, los cristales tienen hábito prismático.

2.1.3 Ciclosilicatos.

Los ciclosilicatos están formados por anillos de tetraedros SiO4 enlazados, con unarelación Si:O =1:3, exhibiendo tres posibles configuraciones clínicas cerradas, laestructura sencilla en el anillo Si3O9 representada por el titanio-silicato. El anilloSi4O12 está representado por la pagodita (Ca2Cu2Al2Si4O12 (OH)6), la axinita entreesta en este grupo inicialmente, con muchos avances se ha visto que tiene muchoscomponentes más.

El anillo Si6O18 es la base para las estructuras del berilo (Be3Al2Si6O18) y laturmalina. Estas hojas de iones Be y Al se encuentran entre las capas de anillos. El Becon coordinación 4 y el Al con coordinación 6 conectan las capas conjuntamentevertical y horizontalmente. Los anillos silicio-oxígeno están dispuestos de manera queno sean polares, es decir, pueden ser imaginado un plano de simetría que atraviesa lostetraedros en el plano del anillo. Los anillos están superpuestos en las hojas basales demodo que se corresponda los orificios centrales, formando canales bien definidosparalelos al eje c, en los que puede quedar retenida una amplia variedad de iones,átomos neutros y moléculas. De esta manera, el berilo alberga (OH)-, H2O, F, He yiones de Rb, Cs, Na y K. (1).

A.- Turmalina. (Na,Ca)(Li,Mg,Al)((Al,Fe,Mn)6(BeO3)(Si6O18)(OH)4

Está constituida de anillos Si6O18 alrededor de cuyo centro alternan Na+ y OH-. Sinembargo, en la turmalina estos anillos son polares, es decir, la fuerza neta de los enlacesdirigidos a una cara del anillo no es la misma que la fuerza de los enlaces dirigidos a laotra, mirando primero en una dirección y después en la otra a lo largo del eje c.intercalados con los anillos están las láminas del grupo BeO3 triangulares. Los gruposoctaédricos (Li, MgAl)O4(OH)2 enlazan conjuntamente los anillos Si6O18 y los gruposBO3. Las columnas de anillos Si6O18 están conectadas entre sí por grupos(Al,Fe,Mn)O5(OH).

B.- Axinita ((Ca,Fe2+,Mn)3Al2BSi4O16H)

Cristaliza en sistema triclínico con cristales delgados con aristas agudas, sucomposición tiene cantidades bailables de Ca, Mn y Fe entrelazados en los anillos,utilizada como gema secundaria.

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C.- berilo. (Be3Al2(Si6O18))

Cristalografía hexagonal, sus cristales de gran tamaño. Tiene gran diversidad de colores,azul aguamarina, morganita berilo rosa, pasando por toda la gama desde el rosa clarohasta el oscuro, y el berilo dorado. Presenta algunos elementos alcalinos, su empleo espiedra preciosa la esmeralda. También es usado para sacar berilio, metal ligero parecidoal aluminio.

D.- Corderita ((Mofé)2Al4Si6O18*nH2O)

Cristaliza en forma ortorrómbico, son ricas en Mg, algunas veces reemplazando por Mn,contiene gran cantidad de agua y pequeñas cantidades de Ca y K. Existen 2 tipos decordierita, la formada a baja temperatura conocida como cordierita baja y la otraformada a alta temperatura indialita con distribución aleatoria de Al en el anillo(Al,Si)6º18. Cuando es trasparente es conocida como zafiro de agua, empleada comogema.

2.1.4 Inosilicatos.

Los tetraedros SiO4 pueden estar enlazados formando cadenas al compartir oxígenoscon los tetraedros adyacentes. Estas cadenas sencillas pueden unirse despuéslateralmente, compartiendo más oxígenos de algunos tetraedros para formar bandas ocadenas dobles. En la estructura de cadenas sencillas, dos de los cuatro oxígenos decada tetraedro SiO4 son compartidos con los tetraedros vecinos, dando ello una relaciónSi:O =1:3. en la estructura de bandas, la mitad de los tetraedros comparten tres oxígenosy la otra mitad solo dos, con lo cual la relación es Si: O = 4:11. (1)

Existen dos grupos importantes grupos, el grupo de los piroxenos y el grupo de losanfíboles. El grupo de los piroxenos está formado por una cadena mientras que el grupode los anfíboles está compuesto por 2 cadenas.

La mayoría de los piroxenos y anfíboles son monoclínicos con algunos miembrosortorrómbicos. Una diferencia entre los anfíboles y los piroxenos es que los anfíbolespresenta radicales (OH), con esto los índices de refracción son mayores los piroxenos, aligual que su temperatura, estas variaciones son mínimas, pero existen.

A.- Grupo de los piroxenos.

La composición química de los piroxenos esta representada por la fórmula generalXYZ2O6 donde X está representada por Na+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, Mg2+ y Li+ en laposición cristalográfica M2; Y esta representada por Mn2+, Fe2, Al3+, Cr3+ y Ti4+ enla posición M1; y Z representada por Si4+ y Al3+ en las posiciones tetraédricas de lacadena. (debe observarse que los cationes X en general son mayores que los cationes Yde acuerdo con los requisitos del tamaño de los catines de las posiciones M2 y Mi). Lospiroxenos pueden dividirse en diversos grupos, el más común de los cuales puederepresentarse como parte del sistema químico CaSiO3 (wollastonita).

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La gran mayoría de los piroxenos están en el espacio en forma monoclínica, dos de ellasy una ortorrómbica; para obtener una estructura monoclínica la posición M1 debe sermenor que M2. Para la estructura ortorrómbica los iones Mg y Fe están distribuidos enlas posiciones M1 y M2 por el catión mas grande con una mayor distorsión. De lospiroxenos comunes tenemos:

Piroxenos

Series enstatita - ortoferrosilita

Enstatita

Hiperestena

Pigeonita

(MgSiO3)

(Mg,Fe)SiO3

Ca0O25(Mg,Fe)1.75Si2O6

Serie diópsido - hedenbergita

Diopsido

Hedenbergita

Augita

CaMgSi2O6

CaFeSi2O6

XY(Z2O6)

Grupo del piroxeno sódico

Jadeita

Egirina

Espodumena

NaAlSi2O6

NaFe3+Si2O6

LiAlSi2O6

De los más representativos es la augita ((Ca, Na)Mg,Fe,Al,(Si,Al)2O6) Ciclopiroxenoque utiliza la sustitución de Na por Ca, Fe por Mg, cristaliza en el sistema monoclínico,cristales en columnas o láminas. Sus colores son muy diversos puede ir desde el blancoa verde claro o negro (augita).

Jadeita. (NaAlSi2O6). Cristaliza en el sistema monoclínico, presenta cristales conaspecto granular en agregados macizos. Localizada sólo en rocas metamórficas, tiene uncolor verde característico y agregados de fibras compactas.

El grupo de los piroxenoides es el que tiene una relación Si:O = 1:3, contiene cationescoordinados octaédricamente entre cadenas SiO3 pero su geometría no es del tipoextensible indefinidamente. Un ejemplo de ellos es la rodalita (MnSiO3) que cristalizaen forma triclínico con cristales tabulares de color amplio en la gama del rojo al rosa,presenta una exfoliación casi perfecta, es utilizada como piedra de adorno.

B.- Grupo de los anfíboles.

La composición química de los miembros del grupo de los anfíboles puederepresentarse por la fórmula general W0-1X2Y5Z8O22(OH,F)2, en donde W representaNa+ y K+ en la posición A; X significa Ca2+, Na+, Mn2+, Fe2+, Mg2+ y Li+ en las

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posiciones M4; Y representa Mn2+, Fe2+, Mg2+, Fe3+, Al3+ y ti4+ en las posicionesM1,M2 y M3; y Z se refiere a Si4+ y Al3+ en las posiciones tetraédricas. Esencialmentela sustitución iónica completa puede tener lugar entre Na y Ca y entre Mg, Fe2+ yMn2+. Existe una sustitución limitada entre Fe3+ y Al y entre Ti y otro iones de tipo Y;y una sustitución parcial de Al por Si en las posiciones tetraédricas de las cadenasdobles. La sustitución parcial de F y O por OH en las posiciones hidroxilicas es tambiéncomún. La estructura de los anfíboles está basada en una doble cadena Si4O11 dirigidaparalelamente al eje C. El diagrama ilustra esta cadena, así como la banda octaédrica ala que aquélla está ligada. La estructura contiene diversas posiciones catiónicadenominadas A, M4, M3, M2,M1, así como posiciones tetraédricas en las cadenas. Laposición A posee coordinación 10 a 12 con el oxígeno y OH y alberga principalmenteNa y a veces pequeñas cantidades de K. La posición M4 tiene coordinación 6 a 8 yalberga cationes tipo X. Los octaedros M1, M2 y M3 acomodan cationes tipo Y ycomparten las aristas para formar bandas octaédricas paralelas a c. Las posiciones M1 yM3 están coordinadas por 4 oxígenos y dos grupos (OH,F) mientras que la M2 estácoordinada por seis oxígenos. El diagrama muestra la estructura monoclínica de losanfíboles y la distribución de las posiciones catiónicas, tal como aparecería en unadirección paralela al eje c.

A los anfíboles se les puedo asignar un de tres grupos especiales: 2 monoclínicos y unoortorrómbico. La hornblenda es un claro ejemplo del sistema monoclínico. El grupoespecial ortorrómbico está dado por la presencia de cationes de tamaño pequeño en M4,M3, M2 y M1.

Como mencionamos antes los anfíboles presentan el grupo OH en su estructura, estoproduce cambios en su temperatura y algunas mutaciones:

Tomamos como ejemplo la hornblenda:

Hornblenda ((Ca,Na)2-3(Mg, Fe, Al)5(Si6(Si,Al2O22(OH))2.

Cristaliza en sistema monoclínico (como ya lo habíamos visto, presenta una exfoliaciónperfecta, de una amplia gama de colores del verde hacia el negro, siendo su principalcaracterística el color.

2.1. 5 Filosilicatos.

Como lo indica su nombre, derivado del griego que significa hoja, todos los numerososmiembros de este importante grupo tienen hábito hojoso o escamoso y una dirección deexfoliación dominante. Son por lo general blandos, de peso específico relativamentebajo y las laminillas de exfoliación pueden ser flexibles e incluso elásticas. Todas esaspeculiaridades características derivan del predominio en la estructura de la hoja de

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tetraedros SiO4, de extensión indefinida. En esta hoja, representada en el diagrama, tresde los cuatro oxígenos de cada tetraedro SiO4 están compartidos con tetraedros vecinos,resultando así una relación Si:O =2:5.

Los cationes de la capa octaédrica pueden ser divalentes o trivalentes. Cuando loscationes son divalentes, por ejemplo Mg o Fe2+, la capa de la geometría de la burcita,en la cual cada posición catiónica está ocupada. Las estructuras de la antagorita y lacaolinita están formadas por una hoja tetraédrica y una hoja octaédrica dando lugar acapas. Estas capas son eléctricamente neutras y están enlazadas entre sí por fuerzas deVan der Walls. Entonces tomando como base a la brucita podemos obtener, si seguimosdividiendo Mg3 Si2O7(OH)/(OH)3 y reemplazamos 2 grupos (OH), obtenemos talco yprofilita (las arcillas se trataran en el siguiente curso).

Los grupos de la serpentina, arcillas, vermeculita, montmorllonita serán tratados en elcurso de petrología II.

Las micas son minerales importantes en las rocas ígneas; se forman a temperaturas másbajas que los anfíboles o los piroxenos y, con frecuencia, son resultado de sustitucionesde minerales más tempranos por efecto de alteraciones hidrotermales.

A.- Grupo de las micas.

Las micas formadas por cationes entre las capas y escasa o nula agua intercambiable,cristalizan en el sistema monoclínico, pero con un ángulo b, próximo a 90°, por lo quela simetría monoclínica no es claramente visible. Los cristales son generalmentetabulares con planos basales bien desarrollados y tienen forma de rombo o hexagonal,con ángulos de unos 60° y 120°. Los cristales, no tanto parecen en generalortorrómbicos o hexagonales. Todos ellos se caracterizan por una exfoliación basal muyperfecta.

Moscovita (Kal2(AlSi3O10)(OH)2)

Cristaliza en sistema monoclínico, se presenta en forma tabular con base dominante,exfoliación de hojas grandes y pequeñas con apariencia de escamas. Presenta un colorclaro, por sus propiedades dieléctricas y resistencia al calor es utilizada en aparatoseléctricos.

Biotita. K(Mg,Fe2+)(Al,Fe3+) Si3O10(OH,F)2.

Cristaliza en sistema monoclínico, presenta un color generalmente verde oscuro, depardo a negro. Raras veces amarillo claro. Las hojas finas tienen un color ahumado. Sepresenta en escamas o tabletas, rara veces en prismas hexagonales cortos. Es la máscomún de las micas, entrando como componente principal o accesorio de casi todas lasrocas ígneas, esencialmente de los granitos, dioritas, gabros, sienitas etc. Se empleageneralmente como aislante.

B.- Grupo de las cloritas.

Cristalizan en el sistema monoclínico, poseen una exfoliación perfecta, baja dureza ypequeño peso específico. La mayoría de ellos se distinguen por su coloración verde, loque les ha dado su denominación (en griego "chloros" quiere decir verde). Existe un

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gran número de nombres para las distintas variedades de cloritas según su composiciónquímica.

Las cloritas son aluminosilicatos, principalmente de Mg, Fe2+ y Al, en parte de Ni,Fe3+ y Cr3+. Muy individualizadas en el aspecto cristalográfico, las especies mineralesricas en Mg se denominan ortocloritas.

Las especies minerales coloformas, ricas en hierro y de composición inconstante enmuchos casos, constituyen un subgrupo especial de luminoferrosilicatos bajo el nombregeneral de leptocloritas.

Clorita (Mg,Fe)3(Si3,Al)4O10(OH)2*(Mg,Fe)3(OH)6.

2.1.6 Tectosilicatos

Son minerales formados por una armazón tridimensional de tetraedros SiO4 enlazados,aquí todos los oxígenos del tetraedro están compartidos formados, estructuras muyfuertes, la relación Si:O es 1:2.

Grupo SiO2 Grupo de losfeldespatos

Grupo de los feldespatoides

Cuarzo

Tridimmina SiO2

Cristobalita

Ópalo SiO2*nH2O

Serie de losfeldespatospotásicos.

Microclina

Ortosa KALSi3O6

Sanidina

Feldespatosplagioclasas

Albita NaAlSi3O8

.

.

.

Anortita CaAl2Si2O8

Leucita KalSi2O6

Nefelita (Na,K)AlSiO4

Sodalita Na8(AlSiO4)Cl2

Lazurita(Na,Ca)8(AlSiO4)6(SO4,S,Cl2)

Petalita LiAlSi4O10

Serie de las escapolitas

MarialitaNa4(AlSi3O8)3(Cl2,CO3,SO4)

MeionitaCa4(Al2Si3O8)3(Cl2,CO3,SO4)

Analclima NaAlSi2O6*H2O

Grupo de las zeolitas

Natrolita Na2Al2Si3O10*2H2O

Chabazita CaAl2Si4O12*6H2O

Heulandita CaAl2Si7O18*6H2O

Estilbita NaCa2Al3Si13O36*14H2O

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A.- Grupo SiO2.

El armazón SiO2, en su forma más simple es eléctricamente neutro y no contieneninguna otra unidad estructural. Sin embargo, existen por lo menos nueve manerasdiferentes según las cuales puede constituirse este armazón. Cada uno de estospolimorfos tiene su propio grupo espacial, sus dimensiones de celda, su morfologíacaracterística y su energía reticular. Las consideraciones energéticas son las quedeterminan principalmente cuál de los polimorfos es estable, siendo las formas detemperatura de formación más elevada y con mayor energía reticular las que poseenestructuras más dilatadas, lo que se refleja en un menor peso específico y menor índicede refracción.

Los poliformos del SiO2 pertenecen a tres categorías estructurales: cuarzo bajo, conmenor simetría y la red más compacta; tridimita baja, con mayor simetría y estructuramás abierta, y cristobalita baja, con la simetría más elevada y la red mas dilatada.

La temperatura de inversión varía ampliamente, dependiendo principalmente de lamagnitud y dirección del cambio de temperatura. Cada uno de estos tres tipos deestructura posee una inversión alta-baja, como lo prueba la existencia de cuarzo alto ybajo. Estas transformaciones tienen lugar rápidamente y son reversibles a unatemperatura de inversión bastante constante y bien definida y pueden ser repetidas una yotra ves sin desintegración física del cristal. El aumento de presión tiene por efecto elelevar todas las temperaturas de inversión y, cualquier temperatura, el favorecer lacristalización del polimorfo que ocupe el menor espacio posible.

Cuarzo SiO2.

El cuarzo bajo y alto presentan sistema hexagonal, sus cristales son prismáticos deforma hexagonal muy definidos. El cuarzo es el componente fundamental de muchostipos de rocas, especialmente de las rocas ígneas ácidas, de ahí que sea tan frecuente yabundante, pero también en rocas sedimentarias y metamórficas por ser al mismotiempo muy resistente. La calcedonia es hidrotermal de baja temperatura, alrededor delos 120º C, formándose cerca de la superficie.

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B.- Grupo de los feldespatos.

Los feldespatos son los minerales más abundantes de la corteza terrestre, tienen unesqueleto de tetraedros SiO4_ y AlO4_ con iones de potasio, sodio o calcio que ocupanlugares apropiados en la estructura. Se pueden considerar como soluciones sólidas detres compuestos ideales agrupadas en un subgrupo llamado feldespatos alcalinos yplagioclasa, formado por ortoclasa, albita y anortita. En los feldespatos alcalinos elsodio y el potasio sólo son intercambiables hasta cierto límite. Los feldespatos potásicosortoclasa (u ortosa) y microclina generalmente contienen solo una pequeña cantidad desodio en solución sólida con ortoclasa, mientras el feldespato sódico albitageneralmente contiene poca ortoclasa junto a la albita predominante. Sin embargo, laalbita y la anortita forman una serie continua de minerales conocidos colectivamentecomo plagioclasa.

Comienza con la anortita, byotownita, labradorita, andesita, oligoclasa, albita, estaes la serie de plagioclasas. Los feldespatos suelen presentar una buena exfoliación endos direcciones formando ángulos de 90º. La dureza de los minerales de este grupo esaproximadamente 6 y su peso específico varía entre 2.55 y 2.76 con excepción de losfeldespatos de bario, más pesados.

Los minerales de este grupo responden a la fórmula general XZ4O8 con: X: Ba, Ca, K,Na, NH4, Sr; Z: Al, B, Si. La composición de los feldespatos más comunes puedeexpresarse en función del sistema: ortoclasa (KAlSi3O8), albita (NaAlSi3O8), anortita(CaAl2Si2O8).

Microclina. KAlSi3O8.

Cristaliza en el sistema triclínico, presenta cristales muy parecidos a la ortosa, puedenpresentar maclas; algunos cristales se cruzan a casi 90° dando una estructuracaracterística, y con esta singular propiedad se distingue rápidamente. Tiene color verdefuerte, Se emplea fundamentalmente en la fabricación de porcelanas. Cuando se calientaa altas temperaturas funde y obra como un cemento. Se emplea para elaborar losesmaltes para pintar sobre porcelanas. Igualmente se emplean en la fabricación devidrios.

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Ortosa. KAlSi3O8.

Cristaliza en sistema monoclínico, sus cristales son alargados y aplastados conpresencia de maclas, tiene muy buena exfoliación, de color claro generalmente incoloro,gris, blanco, rojizo y raras veces amarillo, éste a diferencia de los otros feldespatos nopresenta estriaciones. Se emplea en cerámica y fabricación de porcelanas y vidrio.

sanidita (K,Na)AlSi3O8.

Cristaliza en sistema monoclínico, sus cristales son tabulares, algunas veces alargados.,presenta una exfoliación perfecta, es incoloro y transparente por lo general, la estructurade la sardinita tiene una distribución desordenada a diferencia de la ortoclasa. Es posibledistinguirla solamente por medio de rayos X ya que es mucho muy parecida a laortoclasa.

albita. NaAlSi3O8. anortita CaAl2Si2O8

Cristalizan en sistema triclínico, sus cristales son en forma de tablillas paralelas,cristales alargados en la anortita, presentan estriados y maclas ambos cristales.Presentan una excelente exfoliación, los colores de ambos son claros, pero generalmentelas albitas son blanco (tono azúcar blanca), y la anortita es gris oscuro, aunque enalgunos minerales intermedios como la labradorita y la andesina se observa un bonitojuego de colores. La albita se utiliza en cerámica, la labradorita y la anortita se utilizancomo piedras de adorno.

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CAPITULO IIIORIGEN Y COMPOSICIÓN DEL MAGMA

3.1. Gradiente geotérmico

El gradiente geotérmico en la corteza es el aumento de la temperatura con la profundidad, seproduce aproximadamente con un promedio 1°/30 m ó 30°/1km. En una zona de subducción alo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a100°/km. Esta es parte de la razón por la cual se producen las rocas ígneas, es decir que una rocaubicada en la superficie al profundizar en la corteza terrestre aumenta su temperatura, si lamisma, es tal, que llega al punto de fusión, a partir de su solidificación se forman los diferentestipos de rocas ígneas.

3.2. El Magma

“El magma se puede definir como una mezcla silicatada fundida” de componentes químicosformadores de los silicatos de alta temperatura y normalmente incluye sustancia en estadosólido, líquido y gaseoso debido a su temperatura (por encima de los puntos de fusión). En estamezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. En la mayoría de losmagmas algunos cristales formadores durante las fases previas de enfriamiento de magma seencuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales suspendidos ymaterial líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido.

Estos compuestos expresados en sólidos son los siguientes:

SiO2; Al2O3; Fe2O3 y Fe0; CaO; Na2O; K2O

El compuesto predominante es la sílice, que combinada con estos y otros elementos que van aformar los silicatos que constituirán además como el 95% del material que forma la cortezaterrestre.

El punto de fusión del magma se ubica en la corteza continental en profundidades entre 100 y200 km, es decir relativamente cercano al manto superior. Existen posiciones en que se afirmaque sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estadosólido; otro indica que el material del manto superior se encuentra fundido y que se encuentra enun dinamismo constante. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestreconcentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas especialmente en la corteza oceánica. Porejemplo el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los bordes de expansión enlos océanos se encuentra cumpliendo un circuito de ascenso y descenso de roca fundida en elmanto, cerca de la base de la corteza oceánica en profundidades entre 4 y 6 km por debajo delfondo oceánico. El magma emplazado en alta profundidad en la corteza terrestre enfríalentamente. En la formación del magma la presión juega un papel importante: A alta presiónlas temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una disminución de lapresión tiene en consecuencia una disminución en la temperatura de fusión o cristalización delos minerales.

Lava.- Lava se denomina la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y queentra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría rápidamente.

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Volátiles.- Son sustancias químicas líquidas y gaseosas disueltos en el magma, que mantiene enel estado líquido o gaseoso a una temperatura y presión (temperatura de fusión o decondensación respectivamente).

3.3. Como se Funde una Roca en la Naturaleza

Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión,composición química). En el siguiente cuadro se presenta la temperatura de fusión Tf dealgunos minerales y rocas para presiones definidas.

Mineral o Roca FórmulaEstructural

Presión enKbar

Profundidadcorrespondien

te en Km

Temperatura de fusión

en °C

Olivino (Mg,Fe)2SiO4 0.001 (=1bar) 0 1600 - 1800

Anortita CaAl2Si2O8 0.001 0 1200 - 1400

Hierro Fe 0.001 0 1500

Hierro Fe 40 100 1650

Roca básica seca 60% de piroxeno

40% de anortita

8 20 1360 - 1400

Roca básica conuna proporciónsubstancial deagua

60% de piroxeno

40% de anortita,agua

8 20 700 - 1000

Del cuadro se desprende:

Que en ausencia de agua un aumento en la presión tiene un aumento en la temperatura defusión, como consecuencia o viceversa una baja de la presión resulta en una disminución de latemperatura de fusión de una sustancia.

Que la temperatura de fusión de una roca seca es mayor en comparación a la temperatura defusión de la misma roca con la presencia substancial de agua.

Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los silicatos en elmagma. Un magma ascendente, que contiene agua y que está expuesta a una diminuciónprogresiva de la temperatura al subir desde la corteza puede llegar a profundidades someras eincluso a la superficie terrestre antes de solidificarse.

SERIES DE LAS ROCAS ÍGNEAS O SERIES MAGMÁTICAS

Existen cinco series magmáticas principales, tres de ellas muy comunes en la superficie de latierra y dos que no son tan evidentes.

Las principales series son: toleítica, alcalina y calco alcalina y las otras dos son la transicional yla shoshonitica.

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Las rocas ígneas de una región dada pueden constituir asociaciones petrográficas de diversostipos.

El concepto de serie magmática o serie de rocas ígneas nació de las proporciones relativas desus miembros. La Tectónica de Placas ha ayudado a la determinación de dos aspectosimportantes de las rocas ígneas.

La formación de los magmas por fusión parcial ya sea en el manto o en la corteza y los factoresque gobiernan la distribución mundial de la actividad ígnea.

Una roca ígnea se debe definir por:

a) Composición mineralógica

b) Composición química

c) Composición normativa.

LA SERIE TOLEITICA

Procede de la fusión parcial de las peridotitas del manto, se produce en las zonas distensivas(dorsales) y se suele originar a muy poca profundidad (15-30 Km.) por eso llega rápidamente ala superficie sin tiempo de diferenciarse (rocas básicas, magma básico).

Características

Alto contenido en FeO+Fe2O3

Aumento del hierro en los miembros intermedios durante la diferenciación, siguiendo latendencia de Fenner. En la diferenciación magmática no aumenta el SiO2 si no el Fe

No sigue a Bowen.

Predominan los basaltos

Baja relación Na2O + K2O / SiO2

Sobresaturación en SiO2 (cuarzo e hiperstena normativos)

Pigeonita característica de la serie

Olivino en fenocristales y con evidencias de reacción con el líquido que lo transforma enortopiroxeno

En los miembros intermedios el olivino está ausente, pero en las lavas ácidas puede aparecercomo fatalita.

Miembros: Principalmente Gabro y Basalto, Basalto picrítico (oceanita), Toleíta de olivino,Andesita basáltica (islandita).

LAS SERIES ALCALINAS

Magma rico en metales alcalinos (Na y K) típico de zonas estables de la corteza oceánica ycontinental (zonas interplaca). Se genera a grandes profundidades (40-100 Km.) Muydiferenciado, da lugar a rocas ácidas.

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Características.

Rica en álcalis (K, Na)

Aumenta el SiO2 en la diferenciación

Predominan los basaltos

Enriquecimiento variable en Fe en los miembros intermedios

Se distinguen dos sub series:

Moderadamente alcalina, Contenido de Na normativa es < 5% Fuertemente alcalina, si sucontenido en Na normativa es mayor de 5 %

Serie muy alcalina

Ankaramita, Basanita, Nefelinita o Analcitita o Leucitita

Serie moderadamente alcalina.

De acuerdo con la relación Na2O / K2O se distinguen otras dos sub series:

Una sódica ( Na / K > 1)

Otra potásica ( Na / K < 1)

Sub serie Sodica

Ankaramita, Basanita, Hawaiita, Mugearita, Benmoreíta

Fonolita de nefelina o Traquita

Sub serie Potasica

Ankaramita, Basanita

Traquibasalto-Tristanita

Fonolita de leucita o Traquita rica en K

LA SERIES CALCO ALCALINAS

Magma rico en Ca y metales alcalinos, típico de zonas de subducción. Por la profundidad a laque se origina y su contaminación da lugar a una gran diferenciación (rocas ácidas)

Los magmas básicos tienen una temperatura mayor a los 1000º, SiO2 en menos del 50%, dalugar a basalto.

Los magmas ácidos tienen una temperatura menor a los 900º, SiO2 en más de un 50% y danlugar a riolitas.

Caracteristicas:

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Rica en Al2O3

Aumenta el SiO2 con la diferenciación Presentan más Ca y Na que potasio Predominan las andesitas Bajo contenido en FeO+Fe2O3 Siguen la tendencia de Bowen durante la diferenciación.

En un diagrama álcalis / sílice se sitúan en un campo intermedio entre las series toleítica yalcalina

Na2O > K2O

No hay enriquecimiento en Fe en los miembros intermedios, debido a la cristalización precoz delos óxidos de Fe y Ti

Hiperstena característica, tanto en cristales como en la matriz Olivino en fenocristales, amenudo inestables, que se transforman a piroxénos Lavas intermedias y básicas con frecuenciaporfídicas Plagioclasa y clino piroxeno en fenocristales a menudo con zoneamiento marcado.

Presencia frecuente de hornblenda y biotita, es decir minerales hidratados

Miembros; Basaltos ricos en alúmina - Andesitas - Dacitas - Riolitas

Ejemplo; Vulcanismo Circumpacifico

ROCAS PERALCALINAS

Pantelleritas y Commenditas

Características:

Valor alto de la relación álcalis / sílice

Olivino y feldespatoides normativos

Olivino estable en fenocristales y en la matriz

Presencia de feldespatoides

Ausencia de piroxénos pobres en calcio

Miembros intermedios raros

Presencia de augita, a menudo titanífera

Feldespato alcalino presente en todos los miembros, incluyendo los máficos

Frecuencia de xenolitos ( nódulos) peridotíticos y eclogíticos.

Ejemplos: Rifts de África Oriental y Oriente de México Sierra San Carlos y Sierra de Tamps.

LA SERIE TRANSICIONAL

Características:

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Contenido en álcalis superior al necesario para la formación de feldespatos yfeldespatoides (Na+K > Al )

Esta hiperalcalinidad se manifiesta en minerales sódicos no alumínicos, como laaegirina y la arfvedsonita

Según sea su grado de saturación en sílice contienen en su mesostásis olivino, pigeonitao hiperstena

Miembros:

Basaltos de hiperstena y olivino

Ferrobasaltos y basaltos de andesina

Commenditas y pantelleritas (lavas riolíticas hiperalcalinas)

Ejemplo: Volcán Boina, África del Noreste.

LA SERIE SHOSHONITICA

Caracteristicas;

Serie rica en K, aparece solo en zonas de subducción

Contenido elevado en K ( K2O / Na2O cercano a 1)

Contenido relativamente bajo en TiO2

Comportamiento variable del Fe

Grado variable de saturación en sílice (q ó ne normativos)

Abundancia de feldespato potásico en todos los miembros

Fenocristales zoneados de olivino, plagioclasa y ortopiroxenos

Olivino rico en hierro en la matriz

Presencia de flogopita, analcima, leucita o tridimita

Miembros;

Basaltos shoshoníticos ( absarokitas ) - Shoshonitas - Latitas

Ejemplos; Volcanes Absaroke (Wyoming) y Stromboli (Italia)

Serie shoshonítica (o alcalina)

Ultimas manifestaciones volcánicas de la zona de subducción cuando la placa es continental.

Algunas veces es reemplazada por la serie alcalina.

Las shoshonitas son lavas básicas, en su mayoría semejantes a los basaltos calco alcalinos,excepto que su contenido en K2O es anormalmente elevado y más o menos igual al del Na2O

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Los basaltos y lavas intermedias pueden contener biotita, leucita o sanidina en la matriz,Enriquecimiento en tierras raras ligeras enriquecidas en Rb, Zr, Ba, Th y U

Sus características geoquímicas señalan que se trata de rocas menos primitivas (máscontaminadas) que las de las otras series de las zonas de subducción

Serie de Bowen Define el orden de separación de los silicatos en un magma que seenfría y por un proceso que transcurre en dos líneas independientes, una continua, y otradiscontinua que se desarrollan a la vez

En la parte final, cristalizan los feldespatos alcalinos, la moscovita y el cuarzo. Lasreacciones continuas se inicial con el feldespato cálcico (anortita) y terminan con elsódico (albita), mientras las discontinuas empiezan con los olivinos, continúan con losclinopiroxenos y ortopiroxenos, luego con la hornblenda y finalmente con la biotita.

Según Bowen, con el enfriamiento del magma aparecen primero los ferromagnesianos yplagioclasas y por último el cuarzo; los ferromagnesianos lo harán en el siguiente ordencon base en cambios estructurales: por formación de tetraedros individuales aparece elolivino; por formación de cadenas de tetraedros, la augita; por formación de cadenasdobles y a partir de las cadenas simples anteriores, la Hornblenda, y por la unión deláminas de cadenas dobles, la biotita.

Contemporáneamente los iones de calcio van siendo sustituidos por iones de sodio, puesambos elementos tienen radios compatibles, con lo que las plagioclasas tienen una seriede mineral de acuerdo a la cantidad de sodio y/o calcio.

Enseña Bowen que los primeros minerales formados son los primeros que se meteorizany los últimos en cristalizar (micas, ortoclasa y cuarzo) son los más resistentes alintemperismo, evolucionarán en una serie continua, desde la anortita hasta la albita.Posteriormente se formarán el feldespato potásico, la moscovita y por último el cuarzo ylas soluciones acuosas, a la menor temperatura.

3.4 ORIGEN DEL MAGMA

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Los magmas se forman en lugares del interior de la Tierra, dentro del manto superior ohacia la base de la corteza, aunque ocasionalmente también pueden originarse en nivelesmás altos de ésta, donde las condiciones de presión y temperatura hacen posible que unafase sólida (roca) sea menos estable que su propia fase líquida (magma). En unaanalogía simple podemos pensar en el hielo que funde y se convierte en agua siaumentamos la temperatura o en el hierro que funde a altas temperaturas en la fragua.La formación de los magmas, es decir la fusión de las rocas, obedece principalmente ados causas que pueden actuar de forma conjunta o aislada: descompresión y aumento detemperatura, tal como ilustra la figura. Un cuerpo rocoso inicialmente sólido puedefundir si sobre él se aplica un considerable aumento de temperatura, o cuando estemismo cuerpo, inicialmente sometido a grandes presiones y temperaturas, experimentauna considerable disminución de presión.

La fusión de una roca no es un proceso que afecte a su totalidad sino que, en general,fundirá solo una pequeña parte de la misma. Como ya se ha dicho anteriormente, lasrocas están formadas por distintos minerales y cada uno tendrá un campo de estabilidad(temperatura y presión) distinto que determinará en que momento dicho mineral pasarádel estado sólido al líquido si variamos las condiciones externas de presión ytemperatura a las que está sometido. Es decir, que dentro de una misma roca cadamineral podrá tener una temperatura de fusión distinta para una presión determinada. Enconsecuencia, la formación del magma empezará por la fusión de aquellos mineralescon un punto de fusión más bajo e irá progresando afectando a otros minerales de laroca pero casi nunca a su totalidad. Por esta razón hablamos casi siempre de fusiónparcial de la roca (funden sólo algunos minerales y en proporciones determinadas), lacual se inicia cuando el punto representado en la figura anterior corta la curva quesepara los campos de estabilidad del sólido y del líquido + sólido. La forma en que seproducen los cambios en las condiciones termodinámicas (presión, temperatura,composición química) no tiene mayor incidencia sobre los procesos de fusión. Estoscambios dependerán, tal como veremos más adelante, de las características del ambientegeológico donde se genera la fusión.

El magma tiene una densidad menor que la de las rocas que están a su alrededor, por loque inmediatamente después de su formación, tenderá a ascender hacia zonas mássuperficiales en forma de grandes bolsas o a través de fracturas. Durante el ascenso elmagma se enfría y varía de composición y puede en ocasiones acumularse en

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reservorios más superficiales, donde podrá solidificarse totalmente o continuar suascenso hacia la superficie y hacer finalmente erupción. La acumulación de los magmasen lugares distintos a las zonas de fusión da lugar a la formación de cámarasmagmáticas, la evolución de las cuales tendrá una gran importancia en la dinámica delos sistemas volcánicos.

Los procesos geológicos relacionados con la formación y evolución de los magmas seexplican en el marco de la Teoría de la Tectónica de Placas. Según esta teoría, loslugares donde se produce actividad magmática (y volcánica) no están distribuidos alazar sobre la superficie de nuestro planeta, sino que se concentran mayoritariamente a lolargo de los bordes de las placas tectónicas (Figura siguiente). Estas están constituidaspor la corteza terrestre y la parte superior del manto, formando en conjunto lo que sedenomina litosfera y que se caracteriza por tener un comportamiento rígido, frágil.

Las placas litosféricas, cada una de las cuales puede incluir tanto parte continental comooceánica, se desplazan por encima de una capa más o menos continua, denominadaastenosfera, que se sitúa dentro del manto superior a profundidades de entre 150 a 400km, y que se caracteriza por tener un comportamiento plástico con respecto a lalitosfera. La astenosfera se cree que puede albergar permanentemente una pequeñafracción de material fundido (1-4 %). En cualquier caso, la astenosfera se encuentra enunas condiciones próximas a la fusión, de manera que pequeños cambios en lascondiciones de presión y temperatura pueden provocar la fusión parcial de las rocas queallí se encuentran.

En las dorsales oceánicas tiene lugar la separación de la litosfera a la vez que el mantocaliente (astenosfera) puede ascender de forma continuada hacia el eje de la dorsal. Elloprovoca la descompresión del mismo y a consecuente fusión de grandes volúmenes deroca. En las zonas de subducción, por el contrario, la litosfera fría (continental uoceánica) se hunde en el manto dando lugar a una serie de perturbaciones del mismoque al final conducirán también a un proceso de fusión. Sin embargo, parecería que estemovimiento no debería dar lugar a ningún mecanismo de fusión ya que la entrada delitosfera fría en el manto lógicamente provocará un descenso de la temperatura en éste.Lo que realmente sucede en este ambiente geológico es que la placa subducida contienesedimentos y corteza terrestre con minerales que albergan cantidades variables de aguaen su estructura. La deshidratación de estos minerales debido al incremento de presiónproducido por el proceso de subducción provoca que el agua liberada se incorpore alsistema mineral del manto. En este caso, la presencia de agua tiene una gran influenciapuesto que contribuye a rebajar el punto de fusión de los minerales, lo que permite lafusión de las rocas del manto a pesar de que la temperatura haya podido descender. Lapresencia de agua en los minerales de las rocas hace que el punto de fusión de la misma

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se rebaje considerablemente (fusión húmeda) respecto a las condiciones para fundir lamisma roca pero sin presencia de agua (fusión seca).

3.5 EVOLUCIÓN DEL MAGMA

La mayoría de los magmas no llega directamente a la superficie desde su zona deorigen, sino que se aloja en una cámara magmática relativamente somera (1-5 km deprofundidad) donde experimenta una serie de procesos que cambian su composición.

Los magmas formados directamente por fusión de las rocas de la corteza o el manto sedenominan magmas primarios, y los que resultan de la evolución de éstos sonmagmas secundarios.

3.5.1 Diferenciación Magmática

Cuando un magma se enfría, empiezan a formarse en él cristales, empezando por los deaquellos minerales que tienen puntos de fusión más altos. Este proceso se conoce comocristalización fraccionada. Frecuentemente, los cristales formados se separan delmagma residual, cambiando su composición global. Estos procesos de cambio se llamanreacciones. Como ocurren varias reacciones sucesivas conforme disminuye latemperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama la serie de BOWEN enhonor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se distingue dos tipos dereacciones, la reacción continua y la reacción discontinua.

Por reacción continua: un cristal formado a altas temperaturas como una plagioclasarica en el componente Ca 2+ varía gradualmente su composición reemplazando unaporción de los iones de Ca2+ por los iones de Na+ y una porción de los iones Al3+ porlos iones de Si4+. Para mantener su neutralidad el reemplazo de Ca2+ por Na+ estáacoplado con el reemplazo de Al3+ por Si4+. La serie de reacción continúa parte de laplagioclasa rica en Ca2+, pasa por varias plagioclasas de composición intermedia haciala plagioclasa rica en Na+.

Por reacción discontinua un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con ellíquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve ysus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más rico en Si yestable a una temperatura más baja que la del primero mineral cristalizado. La serie dereacción discontinua inicia con la cristalización de olivino pasa hacia el piroxenoseguido por el anfibol seguido por la biotita.

La serie de BOWEN incluye las dos ramas convergentes de las series continua ydiscontinua. La plagioclasa rica en Na+ cristaliza casi simultáneamente con la biotita.Ambos siguen el feldespato alcalino, la moscovita y el cuarzo en el orden de latemperatura disminuyéndose.

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3.5.2 Asimilación

Es el proceso por el cual se produce reacciones entre el magma y la roca encajonante.Este amplio proceso de modificación es descripto por los petrólogos como"ASIMILACION". Ciertos minerales de la roca encajonante pueden fundirse parcial ototalmente y de este modo incorporarse a la fracción líquida del magma. El productofinal es una roca ígnea contaminada que en ningún momento fue totalmente líquida yque está constituída por material aportado parcialmente por el magma original yparcialmente por la roca encajonante.

Tales rocas híbridas son particularmente comunes a lo largo de los bordescomprendidos entre rocas intrusivas e invadidas. Algunas dioritas, por ejemplo, seoriginaron de este modo, por reacción de un magma granítico con rocas encajonantes degabro.

3.5.3 Mezcla de Magmas

Puede ocurrir mezcla de dos o mas magmas de orígenes distintos o, como ocurre másfrecuentemente, de un magma ya diferenciado y un magma primario de la mismafuente.

3.6 PROCESOS MAGMÁTICOS O PETROGÉNESIS

3.6.1 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 elnúmero de variables; Su expresión gráfica representa un conjunto de fases o decomponentes que están en equilibrio con el sistema en determinadas condiciones depresión y temperatura; estos son los diagramas de fases.

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Entendemos por sistema, una parte del Universo que es aislada natural o artificialmentepara llevar a cabo una experimentación; si es abierto, se produce intercambio de materiay energía; si es cerrado, sólo se intercambia energía (es el usado en Petrología Ígnea); ysi es aislado, no se intercambia ni materia ni energía.

Las fases, serían las partes del sistema con una composición química particular y quepresentan un determinado estado físico. Los componentes son los constituyentesquímicos que permiten definir una fase.

Los campos, son divariantes desde el punto de vista termodinámico, es decir, que almovernos dentro del mismo campo, podremos variar la presión o la temperatura, peroseguiremos teniendo la misma fase. Las curvas, son el lugar de equilibrio entre dosfases. La intersección de dos curvas definen un punto en el que no podremos variar Tni P, porque se pueden destruir o cambiar la/s fase/s.

Tipos de diagramas

Un componente

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Binario

Ternario

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Regla de las fases

Es útil para la interpretación de diagramas de fases. Define el número de variables quepodemos modificar (grados de libertad) sin que varíen o se destruyan fases, siconsideramos la ecuación siguiente:

En el campo de cuarzo α se tiene 1 componente y 1 fase F = 2 + 1 - 1 = 2. Tiene dosgrados de libertad, pueden variar dos variables intensivas (T y P), Estado de equilibriodivariante.

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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 variablesintensivas (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 tresfases F = 2 + 1 - 3 = 0 No tiene ningún grado de libertad, P y T son fijos. Estado deequilibrio invariante.

Diagramas Binarios

La curva líquidus representa la máxima temperatura a la cual los cristales deuna 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 estánen equilibrio con el líquido. Por debajo de esta curva, sólo hay sólidos.

La intersección curva líquidus/curva sólidus es el punto invariante conocidocomo punto eutéctico, y que representa la temperatura y composición en lascuales dos fáses sólidas y un líquido de composición determinada están enequilibrio.

La T de fusión del diópsido puro es 1392ºC; la de la anortita pura, es 1553ºC. Alañadir anortita al diópsida, disminuye la temperatura del líquidus; Ocurre lomismo, si se añade diópsido a la anortita. Las líneas descendentes del liquidus(univariante, F=1+c-p = 1+2-2 = 1) se unen el punto eutéctico E (puntoinvariante F=1+2-3 = 0).

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Isopleta, es la línea de composición constante, mientras que isoterma la línea detemperatura constante.

Punto a 1400 ºC y con composición total de An90; dos fases presentes: Líquidoy Anortita. A lo largo de la isoterma se puede encontrar la composición de lasdos fases que coexisten: líquido (L) y cristales de anortita (S). La línea que une aL y S se llama línea cotéctica. La proporción de cristales y líquido en ese punto

se puede encontrar con la regla de la palanca ( %72

XY

XS cristales;

%28

XY

XS líquido).

Diagramas Binarios (cristalización en equilibrio)

Se tiene líquido de composición A (An75).

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 sevolverá cada vez más rico en CaMgSi2O6. La proporción de L y An a cadatemperatura se puede determinar con la regla de la palanca.

Al alcanzar la temperatura del eutéctico (TE), el líquido tiene la composiciónLE. 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 yDi.

Al desaparecer todo el Líquido, se tiene An y Di sólidos y el sistema puedeseguir enfriándose (p. ej. a T5). La composición modal en el sólido resultante(S) es 75% An y 25 % de Di (igual que A).

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Si la composición del líquido inicial está a la izquierda de E, cristalizará primeroDi y luego Di +An. Si un líquido tiene la composición eutéctica An42,cristalizarán simultáneamente Di +An.

Diagramas Binarios (fusión en equilibrio)

Se tiene sólido de composición S (An75).

Independientemente de la proporción modal de las fases en el sólido, alaumentar la temperatura a T2 (Eutéctico), empezarán a fundir An y Di en laproporción eutéctica (An42; Di58), y los primeros líquidos tendrán composicióneutéctica. En este caso, la isoterma del eutéctico (1274 ºC) corresponde alsólidus, debajo del cual todo el sistema es sólido.

La temperatura permanece constante hasta que se agote una de las fases. En estecaso será Di que está en proporción menor.

La temperatura puede seguir aumentando, y cada vez más An se disolverá en ellíquido, aumentando la concentración de CaAl2Si2O8 en el líquido.

Finalmente a T=1465ºC, la isopleta de An75 (composición inicial) intersecta ellíquidus; la proporción de sólidos de acuerdo a la regla de la palanca es cero; lafusión es completa. El sistema es completamente líquido a T > 1465ºC.

Si la composición del sólido inicial está a la izquierda de E, se agotará primeroAn. Si el sólido tiene la composición eutéctica An42, fundirán simultáneamenteDi +An hasta agotarse también simultáneamente.

Diagramas binarios con solución sólida

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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) sepueden hacer en un espacio tridimensional, con las composiciones de los componentesen las esquinas de un triángulo equilátero y T en el eje vertical.

Se agrega una dimensión a los elementos del diagrama: las líneas de líquidus y sólidusbinarios pasan a superficies ternarias; el punto eutéctico binario pasa a línea cotécticaternaria; hay un nuevo punto eutéctico ternario.

Las relaciones ternarias se presentan generalmente en proyecciones del liquidus,representando en el plano la composición y las características de la superficie delliquidus.

La temperartura se representa en contornos de igual temperatura (isotermas).

Cuando no se representan las isotermas se indica la dirección de descenso detemperatura con flechas en las líneas cotécticas.

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La dirección de descenso de T se puede también determinar con el Teorema deAlkemade, trazando una tangente en cualquier punto de la línea cotéctica hastaintersectar la línea que une las composiciones de las fases en equilibrio. La temperaturadescenderá en sentido contrario a esta intersección.

Cuando la línea que une las composiciones de las fases en equilibrio (X-YZ) atraviesa lalínea cotéctica se tiene un máximo térmico.

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CAPITULO IVCONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA

4.1 SEGREGACIÓN MAGMÁTICA.

De un magma se pueden separar cuatro productos diferentes, a saber:

- Los sulfuros líquidos, que requieren un magma rico en azufre y son sólo parcialmentemiscibles durante el enfriamiento.

- Los silicatos y óxidos comunes, que originan rocas ígneas ordinarias.

- Los componentes gaseosos que escapan arrastrando hacia las paredes ciertoscomponentes magmáticos.

- La porción residual líquida, rica en volátiles y fuente de las pegmatitas y menas.

Los mecanismos de segregación son: la miscibilidad limitada, la cristalizaciónfraccionada, la diferencia en concentración y la difusión y convección.

La miscibilidad limitada explica la separación del magma en el estado líquido,fenómeno que según se ha comprobado experimentalmente, no existente para rocasordinarias y sí entre sulfuros y silicatos comunes.

La cristalización fraccionada se evidencia al observar y analizar las rocas ígneas, deconformidad con la serie de Bowen, a partir de un magma basáltico. Cabe aquí elmecanismo de segregación magmática a través de una cristalización fraccionada, ya porasentamiento de cristales formados ya por escurrimiento del magma líquido. Ladiferencia en concentración debida a la asimilación de las rocas intruidas, realmenteocurre a gran profundidad, cuando la composición de la segunda es favorable a lareacción (no se trata de metamorfismo de contacto).

La difusión y convección han sido estudiadas como posible manera para ladiferenciación magmática. En relación con la convección, según Soret, los componentesde una solución próxima a saturarse tienden a acumularse en las partes más frías queestán en equilibrio, resultando la concentración inversamente proporcional a latemperatura absoluta.

4.2 ETAPAS DE CONSOLIDACION MAGMATICA

Etapas sucesivas en la consolidación de los magmas. Paul Niggli (1938) considera a laLitosfera como un complejo polifacético al cual es posible aplicarle la regla de las fases.

Para ello construyó varios diagramas que tratan de explicar las cinco etapas sucesivas dela consolidación de los magmas en las rocas ígneas y en los yacimientos mineralesrelacionados con ellas, a las que denominó de la manera siguiente:

OrtomagmáticaPegmatítica

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NeumatolíticaHidrotermalSolfatáricaEtapa ortomagmática

Durante esta etapa cristalizan los silicatos que van a formar la roca principal del macizoplutónico, desde el olivino hasta el cuarzo, y minerales de importancia económica,como la pentlandita, nicolita, cromita, ilmenita, magnetita y diamante, así como losmetales nativos del grupo del platino.

Al final de esta etapa la roca se ha consolidado, quedando en solución los volátiles y laparte más soluble de los refractarios.

Etapa pegmatítica

Durante esta etapa el líquido residual se infiltra en las fracturas de la roca ígnea y de lasrocas encajonantes.

Los volátiles que llevan los refractarios dan lugar a la formación de grandes cristales(mayores de 32mm) que constituyen las rocas, por lo general filonianas, que sedenominan “pegmatitas”.

Algunas de ellas se explotan por su contenido en litio, berilio, niobio, tántalo, torio,tierras raras, micas, feldespatos para cerámica, cuarzo piezoeléctrico y piedras preciosascomo el zafiro y rubí (variedades del corindón), la esmeralda, aguamarina, heliodoro ymorganita (variedades del berilo), así como el topacio.

Etapa neumatolítica

En la etapa neumatolítica el material intersticial es gaseoso y al circular a través de losporos de las rocas se comportará sobre todo como agente destructor. En su presencia losfeldespatos son seudomorfizados por:

La turmalina (turmalinización)

Las werneritas (escapolitización), o bien por una mezcla de cuarzo y mica blanca(greisenización)

En la aureola peri plutónica se individualizan, además filones de cuarzo que puedencontener elementos explotables, como el Sn, W, Mo y Bi, a partir de la casiterita,wolframita, molibdenita y bismutinita, respectivamente, denominada la tetralogíaneumatolítica.

Etapa hidrotermal

En la etapa hidrotermal el vapor de agua se condensa, dando lugar a líquidos quepueden contener diversos minerales solubles.

El enfriamiento de las soluciones produce la precipitación de dichos minerales, dandoorigen a yacimientos de: Cobre, Oro, Plomo, Zinc, Plata, Antimonio, etc.

La roca puede sufrir las siguientes alteraciones hidrotermales:

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Caolinización de los feldespatos potásicos Sericitización de las plagioclasas Cloritización de la biotita y hornblenda Uralitización de los piroxénos Serpentinización del olivino, y la Propilitización, fenómeno que da lugar a la formación de rocas verdes

compuestas de epidota, actinolita y clorita, acompañadas de sericita, calcita,albita y pirita, que con frecuencia son indicios de una mineralización sulfurosahidrotermal.

Etapa solfatárica

Finalmente, en la etapa solfatárica se escapan gases como el SO3, CO2 y H2BO3. Enalgunos lugares se llegan a explotar el bórax y el azufre nativo, generados en esta etapa.

4.3 TIPOS DE ROCAS IGNEAS

Las rocas ígneas o magmáticas se puede subdividir en 2 o mejor en 4 subgrupos. Losdos más importantes serían las rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades,adentro de la tierra), las rocas extrusivas o volcánicas (cristalización a la superficie de latierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcánicas o hipabisales (cristalizaciónadentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie y el grupo de las rocaspiroclasticas cuales se forman en conjunto de procesos atmosféricos como el viento.

Rocas ígneas o magmáticas

Rocas intrusivas orocas plutónicas

Rocas subvolcánicas ohipabisales

Rocas extrusivas ovolcánicas

Rocas volcanoclásticas

Cristalización en altasprofundidades

Cristalización en bajaprofundidades

Cristalización a lasuperficie

Cristalización superficialo en la atmósfera

Enfriamiento lento enfriamiento mediano enfriamiento rápido enfriamiento muy rápido

cristales grandes cristales grandes o pequeñoscristales pequeños y talvez fenocristales

cristales pequeños

sin minerales amorfos casi sin minerales amorfos con minerales amorfos con minerales amorfos

sin porosidad casi sin porosidad con porosidad tal vez textura espumosa

textura equigranulartextura equigranular oporfídica

grano fino o texturaporfídica

grano fino con bombas oclastos

cristaleshipidiomórfico

cristales hipidiomórficos o/yfenocristales idiomorf.

fenocristalesidiomorficos

cristales con contornosfundidas

4.4 MECANISMOS DE EMPLAZAMIENTO DEL MAGMA

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Stopping magmático: El cuerpo magmático, al ascender, va fracturando la rocacaja, y ésta va asimilando los bloques generados; Éstos caen al magma, y dejanhuecos en el encajante por dónde va ascendiendo el cuerpo plutónico. Un buenindicador de este tipo de mecanismo, es una roca con muchos enclaves. Es unmecanismo limitado, ya que al ir asimilando estos bloques, desciende latemperatura, aumentan la densidad y viscosidad, y se limita su movimiento. Se daen niveles superficiales de la corteza, pertenecientes al dominio frágil. Muchosxenolitos en las rocas plutónicas; en la roca caja hay fracturación. Relacionado coneste mecanismo, se puede dar subsidencia de caldera: al llegar el cuerpo magmáticoa la corteza, fracturaría el encajante sobre la cámara magmática, hundiéndolo.

Brechificación de las rocas caja: Cuerpos tabulares muy ricos en volátiles, que seseparan del magma y van fracturando el encajante dado que su presión es muy alta.La roca plutónica está llena de xenolitos.

Abombamiento en el techo: El empuje del cuerpo plutónico en su emplazamiento,flexiona y fractura las rocas caja. Cuerpos pequeños. Frecuente en elemplazamiento de alcoholitos. Niveles relativamente superficiales de la corteza.

Hinchamiento o ballowing: Se da, al expandirse los diapiros, como consecuenciade la intrusión de uno en otro por pulsos magmáticos que siguen el mismo camino.A este mecanismo de crecimiento, se le llama forzado, ya que lo que se produce esuna deformación dúctil de la roca caja favorecida por las altas temperaturas.Morfologías circulares; Estructura interna (foliación) paralela a los contactos delplutón; esta estructura desaparece hacia el centro del plutón. La roca caja tambiénpresenta esta deformación en las zonas cercanas al contacto, desapareciendo alalejarnos.

Deformación dúctil de la roca caja: Relacionada con el hinchamiento oballowing. Se trata del estiramiento hacia debajo de la roca caja; La roca cajacalentada, tiende a ocupar el sitio que va dejando el plutón al ascender.

Asimilación de rocas caja, fusión parcial y zona de fusión: A veces, relacionadocon el stopping magmático. Al intruir el cuerpo magmático, es capaz de fundirparcialmente la roca caja y su asimilación, depende de la composición de la rocacaja y de la temperatura del cuerpo plutónico.

A favor de estructuras tectónicas: Desplazamiento lateral de la roca caja porfracturación y plegamiento (estiramiento/acortamiento).

Emplazamiento dentro de ambientes extensionales: Cuando hay una fase dedeformación importante en la corteza, se facilita el emplazamiento de cuerposplutónicos. La roca estará fracturada de forma concordante con la roca caja al sufrirambos una misma deformación externa. También aprovechan cizallas. Morfologíano redondeada, sino alargada.